ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI VOLUMUL XIX ANNUAIRE DE L’INSTITUT GEOLOGIQUE DE ROUMANIE TOME XIX MONITORUL OFICIAL ȘI IMPRIMERIILE STATULUI IMPRIMERIA NAȚIONALA BUCUREȘTI >938 Institutul Geologic al României O 2 3 i 8 ANNUAIRE DE L’INSTITUT G&OLOGIQUE DE ROUMANIE TOME XIX MONITORUL OFICIAL ȘI IMPRIMERIILE STATULUI IMPRIMERIA NAȚIONALĂ BUCUREȘTI ■93« Institutul Geological României CUPRINSUL - CONTENU Pagina Page N. N. MOROȘAN. Le P16istoc&ne et le Palăolithique de la Roumanie du Nord-Est (les depfits geologiques, leur faune, flore et produits d’industrie . . i TH. KRĂUTNER. Das kristalline Massiv von Rodna (Ost-karpathen)..................... 161 A. VANCEA. Contributions â l’etude geologique de la Formation â gaz de la Cuvette Transylvaine........................................................................ 293 S. GlLLET. Les Limnocardiides de quelques gisements du Sarmatien roumain . . 323 M. SAVUL. La bordure Est des Monts Călimani........................................ 361 E. JEKELIUS. Das Gebirge von Brașov............................................. 379 P. KELTERBORN u. A. STRECKEISEN. Pliozăne Andesittuffe am Aussenrand der ru- mânischen Karpathen................................................................. 409 Institutul Geological României PERSONALUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI Membru de onoare: Drăghiceanu M. M., inginer de Mine. Director: Macovei G., profesor la Școala Politehnică. Subdirector: Preda D, M., conferențiar universitar. I. SERVICIUL GEOLOGIC Secția de geologie Cantuniari Șt., geolog șef cl. I. Jekelius E., geolog șef cl. II. Ștefănescu D., geolog șef cl. III Krăutner Th., geolog șef cl. III. Murgeanu Gh., geolog șef cl. III. Codarcea Al., geolog cl. I. Paucă M., geolog cl. II. Olteanu C., geolog cl. II. Ilie M., geolog cl. III. GiușcĂ D., geolog cl. III Ghika-Budești Șt., geolog cl. III. Petrulian N., ing. ord. cl. I. Arabu N., geolog asistent. Dumitrescu I., geolog asistent. Jojea T., geolog asistent. Cernea G., geolog asistent. Secția de geologie economică și secția de prospecțiuni Ștefănescu S. S., inginer șef cl. II. Socolescu M., inginer șef cl. II. Bărbat Th., inginer ord. cl. I, \JGR L- Institutul Geologic al României VI PERSONALUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI Holly M., ing. ord. cl. III. Stoenescu Sc., ing. ord. cl. III. Dumitru S., conductor tehnic minier. Biroul Cartografic Wahnig F., cartograf șef. Hagiu A., desenator cartograf. Stoian O., desenator cartograf. Petrescu I., desenator. Polonic P., desenator. Țoiu D., litograf. Boltres P., fotograf. Biblioteca Cernescu Mari a, bibliotecar. II. SERVICIUL AGROGEOLOGIC Enculescu P., geolog șef cl. I. Protopopescu-Pache E., geolog șef cl. II. Cernescu N., chimist cl. I. Popovăț M., geolog cl. III. Popea Florica, chimist asistent. III. SERVICIUL LABORATORULUI DE CHIMIE Casimir E., chimist șef cl. I. Zamfirescu L. Eliza, chimist șef cl. III. Creangă C., chimist șef cl. III. Petrescu P., chimist cl. I. Popescu Alexandrina, chimist cl. III. Dimitriu M., chimist cl. II. Filipescu M., chimist asistent. Bălănescu Sanda, chimist asistent. IV. SERVICIUL ADMINISTRATIV Secretariat Ionescu D. S., șef de secție cl. I. Nastea Chr., sef de secție cl. II. Cujbă Elena, translatoare. TuRCU Ana, dactilografă. PERSONALUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI VII Intendența Popovici Șt., șef birou cl. II. Atelierul mecanic ți de tâmplărie Negulescu I., mecanic ci. II. Stan C., preparator cl. II. Drăghici Șt., mecanic cl. IV. Țopan I., laborant cl. III. Iordache N., șofeur. Pop Gr., tâmplar. Atelierul de secțiuni subțiri Sovati P., preparator cl. I. Enedi M., laborant cl. I. Preparatori ți laboranți Voicu D., preparator cl. I. Iliescu C., preparator cl. I. Potor G., laborant cl. II. Mareș L, laborant cl. II. Vecserdi P., laborant cl. II. Bard aș D., laborant cl. III. Barbonea D., laborant cl. III. Iordan Al., grădinar. Murariu D., laborant cl. III. Turc A., laborant cl. III. Florea D„ laborant cl. III. Molnar E., laborant cl. III. GEOLOGI COLABORATORI Saidel T., profesor, Acad, de înalte studii agronomice. Voitești I. P., profesor de Geologie, Univ. București. Atanasiu I., profesor de Geologie și Paleontologie, Univ. Iași. Savul M., profesor de Mineralogie și Petrografie, Univ. Iași. Atanasiu G., profesor, Univ. Cernăuți. Băncilă I., șef de lucrări, Lab. de Geologie, Univ. București. A- Institutul Geologic al României VIII PERSONALUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI Manolescu Gh., asistent, Lab. de Mineralogie, Șc. Politehnică, Buc. Macarovici N., asistent, Lab. de Geologie și Paleontologie, Univ. Iași. Moroșan N., profesor de liceu, Chișinău. Nichita O., asistent, Lab. de Mineralogie și Petrografie, Univ. Iași. Hristescu E., preparator, Lab. de Geologie, Univ. București. Chelărescu A., asistent, Lab. de Mineralogie și Petrografie, Univ. Iași Barbu I. Z., asistent, Lab. de Paleontologie, Univ. București. Oncescu N., asistent, Lab. de Geologie, Univ. București. RADU PASCU Institutul Geologic al României RADU PASCU (1858 — 1937) Născut la 10 Octomvrie 1858, în Brașov, inginerul inspector general Radu Pascu primește odihna vecinică la 26 Martie 1937, în primăvara celui de al 79 an. Cumplita suferință dinaintea sfârșitului, nu a putut învinge dragostea lui de vieață până în ultimul moment. Dorea să mai trăiască și avea tot dreptul să se bucure de bătrânețe lungă și frumoasă, așa cum și-o pregătise prin vieața lui curată și activă, închinată familiei și propășirii țării lui dragi. Ingineria de mine a învățat-o Radu Pascu la Academia de Mine din Leoben, școală cu renume mondial, care a dat mineritului românesc multe elemente valoroase. Diplomat al acestei școale, el intră în serviciul Statului în Mai 1885, în Ministerul Agriculturii, Industriei, Comerțului și Domeniilor, unde acti- vează în Serviciul Industriei și Minelor, urcând repede treptele ierarhiei și răspunderii funcționărești până în 1906. In acest an se înființează Institutul Geologic al țării, sub direcția Prof. Mrazec. In mănunchiul ales de colaboratori, în parte foști membri ai Servi- ciului Geologic din Direcția Minelor, intră și Pascu, cu gradul de inginer-șef cl. II. In institut el înaintează până la ultimul grad de inginer inspector general cl. I, cu care la 1 Martie 1929 este pensionat. El rămâne însă membru colaborator al Institutului. In mineritul românesc, inginerul Radu Pascu a cucerit definitiv un loc de frunte, atât ca slujitor destoinic, corect și neobosit al Statului, cât și ca cercetător cu competență și autoritate. Iscoditor neastâmpărat al pământului și îndrăgostit de arta mineritului, el cutreeră Dobrogea peste tot și izbândește să descopere aproape toate ivirile de minereuri din această provincie. Convins de însemnătatea prospecției geologice pentru lucrările de ex- plorare minieră, el caută dela început colaborarea geologilor, spre a deveni mai târziu însuși un bun geolog. Cercetările sale miniere în Dobrogea, le începe în 1894, în același timp cu studiile geologice ale prof. Mrazec și Murgoci sprijinite de ministrul Petre Carp, care din 1893 hotărîse astfel de studii, dând și fondurile necesare. Institutul Geological României X RADU PASCU (1858—1937) Ca urmare, în 1896 îl găsim colaborator al prof. Mrazec la un studiu geo- logic asupra regiunii Ortakioi (Jud. Tulcea). In această lucrare se stabilesc relațiile stratigrafice și tectonice dintre grupul paleozoic, inclusiv seria « de Carapelit» atunci caracterizată, grupul mesozoic și masivele eruptive ce le străbat în acest ținut. Lui Radu Pascu îi revine marele merit de a fi descoperit zăcămintele cuprifere dela Altântepe (Jud. Tulcea), prin prospecțiunile sale începute în 1897. In anul următor Ing. E. Baum obține aci un permis de explorare. Concesiunea trece apoi asupra lui E. Wolff, care execută lucrările de explo- rare în adâncime, sub direcțiunea ing. Pascu, asistat de ing. Vovu. In 1904 apare «Studii geologice și miniere în jud. Tulcea», cu o hartă geologică și profile în care Pascu după o scurtă descriere geologică intro- ductivă, se ocupă de aproape de minereurile de fer și cupru ivite în dife- rite locuri din Dobrogea: Losova, Geaferca și Coslug, Dealul Carapelit, Amzalar, Kiutucluc, Altântepe, precum și de câteva cariere. Această lucrare a fost imprimată și în limba germană, în 1908, de către «Beitrăge zur Palăontologie ung Geologie Oesterreich-Ungarns und des Orients» Bd. XX . Wien, în redacția prezentată încă din 1903. Rezultatele încununate de succes obținute în Altântepe, se găsesc expuse în mai multe rapoarte, memorii și articole, publicate între 1903—1916, și în special în monografia sa din 1914, imprimată în 1918. Dela intrarea în Institutul Geologic, activitatea lui Radu PaSCU se înca- drează în programul de lucrări al acestei instituțiuni. Regimul științific în- tronat în institut de ilustrul său ctitor prof. Mrazec, sub auspiciile unei prietenii cordiale, are o influență determinantă și asupra lucrărilor lui următoare. Din această a doua parte a activității sale, datează între altele, câteva co- municări geologice importante, efectuate între 1909—1911, privitoare la formațiile vechi dobrogene : răspândirea Șisturilor Verzi, a Jurasicului, a Neocretacicului, precum și asupra prezenței Pliocenului (Dacianul) și asupra Lacului Techirghiol (jud. Constanța). Din 1911 apar date relative la cercetările sale geologice-miniere asupra minereurilor de fer și mangan din NW Moldovei. Acestea se văd consemnate în raportul preliminar către Inst. Geologic din 1912 și apoi in extenso în lu- crarea sa publicată în 1926, în Anuarul Institutului Geologic al României (Voi. XI). Seria lucrărilor sale se încheie cu studiul carierielor din România, ne- isprăvit, din care Institutul Geologic a publicat între 1927—1932 un număr de 11 fascicole, cu informații prețioase asupra carierelor din Dobrogea și din 16 județe din Ardeal. Pe lângă aptitudinele sale de cercetător neobosit, inginerul Pascu era dăruit și cu însușiri sufletești deosebite și cu patriotismul aprins al fraților noștri ardeleni. Institutul Geologic al României IGR/ RADU PASCU (1858—1937) XI De aceea vestea sfârșitului său a îndurerat profund pe toții membrii Insti- tutului Geologic; căci dispariția lui a însemnat nu numai încetarea unei colaborări prețioase, dar și pierderea unui prieten bun și drag. Lealitatea și căldura prieteniei lui pentru toți colegii, făceau să dispară diferența de vârstă și ierarhie. Retragerea lui la Brașov a fost adânc resimțită, vizitele lui la institut ca și ale colegilor la Brașov erau dorite și revederile se sărbătoreau în cea mai entuziastă înfrățire. In șirul membrilor săi fondatori dispăruți: Murgoci, Tănăsescu, Popo- vici-Hatzeg, care prin activitatea lor și prin valoarea operilor lor au cucerit pentru vecie locurile de frunte în istoria geologiei și mineritului românesc, Institutul Geologic înscrie cu pioasă recunoștință încă un nume scump : al inginerului inspector general Radu Pascu. Șt. Cantuniari LUCRĂRILE LUI RADU PASCU 1. PASCU Radu et MRAZEC L. Note sur la structure geologique des environs du village d’Ortakioi (Distr. Tulcea, Arr. Babadag). Bul. Soc. Științe Fisice, București. An. V. 1896, pag. 285. 2. — PASCU Radu. Geologische Studien uber Erzlagerstătten im Bezirk Tulcea (Dobrogea). București 1903. Beitr. Pal. u. Geol. Osterr. Ung. u. d. Orients. Wien, 1908. 3. — Studii geologice și miniere în jud. Tulcea. (Cu o hartă geol. 1 200.000 și profile). București 1904. 4. — Zăcământul de minereuri din Altân-Tepe, jud. Tulcea, Dobrogea. Mon. Petr. Rom. Voi. VIII, 1907, pag. 483. București 1907. 5. — Zăcămintele de cupru din Dobrogea. An. Inst. Geol. Rom. Voi. I. Rap. activ. 1906—7, pag. LV. București, 1908. 6. BUȚUREANU V. REINHARD M. și ATANASIU S. Minerale, roce utile, ape minerale, etc. din România (avec texte franțais). Revue du Petrole. Voi. I. Nr. 9, pag. 306. București 1908. 7. PASCU Radu. Industria Minieră din România în 1907. IV. Minele de cupru, etc. (avec texte franțais). Revue du Petrole. Voi. I. Nr. 12, pag. 386. București 1908. 8. — Geologie der Region Altân-Tepe (Dobrudja, Rumănien). Revue du Petrole. Voi. III, 1909. Nr. 6, pag. 104. București 1909. 9. — Răspândirea Șisturilor Verzi, a Jurasicului și a Neocretacicului în Dobro- gea. An. Inst. Geol. Rom. Voi. III, f. 2, 1909, pag. 395. București 1910. 10. — Asupra prezenței Pliocenului în Dobrogea. Uber das Vorkommen des Pliocăn (Dacische Stufe) in der Dobrogea. An. Inst. Geol. Rom. Voi. III, f. 2, 1909, pag. 400. București 1910. 11. — Cercetări preliminare asupra Lacului Techirghiol (jud. Constanța). (Cu un plan și o planșă cu profile). An. Inst. Geol. Rom. Voi. IV, f. 1, 1910, pag. 63. București 1911. 11. — Vorlăufiger Bericht Uber den Tekirghiolsee, Distr. Constantza (Dobrogea). id. pag. 77. 12. — Studii geologice și miniere în Dobrogea. Rap. activ. Inst. Geol. Rom. în 1908—9, pag. LXIV. București 1913. XII RADU PASCU (1858—1937 13. PASCU RADU. Cercetări geologice în jud. Constanța, foile seria XIII, col. M. seria XIV. col. M și N. 1 100.000 și Lacul Techirghiol. Rap. activ. Inst. Geol. Rom. în 1910, pag. XII. București 1914. 14. — 1. Cercetări geologice în Dobrogea, foile ser. XIII și XIV col. N. 1 100.000. 2. Despre ivirile de zăcăminte de minereuri din jud. Suceava. Rap. activ. Inst. Geol. Rom. în 1911, pag. XIV. București 1914. 15. — Mina Altân-Tepe (Dobrogea). D. de s. ale șed. Inst. Geol. Rom. Voi. V. (1913 — 14), pag. 66. București 1916. id. dans l’ădition franșaise pag. 75. București 1923. 16. Cercetări geologice în regiunea Masivului Cristalin din jud. Suceava, cu deosebită privire asupra minereurilor de mangan. Rap. activ. Inst. Geol. Rom. în 1912, pag. XLV. București 1918. 17. — Zăcământul de minereuri dela Altân-Tepe, Ciamurli de Sus, Distr. Tulcea (cu o schiță geol. 1 100.000 și planuri de situație). An. Inst. Geol. Rom. Voi. VIII, 1914, pag. 453. București 1918. 18. — Zăcămintele de minereuri manganifere din regiunea Broșteni, jud. Neamțu. An. Inst. Geol. Rom. Voi. XI. București 1926. Mangan-Erzlagerstătten in der Region Broșteni, Berzik Neamț, id. 19. Carierele și apele minerale din jud. Arad. Inst. Geol. Rom. Studii technice și economice. Voi. VI, fasc. 2. București 1927. 20. — id. id. din jud. Brașov, id. fasc. 3. id. 1927. 21. — id. id. din jud. Făgăraș, id. fasc. 4. id. 1927. 22. — id. id. din jud. Târnava Mare. id. fasc. 5. id. 1927. 23. — id. id. din jud. Trei Scaune, id. fasc. 6. id. 1927. 24. — Carierele și apele minerale din Dobrogea. Inst. Geol. Rom. Studii techn. și econ. Voi. VI, fasc. 1. București 1928. 25. — id. id. din jud. Odorhei. id. fasc. 6 bis. id. 1929. 26. — id. id. din jud. Mureș, id. fasc. 7. id. 192 . 27. — id. id. din jud. Alba. id. id. fasc. 8. id. 1929. 28. — id. id. din jud. Ciuc. id. id. fasc. 8 bis id. 1929. 29. — id. id. din jud. Sibiu, id. id. fasc. 9 id. 1929. 30. — id. id. din jud. Someș, id. id. fasc. 10. id 1932. 31. — id. id. din jud. Hunedoara, Cluj, Turda, Bihor, Sălaj, id. id. fasc. 11. id. 1932. Institutul Geologic al României LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST (LES DEPOTS GfiOLOGIQUES, LEUR FAUNE, FLORE ET PRODUITS DTNDUSTRIE) PAR NIC. N. MOROȘAN DOCTEUR ĂS SCIENCES TABLE DES MATIÎÎRES Page Introduction............................................................................ 3 Aperfu chronologique des recherches sur le Quaternaire en Roumaine du NE . . 4 I. Le Pleistoebne et le PaUolitliique des grottes et des abris-sous-roches ............ 8 A) Station de la grotte de Stânca Ripiceni...................................... 8 Stratigraphie de la station.............................................................. 10 Couche paleontologique inferieure I ................................................... 12 Couche » inferieure III .................................. 16 Couche » moyenne V........................................ 19 Couche archdologique supdrieure VII.................................................... 26 Industrie et foyer paUolithique, trouvds en dehors de la grotte . . 29 Resumd et conclusions generales sur la station et la vie dc l’Homme pa- Idolithique dans la grotte de Stânca Ripiceni................................. 30 B) Abri-sous-roche de Stânca Ripiceni.......................................... 32 II. Le PKdstocene et le Paleolithique des depdts subaeriens........................... 33 A) Station de La Izvor (commune de Ripiceni)................................... 33 Stratigraphie des depâts............................................................... 33 Faune et Flore......................................................................... 37 Industrie paleolithique de La Izvor........................................... 40 Industrie levalloisienne............................................................... 40 Industrie moustdrienne superieure...................................................... 41 Industrie aurignacienne................................................................ 47 Industrie magdal6nienne................................................................ 48 Industrie post-paldolithique........................................................... 49 Conclusions sur la station de La Izvor................................................... 49 B) Autres depots pleistocenes et stations paleolithiques sur la rive droite du Prut. 52 2 NIC. N. MOROȘAN 2 Page Paleolithique de Stânca Hrițeni.......................................................... 52 Pleistocene et paleolithique de Manoleasa-Prut........................................... 53 Pleistocene et paleolithique de Șerpenița................................................ 54 Pleistocene et station de Pârâul Istrati................................................. 55 Pleistocene et Paldolithique de Mitoc.................................................... 55 Autres points paleolithiques sur la rive droite du Prut.................................. 60 C) Dep6ts pleistocines et Paleolithique moyen de la rive gauche du Prut. . . 61 Pleistocene et Levalloisien de Vasilica (Mânzătești)........................ 61 Pieistoc6ne et Mousterien moyen de Sculeni.................................. 62 Pleistocene et Levalloisien de Gherman-Dumcni............................... 65 Levalloisien de în Durduca (Cuconeștii Vechi)............................................ 67 D) Pleistocine et Paleolithique superieur de la rive gauche du Prut............. 68 Pleistocene et Solutreen de La Moara Popei (Cuconeștii Vechi) ... 68 Pleistocene et Paleolithique de In Ponoară (Cuconeștii Vechi) .... 70 Paleolithique de Stânca Corpaci.......................................................... 74 Ddpots magdaieniens de Badragi........................................................... 75 Paleolithique de Viișoara................................................................ 76 Pleistocene et Aurignacien de Lopatnic: La Bortoasa...................................... 77 Pleistocene et Paleolithique de Pererita................................... 79 Pleistocene et Paleolithique de Lipcani.................................... 80 E) Pleistocene et Paleolithique de la Bessarabie septentrionale moyenne. ... 81 F) Pleistocene et Paleolithique de la rive droite du Dniester................... 82 Paleolithique superieur de Cosăuți....................................................... 82 Paleolithique de Naslavcea............................................................... 82 Pieistocdne et Paleolithique de Răspopinți................................ 85 Pleistocene et Paleolithique de Neporotova ................................ 86 Pleistocene et Paleolithique de Cormani................................... 9° Pleistocene, Moustdrien et Paleolithique superieur de Molodova ... 95 Pleistocene et Paleolithique superieur d’Ataki ............................ 99 Pleistocene et Solutreen de Babin ...................................... 101 Autres points pal6olithiques sur le Dniester............................................ 105 III. Essai syiithâtique sur les depots plâistocfenes .................................. 107 A) Chronologie des depbts pleistocenes du NE de la Roumanie..................... 107 Depots microdetritiques: loess et formations loessoîdes................................. 107 B) Observations d’ensemble sur la flore, la faune et le climat pleistocene ... 109 Pleistocene inferieur................................................................... 119 Pleistocene moyen....................................................................... 119 Pleistocene superieur................................................................. 119 C) Caracteristiques des ipoques paleolithiques................................. 120 Paleolithique inferieur (Chelieen et Acheulden) .......................... 126 Paleolithique moyen (Levalloisien et Mousterien).......................... 126 Paleolithique superieur (Aurignacien, Solutreen et Magdalenien) . . . 128 IV. Conelnsions g6n6rales ............................................................ 130 Bibliographie........................................................................... '4° Sîx planches en phototypie, trois tableaux synoptiques, carte des depâts paieolithi- qucs et des points fossiliferes quaternaires du NE de la Roumanie (en annexes). 147 Institutul Geologic al României 3 LE PLElSTOCENE ET LE PAL1ÎOHTI-IIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 3 INTRODUCTION La region etudiee, est situee entre la zone la plus externe des collines extra-carpatiques et le cours moyen du Dniester, comprenant le prolon- gement occidental de la Plate-forme de Podolie, c’est-â-dire le plateau de la Moldavie du NE et de la Bessarabie du N. En d’autres termes, elle est en- serree dans le quadrilatere defini par les localites: Rădăuți—Iași—Soroca— Grușevița (voir carte fig. i). Je n’ai pas entrepris cette etude en vue d’une cartographie du Quatcr- Fig. i. — Emplacement de la region ătudiâe (grise de petites lignes) dans le cadre gene- ral du pays. Les triangles noirs indiquent les principaux endroits pal^olitbiqucs reconnus de Transylvanie et de Dobrogea (voir la carte detaillde de la region â la fin de 1’oUvrage). naire, mais pour arriver â une vue d’ensemble sur les depots quaternaires et des traces de l’Homme paleolithique. Les recherches durant les trente dernieres annees ont montre la comple- xite des phenomenes geologiques et paleontologiques pendant le Quaternaire et, en meme temps, leurs correlations avec les restes paleo-osteologiques humains et les produits de l’intelligence de l’homme. 4 NIC. N. MOROȘAN 4 Ainsi que M. Boule l’a etabli, on peut employer dans l’etude des temps quaternaires, plusieurs methodes : stratigraphique, paleontologique ou archeologique. Mais, aucune d’entre elles ne peut conduire â des resultats serieux si on les applique separement. On a utilise pour la classification des depots de notre region, la methode stratigraphique (241, 83. 247), et, jusqu’â un certain point, meme celle stra- tigraphique — paleontologique (225). Or, des le debut des recherches, nos observations etaient genees par les difficultes d’application de ces classifi- cations. En meme temps, la decouverte de nombreuses stations paleolithi- ques, parfois tres riches, mais se trouvant â des altitudes differentes et dans des conditions stratigraphiques distinctes au milieu des depots pleistocenes, nous a permis de tenir compte aussi des donnees archeologiques. La coor- dination des donnees stratigraphiques, paleontologiques et paleolithiques, nous a donne aussi la possibilite de les synchroniser et de les comparer avec les resultats obtenus par d’autres auteurs, en des regions plus ou moins pro- ches. Bien que l’utilisation des donnees paleolithiques â l’etude du Quater- naire complique en quelque sorte la methode, elle nous a donne des bons resultats. APERQU CHRONOLOGIQUE DES RECHERCHES SUR LE QUATERNAIRE EN ROUMANIE DU NORD-EST La region qui nous preoccupe, a deja fait l’objet de toute une serie d’etudes sur les etages gcologiques qui y affleurent et sur sa structure geologique generale. Cependant, les questions que je me propose de traiter ici n’ont jamais ete abordees dans un ouvrage plus detaille. Si l’on a publie, dans les derniers temps, des travaux sur la prehistoire de certaines localites ou regions plus etendues de la Roumanie, le cote geologique — quaternaire n’a ete aborde qu’en passant; la meme observation est â faire sur la serie pres- qu’entiere des publications anterieures. Mon but etant d’exposer la question du Quaternaire d’une maniere com- plete, aussi bien du point de vue stratigraphique des depots qui le repre- sentent et de leur succession, que paleontologique et d’archeologie prehisto- rique, ou historique. une vue d’enscmble des travaux anterieurs sur la Rou- manie du NE me semble necessaire. En meme temps, je me propose de mentionner aussi quelques unes des principales etapes des etudes faites sur l’ensemble des pays et qui, directement ou indirectement, ont influence les recherches sur la Roumanie du NE. Je regrette seulement les difficultes materielles d’impression qui m’obligent â reduite ce chapitre au sommaire resume chronologique, que voici: Institutul Geologic al României 5 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 5 1837—1842. On fait les premieres observations sur des depots quater- naires, en Moldavie et en Bessarabie; premieres trouvailles de restes d’Elephas primigenius (17, 18)x). 1866. Le premier profil du Quaternaire du pays est leve par loNESCU dela Brad, en Moldavie du NE (96). 1869. Paraît la premiere note sur l’epoque du fer en Moldavie (258) ainsi qu’une autre concernant quelques pieces neolithiques de Roumanie (164). 1872. I. Sinzow publie sa «Geologie de la Bessarabie»; mais l’auteur ne s’y arrete que peu sur les depots pliocenes et signale â peine le Post-Plio- cene (241). 1874. P- Obedenare signale, pour la premiere fois, la presence de vieux crânes humains en Roumanie (159). 1876. Paraît la premiere carte archeologique de la Roumanie, carte sur laquelle sont marquees aussi quelques stations protohistoriques (196). 1883. Decouverte des depots neolithiques de Cucuteni. Decouverte de la premiere assise neolithique en Bessarabie, qui est interpretee comme depot d’eau douce (242). 1885. Decouverte de la premiere industrie paleolithique en Roumanie, â Mitoc (247). Paraît la premiere note sur la station de Cucuteni (15). Re- cherches de stratigraphie quaternaire dans les departements de Dorohoi, Botoșani et Iași (247, et 59). 1889. Gr. C. Buțureanu emet sa theorie des migrations pre-et proto- historiques (34). 1896—1897. Plusieurs references ou mentions sur le Quaternaire du NE de la Moldavie (101, 231, 155, 118). 1901—1903. I. Simionescu signale El. primigenius â Ripiceni et collecte des restes d’industrie prehistorique â Mitoc. II dit son opinion sur l’origine et le mode de formation des depots microclastiques quaternaires de la Mol- davie (232 233, et 234). 1901—1904. E. P1TTARD publie ses travaux sur les crânes de Kustendje et de Cucuteni (177, 178). 1903. R. Sevastos decrit la faune pleistocene de Moldavie (224). 1906. Paraît la premiere chronologie detaillee du Quaternaire de la Mol- davie (225). 1907. On etablit i’existence de deux glaciations dans les Carpates (125). 1908 et 1912. P. Enculescu (en 1908) et Em. Protopopescu-Pache (en 1912) ont trouve, â l’occasion de leurs levers agrogeologiques, quelques silex prehistoriques dans les environs de Stânca-Ripiceni. Sur cette base. la localite de Ripiceni est indiquee, sur la carte des « sols de la Depression de Voii aussi: HUOT I. J. Bull. Soc. Geol. Fr. t. X. s&. 1.; DEMIDDOFF A. (1837) js 1848. 6 NIC. N. MOROȘAN 6 Jijia et du Moyen Prut», restee manuscrite comme station prehistorique l). Ni Pun ni l’autre de ces auteurs ne sont revenus sur la question et c’est d’une maniere independante que j’ai trouve les stations paleolithiques de cette region. 1910. Decouverte de la station paleolithique de Buzăul Ardelean (252 et 255). 1911. On remarque la bande rougeâtre de «sol fossile» dans le loess de Moldavie et de Bessarabie (156 et 191). 1912. Decouverte de la station paleolithique de Cioclovina (197). 1913. N. K. Moghileanskji n’admet pas la coexistence de l’homme et du mammouth sur le territoire de la Bessarabie (132 et 133). 1916. T. S. Porucic signale des restes paleolithiques -qui sont en realite des pieces neolitiques- sur le Cogâlnic et â Florești; il nie l’existence de l’industrie de la pierre polie sur le territoire de Ia Bessarabie. La majorite des kourganes est attribuee aux temps prehistoriques (188). 1917. R. Wyrjikowsky rectifie l’erreur de Sinzow de 1883 (242) en precisant l’existence d’une station neolithique â Darabani (departement de Hotin (279). 1923—1929. Plusieurs travaux paraissent sur le Paleolithique de Tran- sylvanie (43, 44, et 200—210 ainsi qu’une communication sur une station paleolithique decouverte en Dobrogea (135). 1925. On enregistre la decouverte de plusieurs stations neolithiques en Bessarabie (260). 1926. Communication sur la station paleolithique de Ripiceni (238) et une autre concernant quelques stations sur le Dniester (4). On etablit, sur la base des sols fossiles, ia chronologie des depots quaternaires (77). 1927. N. N. Moroșan decouvre de nouvelles stations paleolithiques sur le Prut, quelques -unes se trouvant dans des depots loessoîdes de la rive droite de la riviere (134). 1928. I. N. Moroșanu trouve des pieces paleolithiques dans le loess de In Ponoară, commune de Cuconești (151). 1929. N. N. Moroșan fait connaître la decouverte des premiers depâts mousteriens en Moldavie du NE et l’industrie mesolithique macrolithique â Naslavcea (departement de Soroca), cette derniere etant pour la premiere fois remarquee en Roumanie (136). 1929—1930. N. Moroșan conteste l’âge ancien admis pour le loess de la Moldavie (137). 1930. I. G. Botez signale une industrie mousterienne, type Abri-Audi, et une autre, aurignaciemie, â Molodova, sur la base desquelles il determine *) Cette Information m’a ăte donnee par M. EM. PROTOPOPESCU-PACHE en 1933, quand j’ai deposc le manuscrit de ce travail â l’Institut Gdologique de Roumanie pour 6tre imprimC Institutul Geologic al României 7 LE PLIÎISTOCENE ET LE PALfiOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 7 le loess de ces endroits, comme un «jungerer Loess». En meme temps, il synchronise les couches de cailloutis du loess, avec les couches de sol fos- sile (23). 1930—1931. Communication de Al. Donici sur le crâne neolithique de Lipcani (71); d’autres aussi Communications sur des os humains, datant d’epoques plus recentes (68—70). Nic. N. Moroșan nie l’existence admise par les geologues ucrainiens, d’un desert pleistocene sur la Plate-forme moldo- podolique, et aussi la synchronisation des couches de cailloutis (140). 1931. N. N. Moroșan precise l’âge du loess de Moldavie, comme etant dans sa plus grande pârtie post-wurmien (P-W. I.); de meme il conteste l’exis- tence du Micoquien, admis sur le Dniester, ainsi que sa chronologie (4, 5) dans la classification archeologique et pleistocene (140, 141 143) I. G. Botez trouve un humerus humain dans l’Aurignacien de Cormani et l’industrie de l’os sur le Dniester. II emet l’hypothese que la duree de l’Aurigna- cien dans cette region a ete tres longue (24—25). Institutul Geologic al României I. LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DES GROTTES ET DES ABRIS-SOUS-ROCHE Les terrains tertiaires de nature calcaire du NE de la Moldavie et de la Bessarabie, appartenant aux «toltrys », sont tres riches en grottes et en abris- sous-roche. Cependant, les excavations propice pour la vie de l’homme prehistorique paraissent etre en nombre tres reduit. Bien des depots archeologiques ont ete detruits par les ermites ou par les voleurs pendant le moyen âge et meme au courant des dernieres annees: on peut citer, le cas de Schitu Galița, de Neporotova (departement de Hotin) reiate par I. G. Botez (24, v. p. 4 et 5). Parfois la grotte elle-meme a ete detruite: P. A. Nestorovski, dans sa publication de 1910, donne la photographie d’une grotte de Naslavcea (157), qui n’existe plus aujourd’hui. Jusqu’ă present nous avons decouvert du materiei paleolithique seul - ment dans la grotte et l’abri-sous-roch: de Stânca Ripiceni, dont la des- cription suit. A) LA STATION DE LA GROTTE DE STÂNCA RIPICENI Le nombre des stations paleolithiques decouvertes en Moldavie du NE et en Bessarabie du N est assez eleve (v. la carte â la fin de cc travail). Une des stations les plus interessantes, apauvrie malheureusement au debut par une exploitation inconsciente, est la station paleolithique situee dans la grotte de Stânca Ripiceni’) (fig. 2). Ce que l’on appelle Stânca Ripiceni se trouve ă 1 km au N de la sucrerie de Ripiceni (departement de Botoșani); ce roche rest constitue par un calcaire recifal de myodobores sarmatiennes. Stânca Ripiceni fait saillie dans le pay- sage sous la forme d’une colline, s’etendant NNE-SSW, sur une longueurd’en- viron 700 m. La vallee du Prut la separe de Stânca Cuconeștii-Vechi, de la rive gauche, dont la constitution est semblable. Autrefois, avant l’exploitation du cal- caire de ce rocher, commencee en 1902, Stânca Ripiceni presentait du cote de la riviăre, un escarpement haut de 70 â 90 m. L’ancien aspect du rocher est un bel exemple de la maniere dont s’est poursuivie l’action erosive de la riviere. L’exploi- x) Stânca, en roumain, signifie rocher. C' JA Institutul Geologic al României XJGR/ 9 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 9 tation du calcaire de cette colline, a conduit â la destruction du rocher pri- mitif, du cote de la riviere, sur une longueur de 70 â 80 m. La station paleolithique se trouve sur le versant S de la colline, dans une grotte orientee W-E, et situee â une altitude absolue d’environ 150 in, soit â une hauteur de 40 m au-dessus du niveau actuel du Prut. La grotte a la for- me d’une longue fissure, etroite (environ 1 m de larg.) et profonde, que les ouvriers ont denommee « canal». La grotte avec son contenu a ete detruite sur une longueur d’environ 16 m; seule l’extremite W en est restee. Fig. 2. — La myodobore sarmatienne nommee Stânca Ripiceni. G, Ia grotte de Stânca Ripiceni; A, abri-sous-roche de Stânca Ripiceni. En reconstituant cette grotte (fig. 3 C) nous avons deduit qu’elle se diri- geait d’abord W-E, puis N-S, cette derniere portion etant plus large. D’autre part, elle se retrecissait de plus en plus dans sa pârtie E-W, se terminant â l’W par deux ouvertures tres etroites. Une de ces ouvertures, large de 40 â 60 cm., se trouvait â la pârtie inferieure, au niveau du plancher. L’autre, correspondait â la pârtie superieure de la grotte; elle etait plus large et a ete utilisee par l’homme apres le remplissage pârtiei du «canal». C’est en 1924 que nous avons pu obtenir les premiers indices de l’exis- tence de cette grotte. Les materiaux collectionnes lors des premieres fouil- les, de 1925, nous permettaient de leur attribuer un âge aurignacien, sens large (238). Ces fouilles ont ete continuees jusqu’â l’epuisement, durant l’ete du 1926 et les premiers resultats publies en 1927 (134). Institutul Geologic al României IO NIC. N. MOROȘAN ] o Cette grotte a du etre creusee par l’eau des pluies, qui filtrait â travers le plafond et qui a elargi peu â peu une fissure primordiale du rocher. La grotte montre deux etages, ou parties: l’une superieure —archeologique — et l’autre inferieure, vide, laquelle est separee de la premiere par un retre- cissement; celui-ci ne mesure que rarement 0,35 m. (fig. 3, A). Si l’on etudie le plancher de l’etage superieur, on constate que les depots archeologiques recouvrent immediatement une mince couche de fragments calcaires, provenant de la desagregation des parois et du plafond de la grotte. Les depots de la grotte consistent en une argile loessoîde avec « terra rossa» tres uniforme; c’est un depot eolien et alluvionnaire, provenant du lavage de celui qui recouvre la colline. II s’y ajoute un grand pourcentage de fragments calcaires, de restes d’industrie prehistorique et de restes de faune. Pour les couches inferieures, on remarque dans la composition de la roche de remplissage un plus grand pourcentage de pierres. L’homme, s’installe dans cette grotte â l’epoque de l’Aurignacien supe- rieur, justement au debut de son remplissage qui dure jusque dans le Mag- dalenien ; â ce moment les derniers depots d’eboulis et la chutte de grands quartiers de roche du plafond ont completement bouche le «canal». En considerant le depot argilo-loessoîde et surtout le sabie qui s’y ren- contre parfois, on peut conclure que certaines parties du plafond se deta- chaient et tombaient deja dans l’Aurignacien. STRATIGRAPHIE DE LA STATION On voit assez bien, d’apres les figures annexees (fig. 3, B), l’existence d’une succession de couches numerotees de I â VII et leur alternance suffisam- ment reguliere. En outre, â la base de l’assise I et au-dessus de VII, on peut discerner d’autres niveaux (134), lesquels n’ont pas ete numerotes. Afin d’eviter toute confusion, nous avons maintenu notre premiere numerotation de la stratigraphie de la grotte. Dans les depots I, III, V, VII, ă cote de restes fossiles, on trouve en abon- dance du materiei non travaille et des instrumenta paleolithiques, comme aussi des morceaux de charbon et des cendres, qui leur communique une teinte noirâtre et un aspect tres particulier. Au contraire, dans les horizons II, IV, VI nous n’avons jamais constate la presence d’outils ou de fragments de silex qui puissent attester la presence certaine de l’homme. Cette diffe- rence me conduit ă admettre que la grotte a ete habitee seulement durant les depots des assises qui contiennent des restes d’industrie; je les appelerai couches archeologiques. Les autres sont des couches steriles, non archeo- logiques; si j’excepte quelques fragments d’os introduits probablement par quelque carnassier, elles ne m’ont fourni que des coquilles de Mollusques 11 LE PLEISTOCENE ET LE PALftOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 11 tcrrestres: Helix (Fruticola) hispida L., Pupa (Pupilla) muscorum L. et, dans ia couche IV, un exemplaire de Helix cfr. pomatia. En ce qui concerne les couches archeologiques, je dois ajouter que la couche Fig. 3. — La grotte de Stânca Ripiceni. A, coupc transversale des deux etages; B, coupc longitudinale des terrains de rcmplissagc de la pârtie superieure de la grotte; C, situation de la grotte et de l’abri-sous-roche, en rapport avec la coli ine de Stânca Ripiceni. I, III, V ct VII - couches foss.l.Rres palcolithiques , de sup6rieur de u grottc II, IV et VI — couches sUriles J a, «Stage inferieur vide; b, pârtie fouillde en automne 1925; b’, pârtie dăruite par l’exploitation du calcaire pendant l’hivcr 1925-1926; b”, pârtie fouil36e l’etd 1926; E, (Sboulis provenant du plafond de la grotte; F, foyer paldolithique. M Institutul Geologic al României \_IGR/ 12 NIC. N. MOROȘAN 12 VII est mineralogiquement distincte des autres, notamment par sa couleur plus foncee, presque noire; le fait est du aux sels humiques introduits par les eaux des precipitations atmospheriques. Du reste, on remarque partout, sur les parois de la grotte, des croutes de calcite et il n’est pas rare que ces croutes recouvrent aussi bien les objets d’industrie que certains os d’animaux. Outre ces precipitations, on observe aussi des efflorescences de manganese, soit en petites etoiles isolees, soit sous forme de taches plus etendues. Tres souvent, on constate parmi les couches de la grotte, des intercala- tions lenticulaires contenant un pourcentage assez eleve de sabie. Dans ces lentilles, les pieces de silex inontrent une patine beaucoup plus claire, parfois presque blanche. D’apres les donnees que nous possedons, le profil des depots se presente de la maniere suivante: Couche d’eboulis et de grands blocs; epaisseur minima i m. Couche VII, archeologique; epaisseur 0,85 m, largeur 0,70 m, longueur 2,00 m. Couche VI, sterile; epaisseur 1,45 m. Couche V, archeologique; epaisseur 0,45 m, largeur plus de 1 m, lon- gueur 1,70 m. Couche IV, sterile, epaisseur 0,90 m, largeur plus de 1 m. Couche III, archeologique; epaisseur 1,50 m, largeur plus de 1 m, lon- gueur 2,20 m. Couche II, sterile; epaisseur 0,82 tn. Couche I, archeologique; epaisseur 1,22 m, largeur 1,32 m, longueur 2,20 m. La couche qui recouvre directement le plancher de la grotte montre une epaisseur variable, assez faible. D’apres les donnees de ce tableau, on voit de plus que la grotte presente, son maximum de largeur dans sa moitie inferieure et que la pârtie la plus etroite correspond au niveau de la couche VIL COUCHE INFERIEURE I Des que l’homme s’installe dans cette pârtie de la grotte le phenomene de remplissage de celle-ci commence; ceci soit par l’action de l’homme lui- meme, soit du fait d’actions physiques et chimiques naturelles. L’homme utilisait, au debut, la fente separant les deux etages, â travers laquelle il jetait pour se debarasser, quelques uns de ses restes de cuisine. J’ai extrait en effet de cet etage inferieur, une portion de crâne de boeuf (Bos primigenius Boj.) et plusieurs os de cheval (Equus caballus fossilis Cuv.). II est certain que la quantite de ces os — restes de cuisine — doit etre beaucoup plus conside- rable sur le fond de l’excavation, oii il est possible qu’elle constitue une for- ■3 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST mation de « kjokkenmodding». Quoiqu’il en soit, son exploration a ete im- possible â cause de l’etroitesse de la crevasse dans sa pârtie superieure (fig. 3, a). II resulte de l’examen de la figure, que l’on peut concevoir un rappro- chement avec ce qui a ete observe par E. Pittard dans la station magda- lenienne Recoubie II (181 pp. 327, 351 et 352). Dans notre cas, il devient cependant probable que l’homme, en s’apercevant du danger, ou tout au moins de l’incommodite resultant de la presence de cette fente, il l’a bouchee â l’aide de blocs de pierre qu’il a disposes avec une certaine regularite. Dis- posant dans sa nouvelle demeure de ce plancher conținu, l’homme s’y est installe pour tout de bon et l’a habitee pendant longtemps. De semblables cas de « dallage » sont exceptionnels. Cependant il n’est pas exclu que «l’en- tonnoir» de la Grotte de l’Observatoire (31) ait ete intentionnellement aussi, bouche par l’homme mousterien (46). Un dallage, mais tout â fait typique, nous est connu dans les depots de l’epoque mousterienne superieure de la Ferrassie (52); cependant le fait est difficile ă expliquer et restera encore longtemps entoure d’hypotheses (52, p. 82). D’autre part, dans le cas de la Grotte de l’Observatoire, on n’est pas assure qu’il soit du â la volonte humaine. Quoiqu’il en soit, les constatations faites ă Stânca Ripiceni nous apportent la certitude materielle de l’intention precise et du but poursuivi par notre ancetre troglodyte de cette modeste habitation naturelle. Faune et flore. La faune de la couche I est representee par les restes de quelques Gastropodes (Pupa muscorum L. et Helix cfr. hispida L.) et aussi par une longue serie d’especes et surtout d’individus de differents Mammi- feres que voici: Equus caballus fossilis Cuv. (restes d’environ 50 individus), Bos primigenius Boj., Bison priscus H. et M., Cervus elaphus (primigenius} Kaup. (quelques individus), Cervus capreolus L. (peut-etre deux ou trois individus), Arctomys bobac Schreb. (phisieurs exemplaires), Caniș vulpes L. (deux exemplaires), Felis leo L., race spelaea (deux individus d’âge different). Pour ce qui concerne la flore, l’abondance de cendres qui donnent la teinte noire de cette couche, les restes de charbon que l’on a rencontres 9a et lâ sous forme de masses agglutinantes et graisseuses, sont des preuves evidentes de la quantite de plantes brulees par les troglodytes. II n’a pas ete cependant possible d’obtenir un seul fragment de charbon susceptible d’etre determine. Industrie lithique. On y a partout trouve des galets arrondis de quartzite et de greș, de forme spheroîdale ou ovale cylindrique, longs jusqu’ă 17 cm; plus rarement on les a trouves en plaquettes. Bien que l’on n’observe que sur quelques-unes de ces pieces de faibles signes d’utilisation, etant donne que, dans leur grande majorite, ces signes possedent des formes bien definies J-l Institutul Geologic al României IG RZ ■4 NIC. N. MOROȘAN 14 on peut afirmer qu’elles ont ete apportees intentionnellement dans la grotte et utilisees par l’homme. Un classement de ces objets s’impose donc, les uns dans la categorie de « materiei brut», les autres comme « pierres diverses usagees ». La majorite des outils lithiques est confectionnee en silex. Seules quelques pieces ayant servi comme percuteurs ou pour un emploi semblable, sont en greș ou en Fig. 4.—Outillage en silex de l’Aurignacien post moyen, pro- venant de la couche inferieure I, de la Grotte de Stânca Ri- piceni; 1/2 de la grandeur naturelle. 1, rabot-grattoir nucldiforme (qui est peut-Stre mSme une hâche; sa pârtie basilairc est assez cylindrique); 2, grattoir cărând ă front semi-circulaire; hauteur mx., 5 cm.; 3, grattoir sur lame â faible encoche latdrale; 4 et 6 burins de Noailles; 5, burin en bec-de-flâte; 7, lame; 8, lame retouch^c. (Comme Instruments dos v. no. 5, pl. IV, et no. 2, 6, 9, pl. VI). quartzite diversement colores. Le silex montre une patine blanchâtre ou gris fonce. Le nombre de pie- ces non travaillees (con- cretions de silex mon- trant ou non des tra- ces de debrutissage, fragments de nucleus, eclats) atteint environ 80% du nombre total de preș de 1.000 echan- tillons lithiques recue- illis dans cet horizon de la station. Nudei et leurs d e r i v e s. Les nu- cleus varient, comme dimensions et formes, dans les limites mor- phologiques caracteris- tiques pour le Paleoli- thique superieur. Quel- ques-uns presentent, il est vrai, une forme particuliere, mais de telles pieces ont ete rencontrees aussi en d’autres sta- tions europeennes. Ils sont presque bifaces, assez amygdaloi'des, mais dif- fcrent des «coups de poing » du Paleolithique inferieur. Cependant, ils ont ete utilises comme hâche ou couperet, fait qui est prouve par les re- touches d’utilisation, par leur adaptation au fait d’etre saisis et meme par leur morphologie generale (fig. 4, no. 1). D’autres sont de vrais « grattoirs sur nucleus » et des « rabots nucleifor- mes ». Certains silex montrent dans leur morphologie, un passage vers les «grattoirs carenes». Les grattoirs carenes classiques, bien executes, man- quent, on peut le dire; cependant il y a quelques pieces que l’on peut attri- >5 LE PLElSTOCfiNE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 15 buer ă cette categorie de l’industrie aurignacienne. La forme «pyramidale de premier groupe » (9) est representee, par exemple, par des pieces sembla- bles â celle de la fig. 4, n° 2. Une autre piece se rapproche dans une certaine mesure des « grattoirs carenes en evantail», etc. Lames. La grande majorite des lames ne montre aucun signe de tra- vail complementaire. Presque sur chacune on observe, par-ci par-lâ, de fai- bles retouches d’utilisation qui ne sont pas uniformes. Les dimensions des lames varient de 40 mm x 8 mm (ce sont donc presque des pieces micro- lithiques) â 120 mm. La largeur peut atteindre 63 mm. La retouche que por- tent certaines lames ou fragments de lames est relativcment abrupte et courte; mais ceci s’explique par le fait, que les pieces soumises â la retouche pos- sedent des bords larges et relativement minces (fig. 4, n° 8); les lames en coupe transversale decrivent un triangle (fig. 5, n° 5) ou une figure ap- prochee (nos. 6—8 et 4). Grattoirs sur lame (fig. 4, n° 3) ont ete trouves le plus souvent en pieces incompletes. B u r i n s. Les burins se rapportent, â trois types differents : l’un c’est le « burin double lateral sur angles de lame », â troncature tres peu retouchee (fig. 4, n°. 4). Un autre plus allonge, est obtenu â l’extremite d’une lame soigneusement retouchee (n° 6). Le troisieme type, enfin, est un burin simple ou « en bec de flflte » (fig. 4, n° 5). Industrie d’os. L’industrie d’os apparaît tres pauvre. II est vrai que l’on rencontre souvent des fragments d’os recouverts sur plusieurs points par une patine de briliant special, portant parfois aussi des incisions pro- duites par des instruments tranchants; cependant, les os indiscutablement travailles et utilises n’atteignent pas la douzaine. Cette industrie comprend les pieces suivantes plus remarquables: trois poincons en metacarpiens (stylets) de cheval (pl. III, fig. 2) et un quatrieme en stylet de grand bovide (ibid., fig. 9). Un autre poințon est confectionne en un eclat diaphysaire de grand herbivore (ibid., fig. 6); cette derniere piece est la plus interessante, non seulement comme instrument, mais aussi par les stries distinctes qu’elle porte. En dehors de tout ceci, on a trouve aussi une canine de lion des cavernes; dans le but probable de le transformer en poignard plus pointu, l’homme en a detache deux ou trois eclats (fig. 5, pl. III). Âge de la couche. L’industrie de cette couche peut etre mieux classcc sur la base de ses outils, lithiques et en os, dans le cadre de l’Aurignacien superieur, que dans l’Aurignacien moyen, type de Cro-Magnon et du Bouitou superieur. D’apres les donnees de la stratigraphie, en tenant compte des JA Institutul Geologic al României 16 RZ 16 NIC. N. MOROȘAN 16 caracteres de la couche archeologique III (Aurignacien superieur type de Ia Gravette) on pourrait attribuer la couche I â l’Aurignacien superieur, sous- epoque inferieure. COUCHE INFERIEURE III Faune et flore. Aux Gastropodes et aux Mammiferes, deja representes dans la couche archeologique precedente, s’ajoute ici des echantillons de la classe des Oiseaux. Parmi les Gastropodes, nous avons Pupa muscorum L., Helix hispida (plu- sieurs exemplaires) et des restes de Helix cfr. Pomatia. On y a trouve des os denotant un oiseau de la taille d’un corbeau et d’au- tres appartenant â un autre carine (Passeres ou Colombidae) de la grandeur d’un moineau, ou un peu plus grand. Celui-ci est indique seulement par un os sternal. Les Mammiferes sont representes par les especes suivantes: Equus ca- ballus fossilis Cuv., Equus cfr. hemionus Pall., Grands Bovides (tres nom- breux), Bison priscus H. v. M., (quatre individus), Cervus elaphus L. (quelques individus), Cervus tarandus L. (au minimum trois individus; v. pl. I, fig. 2), Arctomys bobac Schreb. (six ou sept exemplaires), Lepus timidus L., Caniș lupus spelaeus Goldf., Caniș vulpes fossilis Pomel., Hyaena spelaea Goldf. A remarquer que la quantite d’os de cheval diminue par rapport â la couche I; au contraire, celle de Bovides augmente; une egalite tend â s’eta- blir dans le nombre de restes de leurs squelettes. — Aucun fragment de charbon n’a pu etre obtenu dans la moitie inferieure de cette couche; leur etat physique etait le meme que celui indique pour la couche I. Seule la pârtie superieure a fourni des charbons plus consistants, bien qu’en tres petits fragments. On a pu identifier ici, de meme que dans la couche suivante (V) quelques plantes arborescentes pleistocenes (v. plus loin description de la couche V). Industrie lithique. La majorite des pieces lithiques sont confectionnees exclusivement en silex, provenant du Cretace qui affleure le long du Prut. La nuance en varie. Quelques pieces gardent leur croute de craie. Nudei et haches. Ici aussi, la variation morphologique des nudei est considerable. Certains qui sont «bifaces» sont mieux reussis et plus typiques que ceux de la couche precedente. D’autres, ne sauraient etre classes d’apres leur morphologie que dans le groupe des vraies «hâches». Ceci semble s’imposer du fait qu’â Badragi, p. ex. ’) on constate la presence des haches typiques et aussi parce que des pieces en os pouvant etre con- ') V. plus loin la description de la station de Badragi. Institutul Geologic al României >7 LE PLEISTOCENE ET LE PALfiOLlTHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 17 siderees comme des «gaines de haches », ont ete identifiees aussi bien dans le Magdalenien *) que dans l’Aurignacien (51). D’autres pieces ont des caracteres aussi bien de hache que de grand ci- seau. Les noyaux, dont les dimensions etaient trop reduites (p. ex. 66 mm x Fig. 5. — Outillage en silex de l’Aurignacien sup^rieur; couche III de la Grotte de Stânca Ripiceni. 1, grattoir nuckiforme; 2, grattoir car6nd en museau; 3, 4, 9 et 10, grattoirs ct lammcs; 6-8, petites James â tranchant abattu; 11-14, differents burins; 14 est sur une lame « coup de burin ». Pour les instrumenta en os v. pl. III, no. i, 3, 5. 8, et pl. IV, no. 1. (Les n-os 1-5 et 9-14 sont â 23 de la gr. nat.; n-os 6-8 gr. nat.). 53 mm largeur et 17 mm epaisseur) de sorte que l’on ne pouvait plus en en- lever d’autres lames, etaient transformees en grattoirs commodes et utiles (fig. 5, n°. 1). D’autres, bien que restees suffisamment massives et ayant des formes differentes, etaient egalement tres employees, si l’on juge d’apres *) SAINT-PERRIER: La Grotte de Gonerris ă Lespugne. L’Anthrop. t. XXXVII, pg. 233—276, fig. 20; Paris 1927. NIC. N. MOROȘAN le nombre des retouches, comme grattoirs d’une forme presque conique, nucleiforme. Grattoirs carenes. On en a trouve seulement quatre exemplaires que l’on puisse considerer comme typiques. L’un de ceux-ci, montre une forme assez haute. Un autre fait transition entre le precedent et la forme dite grattoir avec museau (fig. 5, n 2). Celui-ci est du reste la forme la micux reussie et la plus belle; elle a son pareil, aussi bien dans la couche inferieure que dans la superieure de la Coumba del Bouitou (10). On y a trouve encore la moitie d’un grand grattoir-museau. II est inte- ressant de remarquer comment la piece, une fois cassee, son bout oppose a ete transforme en un grattoir carene ă front elliptique et tres oblique. Lames. Considerees dans leur ensemble, les lames sont plus reussies que dans la couche precedente. Quelques-unes, bien qu’epaisses et lourdes, longues de 10 cm, sont toutefois tres bien confectionnees (fig. 5, n° 9). D’autres, bien plus legeres, â section rhomboidale ou triangulaire (fig. 5, n° 10), sont meme tout â fait fines. Presque toutes les lames montrent une retouche d’utilisation; peu nombreuses sont celles pourvues d’une vraie retouche (fig. 5, nc 9), et meme si celle-ci eșt presente, elle est tres serr6e. En general la retouche est negligee. Grattoirs sur bout de lames. On peut â peine prouver l’existence de ce type de grattoirs, represente par une piece mal reussie (fig. 5, n° 3), par un autre de taille plus petite montrant peu de retouche sur sa pârtie ventrale, etant un grattoir â retouche alternee (fig. 5, n° 4); puis par des fragments. B u r i n s. Parmi les 12 burins trouves dans cette couche, on peut dis- tinguer trois types: le type de « burin busque » (fig. 5, n° 13), petit et tres finement travaille; puis le type de «burin sur angle » (fig. 5, n° 12); enfin, le type « burin d’angle sur nucleus ». Le « pan du biseau » est compose de deux facettes. L’existence d’une plus grande quantite de burins serait prouvee par des «lamelles coup de burin » (fig. 14 et 14 a). Pointes ă dos r a b a 11 u et pointes de la Gravette. Un particulier interet presentent les « pointes â dos rabattu». On en compte au total une douzaine d’exemplaires. Bien que representees par des fragments, elles ne perdent rien de leur importance surtout en ce qui concerne le mode d’execution. Toutes montrent en section la meme forme; l’epaisseur en est comprise entre 6 mm (n° 6) et 4 mm (n° 8). Dans ce groupe entrent aussi plu- sieurs pieces microlithiques, montrant les memes caracteres morphologiques. Outils en os et en bois de cerf. De meme que dans la couche precedem- ment etudiee, en dehors d’eclats et de fragments d’os utilises, on trouve des poințons en os confectionnes en metacarpiens lateraux (stylets) de cheval HhL- Institutul Geologic al României IGR/ 19 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST ou de boeuf, de meme que d’autres de diverses dimensions executes en eclats d’os (pl. III, fig. 3 et 7). Comme on peut le voir, la derniere piece est travaillee dans un fragment epiphysaire d’un grand metacarpien de cheval (ou de boeuf). Les cotes du sommet du poinqon, â peine arrondies par l’homme, sont tres effacees par l’usage. Le meme fait peut etre observe aussi sur des fragments de poinșon. Une autre piece trâs interessante, probablement un «lissoir», est celle de la pl. III, fig. 8, obtenue d’un metacarpien de cheval. Deux pieces trouvees dans cette couche, mentionnees aussi â une autre occasion (134) sont confectionnees en bois de cerf. Une d’entre elles, pro- bablement transformee en pioche, serait une corne de Cervus elaphus', on en a trouve dans son genre et meme mieux faites, egalement dans la couche sui- vante V et aussi en d’autres stations europeennes (Predmost, v. 44, fig. 20, no. 6 et Murovana Coslina, 107, fig. 2). La piece trouvee ici est identi- que comme forme ă celle en bois de renne de la derniere localite. L’autre piece, confectionnee dans la pârtie inferieure d’une corne de renne, montre les caracteres d’un ciseau (pl. IV fig. 1). En dehors de ces pieces, on a rencontre des bois de Cerf elaphe, dont une montre la maniere de sectionnement des bois ; ensuite, une epiphyse humerale distale d’un grand Bovide, identique â celles etudices par H. Mar- tin (115) et considerees comme des maillets ou comme enclumes. Sur certaines phalanges distales de cheval (les phalanges recouvertes par le sabot) on observe des incisions en tout semblables â celles etudices par Miss D. Garod (81). H. Breuil (Voy. 81) suppose que ces incisions mon- trent que le sabot etait detache de la phalange pour en faire probablement des objets en corne. Ces objets en corne de meme que ceux en bois, n’ont pu etre conserves. Age de la couche. L’industrie de cette couche montre, par la presence des objets en os, si non une evolution et un perfectionnement, du moins plus de variete ; cependant elle ne peut donner rien de precis dans ce cas parti- culier. L’industrie en silex presente toutefois les caracteres d’une etape supe- rieure et perfectionnee vis-â-vis de celle des depots sousjacents et, ce qui est important, elle apporte un element nouveau, les « pointes de la Gravette »; ceci, â cote d’autres criteriums, parmi lesquels le stratigraphique, precise l’âge de la couche archeologique III, comme aurignacien du type des poin- tes de la Gravette, comme appartenant ă l’Aurignacien V, soit Aurignacien superieur final. COUCHE MOYENNE V D’apres les indications du ce que l’on voit sur le profil (fig. 3-B), cette couche est representee seulement au fond de la grotte; ceci oblige ă admettre M Institutul Geologic al României IGR/ 20 NIC. N. MOROȘAN 20 l’existence d’une autre entree en dehors de celle qui est marquee sur la figure. Dans cette region, la largeur de la grotte depasse ă peine i m. Ces deux circonstances, eloignement du fond et etroitesse de la grotte, ont joue un role important dans ce qui concerne le mode de presentation, aussi bien des restes de mammiferes que de l’industrie confectionnee par l’homme. Faune et flore. Elle est representee par les especes suivantes: Pupa mus- corum L., Helix hisipida L., Vultur fulvus (un crâne, pl. I, fig. i, aussi des restes d’autres oiseaux), Caniș vulpes L., Caniș cfr. lupus L. (une canine), Rangifer tarandus H. Schmidt (3 a 4 individus), Marmota bobac Mull. (plu- sieurs individus), Equus caballus fossilis (peut-etre 2 individus), Bison pris- cus. Boj. (un fragment de corne), grands Bovides— Bison et Bos (differents os de plusieurs individus). Si l’on examine cette faune, on est frappe par l’absence du Mammouth (Elephas primigenius). Cet animal est, au meme titre que le Renne, caracte- ristique pour le Pleistocene superieur. Nous verrons toutefois que la pre- sence du Mammouth peut etre admise dans les formations plus recentes, magdaleniennes, de cette station. D’autres part, le Mammouth est riche- ment represente dans les depots eoliens, mousteriens-magdaleniens, de La Izvor, station qui se trouve â 200 m de celle-ci.II est frequemment rencontre aussi dans les formations aurignaciennes de Lopatnic, Molodova (24), Cor- mani (4) et Naslavcea, et il ne manque pas non plus dans celle de Topalu (135). Ces constatations prouvent que le Mammouth avait â l’epoque une large repartition geographique dans toute cette region extracarpatique. De ce fait, son absence dans les formations de la station Stânca-Ripiceni doit etre consideree comme une lacune accidentelle et nullement comme une absence regionale, ou meme territoriale. Quant aux restes phytopaleontologiques de cette couche et aussi de l’ho- rizon superieur de la couche precedente (III) ils appartiennent, selon M-elle S. Leclercq (113), aux Coniferes. Cette indication concorde avec la faune constatee ici, de meme qu’avec la flore enregistree dans la rive bessarabicnne du Dniester (187) et en Pologne (183 a). Industrie lithique. Nous trouvons representee pour la derniere fois dans cette couche V, â cote de l’industrie lithique, celle confectionnee en produits d’origine animale. La roche microgranulaire de la moitie inferieure de cette couche, etait particulierement sableuse et il est probable que cette composition a joue un role particulier dans la constitution d’une patine des silex. Preș de la moitie du nombre possede une patine blanche et cela sans subir une profonde alteration physique, de cachalon. La patine qui recouvre le reste des pieces, arrive â etre meme d’un bleu noirâtre. JA Institutul Geologic al României 16 RZ 21 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 21 Le silex utilise dans cette industrie est de deux sortes, et peut-etre a-t-il deux origines distinctes. L’un provient du Cretace; il est noirâtre et on le trouve en abondance dans les depots des terrasses des environs, ainsi que dans le Cenomanien affleurant â Șerpenița (â 15 km de distance), â Mitoc, etc., dans les berges du Prut, en amont de Ripiceni. L’âge et le lieu Fig. 9. — Silex de Solutreen inferieur de la Grotte de Stânca-Ripiceni; couche moyenne V. La retouche est plus platte (No. 1, 2) ou moins platte (3, 4) 1, 5, grattoirs; 2, 3, 4, pointes ct morceaux de pointes solutniennes (2-prototype d’une pointc en feuille de laurier); 7, 9. burins; 6, perțoir. 2 3 de la grandeur naturellc. de provenance de l’autre sont plus difficiles â preciser; au moins en pârtie, cette deuxieme sorte presente une structure corneenne diaphane. II n’est pas exclu que le silex de cette categorie ait etc importe d’une region etran- gere, soit comme matiere premiere, soit meme â l’etat d’instruments. Institutul Geologic al României 22 NIC. N. MOROȘAN 22 Du nombre total des pieces trouve.es (plus de deux cents), toutes plus ou moins travaillees, celui des instruments proprement dits monte â 50%. Ce nombre reduit pourrait s’expliquer aisement en tenant compte du fait que cette couche archeologique s’est deposee au fond tres etroit (1 m. largeur), d’une grotte longue d’environ 20—30 m. A cote de quelques galets de quartzite et de greș utilises comme per- cuteurs ou comme lissoirs (1 exemplaire) et de certains morceaux de calcaire ferrugineux, ils s’ajoute â cette categorie des « pierres usagees », un petit mor- ceau de minerai d’oxyde de fer. Sa structure finement granulaire, et sur- tout les signes de raclage qu’elle porte, sont des preuves precises que les tro- glodytes de cet endroit employaient largement cette matiere colorante (v. les stations de La Izvor, Naslavcea. Cormani, etc.). Les nudei et les d c 1 a t s sont en nombre plus reduit dans cette couche. Les lames ne sont pas nombreuses non plus. Parmi les g r a 11 o i r s, on en rencontre qui sont tres bien travailles; la retouche est en general allongee est passee aussi sur la face ventrale du silex (fig. 6, n° 1). Parfois cependant, le grattoir simple est en meme temps, â l’extremite opposee, un burin (fig. 6, n° 7) ou un perțoir. Le nombre des b u r i n s, par rapport aux burins typiques des couches precedentes, est double. Nous constatons «des burins en bec de flute » ordi- naires et des exemplaires oii l’on constate, sur le pan de gauche, le reavivage constitue par plusieurs facettes. On remarque aussi des «burins doubles d’angle sur lame (grattoir) cassee» (fig. 7, n° 8), ou « sur lame â troncature rectiligne retouchee» (fig. 7, n° 7); d’autres sortes egalement. « L a m e - p o i g n a r d ».. Une piece tout â fait particuliere et unique dans son genre, non seulement pour cette station mais pour nombre d’autres en Europe, est celle de la pl. V, fig. 3. C’est une lame robuste, ayant les dimensions suivantes: longueur 209 mm, largeur 51 mm, epaisseur 15 mm L. La piece est retouchee sur tout son pourtour; elle porte deux retouches; l’une plus ou moins inclinee et longue, l’autre beaucoup plus verticale et courte. Une semblable retouche marginale, assez riche, s’observe aussi sur sa face ventrale; par difference de la premiere, celle-ci semble resulter exclu- sivement de l’utilisation de la piece. M. Breuil est d’avis que cette piece peut etre un peu plus ancienne que le reste; elle a pu etre trouvee dans les champs par l’Homme troglodyte, qui l’a introduite dans cette couche archeo- logique. II n’est pas defendu cependant de croire, que cette retouche resulte en pârtie d’une retouche beaucoup plus plane, grâce â une longue et insis- tante utilisation de la piece. II est possible qu’elle ait ete employee comme « lame poignard retouchee », comme « grattoir-racloir » et meme comme une 9 Ces chiffres representent les dimensions maxima. ■A Institutul Geologic al României IGR/ 23 LE PLfilSTOCl-NE ET LE PALfiOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 23 « plane », un «riflord ». La retouche de sa face ventrale semble indiquer sur- tout le dernier mode d’utilisation que n’ « P o i n t e s ». La piece representee utilisee de la meme maniere que la lame poignard decrite plus haut. Bien qu’elle soit aussi tres massive, par sa forme et surtout d’apres sa retouche elle fait pârtie du groupe des pointes. La retouche de cette piece est assez plate, inclinee et relativement longue1). Par ces caracteres, comme par ceux physi- ques et mineralogiques, elle est identique â la «pointe» de la planche citee, n° 5. Par sa pârtie basale elle constitue un burin, mais dans son ensemble elle garde les caracteres d’une « pointe ». Le dernier caractere est beaucoup accentue par la retouche de la pârtie inferieure de son sommet2). Une retouche sem- blable, mais un peu plus large, se con- state aussi sur la piece de la fig. 6, n° 2 laquelle, meme sur le simple morceau figure, parait indiquer un prototype de «feuille-de-laurier inachevee». La re- touche se constate aussi â sa pârtie infe- rieure. II n’est pas exclu que celle qui se remarque sur le cote de la piece, soit due â un accident de travail. Sur d’au- tres pieces, la retouche ne s’observe que sur la face superieure (Pl. V, fig. 1, ou fig. 6, n° 3 et 4). Les dernieres pieces, bien qu’en frag- ments, nous indiquent assez la forme des pieces entieres dont elles faisaient pâr- tie. D’autrefois, au contraire, la retou- che est concentree sur la pârtie infe- nporte quel autre. pl. V fig. 4, semble avoir ete Fig. 7. — Autres silex du Solutreen inferieur de la Grotte be Stânca-Ripi- ccni, couche moyenne V; 2/3 de la grandeur naturelle (v. aussi la pl. V, et les produits en os No. 4 sur la pl. III et n« 2—4 sur la pl. IV). rieure de l’outil (fig. 7, n° 1). ’) Les bords de cette piece, qui se trouvait parmi les gros galets, ont ete par place deteriores pendant les fouilles. 2) Dans une premiere communication pr61iminaire (238) dans laquelle on n’a pas tenu compte suffisamment de certaines constatations d’ordre stratigraphique, l’industrie a ete determinee dans son ensemble comme aurignacienne; dans cette communication, la piece en question a ete deja d^Crite et figur^e, a cote d’autres. l- Institutul Geologic al României 24 NIC. N. MOROȘAN 24 La pointe representee par le n° 8 de la fig. 6, semble faire la liaison entre les pointes deja decrites et la pointe «ă pedoncule», illustree par le n° 3 de la fig. 7 et aussi par le n 2. Cependant il est difficile de preciser si d’au- tres pieces, comme celle par exemple de la fig. 6, n° 8, doivent etre clas- sees parmi les eclats habituels, ou considerees peut-etre comme des eclats utilises comme pointes. Pointes â dos rabattu, relativement frequentes dans la couche precedente, sont â peine representees dans la presente: quelques deux ou trois echantillons (fig. 7, n° 5). Ainsi qu’on le voit sur la figure, ses dimen- sions sont vraiment microlithiques (33 mm long., 5 mm larg, et 3 mm epaiss.). La retouche sur le cote droit est assez verticale et longue; celle de gauche est beaucoup plus fine. Bien que ce soit une piece microlithique, on remarque toutefois facilement une legere retouche plate â son extremite basilaire; on en a note egalement sur les pointes anterieurement decrites. Industrie en os et bois. En dehors des differents morceaux d’os utilises on a constate un beau poinșon de faibles dimensions (Pl. III, fig. 4). L’outil represente Pl. IV, fig. 4, qui est confectionne aux depens d’une puissante cote de grand herbivore (Cheval ou Boeuf), montre sur toute sa surface des stries longitudinales de raclage survenues au cours du fa^onnement et de l’aiguisage de ses extremites. D’apres sa morphologie, cette baguette ne paraît pas etre une arme, mais un outil 1). A ce point de vue, il n’est pas defendu de croire qu’elle ait servi de compresseur pour le retouchage des silex 2). Un autre outil, egalement mysterieux quant â la maniere d’etre utilise, est l’os montrant une cavite cotyloîde droite; il provient d’un grand Bovide et a comme poignee la portion basilaire de l’ischion. Le reste des os a ete enleve par un sectionnement tres assidu. On a obtenu ainsi un recipient, une sorte de coupe, laquelle a ete tres utilisee si l’on juge d’apres le poli de la poignee. Cette piece est mieux reussie que celles trouvees dans le Mous- terien de France (115). fait qui pourrait s’expliquer par l’evolution de la ma- niere de travailler. Parmi les outils en corne, nous comptons seulement deux pioches con- fectionnees dans les memes parties inferieures de deux bois de Renne (Pl. IV, fig. 2 et 3). Chez les deux on constate que l’andouiller basilaire est en- leve juste au-dessus de la rosette; l’andouiller immediatement superieur, bien plus robuste, est transforme pour donner Ia pârtie active, le tranchant *) A consulter les pifeces analogues, montr^es, p. ex., par ARM. VlRE (266) et H. BREUIL (37) 2) Le technicien du mobilier pr6historique, M. COUTIER, de la Soc. Prehist. Fr. effectue la retouche des silex par compression, â l’aide de pieces semblables; j’ai suivi â plus d’une reprise ce mode de travail. Ja Institutul Geologic al României IGR/ 25 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 25 de l’arme, le tronc du bois servant de manche. Toute la surface de ces Ins- truments est polie grâce â un long usage. Un briliant tout â fait particulier qui est du ă la preparation du tranchant et â son utilisation, se remarque â leur surface ; il peut etre perpendiculaire (fig. 3 b et 3b') ou parallele (fig. 2 a et 2 a') par rapport â la longueur de la manche. Le martellage qui s’ob- serve sur les bords des tranchants indique que les instruments ont ete employes â un travail assez brutal. Leurs caracteres morphologiques iden- tiques, le mode de preparation des tranchants, comme aussi leur prelevement exclusif dans l’ensemble des bois (v. surtout fig. 2) nous indique une vo- lonte et une intention tres precise d’obtenir des instruments determines, en vue d’un but bien defini. Le prototype de cet outil a ete constate dans la couche precedente (III), de l’Aurignacien superieur; des pieces analogues sont citees pour le Pred- most — protosolutreen (44)et de Murowana Goslina — magdalenien (107)2). De ce groupe d’outils semble faire pârtie aussi une pârtie des rudiments des enigmatiques «bâtons de commandement» du Solutreen superieur de La- cave (265) et aussi le « marteau en bois de Renne » du Magdalenien superieur de Gontzi (218), ou celui de la station de Mizyn (214, pl. XXXI et XXXII). Comme piece concernant notre territorire, s’y ajoute celle de Molodova (24, fig. 14). Les caracteres morphologiques de nos instruments prouvent qu’ils ont eu la meme utilisation que les pieces precitees. Cependant, je crois qu’ils ont servi non seulement comme outils homologues aux pioches, mais de preference comme armes de combat, comme « casse-tete ». Objets de parure. II est possible que les pieces suivantes aient servi comme pendeloques: la moitie posterieure d’un maxilaire inferieur droit de Renard, une canine de vieux Loup et aussi une coquille de Helix, qui semble avoir ete perforee. Âge de la couche. L’industrie en os de cette couche n’est pas susceptible de nous indiquer quelque chose de precis sur son âge. Dans les stations euro- peennes, les pioches sont connues des l’extreme fin de l’Aurignacien supe- rieur et jusque dans le Magdaleniens). En comparant nos pieces â celles de Predmost, on y constate une indiscutable superiorite de fabrication. L’industrie en silex, nous met cependant en possession d’indices plus precis quant â l’âge du depot, surtout si nous tenons compte de ses rapports *) J’ai eu l’occasion, en 1930, de les etudier au Musee de Brno. 2) Voir aussi la piece de PLACARD: « Bois de Renne prepare pour faire un bâton de commandement», au Musăe S.A.H. de la Charente, ou le catalogue de cette soci6t6 (E, BIAIS et G. CHAUVET, Angouleme 1915). 3) Voir les travaux cites en dernier lieu. Institutul Geologic al României yiGRz 26 NIC. N. MOROȘAN 26 avec celle de la couche precedente et des autres stations europeennes. La retouche qui semblait, sur les pieces de la couche III, assez ndgligee, est ici plus reguliere et mieux executee. Ce qui est plus interessant, l’on cons- tate un rapprochement entre cette retouche et la retouche solutreenne, pour ce qui a trăit â sa finesse et â sa longueur. Le nombre des «pointes de la Gravette» est en decroissance1); en echange, nous avons des elements nouveaux: des «pointes â pedoncule » et des prototypes de «pointes en feuille de laurier solutreennes ». L’ensemble de ces constatations souligne d’une maniere precise une su- periorite par rapport â la technique aurignacienne elle-meme, et une maniere de passage â celle du Solutreen; ce fait resulte aussi de la stratigraphie de cette station. Considerant la technique de l’industrie en silex, tenant compte des ob- servations presentees par plusieurs auteurs, comme H. Breuil (40, 44, 46), L. Mayet et T. Pissot (129), H. Martin (117), L. Sawicki (216), etc., au sujet du probleme du Solutreen. et de l’analyse recemment faite par l’au- teur de cet ouvrage (150), la conclusion s’impose que l’industrie en silex de la couche V est une industrie protosolutreenne, synchronique avec le Solu- treen inferieur, sinon meme avec le Solutreen florissant de la France. COUCHE ARCHEOLOGIQUE SUPERIEURE VII Ainsi que je l’ai deja mentionne, le depot archeologique VII est surmonte par les produits d’un grand et definitif eboulement du plafond de la grotte, â la suite duquel celle-ci a pris la forme d’une longue fente profonde et assez large. Cet eboulement a eu lieu â un moment oii la grotte etait encore ha- bitee. Ceci se deduit du fait que l’on ait trouve des fragments et des pieces de silex au-dessous et parmi les grands quartiers de roche nouvellement eboules. Avec le temps, les espaces qui separaient ces blocs ont ete combles dans leur plus grande pârtie par les depots resultant du lavage de la roche. Grâce â ce fait, la roche clastique de la couche VII presente les caracteres d’un li- mon; sa nuance est presque noire. Faune et flore. Le representant de la faune pleistocene est le Cheval (Equus caballus fossilis Cuv.), lequel est represente par une premolaire et deux molaires et aussi par d’autres dents isolees. La presence du Mammouth n’est pas exclue, en jugeant d’apres un morceau d’os qui m’a ete remi par un ouvrier, avec la mention qu’il provient de cette couche. La flore est suffisamment indiquee par les frequents restes de cendre. l) Comme on le sait, le meme fait a ete constată dans la couche superieure de la Grotte du Trilobite. Institutul Geologic al României 27 LE PLElSTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 27 Industrie. L’outillage en os n’est pas connu. L’industrie lithique est repre- sentee par une centaine de pieces, dont la moitie â peine a une morphologie bien definie. Parmi les « pierres usagees », nudei, eclats et lames, seules les dernieres sont en nombre quelque peu eleve. Leurs dimensions varient entre 50 et 136 mm. Elles sont triangulaires ou rhomboidales en coupe transversale. Toutes sont minces et peu retouchees. Lames denticulees. Certaines lames ou fragments de lames, ont les bords denticules par retouchage. Ces denticules peuvent etre larges, plus ou moins reguliers, epais ou minces (fig. 8, n° 14), parfois menus et nombreux, donnant â la lame l’aspect d’une scie fine et un peu usee. Lamelles-microlithes. Les dimensions de nos pieces varient; les petites mesurent 22 mm longueur, 3 mm largeur et 1 mm epaisseur (di- mensions minima) ; les grandes: 50 mm longueur, 8 mm largeur et 4 mm epaisseur (dimensions maxima) (fig. 8, n° 9). Leurs bords ne montrent aucune retouche, en revanche; leur sommet se presente comme un «grattoir» tres fin et petit (fig. 8, n° 5). Quelques-unes montrent la troncature du sommet retouchee. Les plus nombreuses semblenț avoir ete soumises â un travail de retouchage tres pousse, qui est arrive ă donner des « pointes ă dos rabattu» (v. plus loin); la lamelle-burin (microburin) trouvee ici, etait probablement employee â perforer des trous d’aiguilles; celles-ci, apparues des le Solu- treen (173), ont pris un developpement particuherement grand â l’epoque magdalenienne. Grattoirs. Comme formes bien definies et minutieusement para- chevees, nous comptons une demi-douzaine (v. p. ex. fig. 8, n° 1—3). B u r i n s. Les burins varient comme forme et dimensions. Parmi les formes representees, nous avons le « burin bec de fiu te », le «burin double d’angle â troncature oblique et retouchee oblique» (fig. 8, n° 13), le «burin sur lame de coup de burin », puis le «burin double », bien plus grand que les types precedents. Nous avons aussi un «burin bec de flute â facettes doubles» confectionne sur un noyau entierement plat. Sur ce burin les deux « pans » sont â facettes multiples. Paraissent representes aussi les «burins-bec de perroquet», mais non par des pieces classiques (p. ex. le n° 15). Comme p e r 9 o i r s, le plus typique est celui represente fig. 8, n° 4. Cette piece semble indiquer par sa forme svelte et une retouche assez in- clinee, une parente avec les pieces du groupe des « pointes â dos rabattu ». Pointes microlithiques ă dos rabattu. Un pour- centage assez remarquable, comme pieces finies, est constitue par les « pointes â dos rabattu ». On n’en a trouve, dans cette couche, que des pieces micro- lithiques (fig. 8, nc 6, 8—10). La plus petite (nc 8), presente les dimen- sions suivantes : 22 mm longueur, 4 mm largeur maxima, et 2 mm epaisseur 28 NIC. N. MOROȘAN 28 maxima. Leur retouche est phitot verticale, qu’inclinee, et parait predo- miner sur le cote gauche. Sur la piece n° 10 on observe de la retouche aussi du cote droit, mais ici elle n’est pas verticale; sur la face dorsale, elle s’etend sur sa moitie inferieure, tandis que sur la ventrale, sur sa moitie superieure. Fig. 8. — Magdalenien de la Grotte de Stânca Ripiceni, couche superieure VII. Differents produits de silex; n-os 5, 6, 8, 10 grandeur naturelle; n-os 1—3, 7 et 11—15 reduit au 2/3. Cachette. Au-dessous d’un quartier du paroi de la grotte qui faisait saillie, on a pu remarquer une agglomeration d’une vingtaine de silex. Bien que parmi ceux-ci ont ait trouve aussi quelques lames, les eclats informes ont toutefois la predominance. La reunion de ces pieces et leur mode de pre- sentation dans le gisement, me conduit â admettre qu’elles ont ete deposees intentionnellement dans cet abri, probablement par un enfant. A Institutul Geologic al României IGR/ 29 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 29 Âge de la couche. Apres un laps de temps faisant suite au depot de la couche V, apparaît Ie dernier depot fossilifere de cette grotte. L’industrie, consideree dans son ensemble, est bien plus svelte; la predominance des lames se remarque facilement. En dehors de la presence de quelques instru- ments qui n’ont pas ete remarques dans les couches precedentes, nous cons- tatons la reapparition en nombre eleve, par rapport au nombre total de silex, des «pointes de la Gravette». Ces constatations nous indiquent, pour la couche en question, un âge magdalenien. Si l’on considere cependant que les pointes de la Gravette qui, pendant le Magdalenien, ont ete particulierement frequents durant le depot du sous-etage superieur de l’epoque, on peut admettre que nous nous trouvons en face d’une industrie de la sous-epoque magdalenienne superieure. INDUSTRIE ET FOYER PALEOLITHIQUE TROUVES EN DEHORS DE LA GROTTE Industrie. Nous avons collectionne en differents points de la colline Stânca Ripiceni et surtout sur le versant S, un grand nombre de silex (plus de 300). Les pieces consistent generalement en eclats; rarement on trouve des frag- ments de lames ou des lames entieres et seulement d’une maniere excep- tionnelle des pieces un peu intiressantes. Toutes appartiennent au Paleo- lithique superieur. Foyer. Sur le versant meridional de cette colline, â quelques metres de distance et un peu plus bas de l’endroit qui correspond â l’entree supe- rieure de la grotte, se trouvent les traces d’un foyer prehistorique (fig. 3 A: F). Les quelques eclats de silex trouves en connexion intime avec le foyer indiquent la technique paleolithique superieure. En dehors des silex, on a ramasse aussi un fragment de valve d’Unio sp.; comme on le sait, cet animal a joue un role important dans l’alimentation et dans la parure des neolithi- ques1). Tres recemment, la presence de la meme coquille a ete constatee dans les depots du Magdalenien superieur de Mitoc (v. plus loin). Le foyer ovalaire (1,16 m x 0,73 m) dont il est question, merite une spe- ciale mention du fait de son amenagement particulier. L’homme prehisto- rique, afin d’arreter le glissement sur la pente de son feu, a dispose, en aval quatre pierres dont nous possedons seulement trois, en delimitant ainsi une place definitive pour ce foyer. Celui-ci s’est conserve presque intact car, des q Nous avons trouve plusieurs valves perfordes, appartenant probablement a un col- lier, dans la station n6olithique de « Bila Hora », de Pelivanov-Iar (ddp. de Hotin, sur Ie Dniester). 3° NIC. N. MOROȘAN 3° que l’homme l’eut abandonne, il a ete recouvert par un mclange de terra -rossa et de sol vegetal. Ces matieres arrachees aux points en amont de la col- line, se sont deposees â cet endroit en constituant une couverture protec- trice au-dessus du type. RfiSUMfi ET CONCLUSIONS GfiNlîRALES SUR LA STATION ET LA VIE DE L’HOMME PALEOLITHIQUE DANS LA GROTTE DE STÂNCA-RIPICENI II s’agit de la seule station prehistorique paleolithique de la region extra- carpatique qui soit situee dans une grotte. Le debut de la formation de cette grotte ne'peut etre explique d’une maniere precise. Le fait que l’Homme neanderthalien de La Izvor, station se trouvant au pied de la myodobore, n’a pas habite cette grotte, nous fait penser que, pendant l’epoque mous- terienne superieure, la grotte etait en cours de formation. La periode de remplissage debute dans l’Aurignacien superieur et con- tinue jusque dans le Magdalenien, quand l’eboulemcnt definitif du plafond de la grotte eut lieu. La portion de cette grotte exploree par nous, a ete habitee cxclusivement par l’Homme du Paleolithique superieur, et notamment â quatre epoques distinctes: Aurignacien post-moyen (Aurignacien superieur). Aurignacien superieur final, Solutreen inferieur et Magdalenien. La grotte fut habitee durant le Paleolithique superieur entier. Si l’on fait quelque rapport avec les depots paleolithiques de la station voisine en air libre (La Izvor), il ressort que, durant le Paleolithique superieur, la vie glyptique etait preferee â celle de l’air libre. L’uniformite de la faune et de la flore dans tous les depots de cette grotte, nous impose d’admettre pour le Paleolithique superieur dans son entier, un climat froid sans variations marquees. La grotte a ete habitee par l’homme avec des interruptions. Ce fait sug- gere deux hypotheses: a) les periodes â climat froid (synchroniques avec les couches archeologiques de la grotte) altcrnaient avec d’autres un peu moins froides (correspondant aux couches steriles), pendant lesquelles l’Homme vi vait dehors; b) les migrations successives de l’Homme paleolithique, auquel le milieu et ses moyens d’existence — il etait chasseur — imposaient sans doute une vie semi-nomade. La derniere hypothese semble plus vrais- semblable. D’apres la stratigraphie archeologique et paleontologique, nous pouvons nous rendre compte de l’evolution suivie par l’industrie de notre ancetre durant les differentes etapes du Paleolithique superieur. C’est pour cela que ces Industries nous servi ronț comme termes de comparaison dans la correlation, la synchronisation et la determination d’autres nouvelles Industries. Institutul Geologic al României 31 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 31 Grâce au fait primordial des memes successions stratigraphiques, les de- pots de la station Stânca Ripiceni contribueront â elucider le «probleme solutreen » dans tout le territoire extra-carpatique. Ici, il est represente par l’industrie protosolutreenne qui, d’apres la stratigraphie, a succede â l’in- dustrie aurignacienne superieure. Donc ici aussi, comme dans l’W de l’Eu- ropc, il y a eu succession '), evolution dans la typologie, evolution dont toutes les etapes durant le Paleolithique superieur sont representes. La station de Stânca Ripiceni est la premiere station paleolithique de Roumanie oii l’on ait constate une vraie industrie d’os. Par ses Industries et par sa stratigraphie, elle constitue le trăit d’union entre les stations paleolithiques superieures de l’Occident et celles d’âge semblable de l’Orient. L’Homme etait ă ce moment un chasseur habile et brave. Devant ses armcs, primitives certes, mais secondees par son intelligence superieure meme les plus grands animaux ne pouvaient tenir: le Bison, le Boeuf pri- mitif, le Cheval, Ie Renne, le Cerf, de meme que leurs ennemis feroces, le Loup, la Hy^ne, le Lion des cavernes. Quant aux plus petits, le Lie- vre, la Marmotte des steppes, le Renard, il en faisait une consommation courante. II detachait de sa proie les parties charnues, les membres et la tete, qu’il apportait â sa familie — dans la grotte. Ici, dans sa demeure naturelle, il grillait la viande â son feu (on y a trouve des os calcines), tandis que Ies crânes et les os longs etaient casses pour en extraire le cerveau et la moelle osseuse, qui etaient tres recherches comme aliment, peut-etre aussi pour d’autres fins. L’Homme cassait en long les maxillaires aussi, dont il suyait la moelle. Les peaux enlevees â ses proies, servaient â la confection des vetements tandis que les cornes et les os, lui servaient â la fabrication des differents, outils (poincons, lissoirs, etc.) et des armes. Les preuves d’une production artistique manquent. Les quelques frag- ments de « crayons » en ocre et le «godet», signale plus haut, permettent toutefois l’hypothese que certains arts (la peinture par exemple) etaient apparues egalement dans ces regions. La faune riche, plus riche que dans n’importe quel autre point fossilifere de Roumanie, montre des especes animales nouvelles, ou du moins pour la premiere fois signalees sur le territoire de notre pays2). T) L'evolution suirii par l’industrie solutreenne en Europe Centrale n’est pas connue d’une maniere precise (v. l’analyse sommaire de ce probleme, no. 150). 2) Nous nous arr<$terons sur ces questions dans notre travail « La Faune pleistocene du NE de la Roumanie », qui est encore en manuscrit. Du fait des difficultes d’impres- sion, nous avons elimine du present travail les chapitres detaillis sur la faune, en nous con- tentant d’indiquer seulement ses representants. Institutul Geologic al României 32 NIC. N. MOROȘAN 32 La station de Stânca Ripiceni contribue dans une large mesure, par son materiei archeologique, paleontologique et stratigraphique, â la recon- stitution de la vie et de l’evolution des phenomenes biologiques, prehistori- ques et physiques. qui se sont developpes pendant le Pleistocene superieur. B) L’ABRI-SOUS-ROCHE DE STÂNCA RIPICENI En Septembre 1932, nous avons decouvert une crevasse remplie d’argile et d’os, provenant d’un abri-sous-roche situe â la surface du myodobore. de Stânca Ripiceni (fig. 2. A). Celui-ci avait dispăru, du fait de l’exploi- tation du calcaire, en 1905—1912; toutefois, nous avons reussi â reconstituer assez exactement la morphologie de cet abri naturel, pendant longtemps habite par l’Homme paleolithique. En nous reservant de presenter un travail plus complet apres l’acheve- ment des fouilles, nous consignerons ici quelques-unes de nos observations. Cette crevasse fossilifere se trouve â 30 m de distance de la grotte de Stânca Ripiceni, et interesse le cote N de la myodobore (fig. 2 et 3 c). Sa direction est presque paralizie â celle de la grotte. La faune decouverte jusqu’â present, comprend le Mammouth, le Rhi- noceros, le Renne, le Cerf, de grands Bovidfe, le Cheval, de grands Ron- geurs (Arctomys Bobac, Lievre) et, ce qui est tres important, un nombre assez grand de petits Rongeurs. On y trouve aussi des Carnivores de grande et de petite taille et plusieurs Oiseaux. La quantite totale des os recueillis, depasse 1 m8. L’etat de conservation est exceptionnel (du moins dans un milieu calcaire, comme c’est le cas); la rarete et la beaute de certaines piâces, quelques-unes uniques tout au moins pour la region, montre suffisamment la particuliere et multiple importance de ce point nouvellement decouvert. L’industrie constatee ici specifie l’existence du Mousterien superieur. En dehors de beaux silex, on y a trouve aussi plusieurs os travailles et utilises. La trouvaille du Mousterien dans cet abri naturel tres proche de la grotte de Stânca Ripiceni, appuie fortement notre hypothese dejâ signalee, que dans la pârtie anterieure de ladite grotte, a existe egalement une industrie de culture mousterienne. II est probable que cette industrie n’a pas ete autre chose que celle du « Mousterien des Grottes » ainsi qu’elle a ete denommee par H. Breuil, lequel Ia parallelise au Wurmien (45). Institutul Geologic al României \JCR/ II. LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DES DEPOTS SUBAERIENS A) STATION DE LA IZVOR (COMMUNE DE RIPICENI RIVE DROITE DU PRUT) Sur le versant N de Stânca Ripiceni, dans le depart. de Botoșani, dans les depots de loess recouvrant une terasse inferieure du Prut se trouve une station prehistorique importante que nous appellerons « La Izvor ». En amont sur le Prut, â 20c—300 m de Stânca Ripiceni, existe une colline de faible elevation dont la direction devie legerement vers le N par rapport â la crete de Stânca Ripiceni. Les deux collines se reunissent par leurs flancs en une espece de depression, remplie de formations detritiques quaternaires, prehistoriques, dans laquelle s’est creusee une vallee d’âge relativement recent. Son profil d’equilibre a subi de fortes modifications par suite du changement du ni- veau de base, consequence de l’exploitation, de 1902 â 1904, du calcaire mar- neux que l’on y a extrait. Les depots quaternaires prehistoriques de La Izvor se trouvent sur la rive droite du Prut, entre la sucrerie de Ripiceni et le village de Bold (dc- partement de Dorohoi), ă proximite de la ligne de demarcation de ces deux departements. Nous avons ete le premier ă decouvrir la faune pleistocene du loess et l’industrie neolithique de La Izvor, en 1919. En 1925, nous y avons egalement etabli la presence de l’industrie du Paleolithique superieur; plus tard (1928 et 1929), aussi celle du Mousterien classique. Nous avons fait des petites fouilles en 1929 et 1930. STRATIGRAPHIE DES DfiPOTS Les fouilles ont ete executees en deux points: A (en aval) et B (en amont) dans une tranchee etroite unissant ces deux points. En general, la succession des couches est la meme, bien que ce soient les depots du point A qui fournissent la stratigraphie la plus complete et la plus claire. Ici, les depots quaternaires se superposent aux formations miocenes, affleurant dans les deux rives du Prut, oii elles sont representees par le Me- diterraneen et le Sarmatien. Institutul Geologic al României yiGR/ 34 NIC. N. MOROȘAN 34 D’apres les recherches effectuees aux points A et B, la stratigraphie de La Izvor est la suivante: a) 0,00—0,45 m (12,50—12,05 m'). Sol vegetal. Industrie protohisto- rique et neolithique. Une monnaie roumaine datant du XlV-e siecle a ete trouvee au point B\ b) 0,45—1,08 m (12,05—11,42 m). Loess â infiltrations d’humus ct â blocs de calcaire sarmatien. Industrie neolithique dans la pârtie superieure, industrie magdalenienne au point B, â 60—85 cm de profondeur; c) 1,08—3,75 m (11,42—8,77 m). Loess jaunc clair, par endroits legâ- rement plus sableux. Entre 1,50 et 3,00 m, industrie aurignacienne (?) mag- daldnienne; 3,75—4,28 m (8,77—8,22 m). Loess jaune â rares silex aurignaciens: entre 3,50 — 4 m; e) 4,28—4,69 m (8,22—7,81 m). Argile loessoîde jaune vert â taches noires ; f) 4,69—5,29 m (7,81—7,21 m). Argile loessoîde compacte, jaune vert fonce, â taches noires. Represente le sol fossile marecageux (horizon supe- rieur). De rares silex de Mousterien superieur; g) 5,29—6,29 m (7,21—6,21 m). Argile loessoîde gris vert, compacte, atteignant jusqu’â 1,50 m d’epaisseur. C’est le sol fossile marecageux, l’ho- rizon inferieur. L’argile est tantot sableuse, tantot presque pure et renferme par-ci par-lâ de nombreuses et menues concretions de calcaire. La couche superieure presente une teinte noirâtre, tandis que la couche inferieure est abondamment coloree par des oxydes de fer et des carbonates. Industrie mousterienne superieure â coups-de-poings; h) 6,29—6,74 m (6,21—5,76 m). Argile riche en oxydes de fer; i) 6,74—7,00 m (5,76—5,50 m). Argile vert violet (smecticoîde). k) 7,00—7,85 m (5,50—4,65 m). Sabie entre 7,00 et 7,45 m, avec quel- ques rares veines rouillees d’oxydes de fer. Entre 7,45 et 7,55 m, forte- ment colore par des oxydes de fer; entre 7,55 et 7,85 m, du sabie pur. O 7,85—8,15 m (4,65—4,35 m). Sabie argileux melange â du gravier de terrasse. Au point B nous avons trouve Elephas primigenius et Rhinoceros tichorhinus ; m) 8,15—11,00 m (4,35—1,50 m). Gravier de terrasse melange, par en- droits, â de l’argile et du sabie. Renferme Elephas primigenius, du cheval fos- sile et des silex levalloisiens. Contient un niveau d’eau duquel jaillissent de nombreuses sources ; n) 11,00—12,50 m (1,50—0,00 m). Marne calcaire sarmatienne; o) 12,50 m (0,00 m). Niveau normal du Prut, â 73 m au-dessus du l) Les chiffres entre parenth^ses indiquent la hauteur des depots au-dessus du niveau normal du Prut. 35 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST niveau de la merx) et ă environ 530 km de distance du confluent du Prut et du Danube. On peut suivre la terrasse de La Izvor sur des dizaines de kilometres, sur les deux rives du Prut, et presque au meme niveau. La terrasse est par endroits un peu plus elevee (7 ă 8 m de hauteur), par suite de l’epaississement des couches de gravier et de sabie (en aval de Stânca Ripiceni dans les carrieres au-dessous de la sucrerie de Ripiceni). On ne peut cependant que tres dif- ficilement paralleliser les depots de la terrasse de 5 m du Prut â ceux de la terrasse correspondante du Nistru (Dniester). Ayant tente une reconstitution du relief paleogeographique quaternaire de la region de Stânca Ripiceni, nous croyons que les eaux des precipitations atmospheriques de l’epoque ont determine le creusement d’une depression que les debordements de la riviere ont plus tard remplie de sabie. De meme, ă l’epoque mousterienne superieure, les graviers de cette terrasse etaient denudes par endroits, tout comme le sont aujourd’hui beaucoup de depots des terrasses alluvionnaires. L’Hommc neanderthalien y trouvait la matiere premiere indispensable â son industrie, mais ne negligeait pas non plus les silex levalloisiens dont il fațonnait les ustensiles mousteriens correspondant â ses nouveaux besoins. Peu â peu, la terrasse a ete recouverte par le materiei loessoîde et le loess qui s’y trouve actuellement. Le materiei constituant le sol fossile marecageux superposc aux de- pots de la terrasse provient. d’une part des poudres eoliennes lavees par l’eau des pluies sur les pentes des alentours, de l’autre de la poudre eolienne pro- prement dite, â laquelle est venue s’ajouter aussi un peu de vase charriee par le Prut lors de ses crues. Sous l’effet geologique-biologique que les eaux d’inondation ont exerce sur la flore de l’epoque, ce materiei s’est transforme en un sol du type des sols marecageux. Le sol est reste marecageux durant tout le Mousterien, ce qui a favorise la fossilisation des debris animaux. Dans le sol marecageux de la region inondable â cette epoque, l’Homme pouvait chasser plus facilement les grands animaux, le Mammouth par exemple, que sur un sol sec. Le Mammouth s’y revelait tout aussi impuis- sant que l’Elephant d’aujourd’hui lorsqu’il est pris dans les marecages. Le sol fossile marecageux est une des formations les plus riches en pro- duits archeologiques. La faune abonde meme dans les couches superieures, purement eoliennes, et y est parfaitement conservee. Les os et les silex sont recouverts d’une mince couche d’argile violette qui a preserves les pre- miers d’une destruction rapide. On rencontre par endroits des agglomera- tions d’os, de vrais kjokkenmoddings ossiferes. x) Pour prăciser l’altitude absolue du niveau du Prut, nous avons empruntd les don- nies n6cessaires â l’ouvrage de PORUCIC (188). 3* Institutul Geologic al României IGR/ 36 NIC. N. MOROȘAN 36 Nous pouvons comparer les depots ossiferes de La Izvor â ceux de Vis- tornice — Moravie. Generalement, les os de La Izvor ne se trouvent pas dans leur connexion anatomique. Tout â cote des deux moities d’un crâne de boeuf, nous avons trouve un racloir ayant servi probablement â fendre le crâne et â en extraire le cerveau. Cette trouvaille, ainsi que les agglomerations osseuses melees aux instruments lithiques de toutes sortes, les foyers mouste- riens, etc., demontrent que le materiei de notre station se trouve dans sa position primaire, qu’il y a ete apporte et abandonne par l’Homme neander- thalien et non pas depose par les eaux ou transporte par un agent physi- que-mecanique naturel. Sous l’effet de l’inclinaison des depots calcaires et de l’action de la nappe aquifere, les formations microclastiques qui recouvrent ces depots. ont subi de legers glissements en masse; on rencontre en effet par endroits, dans les depots argileux, des surfaces de glissement polies') pouvant atteindre 15 cm de longueur, ainsi que des os et des defenses de Mammouth brisees, qui presentent de legers deplacements les uns par rapport aux autres. Nous n’avons guere observe de stratification bien definie dans toute l’cpais- seur des ddpots de loess. Ce que nous avons indique dans la coupe ci-haut, provient plutot des donnees archeologiques que des donnees petrographiques propremcnt dites, ou fauniques. Dans beaucoup de depots analogues d’autres localites, sur le Prut comme sur le Nistru, on observe la presence de niveaux intercales de sols fossiles, de lehm ou de couches de graviers. Sauf toutefois la couche de sol marecageux, aucune des formations en question n’est representee dans les depots de loess de La Izvor. On rencontre â La Izvor, par-ci par-lâ, de gros blocs de calcaire prove- nant de la myodobore voisine. Ces blocs, dont certains pesent jusqu’â 50 kg, proviennent d’eboulements ou bien ont ete apportes par l’Homme et bas- cules par lui sur le gibier descendant vers le Prut, ou alors lances dans les fosses â loups. La presence de pareils blocs dans les depots d’Ondratiz et de Vistornice a determine C. Absolon â adopter la meme hypothese 2). Les formations doliennes de La Izvor, d’un caractere uniforme, se super- posent â la terrasse inferieure de 5 m du Prut, laquelle contient des os et des molaires A’Elephas primigenius Blum, et de l’industrie levalloisienne roulee. II s’agit donc d’une terrasse wiirmienne. Les depots argilo-loessoîdes et les depots de loess, â industrie mousterienne et autres Industries plus recentes, se sont deposes apres la formation de cette terrasse wiirmienne. Au point de vue archeologique, sont representees â La Izvor les industrios des epoques suivantes: Levalloisien superieur, Mousterien superieur, Au- J) « miroirs de glissement». 2) Le profcsseur C. ABSOLON nous a exprimi cette opinion de vive voix, lors de notre visite au mus6e Anthropos ă Brno, en 1930. «Iky Institutul Geologic al României \ IGRZ X] LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST rignacien et Magdalenien; ensuite, les Industries de l’epoque neolithique, de l’âge de fer et de la periode barbare (?)—historique. FAUNE ET FLORE Quoique faiblement representee, entre autres par Pinus sp., la flore peut quand meme fournir certaines indications sur quelques-uns des phenomenes biologiques qui se sont produits â cette epoque et sur le climat qui y a regne- La faune de cette region n’est representee que par des Mollusques et des Mammiferes. La faune malacologique est representee par Planorbis sp. et Paludina sp., â raison d’une coquille chacune, trouvees dans la couche g (voir la coupe), au contact de la couche sous-jacente h. Dans les autres depots, nous avons rencontre Helix hispida, Succinea oblonga, Chondrula tridens et Helix po- matia, celle-ci seulement ă proximite du sol vegetal. Toutes ces especes etaient representees par un nombre restreint d’exemplaires. La faune mammalogique est representee par les formes suivantes: Elephas primigenius Blum. A La Izvor, on rencontre le Mammouth dans toute l’epaisseur des depots pleistocenes. On a trouve dans les graviers de la terrasse, une defense presque intacte et plusieurs morceaux ou lames de molaires, ainsi que d’autres os de ce Proboscidien. Les depâts â industrie mousterienne sont les plus riches en restes de Mammouth. Presque tous les niveaux en recelent des defenses eparpillees ou plus ou moins entassees. Elles ont probablement ete accumulees lă par l’Homme neanderthalien lui-meme, dans l’intention de constituer des reserves de matiere premiere pour son industrie. Une constatation qui merite d’etre relevee concerne la frequence lamel- laire des molaires. Celle-ci (m. 3) etant inferieure â 8, il en resulte que ce proboscidien etait represente par des formes archaîques normales. Nous si- gnalons egalement que les formes typiques A'Elephas primigenius siberien ne sont pas representees dans les depots paleolithiques superieurs ')• La rarete de cette forme dans les depots du NE de la Roumanie, est un indice que l’Elephas primigenius siberien n’a eu ni l’importance de son predecesseur, ni celle de son contemporain. Le nombre des individus trouves dans nos depots mousteriens est supe- rieur â vingt. *) Au sujet des caracteres de ces animaux, consulter la monographie sur les lîlephants par CH. DepIiRET et L. MAYET (64). Institutul Geologic al României 38 NIC. N. MOROȘAN 38 Le mammouth est aussi bien represente dans les depots du Paleolithique superieur; mais moins bien dans les couches de loess superieures, ou il n’est represente que par des molaires et des defenses. Parfois cependant les dents sont enveloppees dans l’os maxillaire, reduit â l’etat de poudre blanche â infiltrations de loess. Equus caballus fossilis Cuv. (Cheval), syn. Equus caballus Lin. fossilis Meyer. Le Cheval, si abondamment represente dans les depots de la grotte de Stânca Ripiceni, est tres rare dans les formations pleistocenes de La Izvor. Rhinoceros tichorhinus Fischer, syn. Rhinoceros antiquitatis Blum. L’exis- tence du Rhinoceros siberien est prouvee par une dent, provenant de la mâ- choire superieure d’un individu adulte, trouvee au point B, en l’occurence dans la zone de melange des graviers de terrasse â loess, c’est-â-dire â la base du niveau â industrie mousterienne. Bien que Rhinoceros tichorhinus soit contemporain de l’epoque mouste- rienne, il semble toutefois avoir ete plus nombreux â la fin de celle-ci (â en juger d’apres ce que nous avons constate dans l’abri-sous-roche de Stânca Ripiceni). et au Pleistocene (Paleolithique) superieur. Quoi qu’il en soit, il est certain, qu’au Pleistocene superieur, Elephas primigenius Blum, etait beau- coup plus repandu que Rhinoceros tichorhinus et que celui-ci a dispăru du territoire de la Roumanie un peu avant le Mammouth. Bison priscus H. v. Meyer (Bison, Aurochs). Cet animal semble avoir ete plus repandu que le Cheval. Les derniers specimens remontent dans ces depots â l’epoque des invasions barbares et ont ete trouves dans le proche voisinage de squelettes humains (voir plus loin). Bos primigenius Boj.. Boeuf primitif (Urus). II est represente dans les depots mousteriens par quelques molaires inferieures, un peu plus larges et plus hautes que les memes molaires du Bison. Cervus tarandus Lin. (Renne) syn. Rangifer tarandus H. Smith sp. Lin. Le Renne est assez repandu dans beaucoup de stations du Paleolithique superieur du NE de la Roumanie, mais, dans les depots plus anciens, c’est ici â La Izvor, que nous le trouvons represente pour la premiere fois, dans les couches du Mousterien superieur. Son existence est prouvee par la moitie inferieure d’une perche ayant appartenu â un individu jeune. Si l’on rapproche cette constatation de celles faites dans l’abri-sous-roche de Stânca Ripiceni, on est fonde â en conclure que le Renne peuplait la Moldavie et la Roumanie des le Mousterien superieur, c’est-â-dire apres la formation de la terrasse inferieure du Prut. Cervus elaphus Linne (Cerf noble. C. elaphe), syn. Cervus elaphus primi- genius. La familie des Cervides est egalement representee par quelques restes du Cerf noble. Nous avons trouve quelques morceaux de bois de cet ani- mal dans les couches mousteriennes et ensuite dans les couches neolithiques. D’apres les constatations faites ă La Izvor et dans les stations voisines Institutul Geologic al României 39 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 39 de Stânca Ripiceni, on peut en deduire que le Cerf noble a vecu ici depuis le Mousterien superieur. Ursus priscus, syn. Ursus arctos Lin., var priscus. Le seul representant des carnivores pleistocenes dont nous ayons pu determiner la presence dans ces formations est l’Ours; mais c’est â peine si nous en possedons une pârtie du maxillaire superieur gauche, avec l’avant-derniere premolaire et la dent carnassiere voisine, c’est-â-dire pm. 2 et 3, (planche I, fig. 3). A premiere vue ces pieces semblent appartenir aux restes d’un ours de caverne, mais il resulte des mesures que ces dents sont plus petites que les dents correspondantes d’Ursus spelaeus. En outre, elles different par de petits caracteres secondaires de leurs surfaces de mastication. M. Boule estime que ce fragment de mâchoire appartient â Ursus priscus ou, mieux, â U. arctos var. priscus (29, page 255, au milieu). La chose est de grande importance pour nous, car nous enregistrons de ce fait, pour la premiere fois en Roumanie, l’existence de cette espece d’Ours diluvial. Nous ajoutons qu’on a trouve sur le Prut, dans la region de Ripiceni, encore quelques representants des grands carnivores, tels que Felis leo spe- laea et Hyena spelaea (dans la grotte de Stânca Ripiceni). Sur le Dniester on ne cite que de petits carnivores, tels que Caniș lupus et C.vulpes (24’) 6), especes qu’on rencontre aussi ă Ripiceni (Stânca Ripiceni). Du fait qu’on n’a pas encore dccouvert de grands carnivores dans le Pleistocene sur le Dnies- ter, on aurait tort de deduire qu’ils n’y ont pas existe. Outre ces expeces nous avons encore trouve quelques os (une omo- plate, un humerus, etc.) ayant appartenu â un animal de la taille du loup. Faune holocene. La plupart des representants de la faune trouvee â La Izvor est caracteristiques pour le Pleistocene, mais quelques-uns parmi eux, tels le Bison, le Cerf et le Cheval ont ete egalement rencontres dans les depots post-plcistocenes. D’autres animaux, par contre n’ont ete decouverts que dans les couches holocenes, â savoir: Unio pictorum. Sus scrofa Lin., Cricetus fru- mentarius Pall., et en outre Homo sapiens Lin. De toutes ces trouvailles, seu! le squelette d’Homme presente de l’interet. II a ete decouvert au point B, â 1,20 m de profondeur. Le squelette (le thorax et la tete) etait recouvert d’une espece de dalie de calcaire marneux affectant la forme d’un parallelepipede, mesurant 63 cm de longueur, sur 38 cm de largeur et 8,5 cm d’epaisseur. Couche le long d’un grand four neolithique, le squelette etait â peu preș oriente du NE au SW. Les mains reposaient l’une sur l’autre, au-dessus de la region pubienne. A gauche de la tete nous avons trouve l’ustensile mousterien en silex> represente dans la fig. 7, pl. II. *) A la page 41, l’auteur dit avoir trouve une canine d’ourș danș le loess de Mojodova, Institutul Geologic al României IGR/ 4° NIC. N. MOROȘAN 4° A en juger d’apres I’endroit oii se trouvait le squelette, cehii-ci semble remonter ă l’epoque neolithique ; mais si l’on tient compte de son orien- tation et de sa position, il se pourrait bien qu’il fut plus recent et datât de l’epoque de l’invasion des barbares. INDUSTRIE PALEOLITHIQUE DE LA IZVOR INDUSTRIE LEVALLOISIENNE En 1929, nous avons remarque parmi les objets appartenant â l’industrie mousterienne, la presence de quelques pieces presentant une double patine. En 1930, nous avons pu etablir que bien de silex â double patine representaient des instruments remontant â une epoque plus ancienne, et avaient ete fa- șonnes par l’Homme du Mousterien superieur. Les surfaces des silex ă patine ancienne indiquent que ceux-ci ont ete roules et charries. En executant quelques sondages dans les graviers de la terrasse du Prut â La Izvor, nous avons obtenu, outre de nouveaux restes de Mammouth, aussi quelques silex tailles. Ces pieces trouvees dans la terrasse, presentent les memes caracteres que les surfaces des silex â patine ancienne de la couche mousterienne supe- rieure, d’oii l’on peut conclure â l’origine commune des deux categories de pieces. II est fort probable qu’au Mousterien superieur les silex levalloisiens de la terrasse de 5 m se trouvaient souvent â la surface de la terrasse ou de son talus, comme c’est aujourd’hui le cas pour les silex de Cuconești, Gherman-Dumeni et autres localites •). Certaines pieces de cette industrie ont attire l’attention de l’Homme du Mousterien superieur, qui les faconnait soit en pârtie, soit entierement, obtenant ainsi de nouveaux instruments qui repondent â ses nouveaux besoins. Par consequent, dans cette partie-ci de l’Europe, l’Homme paleolithique se comportait d’apres les memes criteriums que son congenere de l’Europe occidentale, qui usait de la meme maniere de certains ustensiles des epo- ques anterieures. Les caracteres morphologiques, physiques et stratigraphiques des silex de La Izvor sont Ies memes que ceux des Industries de Cuconești, Gherman- Dumeni et d’ailleurs, d’oii l’on peut deduire que les silex de la terrasse de La Izvor appartiennent au Levalloisien superieur. Ce qui a ete etabli â l’aide de la stratigraphie archeologique â La Izvor, concorde avec le schema de syn- chronisme des Industries paleolithiques de H. Breuil (45). ') Voir plus loin la description des depots de ces stations paleolithiques. Institutul Geologic al României 4i LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 41 INDUSTRIE MOUSTfiRIENNE SUPERIEURE Industrie lithique. Le materiei presque exclusivement employe pour les besoins de l’industrie lithique est le silex cretace, qui entre dans la fabri- cation dans une proportion de 90 ă 95%. Ce silex est le plus souvent noir, legerement translucide et â patine ex- tremement fine; c’est seulement pour la confection de quelques pieces qu’on s’est aussi servi d’un silex jaunâtre. Sa qualite est generalement supe- rieure ă celle du silex employe pour la fabrication de la plupart des instru- ments decouverts dans la station voisine de Stânca Ripiceni; elle est supe- rieure aussi â celle des pieces provenant des couches du Paleolithique supe- rieur d’ici. Ce silex est d’ailleurs superieur egalement â ceux de La Moustier, La Ferrassie et Combe Capelle, sa structure est plus fine. D’autres roches que nous avons vu egalement utilisees sont le greș compact, le quartzite et le jaspe, dont l’Homme de Neanderthal se servait ici en vue de certains usages, tout comme il tirait parti de blocs plus ou moins grands de calcaire sar- matien detaches de la myodobore dans le voisinage de laquelle il vivait. D’apres les quelques morceaux d’oxyde de manganese et d’oxyde de fer hydrate trouves parmi nos pieces mousteriennes, nous pouvons inferer que l’Homme de Neanderthal connaissait ces mineraux puisqu’il les utilisait, bien qu’â des fins que nous ignorons encore. La surface des produits lithiques presente quelques inodifications, soit sous forme de patine, soit sous forme de stries ou de percussions. D i s q u e s. Les disques ou les fragments de disques sont generalement petits (4,5 â 7 cm), surtout ceux provenant de silex â structure finement granulee. Les nudei de silex de qualite superieure etaient fort recherches, et meme les plus petits morceaux servaient encore â la fabrication de rnenus ustensiles. Seuls les morceaux dont on ne pouvait detacher un eclat suffi- sant, etaient negliges (pl. II, fig. 6). Les grandes dimensions des eclats de meme qualite et certains grands instruments unifaces prouvent que les nu- dei et surtout les blocs matrices dont ils etaient detaches presentaient des dimensions deux ou trois fois superieures. Eclats. Bien que certains eclats mesurent plus de 12 cm de longueur, ceux-ci ne depassent pas habituellement 10 cm. Leur forme varie, affectant tantot le type levalloisien ou mousterien, tantot le type du Paleolithique su- perieur (fig. 9, n° 1). Le nombre total des eclats suffisamment grands pour etre transformes en instruments typiques, depasse trois cents. Plan de f r a p p e. Le plan de frappe de toutes les pieces unifaces, qu’il s’agisse d’eclats ordinaires ou de veritables instruments, est prepare avec soin et methode et couvre une surface rectiligne. II est tres rare que le plan de frappe affecte Ia forme de casque d’acier, particulierement carac- teristique pour le Mousterien du N de la France. Ayant examine de preș Institutul Geologic al României 42 NIC. N. MOROȘAN 42 le plan de frappe de certaines pieces et le bulbe de percussion de toutes les pieces, il ne fait aucun doute pour nous que les pieces etaient confectionnees au moyen de percuteurs en pierre et non pas â l’aide de maillets en bois. Percuteurs. Les quelques cinquante percuteurs decouverts au cours des fouilles presentent des formes variees, allongees, quoique legerement Fig. 9. — Moustdrien superieur primordial (â coups de poing) de La Izvor. Silex. Deux tiers de la grandeur naturelle. 1, eclat; 2, grattoir; 3 ct 5, pointes; 4, racloirs; 6. couteau (voir aussi la pl. II) differentes des formes ordinaires, spheriques, que nous sommes habitues â considerer comme classiques. Quelques percuteurs sont en silex et en quar- tzite, mais la plupart sont en greș. Les zones de percussion sont concentrees â leurs deux extremites, mais par suite de l’emploi prolonge de ces percuteurs, il arrive parfois que des eclats s’en detachent. Coup-de-poings. Les coup-de-poings, dont nous avons trouve 12 â 16 specimens entiers ou incomplets, presentent un interet particulier. k (CR/ Institutul Geologic al României 43 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 43 Leurs formes habituelles sont celles de coup-de-poing amigdaloîde ou sub- amigdaloîde, cordiforme et lanceole (pl. II, fig. 8). Racloirs bifaces. II ne fait aucun doute que la piece de la fig. 7, pl. II, servait aussi bien ă couper qu’ă racler. Quoique ressemblant beau- coup aux racloirs ordinaires, la piece en question en differe par le fait qu’elle est pourvue de deux faces. Elle a ete decouverte dans le voisinage du sque- lette d’Homme postneo- ou neolithique. Sa patine et sa forme identiques â celles d’une autre piece (une moitie) un peu plus petite, decouverte dans la couche mousterienne, demontrent qu’elle appartient probablenient aussi au Mous- terien. Cette piece paleolithique, trouvee â la surface du talus, avait ete uti- lisee par l’Homme (neolithique ?) et enterree â ses cotes apres sa mort. La forme des deux racloirs fațonnes sur les deux faces differe de celle des racloirs ordinaires. II semble s’agir de pieces rares, car nous n’en trouvons pas de description dans d’autres stations. Racloirs ordinaires. Les racloirs sont nombreux (plus de trente) et varies en tant que forme, grandeur et fațonnage. Certains eclats de forme typique sur lesquels nous pouvons constater des traces de retouche, semblent avoir servi de racloirs. Ils sont ordinairement d’un travail soigne. La piece de la fig. 3, pl. II, affecte une forme subtriangulaire; une autre piece est plus ou moins ellipsoîdale. D’autres specimens presentent la morphologie des lames a couteaux (racloir lamiforme: fig. 4, pl. II). Pointes. Nous laisserons de cote les formes de pseudo-pointes mous- teriennes, pour nous occuper exclusivement des pieces de forme classique de pointe, qui sont tres nombreuses. Nous devons cependant reconnaître que le classement et la separation des diverses pieces dans une categorie ou l’autre sont des questions d’appreciation, car, ainsi que G. DE Mortillet (152) et E. Cartailhac (55) l’ont deja fait remarquer, on trouve toutes les formes de passage entre racloirs et pointes. Quelques-unes de nos pieces typiques sont triangulaires et d’autres allongees (fig. 9, nc 5). Sur les unes, le bulbe â plan de frappe n’a subi aucune accomodation, meme lorsque leur region basilaire est un peu moins epaisse que le reste de la piece. Sur d’au- tres pieces toutefois, nous constatons un retrecissement de la region basi- laire, soit ă la pârtie superieure (fig. 9, n° 3), soit â la pârtie inferieure; soit tnfin des deux cotes, lorsqu’une pârtie du bulbe de percussion a ete sup- primee au moyen de retouches d’amincissement. Chez les pieces plus courtes et plus epaisses (10 â 11 mm), la retouche d'accomodation et d’amincisse- ment est beaucoup plus abondante, au point d’aboutir â la forme d’un fer de lance tres pointu, pourvu de deux tranchants fortement aiguises. Burins. Les burins trouves â La Izvor constituent une preuve de l’exis- tence de ces instruments au Paleolithique moyen en Roumanie. Sur les douze pieces decouvertes, cinq seulement peuvent etre considerees comme de veri- tables burins ordinaires, le reste etant des ebauches. Institutul Geologic al României 44 NIC. N. MOROȘAN 44 Grattoirs discoîdaux, grattoirs ordinaires et di- ve r s e s autres pieces. Comme nous l’avons vu, l’Homme nean- derthalien, â force de detacher des eclats et des lames, finissait par reduire le disque (nucleus) â des dimensions minima (voir les pages precedentes); cependant, il ne jetait pas ces restes; il s’attachait, apres les avoir partiellement ou entierement retouches, â en fagonner encore des grattoirs discoîdaux. D’autres grattoirs etaient confectionnes au moyen de lames (grattoirs ordi- naires, fig. 9, n° 2). Outres ces principales categories d’instruments, le materiei prehistorique decouvert â La Izvor contient des couperets, des pieces â encoches, des scies, des pieces tronquees, des pergoirs, etc., le tout en silex. La grande variete des Instruments lithiques mis au jour, la stratigraphie et la faune 1) de La Izvor assignent â cette station de l’antique Pyretus (ancien Prut) une place tout â fait ă part. Industrie osseuse mousterienne. a) Os d’herbivores. Les depots mousteriens de La Izvor nous ont aussi fourni quelques pieces qui contri- buent â eclairer l’utilisation des os ă cette epoque. Nos constatations sont importantes, du fait que la region consideree est, â notre connaissance et jusqu’â present tout au moins, unique en son genre dans l’Europe centrale et orientale. Bien que les os trouves par nous soient peu nombreux, nous pouvons quand meme les repartir en plusieurs categories d’apres leur mode d’utilisation. C’est ainsi que quelques fragments de diaphyses entaillees presentent des entailles concentrees, limitees â un seul bout ou aux deux, alors que sur d’autres specimens les entailles couvrent aussi le reste de la piece, en l’espece la face externe de l’os, comme H. Martin (i 15) l’a ega- lement remarque. En fait de pieces isolees, nous avons decouvert un mor- ceau d’os tarsien de Cheval, un morceau d’os tarsien de Boeuf, un grand eclat affectant la forme d’une pointe et divers autres fragments. La surface de toutes ces trouvailles porte la trace de nombreuses stries provenant des manipulations dont elles ont fait l’objet. D’autres morceaux d’os pointus, prouvent que l’Homme s’en est servi pour ses besoins, â moins qu’il ne les ait meme fagonnes en forme dc pointe pour un usage determine. Ainsi, trois morceaux de cbtes fendues en longueur, mesurant respectivement 23,5 cm, 30 cm. et 34 cm, presentent des pointes aiguisees intentionnellement. On observe la meme chose sur un an- *) En raison du manque de place, nous avons du renoncer â examiner ici le pro- bleme de l’emmanchement des instruments et des armes lithiques, ainsi que la question des foyers et des os brules-calcines. Ces observations restent pour le moment â l’6tat de manuscrit, mais nous esp6rons pouvoir les publier un jour ou l’autre sous forme de notes speciales. Institutul Geologic al României 45 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 45 douiller de bois de Cerf elaphe, long de 16 cm. Parmi les morceaux d’os de Mammouth utilises par l’Homme, deux notamment ont leurs extremites fa- gonnees en forme de poingon gros et court, et polis par un long travail de frottement. b) Ivoire de Mammouth. L’Homme de Neanderthal a em- ploye aussi les defenses de Mammouth. C’est ainsi que nous avons decou- vert trois pieces de forme cylindrique provenant de defenses, et mesurant: Pifece a: 16,3 cm en longueur et 8 cm en diametre. o b: 18,0 » » » 8 cm en largeur et 6 cm en hauteur. » c: 19,0 » » » et 8 cm en diametre '). Trois bouts de defenses mesuraient: Piece/I: 16,0 cm en long. et 3,5 cm en «ipaisseur dans la pârtie la plus forte. » B: 21,4 » » » » 6 cm en Epaisseur ă un bout et 3 cm â l’autre bout. » C: 25,0 » » » s 6 cm en Epaisseur dans la pârtie la plus forte. Nous avons trouve en outre quelques petits eclats d’ivoire, dont le plus grand mesure plus de 20 cm en longueur. Les traces de percussion visibles sur quelques-unes de ces pieces, indi- quent qu’elles ont ete intentionnellement fagonnees par l’Homme paleolithi- que en vue d’un usage semblable â celui des pieces decouvertes â Predmost (collection du musee «Anthropos» de Brno) et dans d’autres stations du Paleolithique superieur en Europe. La forme tellement appropriee des pieces decouvertes ă La Izvor, leurs dimensions similaires, â peu de chose preș et le fait qu’elles ont ete taillecs dans une matiere aussi dure que l’ivoire des defenses de Mammouth ne sont certainement pas l’effet du hasard. II s’agit lâ sans doute de pieces fagon- nees intentionnellement. et constituant le prototype de veritables Instruments servant de percuteurs, pilons, petits casse-tetes ou d’armes et Instruments analogues. II se pourrait que les pieces decouvertes par nous â La Izvor et celle gardee au Musee de Saint-Germain-en-Laye repr^sentassent chronologique- ment, le prototype des Instruments mis au jour â Vistornice, Barma-Grande, Kirilovscaia, etc. Le fait que les os decouverts ont ete fagonnes en vue d’un usage deter- mine, presente une importance consid^rable. Bien qu’on mentionne dans quelques stations mousteriennes de l’Est europeen des commencements de l’industrie de l’os (281 et 21), cette industrie ne semble pas superieure â celle du Prut, encore que, typologiquement, lesdites stations soient ulterieures â l’industrie lithique de La Izvor. Notre station est donc l’une des plus ex- tremes â l’E ou, â cote d’une industrie lithique du Moustdrien superieur, on peut constater que l’Homme employait. pour la fabrication de certains ’) Cette piece, decouverte au point B, est recouverte d’une pellicule de calcite. ||kA- Institutul Geologic al României IGRZ 46 NIC. N. MOROȘAN 46 instruments, aussi des morceaux d’os ou d’ivoire. Pour identifier les os uti- lises par l’Homme, tels que nous les avons decouverts ă La Izvor, nous de- vons nous rapporter â quelques stations mousteriennes de l’Occident. Toutes ces stations, et principalement celle de La Quina, offrent une plus grande variete de formes, et des degres differents d’utilisation des os, au point de montrer une veritable industrialisation (115). Les observations faites par R. Neuville dans la grotte d’Oumm- Quatafa, en Palestine’), nous incitent â admettre, avec certaines reserves, que les eclats d’os etaient utilises des l’Acheuleen superieur. Les etudes auxquelles H. Breuil s’est livre â Chou-Kou-Tien, en Chine (48), competent et cor- roborent l’hypothese touchant les os d’Oumm-Quatafa. Chronologiquement, l’industrie de Chou-Kou-Tien semble etre une industrie synchronique ă notre Paleolithique inferieur, ou peut-etre meme un peu plus ancienne. Ainsi, alors que l’industrie de silex dans le Paleolithique inferieur et moyen evolue et se perfectionne, l’industrie d’os reste â l’etat primitif et ne pro- gresse pas. C’est seulement â partir du Mousterien superieur que se pro- duit une revolution dans l’industrie d’os, laquelle atteint son apogee â peine au Paleolithique superieur. Observations generales sur l’industrie mousterienne de La Izvor. Si l’on reunit toutes les pieces lithiques decouvertes ă La Izvor, â savoir: les con- cretions de materiei brut, les eclats debrutis et ceux dont on a fabrique des instruments, les objets incompletement fașonnes et les objets completement finis, leur nombre depasse 1500, dont environ 30% revionnent aux pieces completement fa<;onnees. Parmi ces 500 et quelques objets aux formes defi- nitives, les eclats fașonnes viennent en tete avec 60%, suivis des percuteurs avec 10%, des pointes de lance et des racloirs avec 6 â 8% et des coup- de-poings avec â peine 3%. Les autres pieces lithiques, burins, grattoirs, etc., sont encore plus rares. Outre l’existence de l’industrie lithique, on constate aussi celle de l’in- dustrie de l’os. Le fait que chaque categorie d'instruments et d'objets est representee par plusieurs specimens aux caracteres morphologiques bien determines, indique l’existence d’une veritable industrie de l’os laquelle, comme nous le savons, prend â peine â partir du Paleolithique superieur un essor consi- derable, realisant des progres specifiques â cette periode. Les objets provenant de l’industrie lithique de La Izvor sont d’ailleurs svcltes et allonges. Grâce â la structure particuliere, superieure, du materiei lithique, les retouches sont regulieres et prolongees. Aussi pouvons-nous considerer qu’au point de vue de la technique, de la morphologie generale ‘) V. VAnthr. t. XLI., Paris, 1931. Institutul Geologic al României 47 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 47 et de l’aspect, les objets lithiques du Mousterien de La Izvor representent une tres belle industrie mousterienne classique, qu’on peut certainement ranger parmi les principales Industries connues de cette epoque. Les racloirs et les pointes assignent une place â part â l’industrie de La Izvor, leur morphologie lui imprimant le caractere d’industrie classique du Mousterien superieur. La presence des coup-de-poings vient â l’appui de cette affirmation car, malgre leur rarete, leur execution soignee prouve que nous n’avons nullement affaire â des formes de degencrescence. L’existence de ces armes demontre egalement en raison de l’absence des elements pro preș au Mousterien final, comme par exemple des pieces du type Abri- Audit, que l’industrie de La Izvor est plus ancienne et constitue une in- dustrie classique du Mousterien superieur â formes primordiales. INDUSTRIE AURIGNACIENNE Cette industrie a ete rencontree au point A, dans le loess, entre 3,50 et 4,10 m de profondeur. Toutes les pieces sont fațonnecs dans le silex. A part les eclats nous indiquant le facies du Paleolithique superieur, nous avons trouve les pieces suivantes: un grattoir carene pyramidal, un joii rabot nu- cleiforme de 10,6 cm de longueur, quelques burins, un grattoir â lame bien retouchee et un cclat retouche, qui fait l’effet d’une piece degcneree â double encoche. Outre les silex aurignaciens, nous avons encore trouve de nom- breuses pieces mousteriennes, telles que racloirs, pointes, eclats, etc. On les distingue facilement d’apres la patine et surtout d’apres leur morphologie mousterienne typique. Comme les pieces mousteriennes n’ont pas ete fațonnees, mais seulement utilisees par l’Homme aurignacien, elles ne sauraient etre prises en consi- deration pour determiner l’âge de cette couche. Les silex aurignaciens pro- prement dits sont les seuls qui puissent nous indiquer l’âge du depot en ques- tion, nous permettant de l’attribuer plutot â l’Aurignacien superieur qu’â l’Aurignacien moyen. Nous aboutissons â cette deduction, aussi bien par l’examen des pieces typiques de l’Aurignacien, que par la comparaison avec l’industrie plus riche de la couche No. 1 de la grotte de Stânca Ripiceni, attribuee â l’Aurignacien post-moyen. Nous avons mis au jour dans le meme depot, quatre eclats de defenses de Mammouth assez fortement desagregees, qui se trouvaient les unes â cote des autres â trois metres de profondeur. Trois de ces eclats portent des traces d’incision produites apparemment â l’aide d’un instrument de silex. Ces pieces pourraient bien avoir servi de plaquettes â graver, car la gravure sur l’os et la pierre constituait, comme on le sait, l’art de predilection de l’Homme aurignacien. Institutul Geologic al României 16 R/ 48 NIC. N. MOROȘAN 48 INDUSTRIE MAGDALfiNIENNE La difference de profondeur de la couche de loess dans laquelle nous avons decouvert les pieces attribuees a cette industrie, â savoir 1,50 â 3,00 m au point A. et 0,80 m au point B, s’explique par la declivite du sol et l’amin- cissement des couches du point A au point B. Au point A nous avons trouve des eclats, des lames de silex ou de greș, non retouchees et retouchees, etc. Au point B, outre les pieces banales que nous avons egalement rencon- Fig. 10. — Magdalănien de La Izvor. Silex. Gr. nat. trees au point A, comme par exemple les grattoirs et des burins, nous avons encore decouvert un admirable micro-nucleus prismatique (fig. 10, n° 4), et un double burin (fig. 10, n° 7). A en juger d’apres la stratigraphie et ces quelques pieces, nous sommes porte â attribuer cette industrie au Magdalenien. En 1932, mon frere J. Moroșanu, eut l’occasion de ramasser, â La Izvor, entre autres eclats, une belle piece de silex cretace. D’apres sa morphologie, cette derniere est une pointe typique de Châtelperron, caracteristique de l’Aurignacien 11 inferieur, et quant â sa retouche abrupte et ses lignes gene- 49 le PLfilSTOCfiNE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 49 rales, elles nous rappellent les pointes de La Gravette, caracteristiques de l’Aurignacien superieur. Mais, comme on le sait, des formes dans le genre du facies de la pointe de La Gravette typique, existent aussi dans le Magda- lenien superieur. Cette piece indique la presence, dans le loess, dc silex typiques de cer- taines epoques du Paleolithique superieur. INDUSTRIE POST-PAL&OLITHIQUE (NEOLITHIQUE, PROTOHISTORIQUE ET HISTORIQUE) Le sol vegetal recele partout des produits des Industries neolithique, protohistorique et meme historique. On trouve des silex et des specimens de ceramique neolithique. meme dans la pârtie superieure de la zone de loess â infiltrations d’humus. II resulte de toutes ces donnees, que la region de La Izvor a etc habitee, avec des interruptions plus ou moins grandes, depuis le Mousterien (Leval- loisien superieur) jusqu’ă nos jours. CONCLUSIONS SUR LA STATION DE LA IZVOR La rive droite du Prut dans la region de Ripiceni — Bold (Stânca Ripiceni — La Izvor), a ete habitee par diverses peuplades paleolithiques aussi bien que par des peuplades d’epoques plus recentes. II nous en est reste des vestiges, sous forme d’industries variees, debris de cuisine, foyers, traces dc constructions sommaires, etc. L’epoque levallosienne, dont l’industrie plus ou moins remaniee se trouve dans les graviers de la terrasse inferieure semble, tout au moins partielle- ment, etre anterieure â la formation de la terrasse de 5 metres du Prut. Cette epoque est caracterisee par une faune de climat tempere, â tendance au froid. L’Homme vit encore en plein air. L’industrie du Mousterien superieur classique se superpose directement aux formations de graviers des memes terrasses inferieures du Prut. Cette epoque est donc ulterieure â la formation des depots de la terrasse de 5 metres. Les debris de Mammouth, assez frequemment rencontres dans les couches superieures des depots de terrasse, en meme temps que d’autres representants de la faune du Mousterien superieur, tels par exemple. le Renne et la flore de cette epoque, indiquent l’existence d’un climat froid. Comme toutefois la grotte de Stânca Ripiceni n’etait pas encore formee, l’Homme neanderthalien menait, ici ă La Izvor, une existence en plein air, dans un vallon ă peine protege par le paleorelicf environnant contre les vcnts du N et du NE. II n’est toutefois pas exclu que ce vallon ait ete defendu contre •1 Institutul Geologic al României 5° NIC. N. MOROȘAN 5° les courants atmospheriques froids, grâce â la presence des forets de sapins qui se trouvaient dans le voisinage. L’examen des depots geologiques de La Izvor demontre que le Prut n’a plus ici depose du gravier apres la formation de la terrasse inferieure du Prut. En rcvanche, au Mousterien superieur. il semble y avoir eu de petits debor- dements du Prut, dans le genre de ceux qui se produisent aussi de nos jours annuellement, et qui ont pour effet de recouvrir le terrain d’une mince couche de limon. Pourtant, au Mousterien superieur, les graviers de terrasse etaient par endroits decouverts, comme on peut s’en rendre compte encore presente- ment. Nous tirons cette deduction du fait que l’Homme du Mousterien su- perieur, en recueillant la matiere premiere des graviers de terrasse, ramassait aussi des pieces levalloisiennes, qu’il refașonnait de maniere â en obtenir de nouveaux Instruments (voir les pieces â double patine, pp. prec.). L’etude de ces memes depots de La Izvor demontre egalement, qu’ici la riviere n’a nullement modifie ni la direction, ni l’altitude absoluc de son cours, d’oii nous deduisons que i’ecorce terrestre de cette region de la Mol- davie semble n’avoir subi aucune oscillation importante sur la verticale, du moins ă partir du Pleistocene superieur. Neanmoins, une lente immcrsion commence vers la fin de cette periode. Le fait que les sols fossiles, sauf le sol marecageux, manquent dans les depots eoliens mais existent dans d’autres parties de la meme terrasse infe- rieure du Prut, indique que ces formations ne sont ni constantes, ni carac- teristiques de tous les depots similaires et synchrones. Etant donne les rapports entre les formations mousteriennes superieures et les depots grossiers de terrasse qui, suivant l’altitude et la faune, ne peuvent appartenir qu’â la periode wurmienne, on peut affirmer que l’e- poque mousterienne superieure est post-wurmienne, selon l’ancienne accep- tion du terme, ou ulterieure au Wurm I, conformement â la nouvelle nomen- clature. II appert de ce fait, qu’en Europe orientale, tout comme en Europe occi- dentale, les industrios du Mousterien superieur appartiennent â une seule et meme epoque; elles presentaient un developpement synchrone, sinon meme simultane. On pourrait en dire autant de l’industrie levalloisienne qui, â en juger d’apres les caracteres qu’elle presente, appartient ă la periode pre-wiirmienne ou, autrement dite, â l’interglaciaire riss-wiirmien. Partant des subdivisions du Mousterien et de certaines deductions logi- ques, nous concluons que l’industrie mousterienne typique (Mousterien moyen) est contemporaine de Ia periode glaciaire wurmienne. L’industrie lithique du Mousterien de La Izvor est relativement abon- dante en varietes d’instruments, dont chacun est represente par plusieurs României și LE ELfilSTOCfiNE ET LE PALfiOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 51 specimens. On peut en dire autant de l’industrie de l’os. Toutes ces decou- vertes indiquent que nous sommes en presence d’une riche station. La technique speciale dont certaines series d’instruments ont fait l’objet, tels par exemple les pointes, les racloirs et les couteaux, indique avec preci- sion que la plupart des instruments mousteriens etaient emmanches. Les foyers temoignent qu’au Mousterien l’Homme etait maître du feu, tandis que les os calcines et brises fournissent des indications sur la maniere dont l’Homme s’alimentait. Les blocs de calcaire de formes assez regulieres, servaient â briser les gros os pour en extraire la moelle et â briser les defenses afin d’en fagonner des instruments. Les « crayons » d’oxyde de manganese prouvent que, tout comme en Oc- cident, l’Homme paleolithique, du moins celui du Paleolithique moyen et superieur n’ignorait pas l’emploi des matieres colorantes. Si les industrios paleolithiques superieures et celles qui leur ont succede ne presentent pas une importance speciale au point de vue technologique, elles nous servent au moins â connaître quelque chose des anciennes popu- lations qui ont vecu â La Izvor. Les rapports etroits qui existent entre les formations archeologiques (Lc- valloisien, Mousterien, etc.) de La Izvor, et les formations geologiques et pa- leontologiques (la terrasse du Prut), assignent â notre station une importance exceptionnelle, au point que nous pouvons la considerer jusqu’â present comme unique en son genre ; cela non seulement pour la Roumanie, mais aussi pour toute l’Europe centrale et orientale. Si l’on parallelise la station de La Izvor avec sa voisine toute proche de Stânca Ripiceni, il en resulte que, de l’Aurignacien superieur â la fin de l’c- poque magdalenienne, l’Homme vivait aussi bien en plein air, comme c’est le cas pour La Izvor, qu’abrite dans des grottes, comme l’exemple nous en est fourni â Stânca Ripiceni. Le fait qu’une grotte aussi incommode que cette derniere a ete longuement habitee par notre ancetre paleolithique, montre que dans cette periode le climat excessivement froid faisait preferer la vie glyptique â celle - en plein air. Ces deux stations sont contemporaines dans les dernieres formations ar- cheologiques (Aurignacien superieur, Magdalenien). En ce qui concerne ces deux epoques, nos stations se completent reciproquement par certaines cate- gories d’industries ou de representants de la faune de la meme epoque ; c’est ainsi qu’on peut etablir la succession relativement continue dans l’evo- lution des Industries, de la faune et de la flore d’ici, comme il a ete explique d’une fagon circonstanciee aux chapitres et paragraphes respectifs. Cette comparaison permet de suivre avec plus de facilite l’evolution des facteurs climatologiques, depuis ces temps jusqu’â nos jours. Ceux-ci sem- blent avoir constitue un climat froid continuei, du Mousterien superieur â 4* 52 NIC. N. MOROȘAN 52 l’epoque magdalenienne inclusivement. C’est ă peine avec le commencement du Post-paleolithique que la faune et la flore connaissent des modifications et qu’on peut parler d’un climat plus doux. En comparant l’industrie mousterienne du Prut, â celle de la station de Molodova sur le Dniestcr (Nistru), on parvient â etablir une continuite rela- tive dans l’dvolution du Mousterien superieur classique dans le NE de la Roumanie. Si l’industrie mousterienne classique de La Izvor n’offre que peu de points de comparaison avec le Mousterien de Transylvanie et de Tcheco- slovaquie, elle presente en echangc une affinite un peu plus prononcee avec le Mousterien de Russie. La faune mousterienne de La Izvor et de Stânca Ripiceni offre plus de ressemblance avec celle de Tchecoslovaquie et de Pologne qu’avec celle de Transylvanie et de Russie. La ressemblance tres remarquab’e entre le Mousterien du Prut et celui des stations mousteriennes typiques de France, demontre avec encore plus de force le caractere de cette industrie, prototype du vrai Mousterien classique, et prouve qu’en Europe orientale l’industrie mousterienne classique a suivi un developpement strictement identique ă celui de l’Europe occidentale. La connaissance de nos stations contribuera probablement de beaucoup ă preciser le role de la Peninsule Balkanique dans les migrations des peuplades paleolithiques venant d’Asie Mineure en Europe. Les rapports entre le Mous- terien du Prut et celui de Palestine nous fournissent certaines indications â ce sujet. B) AUTRES DEPOTS PLElSTOC£NES ET STATIONS PALEOLI- THIQUES SUR LA RIVE DROITE DU PRUT LE PALEOLITHIQUE DE STÂNCA HRIȚENI A environ 3 km au N du village de Stroici, en amont et sur la rive droite du Prut, se trouve une colline sarmatienne peu elevee, dite Stânca Hrițeni. qui est separee de Stânca Corpaci, situee en face d’elle, en Bessarabie, par la vallee epigenique du Prut. Sur la colline dite Stânca Hrițeni on trouve de nombreux et divers instru- ments de silex paleolithiques et neolithiques. Les silex paleolithiques sont caracterises par une patine speciale et par le facies morphologique propre au Paleolithique superieur. Cet endroit presente un interct incontestable par le fait qu’il demontre qu’on peut trouver des restes paleolithiques meme ă fleur du sol. Tout comme les roches similaires, celle-ci a surement ete couverte par des depots eoliens durant la periode paleolithique superieure et post-paleolithique. Les Institutul Geologic al României 53 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 53 depots de couverture ayant ete laves plus tard par les eaux des precipitations atmospheriques, le materiei paleolithique est reste â la surface. Certains points culminants de Ia region consideree, semblent toutefois n’avoir meme pas ete couverts par les depots eoliens pleistocenes. LE PLEISTOCÎsNE ET LE PALEOLITHIQUE DE MANOLEASA-PRUT A l’extremite S du village de Manoleasa, dans le district de Dorohoi, sur le Prut, se trouve une haute colline isolee, dite La Holmu ou Dealul Satului. Les depots detritiques de la terrasse quaternaire situee au pied de la colline, mesurent de 1,80 m ă 3 m d’epaisseur. Ils se trouvent â 10—12 m de hauteur au-dessus du niveau normal du Prut et se superposent aux calcaires sarmatiens. Les depots eoliens de la petite carriere de cette localite sont formes des couches suivantes, en allant de bas en haut: a) Argile â la base, suivie d’un loess assez argileux, de couleur claire, mesurant ensemble 1,20 m d’epaisseur et se superposant aux graviers et aux sables de terrasse b) Couche de loess fonce — sol fossile inferieur—de 1,20 m d’epaisseur, de teinte brun fonce tirant sur le noir et ă structure prismatique. La couche abonde en petits tubes de diverses dimensions, vides ou contenant des con- cretions, de carbonate de chaux, qu’on rencontre aussi sous forme de taches blanches. Etant donne sa couleur, on peut assez facilement separer cette couche, de la couche c qui repose sur â elle. c) Loess jaune-fonce, de 0,60 m d’epaisseur, presentant une structure analogue ă celle de la couche b. d) Sol fossile superieur, semblable â la couche de sol fossile inferieur, mais d’une teinte plus claire, avec une nuance brune tirant sur le rouge. Dans sa pârtie superieure, ce sol fossile passe insensiblement au sol actuel. Le sol fossile superieur et le sol actuel mesurent ensemble 1,10 m d’epaisseur. On observe dans cette coupe l’absence du loess superieur qui, en d’au- tres endroits de la region, s’interpose entre le sol fossile superieur et le sol actuel. En matiere de faune, ces depots ne recelent que le Cheval et le Boeuf fos- siles. Leurs debris, dans un etat de decomposition avancee ainsi qu’on peut l’observer chez les os provenant des depots de loess, ont ete recueillis par terre. A en juger d’apres leur aspect, ils semblent provenir des formations eoliennes. Nous avons decouvert in situ, dans la pârtie inferieure du sol fossile supe- rieur, plusieurs eclats de silex paleolithiques superieurs et un joii rabot sur un nucleus. Sur la pente S de la colline nous avons egalement recueilli plu- -t 1 Institutul Geologic al României \jcrz 54 NIC. N. MOROȘAN 54 sieurs pieces paleolithiques superieures, parmi lesquelles figure un beau grattoir-burin. Ces objets ont remonte â la surface du sol par suite du lavage et de l’effritement de la colline par les eaux de pluie. Toutes ces pieces pre- sentent une patine bleuâtre. La morphologie des pieces et leur retouche assez lâche nous incite â attri- buer ces pieces ă l’industrie magdalenienne. LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITIQUE DE ȘERPENIȚA Le hameau de Șerpenița, dans le depart. de Dorohoi, constitue le point S extreme sur le Prut ou les depots cretaces affleurent encore sur la rive droite de la riviere (148). Si l’on juge d’apres les enormes quantitcs de silex que l’Homme a prelevees dans le Cretace de cet endroit, celui-ci a certainement presente, en raison de sa position, une importance particu- liere pour l’Homme paleolithique vivant dans les alentours du Prut. Le point paleolithique dit La Pod, qui nous interesse, se trouve en amont sur le Prut, ă la limite N du village. Aux bancs des depots cretaces qui s’elevent de 1 â 2 m au-dessus du niveau normal du Prut, se superpose du gravier de terrasse, de 1,60 â 2,50 in. d’epaisseur, lequel represente une terrasse inferieure de la riviere. Au-dessus, succede une formation argileuse â intercalations de sabie melee â un peu de gravier de 1,80 â 2,20 m d’epaisseur. Les concretions de calcaire de cette formation sont tres rares et petites. Dans le depot argileux â intercalations de sabie nous avons observe la presence de quelques rares fragments de coquilles de Gasteropodes. Au-dessus, se trouve une couche formee d’argile loessoide et par endroits d argile, de 0,70 m d’epaisseur, laquelle represente la zone de passage au sol vegetal. Le sol vegetal mesure de 0,30 â 0,50 m de puissance. A diverses profondeurs depuis la surface et surtout â 0,85 in, ensuite â 1,10 m et 3,00 m de profondeur, se trouvent des couches riches en silex tailles. On trouve egalement, dispersees sur des surfaces reduites d’environ 75 cm de diametre des centaines d’eclats, de morceaux de nucleus et de concretions de silex, entasses les uns sur les autres. Nous n’avons rencontre que tres rarement de veritables instruments fașonnes, tels que grattoirs ou burins. Ces trouvailles nous font croire qu’il s’agit d’un vaste atelier. En nous basant sur le fait que ces silex se trouvent tout preș du sol vege- tal, ayant en consideration aussi la morphologie de quelques pieces, nous attribuons les silex de la couche superieure ă l’epoque magdalenienne. On n'observe ici aucune difference precise entre les silex de la couche superieure et ceux des couches sous-jacentes. Ja Institutul Geologic al României IGR/ 55 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 55 LE PLEISTOCENE ET LA STATION DE PÂRÂUL ISTRATI A 1,5 km au S de la commune de Mitoc (depart. de Dorohoi) le con- fluent du ruisseau Istrati avec le Prut se produit sous un angle tres aigu, en determinant un promontoire. Ce promontoire montre la constitution suivante: depots cretaces â la base, lesquels s’elevent dc 4 m au-dessus du niveau du P ut, un peu de gravier de terrasse â peine roule, recouvert d’un fin sabie argileux de 1 â 2 m d’epaisseur, puis argile loessoîde et loess de 3 â 5 m d'epaisseur, et finalement le sol vegetal. Les fossiles font defaut. Nous avons trouve dans l’argile loessoîde, plus particulierement entre 2 et 3 m de profondeur, de nombreuses pieces paleolithiques. Si l’on pour- suit le profil le long du promontoire, on voit que les debris paleolithiques recouvrent une superficie de plus de 200 metres carres. Des fouilles sommaires de reconnaissance ont demontre que le mobilier decouvert â cet endroit ressemblait beaucoup â celui de Șerpenița, avec cette difference que nous avons trouve ici des instruments plus nombreux, parmi 1 esquels des percuteurs faconnes en greș, en quartzite et parfois aussi en silex. On y voit aussi souvent de gros galets de ces roches que l’Homme a trans- port es pour les employer comme percuteurs. Parmi les nombreuses eclats de toutes especes, quelques-uns presentaient un facies de racloirs. Le tranchant de ces instruments, dont 1'epaisseur atteint jusqu’ă 28 mm, presentait des traces de retouche indiquant qu’ils avaient servi et meme des retouches pratiquees intentionnellement. D’autres instru- ments etaient tailles en forme de pointes mousteriennes, certaines montrant des traces de pseudo-retouche sur leur plan de frappe. Les lames, aux formes les plus variees, sont relativement nombreuses, tandis que les burins ou les lames en coup de burin sont tres rares. Considerees dans leur ensemble, les trouvailles d’ici indiquent non seu- lemcnt l’existence d’un atelier paleolithique, mais encore celle d’une vraie station. La situation geographique et la topographie generale de I’endroit sont propres egalement ă l’etablissement d’un atelier, comme d’une station. A en juger d’apres l’aspect grossier et lourd, les objets decouverts semblent devoir etre attribues â l’epoque aurignacienne. LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE MITOC Deja en 1885, Gr. Ștefănescu (247) a signale la presence de pieces pa- leolithiques â Mitoc. C’est la premiere decouverte d’objets appartenant â l’industrie paleolithique mentionnee en Roumanie, car la decouverte du Paleolithique en Transylvanie par A. Koch date de 1891 (102). En 1898, M. I. Simionescu a lui aussi decouvert â Mitoc des silex faconnes, qu’il mentionne dans un de ses ouvrages (232 a)1). *) La collection du Laboratoire de Geologie de l’Universit<5 de Iași contient un de ces < M Institutul Geologic al României \_IGR/ NIC. N. MOROȘAN 56 Sur le territoire de la commune de Mitoc (depart. de Dorohoi), l’industrie paleolithique est disseminees sur plusieurs points, dont les plus interessants sont La Pichet, La Mori et La Malul Galben. Le premier point, dit La Pichet, se trouve â un kilometre au N de la com- mune de Mitoc, en amont sur le Prut. Le point dit La Mori se trouve egalement sur le Prut, preș du centre de la commune, tandis que celui dit La Malul Galben est situe sur le ruisseau Ghireni, ă quelques centaines de metres de l’endroit ou il se jette dans le Prut. Le point de La Pichet. A cet endroit, nous avons constate la succession suivante, de bas en haut: a) Depots cenomaniens, presque exclusivement formes de blocs et de con- cretions de silex qui s’elevent de 2 ă 3 m au-dessus du niveau normal du Prut; b) Gravier de la terrasse inferieure, pauvre en sabie et mesurant 2,50 â 3,50 m d'epaisseur; c) Sabie melange ă du gravier de terrasse, mesurant 4 m d'epaisseur; d) Sabie fin contenant quelques petits elements de gravier; 4 â 5 m d’epaisseur. Dans sa pârtie superieure ce sabie est tres argileux: e) Loess argilo-sableux, Fig. 11. — Aurignacien post-moyen de Mitoc-La 6 ă 7 m, Pichet. Silex. Deux tiers de Ia gr. nat. f) Sol vegetal, 0,30 â 0,70 m; Sauf quelques rares Gasteropodes comme Succinea oblonga, nous n’avons pas remarque d’autres restes de faune quaternaire. Dans toute 1'epaisseur des depots eoliens nous n’avons rencontre que tres rarement des silex tailles. A un endroit, au contact avec le sol vegetal, nous avons observe une agglomeration d’une dizaine d’eclats ou mer- ceaux de concretions de silex, sans toutefois decouvrir nulle part un instrument faqonne. Etant donne son cours actuel, il resulte que durant ces 30 ou 40 dernieres annees le Prut a du se deplacer d’au moins une dizaine de metres. L’eboule- specimens, portant l’etiquette «Silex taille ». VII, 1898, Collection I. SIMIONESCU. Ce silex represente un beau percuteur, travailld sur un nucleus cylindrique ă facettes regulieres. CJA; Institutul Geologic al României yiGR/ 57 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 57 ment de la berge a probablement aussi provoque la destruction de la pârtie du terrain ou Gr. Ștefănescu avait observe en 1885 de nombreux silex. Les silex que nous avons recueillis par terre ou trouves in situ (lames, bu- rins, grattoirs, etc.), sont assez massifs et lourds. Ceci met bien en evi- dence la maîtrise atteinte par l’Homme du Paleolithique superieur (fig. 11). Le caractere morphologique des pieces les plus typiques nous incite â les attribuer plutot ă l’Aurignacien superieur qu’â l’Aurignacien moyen. Le point dit La Mori. Dans la region de La Mori, la coupe de la rive du Prut, juste au-dessous du jardin appartenant au paysan Nicolae Andrieș, est formee des depots suivants. En bas, au niveau de l’eau, les de- pots cretaces, â peine observables mais atteignant immediatement en amont de la riviere une epaisseur de plusieurs metres. Au-dessus, le gravier de terrasse, mesurant 1 m d’epaisseur. Le sabie qui lui succede atteint jusqu’â 1,50 m. Puis, de l’argile loessoîde mesurant plus de 4 m d’epaisseur et mon- trant dans sa moitie superieure une structure de loess. Le sol vegetal avec 0,30 m d’epaisseur. La couche paleolithique, de 0,30 m d’epaisseur, se trouve dans la couche d'argile loessoîde, â 2 m de profondeur. Elle se distingue par la presence de nombreux morceaux de charbon et d’os, de quelques restes de cuisine de l’Homme diluvial et de pieces de son mobilier industriei, lequel appartient au Paleolithique superieur. La faune de la couche archeologique est representee, par Cervus cf. ta- randus L., par des debris de Cheval fossile et par quelques valves d’Unio sp. La couche archeologique, aussi bien que le reste du depot d’argile loessoîde et de loess contiennent de nombreuses coquilles de Gasteropodes tels que Helix pomatia L., Ciprea nernoralis L., representant des individus de tous les âges, Helix (aspirai) Mull., et quelques rares exemplaires de Buliminus (Chondruba) tridens Mull. et de Succinea (Lucena) oblonga Drap. La flore est representee par le genre Quercus, determine par M-elle Su- zanne Leclercq, qui a examine des charbons vegetaux provenant de La Malul Galben et de La Mori (113). La determination de M-elle Leclercq concorde avec la presence des Dicotyledonfe â Malul Galben. Cette determination trouve un appui dans l’oppinion de R. Popovici (187) qui incline â admettre l’existence du genre Quercus dans la periode paleolithique de la Bessarabie (ibidem, page 44) et G. Polanskyj qui, dans son ouvrage sur le Quaternaire du Dniester de la Podolie galicienne (183a), cite le genre Quercus meme pour le Mousterien de Kasperivcji. Quant aux charbons du Paleolithique de Mezin, que Th. Volcov pre- tend etre de chene (273), P. EfimenkO (72) a montre qu’il s’agit de char- bons d’os; les vrais charbons phytopaleolithiques de Mezin ne se pretent Institutul Geologic al României ie r/ 58 NIC. N. MOROȘAN 58 pas â des determinations precises. Nous retrouvons la meme observation chez M. Hrushevsky (95 a), que I. G. Botez d’apres une traduction du texte russe mal faite par un etudiant, a interpretee d’une maniere erronee (24, page 42). Pour ce qui est toutefois de l’affirmation de Botez relative â l’existence, au Paleolithique, de forets dans le fond des vallees du Dni- ester (N de la Bessarabie), elle est confirmee par la presence des restes phytopaleolithiques du Prut et du Dniester dont il a ete question plus haut. L’industrie lithique du point La Mori presente un caractere particulier, propre au Paleolithique superieur, par les nombreux grattoirs courts que Fig. 12. — Magdalenien de Mitoc: La Mori. Silex. Gr. nat. nous y avons trouves; le plus grand, de forme presque quadrangulaire, ne mesure meme pas 4 cm de longueur. Les autres grattoirs, encore plus petits, affectent une forme presque discoide (fig. 12). Outre ces petits grattoirs, nous avons aussi decouvert une pointe â pe- doncule (idem, n° 3). Des pieces de cette nature reapparaissent, comme on sait, dans la seconde moitie du Paleolithique superieur, â savoir au Magda- lenien superieur et plus tard meme, â l’epoque azilienne. A en juger d’apres la forme de quelques esquilles provenant d’os longs, il semble bien que celles-ci aient ete employees par l’Homme. Nous pre- ciserons cependant qu’elles sont desagregees. Si l’on compare l’industrie de La Mori â celle de la couche superieure de La Izvor, on constate une grande ressemblance, notamment en ce qui concerne les grattoirs circulaires trouves, tandis que d’autres pieces mon- trent que les Industries de ces deux stations se coinpletent reciproquement, 59 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 59 Nous deduisons, d’apres cette ressemblance entre les pieces lithiques, la faune ct la stratigraphie du terrain, que ces deux Industries appartiennent ă la me- me epoque, ă savoir au Magdalenien superieur et non pas â l’epoque azilienne. Le nombre eleve de grands Gasteropodes, principalement de Helix pa- mat ia L., indique que l’ensemble archeologique et stratigraphique de La Mori est plus recent que celui du point La Izvor; aussi sommes-nous porte ă attri- buer la station La Mori â l’epoque finale de l’etage magdalenien. Malgre le nombre peu eleve d’instruments decouverts â La Mori, ce point presente une grande importance, parce que son mobilier industriei semble indiquer une affinite plutot technique que de synchronisation avec les stations de regions plus ou moins eloignees, ainsi qu’avec la station mag- dalenienne Kyrilovscaia de Kiev et celle de Gontzi-Poltava (218). Nous deduisons d’apres le rapport des depots de La Mori avec le cours et le lit du Prut que, depuis une epoque encore bien anterieure au Magda- lenien superieur et jusqu’ă nos jours, la riviere n’a pas, ici non plus, modific son cours, comme nous l’avons du reste constate aussi ailleurs. Cela tient ă la resistance qu’opposent â l’erosion les depots cenomaniens et tortoniens dans lesquels le Prut a creuse son lit. L’epaisseur de la couche eolienne contenant des restes paleolithiques dans les divers endroits situes sur le Prut, varie d’un point ă l’autre. Alors qu’elle atteint 8 ă 10 m ă Pârâul lui Istrate, â Pichet-Mitoc la meme suc- cession de couches depasse 10 m d’epaisseur. Nous en deduisons que l’in- tensite de depot et l’intensite de lavage variaient d’un point â l’autre. Le point dit La Malul Galben est situe sur le ruisseau Ghireni, ă environ 400 metres de l’endroit ou celui-ci se jette dans le Prut. Le depot le plus ancien de La Malul Galben est constitue par du gravier de terrasse apparte- nant â la terrasse inferieure du Prut. La coupe des formations geologiques dans lesquelles se trouve la station de La Malul Galben nous montre dans la pârtie superieur : 0,30 m, et par endroits meme 0,85 m, de sol vegetal au-dessous duquel viennent: 5,20 m de loess typique jaune clair; 0,10 m de couche fossile paleolithique superieur; 1 m de loess d’une structure analogue â celle du loess superieur; 1,20 m de loess sableux passant graduellement â une argile sableuse; 2 â 3 m de sabie legerement argileux; Environ 1 m de gravier de terrasse relativement menu, qui forme la base de la coupe. De petits Gasteropodes terrestres, tels par exemple Helix hispida, fort nombreux, Succinea oblonga et Pupa muscorum, qui abondent surtout dans la couche archeologique, sont les seuls representants de la faune d’ici. Institutul Geologic al României 6o NIC. N. MOROȘAN 60 Les charbons de plantes rencontres dans la couche paleolithique et exa- mines par M-elle Leclercq appartiennent ă une Dicotylee. Le materiei paleolithique se trouve dans le depots de loess typique, sans sols fossiles, superpose aux formations de terrasse inferieure, ă plus de 5 m sous le sol vegetal. En ce qui concerne l’industrie paleolithique d’ici, elle se compose d’ec- lats et de quelques lames aux formes sveltes. Les quelques pieces lithi- ques que nous avons pu recueillir nous indiquent avec exactitude qu’il s’agit lâ d’une industrie paleolithique superieure assez developpee. Resume. II existe dans la region de la commune de Mitoc trois points principaux et importants au point de vue archeologique et de stratigraphie quaternaire, lesquels se superposent tous aux depots de la terrasse inferieure du Prut. Dans l’un de ces points, â La Pichet, le depot eolien, haut de plus de 10 m, forme de sabie et de loess typique, recele une industrie aurigna- cienne superieure primordiale, et une autre probablement plus recente. A La Malul Galben, dans du loess typique et â 5 m 5 de profondeur, nous trou- vons une industrie paleolithique superieure developpee, qui pourrait bien appartenir â l’epoque magdalenienne. A La Mori, â plus de deux metres de profondeur, dans une argile loessoîde, nous constatons l’existence d’une industrie magdalenienne superieure evoluee. AUTRES POINTS PALEOLITHIQUES SUR LA RIVE DROITE DU PRUT Outre les stations paleolithiques que nous venons de decrire, on a ega- lement decouvert, tant en amont de Mitoc qu’en aval de Stânca Ripiceni et sur divers points situes entre les stations mentionnees, quelques pieces paleolithiques. Parmi ces endroits, se trouvant tous dans le depart. de Do- rohoi, nous citerons Aruștei (Boldu), Stânca Manoleasa-Prut, Rîpele dela Odăi (entre Șerpenița et Livenii Vechi), Pod-Livenii Vechi, Valea Cioco- iului (en amont de Livenii Noi), La Izvoare Mitoc, La Stânca Mitoc, Ghi- renii lui Curt, etc. Le Paleolithique est mal represente au S de Stânca Ripiceni; quel- ques indications dans les collines de Stânca Ștefănești, â environ 25 km en aval du Prut, nous semblent insuffisantes. Cela tient probablement â ce qu’au Paleolithique superieur l’Homme s’etablissait lâ ou il trouvait du silex dans les depots des environs, comme p. ex. dans ceux de Șerpenița, Mitoc et autres lieux. Au S de Ripiceni, les grandes concretions de silex devien- nent de plus en plus rares. Elles y sont reduites â de petits morceaux dans le gravier arrondi, provenant des regions ou les depots cenomaniens â silex affleurent dans le lit du Prut ou de ses tributaires ; mais c’est seulement au M Institutul Geologic al României IGRZ 6i LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 61 Paleolithique moyen que les graviers de terrasse etaient encore assez de- couverts. L’Homme neanderthalien y trouvait encore, mais non sans diffi- culte, des concretions se pretant aux besoins de son industrie. C’est ce qui explique pourquoi, en dehors d’un disque levalloisien trouve dans les graviers de la terrasse inferieure du Prut, au-dcssous de la sucrerie de Ripi- ceni (carrieres de Calman-Unguru, 1920 â 1923), nous n’avons trouve au- cune autre piece appartenant au Paleolithique moyen sur la rive droitc du Prut et en aval de Ripiceni. II est probable qu’il existe encore d’autres pie- ces levalloisiennes, car nous n’avons pas explore les graviers des terrasses de la rive droite aussi longuement que ceux de la rive gauche de la riviere, oii nous avons decouvert des centres contenant une industrie levalloisienne. Au Pleistocene superieur, presque tous les depots de terrasses inferieures etaient recouverts par des formations eoliennes, qui empechaient l’Homme du Paleolithique superieur d’cxtraire facilement des graviers de la terrasse le silex necessaire. C) LES DEPOTS PLEISTOCENES ET LE PALEOLITHIQUE MOYEN DE LA RIVE GAUCHE DU PRUT LE PLEISTOCENE ET LE LEVALLOISIEN DE VASILICA (MÂNZĂTEȘTI) A environ 3 km en amont des depots d’Ungheni, sur le Prut, que N. Florov avait choisis en 1926 comme point de repere pour sa chronologie du Quaternaire de Bessarabie, s’etendent les depots quaternaires de Vasilica. Outre une succession interessante des couches, nous y trouvons egalement des restes de mammiferes et des objets prehistoriques, choses que nous ne rencontrons pas dans les depots d’Ungheni. La succession stratigraphique, en partant du bas de la berge et l’epais- seur des couches sont les suivantes: a) 0,00—0,75 m d’argile violette, compacte (buglovienne ?). Dans certains endroits cette argile se trouve au-dessous du niveau normal de la riviere. Le conglomerat de gravier de terrasse superpose â l’argile, represente une couche reduite et comme etendue et comme epaisseur (0,20 m). b) 2,50 m de menu gravier de terrasse melange avec beaucoup de sabie et contenant des couches rouillees â oxydes ferrugineux. A l’extremite de la coupc, en aval, ce depot atteint 4 ă 5 m d’epaisseur. On y trouve des mor- ceaux de bois silicifies bien roules. En fait de faune, nous avons rencontre Elephas primigenius Blum., forme archaique (plusieurs molaires), des grands Bovides, un Cheval et des silex appartenant au Levalloisien superieur. c) 1,00—1,30 m de sabie pur de terrasse. Institutul Geologic al României 62 NIC. N. MOROȘAN 62 d) 3,00—4,00 m de loess devenant par-ci par-Iâ un peu argileux. Vers l’extremite de la coupe, en aval, on peut observer dans ce loess jusqu’â trois couches plus foncees, semblables aux sols fossiles d’Ungheni. La faune est representee par une defense de Mammouth, de tres nombreux exemplaires de Helix hispida L. de toutes les dimensions, Succinea oblonga, et quelques rares specimens de Pupa muscorum. e) 0,50 m de loess riche en infiltrations d’humus. Ceramique protohisto- rique. f) 0,50 m de sol vegetal. Au point de vue de leur morphologie ct de leur aspect, les silex sont iden- tiques aux pieces de Gherman—Dumeni et de Durduca. Ils appartiennent au Levalloisien superieur. Dans ses grandes lignes, la stratigraphie de Vasilica est identique â celle d’Ungheni1). Les graviers de terrasse se trouvent â la meme altitude relative et ont les memes caracteres petrographiques que ceux d’Ungheni. Quoique ces gra- viers avoisinent et se trouvent du meme cote de la Valea Dulfa (ligne du chemin de fer roumain Perival—Pârlita—Vasile Lupu), on n’en constate pas moins que, dans le voisinage du vilage de Vasilica les graviers d’une terrasse superieure sont bien representes, tandis qu’â Ungheni on ne les poursuit qu’en partant de certains indices et bien plus difficilement. La position g^ographique du point Vasilica, entre Ungheni et Blindești, localites presentant une identite prononcee quant â la succession et aux caracteres des couches, nous aidera â etablir l’âge des terrasses, du loess et des sols fossiles dans la vallee du Prut ct â faire certaines rectifications con- ccrnant la chronologie des depots d’Ungheni en particulier et celle du Quater- naire du NE de la Roumanie en general. LE PLEISTOCENE ET LE MOUSTERIEN MOYEN DE SCULENI A l’extremite N du bourg de Sculeni, au point dit La Izvoare, lâ ou le Prut attaque la rive gauche, on observe une coupe dont la succession des couches est la suivante: a) 0,75 m de sol vegetal; b) 0,75 m de sol formant la transition du sol vegetal â la couche de loess sousjacente; c) 2,00 m de loess typique jaune; d) 0,30 m de couche fortement sableusc, contenant du sabie finement argileux; l) Voir: N. FL0R0V, 77, pase 92. Institutul Geologic al României IGR/ &3 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 63 e) 1,40 m de loess typique, jaune, normal; f) 0,30 m, couche fortement sableuse; g) 1,00 m de loess typique, mais avec une teneur en argile plus elevee; h) 0,50 m d’argile loessoîde; i) 2,50 m de terre glaise; k) 2,00 m de sabie â menu gravier. Ce sabie presente par endroits une structure lenticulaire ou croisee; l) 2,20 m de menu gravier de terrasse mele du sabie. Ce gravier est Fig. 13. — Dîsque mousterien de la terrasse infărieure de Sculeni. Silex. Gr. nat. assez riche en oxydes de fer. Faune: Elephas primigenius Blum., Cervus (plaphus L. ?); un disque paleolithique; m) 0,50 m de conglomerat de gravier de terrasse. La plupart des ele- ments de quartzite et de silex atteignent la grosseur d’un oeuf de poule. De rares fossiles: Bos. sp.; n) 1,20 m d’argile violette, (buglovienne ?) qui descend aussi au-dessous du niveau du Prut. Outre des Gasteropodes terrestres du loess qu’on rencontre par-ci par-lâ â differentes profondeurs dans le depot eolien, la faune de La Izvoare est Institutul Geologic al României 64 NIC. N. MOROȘAN 64 representee par des molaires A'Elephas primigenius Blum.1), de longs mor- ceaux d’os A’Elephas sp., un fragment de corne de Cervus (elaphusi) et un fragment de dent, deteriore, et roule de Bos sp. La derniere piece a ete de- tachee d’un morceau de conglomerat, de sorte qu’elle provient surement du gravier de la terrasse. Bien que les fragments A’Elephas et de Cervus aient ete ramasses par terre, le mode de fossilisation indique, sans contestation possiblc qu’eux aussi proviennent des depots de gravier ou de sabie de cette terrasse inferieure du Prut. Le mobilier paleolithique n’est represente que par un joii disque, taille uniformement tout autour et sur les deux faces (fig. 13). D’apres la maniere dont il a ete fațonne, ce disque semble appartenir â une epoque un peu plus recente que le Levalloisien superieur (Lev. IV—V). Le fait que le disque â ete trouve dans des graviers indique qu’il a du etre confectionne â une epoque correspondant au temps de formation de la terrasse de 5 m. Or, comme nous avons trouve â La Izvor meme, dans les depots se su- perposant â cette terrasse, une riche industrie appartenant au Mousterien superieur-primordial, il en resulte que le depot de la terrasse correspond â une epoque immediatement anterieure. Comme, aussi bien â La Izvor qu’ailleurs, les silex du Levalloisien supe- rieur sont tres roules, il s’ensuit que seules les pieces non roulees ou celles presentant de faibles traces d’usure se trouvent dans une position stra- tigraphique primaire; et alors la formation de cette couche contenant des silex correspondrait â l’epoque archeologique du Mousterien moyen et non pas du Levalloisien. L’âge du disque n’est en contradiction ni avec la mor- phologie de ce dernier, ni avec les donnees d’ordre paleontologique, et, chose importante, le resultat que nous avons obtenu correspond aux chronologies geologo-archeologiques de M. Boule (30) et de H. Breuil (45), qui ont utilise pour leurs travaux de nombreuses et abondantes donnees d’ordre paldontologique, archeologique et stratigraphique. II n’existe donc â La Izvoare aucune indication concernant la presence de sols fossiles que nous avons rencontres ă Blindești, Vasilica et Ungheni, bien que les depots eoliens d’ici se superposent aux memes depots de terrasse et â la meme altitude relative; nous y observons, par contre, inter- posees dans l’epaisseur du loess, deux couches sableuses (d et /), qui elles non plus ne sont pas continues sur toute la longueur de deux â trois cents metres de cette coupe. Bien que par leur position stratigraphique les couches de sabie correspondent aux sols fossiles d’autres coupes, nous x) Deux molaires de Mammouth [Elephas primigenius) decouvertes ici ont 6t6 vues, au printemps de 1932, par MM. E. PATTE, I. G. BOTEZ et I. ATANASIU, au poște de gen- darmeric de Sculeni, d’ou ces pieces ont ete envoydes plus tard â la L6gion de Gendar- merie de Bălți. |Jr- Institutul Geologic al României IGR/ 65 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 65 estimons cependant, pour des raisons que nous donnerons plus loin, que ces couches ne sauraient etre ni assimilees aux sols enfouis, ni synchronisees avec ceux-ci. Quant â l’âge de la terrasse, la presence du disque temoigne comparativement â d’autres points, qu’elle est wiirmienne (Wiirm I). LE PLEISTOCENE ET LE LEVALLOISIEN DE GHERMAN-DUMENI A environ quatre kilometres du bourg de Sculeni et ă deux kilometres du point fossilifere de Micleușeni, situe en amont sur le Prut, se trouve une autre jolie coupe geologique de depots quaternaires non loin des villages de Gherman et de Dumeni. La stratigraphie des depots de bas en haut est la suivante: a) A la base, une couche de glaise violette, compacte, tertiaire, de 2,20 m d’epaisseur (epaisseur qui varie d’ailleurs de 0,70 m â 3 m au-dessus du niveau normal du Prut). Une bonne pârtie du lit de la riviere est creusee dans ces depots tertiaires; b) Les depots de terrasse qui succedent recouvrent la glaise violette et sont formes d’une couche epaisse de 4,20 m de gravier, â petits elements de silex et de gravier carpatique, melanges avec beaucoup de sabie. Ces de- pots presentent une disposition croisee ou lenticulaire et leur faune est celle que nous citons plus bas. La couche inferieure, epaisse de deux metres, est plus riche en oxydes de fer et contient Unio tumidus Retz Unio sp., et Unio pictorum L. (?) La pârtie superieure du depot, beaucoup plus riche en sabie pur, est recouverte par endroits d’une couche d’argile plus ou moins rou- geâtre; c) Les formations eoliennes constituent une couche d’environ 7 m d’epais- seur, composee de 3 m de loess brun fonce, auquel se superpose 1 m de loess de teinte plus claire, recouvert d’une couche de loess epaisse de 10 cm, rouge brique et fortement oxydee. Vient ensuite 1 m de loess typique, jaune clair, avec 0,75 m de couche de passage au sol vegetal, lequel mesure 0,50 â 0,75 m d’epaisseur. Nous avons decouvert dans le loess une molaire de Cheval fossile. La composition, la structure et l’epaisseur des depots de ter- rasse et des depots eoliens se modifient de plus en plus â mesure qu’on s’e- loigne du point d’ou nous sommes partis pour decrire la coupe et ce fait empeche de situer d’une facon indiscutable la zone de separation entre l’horizon inferieur et l’horizon superieur des depots de terrasse. Les restes paleontologiques appartiennent â deux categories differentes. L’une, groupe des os fortement fossilises ou meme petrifies et roules, qui semblent etre specifiques â l’horizon inferieur. Nous y avons decouvert des debris A'Elephas antiquus Falc., de Cheval et d’autres mammiferes. Tous ces 5 Institutul Geologic al României 66 NIC. N. MOROȘAN 66 restes se trouvent en gisement secondaire. L’autre categorie contient des os intacts ou â peine roules, mais qui s’effritent plus ou moins facilement â cause de leur etat de desagregation. Ils pourraient bien etre specifiques â l’horizon superieur. Nous y avons determine des restes de: Elephas primi- genius Blum., forme archa'ique, Rhinoceros tichorhinus (?), Equus caballus fossilis Cuv., Cervus megaceros C.3 Cervus (Dama) cf. Somonensis Desm., Bos Fig. 14. — Levalloisien superieur de la terrasse infdrieure du Prut. 1, 5 et 6 de Gherman - Dumeni; 2, 3 et 4, de In Durduca (Cuconeștii - Vechi). Silex. Deux ticrs de la gr. nat.; 5, racloir-hachoir sur plaquette de silex, 6paisseur maximum 2,2 cm; 6, disque. primigenius Boj., Bison priscus H. Meyer, Unio tumidus Retz et Unio pictorum L. Mobilier paleolithique. En 1929, nous avons decouvert ă l’extremite amont de la coupe, dans l’horizon superieur des formations de terrasse, un joii disque en silex et quelques eclats. Plus tard, nous avons encore trouve d’autres pieces lithiques, des os utilises par l’Homme et meme des Instru- ments tailles dans des os, tel par exemple un stylet-poințon. 67 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 67 Les silex ci-dessus se trouvant, comme c’est le cas pour le point de La Izvor, in situ dans le gravier de la terrasse (synchronique â ceux de La Izvor), appartiennent au Levalloisien. Les silex N-os i, 5 et 6 de la fig. 14 appartiennent, selon H. Breuil, au Levalloisien superieur ou au Levalloisien IV—V. Quant â l’âge des depâts quaternaires de Gherman—Dumeni, etant donne que la terrasse de 5 metres est inferieure ă celles qui, dans la meme region, se trouvent â des altitudes plus elevees et qu’elle contient, outre des restes A'Elephas antiquus Falc. decelant des traces de roulement, des silex leval- loisiens egalement roules, nous devons admettre que le gravier appartient au Wiirmien (Wiirm I), comme les depots de la meme terrasse â La Izvor —Ripiceni et Lopatnic; les depots qui se superposent â ce gravier doivent etre attribues dans ce cas â la periode ayant succede au Wiirm I, c’est-â-dire au Post-Wiirm I—Holocene. LE LEVALLOISIEN DE ÎN DURDUCA (CUCONEȘTII VECHI) Dans les rives du Prut alentours de la commune de Cuconeștii Vechi, les graviers de terrasse sont relativement bien represent^s, mais c’est seu- lement au point dit în Durduca qu’ils affleurent bien, en occupant une certaine etenduc. Ces graviers sont constamment remanies et melanges avec de nouvelles alluvions du Prut par ses eaux de debordement. Ce point, distant d’une centaine de kilometres en amont de Gherman—Dumeni, se trouve sur le rive gauche du Prut, exactement en face de Stânca Ripiceni et de La Izvor. Nous avons recueilli dans le melange de gravier de terrasse et d’allu- vions, outre des coquilles de Gastdropodes aquatiques, aussi des Lamelli- branches actuels et quelques debris de Mammiferes, â savoir des molaires fortement petrifies de Cheval fossile, un morceau de bois de Cerf, un eclat de defense d’Elephant et un morceau de dent petrifiee et bien roulee d’un grand Boeuf. C’est egalement ici que nous avons decouvert des silex levalloisiens. Les pieces collectionnees par nous, environ une centaine, sont faqonnees dans des silex noirs ou bruns. Entierement recouvertes d’une forte patine, ces pieces presentent sur leurs bords des traces d’usure, et on observe quel- ques rares stries et des esquilles nouvelles de pseudo-retouche ou de dete- rioration mecanique. On trouve parmi ces pieces des disques, des lames leval- loisiennes, des pointes, etc., qui indiquent tous une morphologie levalloi- sienne superieure (fig. 14, Nos. 2, 3 et 4) 5* Institutul Geologic al României 68 NIC. N. MOROȘAN 68 D) LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE SUPERIEUR DE LA RIVE GAUCHE DU PRUT LE PLEISTOCBNE ET LE SOLUTREEN DE LA MOARA POPEI (CUCONEȘTII VECHI) A environ deux kilometres de la commune de Cuconeștii Vechi, vers le N, au lieu dit La Moara Popei, les rives du Prut deviennent de nouveau abruptes et subissent les attaques continuelles de la riviere. Les depots normaux mediterraneens s’elevent ici â 0,90 m au-dessus du niveau normal du Prut. On y rencontre parfois aussi une argile smectique et des calcaires (miodobores) sarmatiens affleurent dans le voisinage. A ces depots se superpose une couche, epaisse de 5 m, de gravier de terrasse menu, argileux, pauvre en oxydes de fer. Le sabie se trouve en faible quan- tite. II s’accumule parfois dans des poches lentiformes, mais contient meme alors de petits elements de gravier. L’epaisseur totale du depot de terrasse varie de 3,50 â 5 m. En matiere de faune, nous y avons trouve Elephas pri- migenius Blum, (une molaire, des debris de defense et d’os) et un grand Bo- vide represente par un morceau- de maxillaire inferieur et des fragments d’os longs. L’argile loessoîde qui succede au gravier atteint une epaisseur de 7 â 10 m, Sa pârtie infcrieure contient des blocs de calcaire sarmatien de dimen- sions variables (de 100 ă 150 kg), qu’on rencontre aussi &3 ou 4 m au-dessus du gravier de terrasse. A peu preș au meme niveau que les blocs superieurs existe une couche d’environ 0,50 m d’epaisseur, de cailloutis siliceux pre- sentant par endroits une disposition lenticulaire. Ce cailloutis est fortement melange avec de l’argile ou avec un peu de sabie. Les blocs de calcaire et le gravier proviennent des bancs sarmatiens et des graviers de la terrasse superieure immediatement voisine, lesquels dominent la region. On trouve dans le cailloutis, et surtout plus bas que cette couche, de rares silex paleo- lithiques. Ils y ont peut-etre ete abandonnes par l’Homme prehistorique; mais il se peut aussi que les eaux des precipitations les y aient vehicules depuis la terrasse d’en haut. Le fait qu’on rencontre les silex paleolithiques le plus sou- vent sous la couche de cailloutis n’infirme pas notre hypothese que, dans leur position stratigraphique primaire, ils se trouvaient dans les formations eoli- ennes qui se superposaient autrefois aux depots de terrasse de 35 â 40 m. Ils ne presentent aucun signe indiquant qu’ils auraient ete roules. Comme on le verra, ces pieces paleolithiques fourniront des indications satisfai- santes sur l’epoque de depot de la couche de cailloutis et sur l’âge relatif des couches d’argile loessoîde au-dessus du cailloutis. Industrie. Outre les silex ramasses par terre, nous avons aussi decouvert des pieces paleolithiques in situ. Leur patine, assez briliante, presente une Institutul Geologic al României 16 R/ 69 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 69 Fig. 15. — Les silex de La Moara Popei, trouves conjointement avec la pointe en feuille de laurier No. 3 dc pl. VI. Deux tiers de la grandeur naturelle. teinte grise tirant sur le bleu ; seuls deux silex etaient blancs. Sur plusieurs de ces pieces nous avons observe des pellicules de calcite. La pointe en feuille de laurier (fig. 3, pl. VI) recemment decouverte (1932) situe l’epoque exacte de ces silex, au Solutreen moyen. Dans l’etat oii elle se trouve actuellement, cette piece en feuille de lau- rier presente les dimensions suivantes: long. 77 mm, larg. 34 mm, epais. 11,5 mm, poids 27,5 gr. La pointe qui lui manque mesurait probablement de 7 â 12 mm, de sorte qu’on peut estimer la longueur totale de la piece â 84—90 mm. Si l’on compare la morphologie gene- rale et la technique de cette piece â cel- les d’autres specimens similaires, on cons- tate aisement une ressemblance parfaite avec les pointes en feuille de laurier decou- vert es en Hongrie. De meme que la plupart des pieces solutreennes de Szeletha (99 et 100 ; 94,44), ou de Biikk (91), notre specimen est long, relativement epais et presente une base arrondie. Nous observons egalement une ressem- blance de notre piece avec les quelques feuilles decouvertes isolement en Transyl- vanie (205, 207 et 208) et avec les feuilles solutreennes trouvees en Occident, aussi bien qu’en Pologne (105; 216). Nous pouvons donc admettre que les silex (fig. 15) rencontres dans les depots loessoîdes de La Moara Popei appartien- nent au Solutreen moyen evolue ; que les couches d’argile loessoîde au-dessous de la couche contenant les pieces paleolithiques, dans l’espece la couche qui se superpose â la formation de terrasse, peuvent etre attribuees ă une epoque anterieure au So- lutreen moyen evolue et que la couche loessoîde superposee â la couche â cailloutis contenant les pieces decrites, correspond au Solutreen superieur et â des epoques ulterieures. Mais notre feuille de laurier presente aussi une grande importance â un point de vue beaucoup plus general, car sa presence â La Moara Popei, ainsi que des trouvailles similaires â In Ponoară sur le Prut et â Babin sur le Dniester, prouvent que l’industrie solutreenne des pointes en feuille de laurier existait aussi en Roumanie extracarpatique (Moldavie et Bessarabie). Institutul Geologic al României 70 NIC. N. MOROȘAN 70 LE I’LEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE ÎN PONOARĂ (CUCONEȘTII VECHI) Plus au N, par consequent en amont du lieu dit La Moara Popei, s’etend une region connue sous le nom de în Ponoară. On observe â în Ponoară, surtout au lieu dit Malul Galben, les depots d’une terrasse s’elevant de 35 â 40 m au-dessus du niveau normal du Prut. Cette terrasse est recouverte par des formations eoliennes, consis- tant en diverses especes de loess. Les depots eoliens de Malul Galben sont eloignes d’environ deux cents metres — â voi d’oiseau — du cours du Prut. La succession des couches y est la suivante: a) 0,10 â 0,30 m de sol vegetal; b) 2,20 m de loess jaune clair; c) 0,40 m de loess legerement altere, brun clair; d) 0,35 m de loess tres legerement altere, dans lequel nous avons de- couvert un silex magdalenien (voir ci-dessous); e) 0,85 m de loess fortement altere, brun fonce. C’est de toutes Ies cou- ches, la couche foncee la plus nette; on peut la poursuivre sur plus de 100 m. Les silex trouves ici appartiennent au Solutreen moyen; f) 0,50 m de loess brun; g) couche de loess inferieur altere contenant de nombreuses concretions calcaires'); h) du sabie recouvrant du menu gravier de la terrasse situee de 35 ă 40 m au-dessus du niveau normal du Prut. L’eboulis qui recouvre la couche ne permet pas d’en dcterminer 1'epaisseur avec toute la precision desi- rable, mais nous l’estimons â 5 jusqu’â 7 m. La couche contient des restes indeterminables de Mammiferes (des herbivores et un carnivore), de tres nombreuses coquilles mal conservees, plusieurs menus Cerithiums, Unio et de Pectinides tertiaires; i) au-dessous de ces depots quaternaires se trouvent des argiles et ensuite des couches de calcaires tertiaires. Les argiles et les formations quaternaires glissent vers la riviere; on y observe des types de glissement et d’eboule- ment tres varies, qui ont d’ailleurs fait donner â la region le nom de In Ponoară, lequel suggere l’idee de ruine ou d’eboulis. Cette succession des couches quaternaires n’est point la meme sur toute la longueur de la coupe; au contraire, chaque extremite presente certaines particularites qui meritent d’etre mentionnees. C’est ainsi que vers l’extre- mite E (en amont) la couche c finit par se perdre, etant remplacee par une couche de menu gravier qui atteint jusqu’â 2m d’epaisseur et qui renferme *) Nous avons trouvd dans cette couche de sol fossile une d^fense, assez recourb^e, de Mammouth, dans un 6tat de d^sagregation extreme. IGR,/ Institutul Geologic al României 7i LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 71 de nombreuses concretions calcaires. Cette couche recouvre une argile alteree â concretions calcaire et ă taches violettes ou rouillees. A l’extre- mite W (en aval), on observe que la couche e (sol fossile moyen) se souleve de plus en plus, au point que l’on finit par la rencontrer â 2 ou 3 m seule " ment de profondeur. Nous avons extrait de la couche subjacente, â 50 cm de profondeur, une molaire A'Elephas primigenius Blum, â lamelles frequentes. Cette couche, qui mesure de 4 â 6 m d’epaisseur, est formee en haut d’un fin sabie blanc, au milieu de sabie rouille et en bas de loess â concretions et ă nombreux Gasteropodes: Pupilla muscorum Mull., Succinea oblonga L., Zua sp. Un peu plus en aval, on observe sous le sol vegetal, dans le premier rnetre de loess, deux bandes aux teintes brunes et grisâtres faible- ment perceptibles. On apercoit, plus bas dans le loess, une autre zone coloree (e) et finalement le loess contenant de nombreuses concretions. Outre les Gasteropodes habituels, nous avons rencontre partout dans le loess divers restes de mammiferes, parmi lesquels Elephas primigenius Blum., et ramasse par terre un fragment de bois de Cervus sp. Industrie. Toutes les pieces decouvertes ici sont faqonnees dans du silex cretace provenant du Prut. D’apres la morphologie de la technique et la patine, tout le mobilier paleolithique trouve ici peut etre reparti en 3 groupes distincts, â savoir: a) silex mousterienoîdes â patine bleu fonce; b) silex solutreens, â patine blanche tirant sur le bleu; c) silex magdaleniens, ă patine noire et briliante. a) Silex mousterienoîdes. Les pieces appartenant ă cette ca- tegorie qui meritent d’etre signalees sont un disque et un racloire-pointe. Le disque mesure 8 cm diam. et 3,8 cm epais. Nous l’avons trouve dans la valiee, preș d’un sentier longeant le lit de la riviere. A en juger d’apres la morphologie cette piece semble etre plutot un coup-de-poing discoîde qu’un nucleus discoîde ordinaire (disque) du Paleolithique moyen. Les pieces ont le facies mousterien. Peut-etre appartiennent-elles meme au Mousterien, ou bien me- me â une epoque plus recente du Paleolithique superieur tout en presentant la morphologie des silex mousteriens. b) Silex appartenant au Solutreen moyen. Font pârtie de cette categorie deux nudei et un grattoir decouverts in situ, ainsi que la magnifique pointe en feuille de laurier reproduite ă la fig. 3, pl. VI, dont les dimensions sont: longueur 106 mm, largeur 42 mm, epaisseur 10 mm, poids 43 gr. Cette pointe en feuille de laurier a ete trouvee dans 'e loess eboule. Les morceaux de loess brun adherant encore ă la piece et les petites incrustations de calcite qu’on observe par-ci par-lâ â sa surface. indiquent que cet instrument a ete enseveli dans les depots eoliens-loessoîdes. La patine blanc-gris de la feuille ressemble ă la patine des nudei decou- - Institutul Geologic al României 16 R/ 72 NIC. N. MOROȘAN 72 verts in situ â quelques metres de distance seulement; d’oîi nous deduisons que tous ces silex appartiennent au Solutreen moyen classique. c) Silex m a g d a 1 e n i e n s. C’est â ce groupe qu'appartiennent la plupart des pieces. Comme le materiei (silex noir), la patine et la morpho- logie des pieces ramassees presentent les memes caracteres que pour 1'in- strument b (voir plus bas et aussi fig. 16), extrait du loess â 3 m de profondeur1), il ne fait aucun doute que tous les silex de ce groupe provi- ennent de la meme couche et appartiennent â une seule epoque. Laissant de cote les eclats et Ies petites pieces qui ne presentent aucun interet parti- culier, nous nous arreterons plus longuement aux trois pieces lourdes, oblongues, de coupe transversale triangulaire, dont Ies dimensions et le poids sont les suivants: Piece a: longueur 20,9 cm, largeur 5,1 cm, hauteur 6,3 cm, poids 740 gr. » b: » 16,1 » » 5,6 » » 6,8 » o 502 » (Fig. 16) » c: » 14,5 >) » 6,0 » » 4,0 » » 375 ;> L’importance de ces pieces est d’autant plus grande que les termes de comparaison font defaut, aussi bien dans les regions limitrophes, que dans toute l’Europe centrale et orientale. II faut aller jusqu’en France pour y trouver des elements de la meme familie, â l’aide desquels on puisse preciser l’âge de notre mobilier. Deux de nos pieces, sinon les trois, rentrent dans la categorie des pieces connues sous le nom de «grands silex arques» ou « grands racloirs » de l’epoque magdalenienne (Magdalenien superieur); on n’en a rencontrees jusqu’â pre- sent que dans quelques stations de France. II resulte de ce que nous venons de dire que d’apres le facies morpho- logique une pârtie des silex decouverts â In Ponoară indiquent un facies mousterienoîde. Comme ils ont ete ramasses par terre, ils ne presentent pour le moment qu’une importance d’ordre typologique, et non pas stra- tigraphique. D’autres silex appartiennent, tout comme la belle pointe en feuille de laurier, au Solutreen moyen d'Occident. Etant donne les rapports techniques existant entre les instruments d’ici et ceux provenant de la couche V (Solutreen inferieur) de Ripiceni, il s’ensuit que notre Solutrden moyen pointes en feuille de laurier est synchronique au Solutreen moyen de France. Si nous nous basons sur des termes de comparaison que nous ne trou- vons qu’en France, une troisieme categorie de nos silex appartient au Mag- dalenien superieur. Nous deduisons de la presence de ces categories de silex, que le Solu- treen moyen aussi bien que le Magdalenien superieur sont repr^sentes en Roumanie et en Europe orientale et que l’Homme qui y vivait â ces epoques ’) Pour etre plus precis, de la zone de loess situ^e entre 2,70 m et 3 m de profondeur. Institutul Geologic al României 73 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 73 paleolithiques employait des instruments travailles selon la meme technique et les memes procedes que ceux dont se servait l’Homme habitant aux memes epoques la France. Etant donne que quelques-unes de ces pieces paleolithiques ont etc de- couvertes in situ dans des couches eoliennes contenant Elephas primigenius Pig. 16. — Un des «grands silex arques» ou «grands racloirs » magdaleniens de In Ponoară (Cuconeștii-Vechi). A, vu dc dcssus; B, vu du cdt6 droit. Deux tiers de la gr. nat. Blum., il en resulte qu’elles sont contemporaines de ce Proboscidien. Mieux encore, nous avons etabli qu’une bonne pârtie, soit 5 ă 6 metres, des de- pots microclastiques loessoides superposes ă la terrasse de 35 ă 40 m, se sont deposes au Paleolithique superieur. 74 NIC. N. MOROȘAN 74 Le nombre restreint de silex trouves au point dit La Malul Galben, te- nant de In Ponoară, vient de ce que nous n’avons pas affaire ă une vraie station â l’air libre, mais seulement â une halte fortuite que l’Homme dut y faire, probablement au cours d’une chasse. Cette hypothese est rendue vraisemblable par la configuration paleogeographique et geographique de la region, car le lieu dit La Malul Galben, expose ă toutes les oscilations et intemperies, domine un vaste horizon et s’avere propice, sinon pour chasser, tout au moins pour observer les mouvements du gibier. Or, s’il arrivait â l’I-Iomme paleolithique de s’arreter parfois â un promontoire (par exemple aux plateaux des environs des Eyzies, de la roche de Solutr£, etc.), il ne les choisis- sait jamais pour y sejourner. Tout ceci nous incite â supposer que la vraie station devait se trouver quelque part dans le voisinage. Si l’on admet que la couche C de loess altere est un sol fossile, il s’en- suit, selon les donnees paleolithiques, que l’epoque archeologique du Mag- dalenien superieur a precede la formation de cette couche; mais si l’on ne considere la couche C que comme un subhorizon superieur de la couche E de sol fossile, il en resulte que l’epoque magdalenienne est plus ou moins synchrone de la formation de la couche superieure de sol fossile. Une conclusion analogue peut etre tiree du fait que les pieces solutreennes de- crites ci-dessus ont ete trouvees ă une profondeur d’environ 5 m. Ici, â In Ponoară, le loess de la terrasse de 35 â 40 m a continue â se deposer apres l’epoque solutreenne, atteignant le maximum d’epaisseur durant le Paleolithique superieur evolue. Au cours de cette periode de sedimentation, deux couches de sols fossiles se sont formees dans le depot de loess; mais elles font defaut dans certains endroits de la coupe, bien que les formations eoliennes de leurs couches superieures soient synchrones. Or, comme il a ete etabli que le Paleolithique superieur est synchrone des periodes geologiques Post-Wiirm I et Wiirm II et de la phase post-glaciale, il s’ensuit que la complexite stratigraphique enregistree plus haut a du se produire durant cet intervalle. pal£olithique de stânca corpaci En face de la Stânca Hrițeni, ou existe une industrie prehistorique â fleur du sol, se trouve la Stânca Corpaci, dans le district de Bălți, au confluent du Racovăț et du Prut. Bien plus vaste et plus haute que la Stânca Hrițeni, la Stânca Corpaci s’eleve ă environ 40 m au-dessus du Prut. Son flanc nord est abrupt. Nous avons trouve divers instruments prehistoriques dans les tranchees et fosses creuses lors de la guerre mondiale. Ces excavations s’etendent le long de la crete et de la cote S de cette mydobore de calcaires sarmatiens et entament surtout les depots quaternaires des graviers de Ia ’ .JCR Institutul Geologic al României 75 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 75 terrasse de 40 m et les argiles loessoîdes qui les recouvrent. Le fond des tranchees et leurs parapets formes d'argiles loessoîdes, contiennent des pieces du Paleolithique superieur, qu’on peut par consequent recueillir in situ. D’apres un rabot-silex arque, le materiei lithique de la roche de Corpaci pourrait etre attribue â l’epoque magdalenienne, ou pour mieux dire, au Paleoli- thique superieur. LES DEPOTS MAGDALgNIENS DE BADRAGI En 1926, nous decouvrîmes en passant quelques silex paleolithiques dans les excavations d’ou l’on extrait de la terre-ă-briques, preș du village de Badragi, appele aussi Băscăceni (134). En 1929 nous y entreprîmes de petites fouilles. Ces fosses se trouvent juste en face du point paleolithique de Șerpenița, situe de l’autre cote du Prut (voir pag. preced.). Comme la rive du Prut ne presente qu’une faible declivite â cet endroit, il nous manque la coupe exacte des depots places sous la couche aux silex paleolithiques. Ces depots sont generalement representes par des calcaires du Miocene superieur et par des graviers quaternaires, auxquels se superpose le depot microclastique eolien, qui s’eleve â environ 12 m au-dessus du niveau normal du Prut. La couche contenant l’industrie, epaisse d’environ 20 cm, se trouve dans le loess â preș d’un metre de profondeur. Outre quelques rares Gasteropodes de loess, Helix hispida et Succinea oblonga, la faune est representee par un mor- ceau d’os d’un animal de la taille d’un grand Bovide se trouvant dans un etat de desagregation tres avancee. Comme nous avons recueilli plus de 1600 silex sur un espace de 4 metres carres, on voit sans peine qu’il s’agit ici d’un endroit riche en produits du travail de l’Homme prehistorique. La disproportion flagrante qui existe entre les eclats, les nudei etc., d’une part et les pieces â forme definie ou meme les instruments d’autre part, nous permet de supposer que nous sommes en presence ici, comme â Șerpenița, d’un atelier de l’Homme paleo- lithique et non pas d’une station proprement dite. Aussi le mobilier de Badragi est-il pauvre en objets aux formes definitives et semble depourvu de pieces caracteristiques du Paleolithique superieur. De toute fațon, tel qu’il se presente, le mobilier d’ici nous incite â sup- poser qu’il appartient au Magdalenien superieur. Nous avons decouvert de nombreux silex paleolithiques du meme facies aussi dans les depots loessoîdes d’un ravin â l’extremite sud du village de Badragii-Noi. Ce point archeologique situe sur le Prut se trouve â environ deux kilometres en amont de la commune de Badragi. 76 NIC. N. MOROȘAN 76 LE PALEOLITHIQUE DE VHȘOARA Sur le territoire du village de Viișoara, nous avons rencontre l’industrie paleolithique aux trois endroits suivants: ă Râchile-Toader-Marcu, â Șo- seaua dela Prut et â Neudobnea (Armașu). Dans la region de Râchile-Toader-Marcu, en face de Mitoc (point paleo- lithique La Mori), les depots quaternaires s’elevent â plus de 30 m au-dessus du niveau du Prut. Par son altitude et quelques-uns de ses caracteres mor- phologiques, cette region correspond â celle de In Ponoară (Cuconeștii Vechi). Dans les formations eoliennes-argileuses et loessoîdes nous y avons rencontre par terre, et parfois aussi in situ, divers silex du Paleolithique su- perieur, tels que lames, eclats, rabots, etc. Dans les fosses de la chaussee dirigee vers le Prut, profondement creu- see dans les depots microclastiques pleistocenes, nous avons recueilli de nombreux silex, tels par exemple des concretions entieres ou brisees, des nudei, des eclats et parfois aussi des pieces finies, qui presentaient toutes le facies paiticulier au Paleolithique superieur. L’abondance de pareilles pieces dans le voisinage des depots cretaces nous permet de considerer aussi le point dit Șoseaua dela Prut comme un atelier prehistorique. Ce- lui-ci est situe presque en face du confluent du ruisseau Ghireni, sur lequel se trouve la jolie coupe de La Malul Galben. Neudobneal) (Armașu) englobe de vastes eboulis oii les depots eoliens se trouvent ă peu preș â la meme altitude que ceux de Râchile-Toader-Marcu. A peu preș en face de Neudobnea, au-delâ du Prut, est situee la station paleolithique dite de Pârâul Istrati. Les specimens d’industrie paleolithique recueillis â Neudobnea provien- nent surtout des tranchees2) et de la terre qui en a ete extraite: une argile loessoîde contenant peu de loess. D’apres l’aspect physique et le facies des silex et aussi d’apres une certaine difference de niveau stratigraphique de l’endroit oii les pieces ont ete trouvees in situ, il semble que l’on ait affaire â une industrie post-paleolithique. Une molaire de Cheval fossile, des coquilles de Helix pomatia L. et des Gas- teropodes de loess sont les seuls restes fauniques pleistocenes que nous ayons rencontres. Parmi les nombreuses eclats et concretions debruties, se trouvent parfois de petits nudei, dont certains ont servi de racloirs sur nucleus, grattoirs sur nucleus et burins sur nucleus. Quelques moities de lames sveltes cor- ’) Neudobnea s’appelait autrefois probablement Neudobnaia (Neudobnaia Zemlea), qui en russe signifie inutile, malaise (sol malaisâ ă cultiver). 2) Quelques-unes dc ces tranchees, qui remontent â la guerre mondiale, mesurent mâine aujourd’hui plus de 2 m de profondeur. 77 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 77 respondent bien â ces nudei. Une espece de couteau-scie ă forte lame (plus de ii cm de long. sur 43 mm de large et 13 mm d’epaisseur maxi- mum), dont la pârtie superieure grossierement retouchee forme presque un dos rabattu, indiquant quelque complexite et dc la variete dans le mobilier represente ici. Dans leur ensemble, les nuclei et les autres Instruments denotent un Paleolithique superieur evolue. Les grattoirs ressemblent beaucoup â ceux de La Mori et il semble bien que ces deux Industries soient synchroniques. le pleistocene ET L’AURIGNACIEN de lopatnic (LA BORTOASA ). La station paleolithique de Lopatnic, situee au point dit La Bortoasa, a ete decouverte en 1927 par I. G. Botez et l’auteur de la presente etude. Cette station a deja fait l’objet d’une description de la part de I. G. Botez (24, pages 63—70); nous-memes avons note quelques observations sur les depots quaternaires de Lopatnic (141). En partant du niveau de la riviere vers le haut, la coupe geologique est la suivante1): Niveau normal du Prut: o m; altitude absolue environ 90 m. a) z—2,50 m de gravier de terrasse inferieure pauvre en sabie et en oxy- des de fer. Faune: Elephas primigenius Blum, et Cheval fossile; b) 3—5 m de sabie pur, extremement fin, donnant l’impression qu’on a affaire ă une formation compacte. C’est seulement dans la zone de con- tact avec le gravier sousjacent que le sabie est un peu plus grossier et me- lange avec du gravier de terrasse; c) 3,80 m d’argile stratifice. A une couche d’argile grise epaisse de 0,40 â 1,20 m, se superpose une alternance de couches de sabie et d’argile de 234 cm d’epaisseur chacune, formant une couche de preș de 4 m d’importance. On y rencontre par endroits une couche intercalee d’argile rouge-brun, mais d’autres fois cette stratification est moins nette. Les couches superieures de cette formation contiennent des eclats de silex appartenant au Paleolithique superieur, trouves in situ. d) 0,30 m de sol fossile, marecageux, fortement altere, qui se detache en prismes et en tranches. Le passage â la couche sousjacente et ă la couche de loess se fait graduellement. Ce sol fossile contient des silex aurig- naciens; e) 3—4 m de loess, typique dans certains endroits, stratific en d’au- tres. C’est seulement dans sa pârtie superieure, au voisinage du sol vegetal, que le loess est uniformement typique. II contient 2 sols fossiles — les sols 9 MOROȘAN, 1931 (141). Institutul Geologic al României 78 NIC. N. MOROȘAN 78 II et III — â peu preș de la meme epaisseur que le sol fossile marecageux precedent, mais d’une teinte plus claire. On y rencontre â divers niveaux des silex du Paleolithique superieur. Faune: Elephas primigenius Blum., le Cheval fossile, des Grands Bovides, Cervus elaphus et quelques Rongeurs. Certains de ces fossiles se trouvent aussi dans la couche precedente. Les Gas- teropodes de loess sont assez rares; f) 0,20—0,30 m de sol vegetal. La legare difference qui existe entre la coupe publiee par I. G. Botez (26, page 64) et la coupe ci-dessus, provient sans doute de ce que nous avons decrit chacun des points differents. La formation argileuse c semble avoir ete produite par les oscillations repetees et les debordements de la riviere. II en resulterait que les quel- ques silex trouves dans les couches superieures de l’argile ont pu y etre char- ries par les eaux de pluie se deversant des hauteurs avoisinantes, ou vivait deja l’Homme du Paleolithique (superieur?), ou bien qu’ils y ont ete perdus par l’Homme venu dans ces parages apres la baisse des eaux de la riviere. On observe par endroits une stratification dans les 'depots de loess. Fait interessant â signaler, les sols fossiles (II et III) sont fortement colores dans la pârtie de la region situee en amont, c’est-â-dire au-dessous de la re- gion du kourgan; mais comme c’est precisement lă que les depots de cal- caire, mediterraneen, sont mieux representes, il semble bien que la stratifi- cation du loess et la variation de coloration des sols fossiles depende de la quantite de «terra rossa» produite par la desagregation des depots tertiai- res, et peut-etre aussi cretaces qui, etant decouverts dans ces temps-lâ, ont produit par alteration le materiei des sols rouges. Industrie. L’industrie lithique est disseminee dans plusieurs horizons des depots eoliens de La Bortoasa. Les objets provenant de l’horizon inferieur, qui sont aussi les plus nombreux, presentent une morphologie strictement aurignacienne. I. G. Botez incline â attribuer l’industrie de cet horizon plu- tot ă l’Aurignacien moyen qu’ă l’Aurignacien superieur (24, page 70). En ce qui nous concerne, toujours pour des raisons en rapport avec la morpho- logie de cette industrie et aussi par comparaison avec l’industrie de Coum- mba-del-Bouîtou (9), citee par I. G. Botez, nous constatons qu’elle ne saurait etre comparee â l’Aurignacien moyen (foyers inferieurs) de la sta- tion francaise de la Correze, car les objets trouves â La Bortoasa ne presen- tent pas la retouche abondante et florissante propre â l’Aurignacien. II man- que d’ailleurs aussi certaines pieces caracteristiques, telles que les lames â coches et les grattoirs ă large carene. En revanche, si l’on compare l’indus- trie de La Bortoasa â celles des foyers superieurs de Coummba-del-Bou- îtou, on constate une affinite plus etroite, car si la retouche n’est pas la me- me, on doit du moins tenir compte de la presence de quelques grattoirs â 79 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 79 carene effilee, de quelques burins en bec de flute ou medians, comme I. G. Botez les nomme {Ibid. page 68), ou de quelques burins prismatiques. Comme cependant dans son ensemble l’industrie de La Bortoasa tend â sortir du cadre de l’Aurignacien moyen typique, nous estimons plus juste de l’attribuer â l’Aurignacien moyen tardif ou ă l’Arignacien superieur primor- dial. Le mobilier d’ici laisse d’ailleurs entrevoir une grande affinite avec l’Au- rignacien de la couche I de Stânca Ripiceni, attribuee â l’etage inferieur de l’Aurignacien superieur. Les silex paleolithiques provenant des horizons superieurs du loess de Bortoasa, representes presque exclusivement par des eclats, ne sauraient etre rapportes â une epoque quclconque du Paleolithique superieur, car les vrais instruments typiques font defaut. Suivant des donnees d’ordre stra- tigraphique, il resulte neanmoins que ces silex sont ulterieurs â l’Aurignacien moyen tardif (Aurignacien superieur primordial). LE PLfilSTOC&NE ET LE PALEOLITHIQUE DE PERERITA A i km au SE du village de Pererita (depart. de Hotin) situe en aval sur le Prut, se trouvent plusieurs ravins orientes â peu preș E-W, creuses dans des depots quaternaires, ravins compris entre la chaussee reliant Pe:e- rita â Tițcani et le lit du Prut. Les formations quaternaires de terrasse se superposent aux depots cre- taces et tortoniens qui s’elevent de 15 â 20 m au-dessus du niveau normal du Prut, donc â plus de 100 m d’altitude absolue. Elles sont formees de gravier de terrasse de 0,50 â 1 m d’epaisseur, ensuite de gravier melange avec du sabie et finalement de sabie pur epais jusqu’â 1 m. Aux forma- tions de terrasse se superposent les depots eoliens de la maniere suivante: a) Tout ă fait en bas, une couche de 2,50 m de loess sableux; b) Une couche de sol fossile brun fonce de 0,65 m d’epaisseur; c) Une couche de loess mesurant 1 m en epaisseur; d) Une nouvelle couche argileuse importante de 0,50 m, moins forte- ment alteree et de teinte plus claire, qui n’apparaît que par endroits et sur de petites etendues; e) Une couche de loess de 2 ă 3 m; f) Une couche vegetale epaisse de 0,30 â 0,50 m. Les depots eoliens (e) qui se superposent ă l’horizon (d) contiennent de Gasteropodes, representes par de nombreux Helix hispida, des moins fre- quents Pupa muscorum et Succinea oblonga et de rares Helix sp. dont les coquilles ateignent 18 mm diametre. Nous avons decouvert en outre une large et mince lame de molaire A’Ele- phas primigenius Blum. Ja Institutul Geologic al României IG RZ 8o NIC. N. MOROȘAN 80 Industrie. Nous avons trouve, plus particulierement au fond du grand ravin, divers silex fațonnes, en majeure pârtie paleolithiques et quelques autres pieces apparemment neolithiques. D’apres leur etat de conservation, les premiers se repartissent en deux categories: specimens dont le silex est cachalonne, et pieces dont le silex a conserve sa couleur, mais qui presente une patine vernissee. Nous n’avons decouvert qu’un seul outil: in situ, en l’espece dans la cou- che brune b un joii grattoir en bout de lame, presque mat, appartenant â la categorie des pieces cachalonnees. A notre avis, tous les silex cachalonnes pro- viennent de la couche inferieure de sol fossile. Notre grattoir appartient indu- bitablement au Paleolithique superieur. Parmi les autres silex cachalonnes, nous remarquons surtout un burin sur lame tronquee. Comme la troncature de cette lame n’est pas retouchee, ce silex ne peut representer un burin de Noailles, bien que tous ses autres caracteres soient conformes. D’apres leur forme et leur technique, ces silex peuvent tout aussi bien appartenir â l’Au- rignacien qu’au Magdalenien. Etant donne que la couche renfermant l’industrie dont nous nous occu- pons correspond, en comptant du haut au second horizon fossilifere nous pouvons deduire des donnees stratigraphiques/ ainsi que des analogies avec d’autres depots similairs, que cette industrie remonte â l’Auri- gnacien. On ne saurait en effet attribuer raisonnablement â l’epoque mag- dalenienne deux sols fossiles ou meme davantage. Bien que nous ne deter- minons generalement l’âge des depots pleistocenes, qu’en partant de don- nees d’ordre paleontologique et archeologique, nous cstimons qu’il est pre- ferable dans le cas present de proceder inversement: de precisei- l’âge de l’industrie en tenant compte de la profondeur et de la superposition des couches. LE PLfilSTOCfeNE ET LE PALEOLITHIQUE DE LIPCANI De toutes les localites situees sur le Prut ou nous avons pousse nos inves- tigations, Lipcani est celle qui se trouve le plus au N. Le point le plus interessant se trouve juste en face de l’abattoir communal, bâti sur une plaien de depots alluviaux, â 4,50 m au-dessus du Prut. Ces depots, composes de gravier, sabie, sabie et argile et sol vegetal, sont probablement entierement holocenes. On distingue dans la berge qui domine la region les couches suivantes : des depots cretaces s’elevant de 4 â 5,50 m au-dessus la plaine mentionee et, sur ces derniers, des graviers de terrasse de 0,60 â 1,70 m d’epaisseur, dont l’horizon superieur recele des os ă'Elephas primigenius Blum, et de Rhinoceros cf. tichorhinus. Viennent ensuite des formations microdetritiques loessoîdes importantes de 7 â 8 m. Un peu plus sableuses dans l’horizon in- Institutul Geologic al României 8t LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 81 ferieur, elles renferment, â 2,50 m de profondeur, dans un horizon de loess presque typique, une mince couche de menu gravier. On observe des graviers aussi dans le reste des depots. La faune est representee par de nombreux Helix hispida et une defense de Mammouth. Nous avons egale- ment decouvert quelques rares specimens de silex du Paleolithique supe-' rieur. A 200 m en amont, nous avons rencontre, dans la briquetterie ame- nagee dans la cour du nomme Alexandre Staru, un loess typique de plus de 6 m d’epaisseur qui s’eleve ă 8 m au-dessus du Prut. Ce loess est re- couvert par un autre, plus sableux epais de 4 m. L’absence de la couche de gravier, ainsi que celle des cailloux isoles, tient ă la configuration du terrain. Le premier point est en effet relie au plateau voisin, un peu plus eleve que le reste de la region du fait de l’epaisseur des depots cretaces, tertiaires et des terrasses quaternaires; les depots microclastiques pleisto- cenes semblent etre plus faiblement representes. Au contraire, le second point se trouve â une certaine distance du plateau. Tout ce qu’on peut dire pour le moment sur l’âge des silex, ă defaut de donnees plus precises, c’est qu’ils appartiennent au Paleolithique supe- rieur. E) LE PLElSTOCfîNE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA BESSA- RABIE SEPTENTRIONALE MOYENNE Tout comme les rives du Prut et du Dniester, le plateau bessarabien a fait, par-ci par-lâ, l’objet de recherches sur le Pleistocene et de la Prehis- toire paleolithique. Les coupes abondent dans les depots pleistoc^nes, mais elles ne presentent guere d’importance, car les ravins profonds font totale- ment defaut. Cependent on trouve des depots diluviaux qui mesurent plus de dix metres d’epaisseur, et le loess contient un ou plusieurs sols fossiles, comme par exemple â Lipnic—Ocnița. On rencontre moins frequemment des depots de loess recelant, outre les Gasteropodes specifiques â ce der- nier, des Mammiferes (on a decouvert des debris de plusieurs specimens de Bison priscus Boj. dans le loess de Ruseni, depart. de Soroca). Les recherches, entreprises par nous et par I. G. Botez ’) n’ont fourni aucun instrument caracteristique pour le Paleolithique; aussi croyons-nous que les vrais stations paleolithiques font totalement defaut dans cette region. Le manque des matieres premieres se pretant aux besoins de son indus- trie lithique (silex, quartzite ou autres matieres similaires) ne permettait guere â l’Homme, au cours de ses deplacements ou des ses chasses, de s’arreter ') Nous avons entrepris une pârtie de ces recherches, de concert, en 1927. 6 Institutul Geologic al României 8z NIC. N. MOROȘAN 82 plus longuement dans ces parages. C’est seulement plus tard, au Neolithi- que, lorsque la population s’accrut considerablement et que les moyens d’existence s’y multipliârent, que les ancetres prehistoriques se mirent de- pins â frequenter cette region entre le Prut et le Dniester et meme s’y etablir. F) LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA RIVE DROITE DU DNIESTER LE PALEOLITHIQUE SUPERIEUR DE COSĂUTI De tous les points situes sur le Dniester ou la presence d’une industrie paleolithique a pu etre etablie, le plus au S se trouve ă Cosăuți, au lieu dit La Praguri, dans le Quaternaire des ravins d’Egoreni. A 20 km en amont de Cosăuți, se trouve un autre point paleolithique, dit La Imaș de Balinți, mentionne deja par Ambrojevici (6). Les silex prehistoriques de Cosăuți, nous les avons rencontres ă diverses profondeurs dans les formations loessoîdes de 3 â 6 m d’epaisseur, avec ou sans sols fossiles; celles-ci se superposent aux depots de terrasse s’elevant de 10 â 15 m au-dessus du Dniester, et apparticnnent au Paleolithique superieur. I es silex sont representes par quelques pieces banales, telles que des lames et des eclats. En fait de faune nous avons trouve, Helix hispida, Elephas primige- nius, Equus cabalus fossilis et Cervus cf. tarandus. LE PALEOLITHIQUE DE NASLAVCEA Les specimens de l’industrie paleolithique decouverts â Naslavcea pro- viennent d’un ravin avoisinant la maison du garde-barriere, et des depots loessoîdes qui se trouvent dans les jardins des nommes G. Muzicant, P. Abujag et N. Gr. Peticari. Les trois premiers points sont situes sur la pente droite du ravin, le quatrieme, celui du jardin de N. Gr. Peticari, sur la pente gauche. Comme nous l’avons deja mentionne en 1929 (136), cette localite, presente une importance de premier ordre du fait de son industrie mesolithi- que macrolithique, decouverte en plusieurs endroits et formee de milliers de pieces en silex. Si l’on tient compte des mentions faites par C. Ambrojevici (6), il sied d’ajouter aux points paleolithiques decouverts par nous, aussi ceux d’Imaș et de Popovo-Pole. Industrie mousterienne. Les silex mousteriens trouves â Naslavcea provi- ennent du ravin avoisinant la maison du garde-barriere1), du chemin de fer Lipnic-Volcineț. Ce profond ravin presente une succession variee des depots *) Les paysans le nomment Iar nad Budkoi Jeleznoi Dorohi. Institutul Geologic al României IGR/ 83 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 83 d’argile loessoîde et de loess, epaisse de plus de io m et s’elevant de 60 â 80 m au-dessus du Dniester; cette succession est depourvue de sols fossiles. Le ravin longe la route qui relie Naslavcea â Verejani. A des profondeurs diverses et en divers endroits du ravin, nous avons trouve in situ de nombreux restes d’Elephas primigenius Blum, et de grands Boeufs, des Chevaux et des Cerfs pleistocenes. Nous avons recueilli par terre, outre divers os apparte- nant ă la meme faune, aussi quelques silex pa- leolithiques parmi lesquels nous signalerons tout par- ticulierement l’instrument reproduit dans la fig. 17, sous le n° 1. C’est un grand racloir mousterien, presentant une retouche qui s’explique probable- ment plutot par le travail fourni par l’instrument que par une intention quelconque. La retouche ressemble â celle notee dans le mobilier mouste- rien de Molodova (24), dont notre piece se rap- proche par l’ensemble de ses caracteres morpholo- giques, bien qu’en differe par sa patine gris-bleu. II n’est pas exclu que les silex provenant des deux points en question appar- tiennent au meme Mous- terien superieur. La presence d’une pa- reille piece dans les de- Fig. 17. — Silex paleolithiques de Naslavcea. Deux tiers de la grandeur naturelle. 1, racloir mousterien de U-Budki; 2—5, outillagc de l’Aurignacien superieur du jardin de N Peticari. pots pleistocenes de Naslavcea presente une grande importance, parce qu’elle demontre l’existence de l’industrie mousterienne dans un nouvel endroit sur le Dniester et nous agrandit l’aire de la distribution geographique de cette industrie sur le territoire NE de la Roumanie. Institutul Geologic al României 84 NIC. N. MOROȘAN 84 Industrie paleolithique superieure. a) L’industrie aurigna- cien ne est bien representee dans les depots l’oessoîdes dujardin de N. Gr. Peticari (fig. 17, nos 2 — 5). Nous y avons trouve, dans une couche de loess assez typique, qui s’eleve â environ 8 m au-dessus du Dniester, de nombreux os de Mammouth, divers produits paleolithiques, des traces de cendre et un dallage d’environ un metre carre amenage par l’Homme di- luvial. Cette trouvaille denote que le materiei paleontologique-archeologique Fig. 18. — Outillage magdalenien du jardin d’Abujag-Naslavcea. Silex. Deux tiers de la grandeur naturelle. n’a subi aucun deplacement. Le depot de 2 m d’epaisseur qui suc- cede au materiei precedent est for- me d'argile loessoîde, dans laquelle s’interposent des couches compo- sees, en grande, pârtie de fragments de schistes siluriens, de 2 â 4 cm d’epaisseur ceux-ci ont roule du haut de la pente qui est consti- tuee par des couches siluriennes. II s’agit de formations compa- rables aux couches de gravier dont nous avons constate la presence meme dans le loess typique de phisieurs points paleolithiques, p. ex. ă Voloșcovo, Cormani, Mo- lodova, In Ponoară Cuconești, etc. Le materiei paleolithique prove- nant d’ici, lames, grattoirs, burins, morceaux d’ocre, etc., appartient ă l’Aurignacien superieur. II resulte de nos recherches qu’au Post-Aurignacien superieur, le loess typique qui se d^posait, sur certaines parties de la pente etait lave et remanie, ce qui a provoque la formation de plusieurs couches contenant des fragments de schistes siluriens, ou bien d’autres endroits de gravier ou de cailloutis. b) En ce qui concerne le materiei provenant des deux autres points pa- leolithiques voisins, situes sur la pente droite du ravin (G. Muzicant et P. Abujag), nous inclinons ă l’attribuer â l’e p o q u e magdalenienne (fig. 18). Aux schistes siluriens epais de 6 m au-dessus du Dniester, se superposent les graviers de terrasse mesurant 0,50 â 1 m, d’importance ’). *) 600 m plus loin, â Nemețca Crucea, nous avons trouve dans les formations de la meme terrasse, mais un peu plus ddveloppdes, puisqu’elles mesurent i â 3 m d’epaisseur, Elephas primigenius BLUM, (plusieurs molaires), Bos sp., Equus caballus fossilis CUV., Cervus sp. et Unio sp. Institutul Geologic al României 85 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 85 A ces graviers succedent des formations loessoides de 2,50 m d’epaisseur, qui renferment des poches ou zones de sabie et des esquilles de schistes siluriens ou des graviers cretaces ; on y trouve parfois aussi des blocs de ro- ches tertiaires. On ne remarque dans ces formations loessoides que de rares silex paleolithiques. Le loess de 3,50 m d’epaisseur qui leur succede, con- tient Helix hispida, Succinea oblonga, de petites poupees de loess, de rares cailloux isoles, des restes de grands Mammiferes, Elephas primigenius, Eqims sp. et Bos sp.: aussi des fragments d’os, de nombreux eclats paleolithiques, quelques rares instruments (lames, grattoirs, burins, etc.) et plusieurs silex alteres par le feu ). Ici le loess typique n’est donc plus recouvert par les formations loessoides et il est depourvu, en meme temps, de sols fossiles ou de couches de gravier; en revanche, il contient des restes paleolithiques et des restes de faune appar- tenant au Pleistocene superieur. LE PL^ISTOClsNE ET LE PALEOLITHIQUE DE RĂSPOPINȚI Le ravin de Hlubokii-Iar, long d’environ 2 km, s’etend au SE de Răs- popinți, ă peu preș de l’W â l’E vers le Dniester, entre les villages de Vasi- Fig. 19. — Aurignacien superieur de Hlibochi-Iar-Răspopinți. Silex. Deux tiers de la grandeur naturelle. leuți (amont) et de Voloșcovo (aval). A l’extremite superieure du ravin, dans sa branche gauche du cote de Răspopinți, on observe la succession suivante: *) Consulter ă ce sujet l’etude publiee par R. DOIZE et N. MOROȘAN (67). 86 NIC. N. MOROȘAN 86 a) 0,40 m de sol vegetal; b) 2,20 m d’argile loessoîde de loess remanie(?), jaune fonce; c) 0,85 m de sol fossile superieur brun fonce; d) 3,50 m de loess typique jaune clair, dans lequel nous avons trouve une defense de Mammouth fortement alteree et deterioree; e) 0,30 m de sol fossile moyen jaune fonce, contenant Elephas primigenius Blum, (plusieurs molaires), Equus caballus fossilis Cuv., ainsi que des silex paleolithiques. On observe par endroits la presence de menu gravier; f) 0,80 m de loess typique jaune clair; g) 0,50 m de sol fossile inferieur jaune fonce; h) 1 m de loess typique jaune; i) 1—2 m d’argile melangee avec du gravier lave (â disposition lenticu- laire) provenant de la terrasse de 85 m; k) Du calcaire sarmatien qui s’eleve ă environ 80 m au-dessus du Dniester. En dehors de la faune pleistocene, on trouve dans le sol fossile II, par consequent â environ 7 m de profondeur, des silex appartenant au Paleo- lithique superieur: de nombreux eclats, des nudei, lames et burins (simple ordinaire et double-lateral), un broyeur en greș, un lissoir (?), etc. On ren- contre ce genre d’objets moins frequemment dans les fonnations superieures â ce sol fossile. Au point de vue morphologique, le mobilier appartient plutot ă l’Aurignacien superieur qu’â l’Aurignacien moyen. Ce point presente assu- rement une certaine importance, aussi en raison de la hauteur, peu ordinaire pour l’industrie aurignacienne, de ce gisement (fig. 19) au-dessus du Dniester. LE PLEISTOCÎCNE ET LE PALEOLITHIQUE DE NEPOROTOVA N. Florov (79) reiate avoir trouve dans un ravin de Neporotova, dans l’etage moyen du loess, c’est-ă-dire dans le loess inferieur au premier sol fossile, des restes de Mammouth, Bos primigenius, etc., accompagnes de fragments de silex qu’il attribue â l’Aurignacien. Cette note est la premiere constatation qui ait ete faite relativement ă la presence de vrais produits paleolithiques dans la region comprise entre le Prut et le Dniester. En 1928, le village de Neporotova a fait l’objet d’une nouvelle etude, cette fois-ci de la part de I. G. Botez, dont les recherches prehistoriques, d’apres ce qu’il nous a dit, ont plus particulierement porte sur la region du monastere de Galița; cette region differe du point de vue paleolithique et du Quaternaire de celle mentionnee ci-dessus. En ce qui nous concerne, nos recherches se sont surtout etendues sur le ravin cite par N. Florov ’), ravin connu sous le nom de lar-Pid-Vinograd- *) Grâce â l’intervention de N. FLOROV et A. CARDAȘ de l’Universit^ de lassy une pârtie de ce ravin est actuellement classee comme Parc National (fasc. 2 et 3, pages 3—14, du Bulletin du Musee des Sciences Naturelles de Chișinău). Depuis son expropriation par l’Etat, ce ravin s’appelle aussi Cazionii Iar, soit Ravin de l’Iitat. II est egalement connu sous le nom de Ripcina. Institutul Geologic al României 87 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 87 nicom, ou nous avons recueilli quelques nouvelles donnees complementaires. Le ravin commence un peu plus au N, soit ă environ 200 metres, de la route reliant Mihalkova ă Neporotova. Long â peu preș d’un kilometre, le ravin est oriente du SE au NW. La succession des depots quaternaires, ă l’extremite superieure du ravin de lar-Pid-Vinogradnicom, est la suivante: a) 0,40 m de sol vegetal; b) 0,60 m de loess jaune fonce; c) 0,30 m de loess jaune clair qui nous a fourni un morceau de mo- laire de Mammouth; d) 0,40 m de loess cafe-chocolat (sol fossile superieur); e) 0,50 m d’argile loessoîde dont l’horizon superieur surtout contient beaucoup de cendre et de charbons vegetaux; f) 1,50 m d’argile â intercalations de menu gravier de terrasse; g) 1 m de gravier de la terrasse de 90 ă 100 m, composee de menu et de gros gravier carpatique, avec des blocs de calcaire tertiaire. A 15 ou 20 metres plus bas, l’aspect de la coupe change. Les depots de loess qui se superposent au sol fossile superieur s’epaississent et, au-dessous de celui-ci apparaît un loess jaune de 2 m d’epaisseur renfermant Rhinoceros tichorhinus, des restes de Mammouth et quelques rares silex. Vient ensuite une couche de sol fossile inferieur de 0,75 m, recelant Elephas primi- genius Blum., Cervus cf. megaceros, quelques silex paleolithiques ainsi que des cendres et des charbons vegetaux. A ce sol fossile inferieur succedent de l’argile loessoîde, de l’argile et tout â fait en bas des graviers de terrasse. A mesure qu’on s’eloigne de ce point, la coupe varie davantage. Les seuls sols fossiles qu’on rencontre semblent etre ceux situes â l’extremite supe- rieure du ravin, quoique l’on observe par la suite des couches de loess beau- coup plus typique. Si nous en jugeons d’apres la stratigraphie etablie et sommairement enregistree ici, les deux couches de sols fossiles se rappro- cheraient l’une de l’autre dans la pârtie superieure du ravin, au point de se fondre en une seule. A l’extremite dirigee vers le Dniester par contre, les deux couches de sols fossiles s’ecartent l’une de l’autre et finissent par dis- paraître. Voici la faune que nous y avons rencontree: Elephas primigenius Blum. (molaires, defenses et os), Bos primigenius Boj., Bos sp. (radius et autres os), Rhinoceros tichorhinus Cuv. (molaires superieures et un tibia), Cervus tarandus Lin. (la moitie inferieure d’un bois), Cervus cf. megaceros (un morceau de bois), quelques rares Gasteropodes de loess. La cendre et les fragments de charbons abondent egalement. La forte quantite de cendre que nous y avons trouvee et l’espace conside- rable qu’elle occupe nous incitent â supposer qu’il s’agit lâ des traces d’un incendie provoque par l’Homme diluvial. Institutul Geologic al României 16 R/ 88 NIC. N. MOROȘAN 88 Les deux premiers representants de la faune de cet endroit ont ete ob- serves aussi par N. Florov. Le radius d’un grand Bovide presente plu- sieurs raies paralleles tres nettes, produites par une lame tranchante. Quant aux silex paleolithiques, ils ne se trouvent pas seulement dans le loess moyen, comme N. Florov Ie mentionne (79) ; mais aussi dans la couche sousjacente, c’est-â-dire dans le second sol fossile. Les silex, rencontres d’ailleurs fort rarement, ne sont pas atribuables â une epoque determinee (fig- 20). Outre quelques eclats et deux nudei, nous avons aussi recueilli quel- ques morceaux de lames et un galet de greș qui semble avoir ete utilise comme broyeur. La faune et le facies technique de ces pieces rappellent le Paleolithique superieur. Etant donne le mobilier dont nous disposons, nous ne saurions affirmer Fig. 20. — Silex du Paleolithique superieur (Aurignacien ?) de Neporotova. Deux tiers de la grandeur naturelle. si tous les silex de tous les horizons appartiennent â une seule epoque, par exemple â l’Aurignacien, ou â deux epoques differentes, par exemple â l’Au- rignacien et au Magdalenien. L’hypothese emise par N. Florov que la culture aurignacienne en Bessa- rabie serait liee â l’avant-dernier etage de loess et non pas au dernier, comme dans l’W de l’Europe, et que l’Homme aurignacien aurait passe de l’E de 1'Eurasie vers l’W, ne nous semble pas justifice. Les silex decouverts â Neporotova ne sauraient en effet etre plus anciens que l’Aurignacien. Comme, dans sa chronologie des depots quaternaires de Bessarabie (77), N. Florov rapporte â la periode glaciaire du Wiirm un seul etage de loess, dans l’espece le dernier et attribue l’ctage moyen de loess au Post-Riss, il s’en ensuit que le passage de l’Homme aurignacien dans ces lieux se serait produit durant le periode Post-Riss. Or, les recher- J) N. Florov, l’o. c. pp. 85, 86. 89 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 89 ches recentes effectuees sur Ie Prut et le Dniester ayant etabli un rapport entre les Industries paleolithiques et les terrasses des rivieres, il en resulte qu’en Moldavie et dans l’Europe orientale les epoques paleolithiques se sont succede dans le meme ordre et se sont produites strictement durant les memes periodes geologiques qu’en Europe occidentale, ce qui prouve qu’en Europe orientale l’emigration aurignacienne a eu lieu aussi de l’W â l’E, comme dans toute l’Europe. Des 1912 d’ailleurs, H. Breuil (40) a emis sa theorie sur l’origine africaine de l’Homme aurignacien et sur sa migration de l’W de l’Europe â l’E. Au- jourd’hui encore cette theorie reste non seulement entierement debout, mais nos propres recherches viennent la corroborer en lui apportant de nouvelles preuves â l’appui. Etant donne les rapports du loess et des sols fossiles dans le ravin de Iar Pid Vinogradnicom, dont l’âge est defini par la faune et l’industrie decou- vertes, avec le loess et les sols fossiles d’autres points de la region de Neporotova, particuliereinent ceux rencontres dans la terrasse moyenne de la glaisiere d’U-Toloki-Pid-Cladbișcem *), dans la fosse de fontaine dans la cour du nomme Vas. St. Tcaci 2), ainsi qu’avec le loess et les sols fossiles de la terrasse inferieure (la fosse de fontaine du nomme Th. Crasnozei 3), il resulte que la majeure pârtie du loess de toutes les terrasses s’est deposee au Pleistocene superieur4), que les loess soient typiques ou non, qu’ils contiennent des sols fossiles ou n’en contiennent pas. Dans le present cas il est bien plus aleatoire d’etablir la stratigraphie et la chronologie du Pleistocene en partant de l’observation des sols fossiles, que de s’en tenir aux donnees paleontologiques et aux donnees de l’industrie de l’Homme primitif. Le criterium des sols enfouis, considere naguere comme satisfaisant, est aujourd’hui presque entierement abandonne meme par ses partisans d’au- trefois. ') On distingue nettement, dans ies oepots de loess pur, 2 sols fossiles d’un metrc d’im- portance chacun, separi par un loess jaune clair de 2 m, qui renferme une bande de 0,40 m d’epaisseur de teinte un peu plus foneme (subhorizon de sol fossile?). 2) Le sondage pratique ici a depassd 30 m de profondeur sans avoir atteint de l’eau ou du gravier, de sorte que le creusage de la fontaine a finalement etc abandonne. Le seul sol fossile qu’on ait rencontre—sol brun fonce, presque noir, de 2,50 m d’epaisseur—s’inter- pose dans le loess typique â plus de 8 m de profondeur. NouS croyons que ce sondage a ete cffectud sur la pente de la terrasse ou mSme un peu plus bas. 3) Le sol fossile de 0,40 m d’epaisseur se trouve ă 4,50 m de profondeur. Le sol vegetal y est ă 14 m d’altitude relative, le niveau du Dniester ă 73—75 m d’altitude absolue. *) Le point de lar-Pid-Vinogradnicom contient, comme nous l’avons d6jâ dit, la faune froide appartenant au Pleistocene superieur et des produits du Paleolithique sup&ieur. Institutul Geologic al României 90 NIC. N. MOROȘAN 9° LE PLfilSTOCfiNE ET LE PALEOLITHIQUE DE CORMANI Le Paleolithique de Cormani, (depart. de Hotin, v. Ia carte), a fait l’objet d’etudes de la part de C. Ambrojevici (4, 5 *) et 6) et de I. G. Botez (24). Le premier reiate avoir decouvert en 1926 des produits des industries micoquienne et aurignacienne, sans toutefois indiquer les points oii il les atrouves3). Dans sa seconde etude sur Cormani, datant de 1930, il mentionne l’existence de 3 points paleolithiques: Dilnica, Tomina et Na-Krestah (La Cruce) et de deux industries: l’acheuleenne et l’aurignacienne (6). Rien qu’â voir la douzaine de pieces lithiques figurant dans la derniere publica- tion de cet auteur, dans laquelle il precise cette fois-ci leur provenance, on peut en conclure â l’existence d’une belle industrie. 11 est neanmoins assez difficile au lecteur de se faire une idee claire de l’ensemble, de l’importance et du caractere specifique de l’industrie de Cormani, parce que les quelques indications plus precises sur certaines pieces de cet endroit sont eparpillees dans son ouvrage et que meme ces donnees sont incompletes. I. G. Botez (24, pages 54—62) etudie uniquement le Paleolithique du point d’U-Mlinov, oti il a procede â des fouilles en 1930 et 1931. II resulte de ses recherches que U-Mlinov et Dilnița (voir plus haut Dilnica) ne for- ment qu’un seul et meme point. Nous avons publie dans une note (143) une pârtie de nos observations faites ces dernieres annees sur les depots quaternaires de Cormani. Les 3 points paleolithiques cites par les auteurs se trouvent au SW de Cormani et en amont sur le Dniester, c’est-ă-dire entre Cormani et Mo- lodova (v. la carte). Grâce â leurs coupes naturelles, les ravins d’U-Mlinov, dont les thalwegs ont atteint les graviers de la terrasse, presentent un interet particulier au point de vue stratigraphique. La terrasse, composee d'elements peu roules et en majeure pârtie autoch- tones, ne depasse generalement pas 5,50 m au-dessus du niveau normal du Dniester. En fait de faune, nous avons trouve, Equus caballus fossilis Cuv., Bos sp. et Elephasprimigenius Blum: (un morceau de molaire roulee). A cette terrasse se superposent des depots de sabie presque pur, de 3 â 6 m d’e- paisseur, auxquels succedent les formations loessoîdes de 6 â 10 m, tres sa- bleuses dans les horizons inferieurs; ces formations deviennent â la part e superieure presque du loess typique. On observe toutefois, meme ici, plusieurs intercalations plus sableuses ou meme du sabie pur, qui vont en s’amin- l) L’ouvrage « Der palăolitische Mensch in Bessarabien », păru sans date mais publie probablement en 1927, est une traduction de la meme etude publice en roumain, mais avec quelques petites modifications en plus. a) Nous avons relevi (143) dans ses publications (4 et 5) quelques contradictions ur la provenance de mâmes piăces. ’ JA Institutul Geologic al României IGRZ 91 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 91 cissant vers le debouche du ravin (2 â 5 cm d’epaisseur) et sont disposees d’une fagon reguliere. A l’autre bout, par contre, ces couches s’epaississent graduellement, leur disposition devient moins reguliere, et leur nombre de- croît on remarque aussi que leur teneur en gravier et meme en blocs augmente sensiblement, tandis que la quantite de loess diminue. En meme temps. une legere declivite se manifeste â l’extremite tournee vers le Dniester. Cet etat de choses s’explique par le fait que, les depots anterieurs au Quaternaire (siluriens-tertiaires) ayant ete creuses par le Dniester sous un angle de 40° â 7001), la pârtie erodee a ete remplacee au Pleistocene superieur par des depots microdetritiques, particulierement eoliens. Les cailloux (es- quilles de schistes siluriens) et meme les blocs roulaient facilement au bas des pentes qui s’elevent parfois brusquement â plus de 100 metres de hauteur. II en va de meine pour le sabie, qui a pu cependant tout aussi bien etre apporte d’autres endroits par le vent, par exemple d’U-Schleaha2) et de V-Piscah (terme qui signifie «dans les sablieres»), oii les sables atteignent jus- qu’â 10 ou 15 m d’importance et une altitude relative de 18—20 m. Aux elements de loess, qui se deposaient ici normalement venaient se joindre aussi d’autres elements (de loess, de gravier etc.), laves, roules ou apportes par le vent, phenomenes d’ordre plutot local. C’est ainsi qu’ont pris naissance des depots de loess peu typiques et â stratification complexe et variee. Le loess provenant des autres terrasses plus elevees 3) est par contre presque typique et contient de rares elements etrangers (sabie, gravier etc.). On distingue deux horizons archeologiques dans les berges abruptes du ravin d’U-Mlinov. L’horizon inferieur, enfoui â 4,50 m, est separe de l’ho- rizon superieur par un loess sableux de 1 m d’epaisseur. Le point paleolithique Tomina appartient â la terrasse superieure de 90 â 100 m. La region s’etend jusqu’â environ 300 m du premier point. On rencontre dans les ravins de ces parages de rares silex paleolithiques. Le principal materiei decrit par C. Ambrojevici provient toutefois fort proba- blement de fouilles pratiquees ici, et dont on observe encore les traces. La region denommee Na-Krestah, encore plus elevee que la precedente, s’etend presque sur le plateau. Nous n’avons rencontre aucun silex au point dit Na-Krestah, que C. Ambrojevici se borne â designer comme paleo- lithique (6, page 18). Sur Ies Industries dites, micoquienne, mousterienne, preaurignacienne et acheuleenne. Dejâ dans ses premiers ouvrages, C. Ambrojevici (4 et 5) signale la presence de l’industrie micoquienne â Cormani. Dans une note x) Les rivcs escarpdes et hautes donnent par endroits l’impression de canons. 2) Contient Elephas sp. 3) Nous avons recueilli, dans les graviers de la terrasse de 25—-30 nr du ravin d’Iar- Podhorodcic, plusieurs molaires A’Elephas primigemus BLUM. „JA Institutul Geologic al României IGR/ 92 NIC. N. MOROȘAN 92 publiee au 1931 (143), nous avons analyse le probleme du Micoquien sous tous ses aspects. Nous avons demontre que les quelques pieces qu’il attribue au Mico- quien sont precisement les silex les plus primitifs et les moins reussis, choisis parmi les nombreuses pieces aurignaciennes decouvertes â Cormani, lesquel- les proviennent de la meme couche archeologique. G. Polansky est du meme avis (183) ’). C. Ambrojevici adopte la theorie de O. Hauser, faisant du Micoquien une epoque distincte dans la chronologie du Paleolithique. D’apres lui, le Micoquien se trouve entre le Mousterien et l’Aurignacien; il affirme meme que «la culture micoquienne est l’oeuvre d’une race primitive particuliere; on ne doit la confondre ni avec l’Acheuleen, ni avec le Mousterien».... (4, pages 73 et 74; vois aussi, 143 et 143). La direction de la «Wiener Prăhistorische Zeitschrift», â laquelle Am- brojevici avait soumis le manuscrit oii il employait le terme de « Micoquien », lui demanda de modifier ce dernier, consideram que le Micoquien de Hauser constituait une creation artificielle que rien ne justifiait. Se conformant â ce deșir, Ambrojevici proposa, dans Partide qui părut dans la revue vien- noise (6), de remplacer « Micoquien » par « Mousterien » ou « Preaurignacien ». Etant donne les «Faustkeilfunden» cites par l’auteur, la redaction prefera adopter le terme franțais « Acheuleen » (193). Nous deduisons de tout ceci que C. Ambrojevici renonce â la specifi- cation et â l’individualisation du Micoquien, le consideram desormais comme appartenant au Mousterien ou au Preaurignacien. Voilâ pourquoi les quel- ques silex qu’il mentionne ne sont pas qualifies uniquement de micoquiens, mais aussi de mousteriens, preaurignaciens et acheuleens2). L’industrie du Paleolithique superieur de Cormani. Les silex de Cormani figurant dans le dernier ouvrage de C. Ambrojevici (6) proviennent de deux points seulement: de Dilnița (5 silex) et de Tomina (8 silex). La plupart de ces pieces sont des lames ou fragments de lames plus ou moins retouches, de formes et dimensions diverses; les autres, au nombre de trois, representent des burins. Le mobilier lithique decouvert par C. Ambrojevici â Cormani contient sans aucun doute aussi beaucoup d’autres pieces: mais, tout comme dans le cas de Chișla-Nedjimova l’auteur a probablement ete mal guide dans son choix ; en effet, les objets reproduits dans son ouvrage ne permettent guere une idee claire sur ce mobilier, attribue â l’Aurignacien. x) L’auteur nous a envoy6 son ouvrage aprds la publication de notre 6tude sur Ia ques- tion du Micoquien (1931). 2) La meme conclusion s’applique au Paleolithique de Chișla-Nedjimova enregistrd par C. AMBROJEVICI. Cette station est egalement situec sur le Dniester, mais un peu en amont, dans le voisinage de Hotin (4, 5 et 6). 11^. Institutul Geologic al României 16 R/ 93 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 93 Nous mentionnerons enfin la decouverte, â Dilnița, de quelques coquilles de Pectunculus pilosus L., employees comme pendeloques et, â Tomina, celle d’un pendeloque de 9 cm de longueur confectionne en pierre. D’aprds la description donnee (o. c., p. 39), cette derniere piece semble des plus interessantes; aussi regrettons-nous de ne l’y voir pas reproduite. A en juger d’apres ses indications, ce pendeloque serait une representation primitive de phallus («eine primitive Phallusdarstellung»). Quand aux quelques lames et burins (burins ordinaires, burins d’angle) que nous avons pcrsonnellement recueillis dans le Quaternaire de Cormani. ces non plus ne peuvent contribuer â preciser l’epoque dont cette industrie fait pârtie. Seule la collection de I. G. Botez, provenant des fouilles d’U-Mlinov peut rendre une image exacte du Paleolithique de Cormani. Pour ne pas repeter ce que I. G. Botez a deja dit (24), nous nous borne- rons â enregistrer la caracteristique du mobilier de cette station et â en preciser l’âge. Les pieces que l’on trouve d’habitude dans tout mobilier du Paleolithique superieur, comme par exemple les nudei, eclats etc., presentent des con- tours geometriques assez reguliers et des traces de retouches pratiquees in- tcntionnellement, ou produites par le travail auqucl les instruments ont ete soumis. Parmi les objets decouverts â Cormani, surtout des lames aux formes et dimensions variees, nous remarquons un fort joii couteau-poignard (l’o. c., fig. 26, n° 5) et quelques lames â coche unique ou â double coche (id., fig- 25)- Les burins abondent. Certains, coinbines avec un grattoir, donnent un burin-grattoir. On observe assez frequemment des burins sur lame ou sur fragment de lame. A en juger d’apres leur pârtie tranchante ou pointue, ces instruments, pourraient bien representer des burins en bec de flute ou des burins busques. Les burins d’angle isole, les burins doubles ou meme triples et les burins de Noailles sont beaucoup plus frequants. Les grattoirs sont egalement assez nombreux, qu’il s’agisse de grattoirs sur bout de lame ou, le plus souvent, de grattoirs courts, simples ou doubles. Nous signalerons aussi les pointes de la Gravette, particulidement inte- ressantes tant au point de vue de la frequence et de la variete des dimensions, qu’â celui de leur morphologie. En ce qui concerne cette derniere, nous men- tionnerons surtout la piece de la fig. 27, n° 10, (l’o.c), allongee, svelte, aux deux bords retouches sur presque toute leur longueur, et pourvue d’une pointe mediane fine. Mditent egalement d’etre signalees les pointes pourvues d’une retouche alternative sur les deux faces (par exemple celles de la fig. 27, nos 9 et 11, et quelques pieces de la pl. II) et celles qui en dehors de la retouche dorsale, presentent une retouche aussi sur leur face ventrale, limitee aux extremites (par exemple celles de la fig. 27, n05 12 et 23); on Institutul Geologic al României 94 NIC. N. MOROȘAN 94 a pu observer cette retouche aussi sur certaines pieces de Ripiceni. L’interet qui s’attache â ces pieces s’accroît si on leur adjoint les deux ou trois pointes ă cran atypique, dont l’une figure sur la planche II, rangee du mi- lieu, ă droite. La technique et la morphologie assez particulieres, impriment â ce mobilier un caractere â part en faisant ressortir la retouche assez plate, allongee et inclinee, dite retouche solutreeno'ide, qu’on observe aussi sur quelques autres silex. La retouche des autres pieces est de technique aurignacienne. Ce mobilier lithique est accompagne de quelques outils en os, tels que poințons et spatules (24, pages 28 et 29). Certaines parmi ces dernieres ont pu servir de lissoirs. On observe du reste sur quelques-unes des traces de dissolution osseuse. Cet horizon nous a fourni aussi une omoplate de Mammouth presentant des traces interessantes de dissolution osseuse. Les rainures, assez profondes, donnent l’impression qu’on a affaire â une gravure paleolithique representant un renne â cinq pieds et trois bois fortement ramifiees. Quant â l’âge du mobilier provenant de la couche archeologique inferieure, nous constatons qu’â eux seuls, lames, burins et grattoirs, indiquent qu’il s’agit de l’etage superieur de 1'Aurignacien. Les nombreuses pointes de la Gravette prouvent que le principe de cette technique etait bien connu, et les pointes â cran precisent le degre atteint ă cette epoque par l’evolution de la technique paleolithique. Au point de vue typologique, l’industrie de l’horizon inferieur du point d’U-Mlinov appartient donc â l’Aurignacien superieur type de La Font-Robert, epoque souvent denommce protosolutreenne. En ce qui touche le synchronisme, cette industrie pourrait bien correspondre au Solutreen inferieur de France l). Ainsi qu’on peut le deduire de l’evolution de la technique paleolithique, l’industrie d’U-Mlinov s’interpose entre les deux Industries suivantes de Ripiceni: l’industrie de la IlI-e couche, aurignacienne, du type pointes de la Gravette et l’industrie de la V-e couche (Solutreen inferieur). Quant â l’epoque, etant donne Ie faible eloignement entre ces deux stations, elle cor- respond probablement â celle du depot de la quatrieme couche sterile de la station sur le Prut. En ce qui concerne l’affinite du Protosolutreen de Cormani avec les In- dustries de Predmost et de Willendorf, cile saute aux yeux; I. G. Botez le fait tres judicieusement remarquer dans son ouvrage. Nous signalerons â ce propos, qu’on a egalement decouvert dans le depot archeologique de Cormani un morceau d’humerus droit, le seul debris hu- main contemporain de l’industrie decrite, et en meme temps le premier reste de squelette paleolithique decouvert en Roumanie extracarpatique. ’) Voir ă ce sujet plus loin, la pârtie synthdtique. A Institutul Geologic al României 95 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST L’horizon superieur d’U-Mlinov contient â peine quelques burins, lames ct grattoirs, habituels au Paleolithique superieur. L’industrie de cette couche appartient, selon I. G. Botez, â l’Aurignacien final (24, p. 62). Etant donne le mobilier tellement riche et varie de l’horizon subjacent, nous croyons que I. G. Botez a attribue cette industrie â l’Aurignacien final uniquement par voie de deduction, car on ne distingue aucune piece susceptible de caracteriser un etage quelconque du Paleolithique superieur. II est nean- moins probable que l’auteur ne fait pas fausse route, puisqu’au point de vue archeologique il a ete bien etabli que la couche sousjacentc appartient â l’Aurignacien superieur type de La Font-Robert. DE PLEISTOCfcNE, LE MOUSTERIEN ET LE PALEOLITHIQUE SUPERIEUR DE MOLODOVA C’est en 1927 que nous entreprîmes, de concert avec I. G. Botez, une premiere reconnaissance sommaire du Quaternaire â Molodova. En 1928, nous decouvrîmes ensemble, dans les depots du point de Bailowa-Rypa, ă 8,50 m de profondeur, les premiers produits lithiques mousteriens et la faune qui les accompagne (un crâne de Mammouth, etc.). C’est alors que nous procedâmes aux premieres fouilles, recueillant â cette occasion du materiei paleolithique dans le loess et ramassant par terre quelques silex du Paleolithique superieur. Les annees suivantes, en 1930 et 1931, I. G. Botez parvint â dccouvrir successivement trois horizons du Paleolithique superieur, denommes horizon inferieur, horizon moyen et horizon superieur, et qui se trouvent respectivement â 6,40 m, 2—4 m et 1,50 m de profondeur. Les depots microdetritiques, renfermant le materiei archeologique de Bailowa-Rypa, surmontent des graviers de terrasse qui s’elevent de 10 ă 12 m au-dessus du niveau normal du Dniester Q ; on se trouve ici â environ 200 m de distance du lit du fleuve. La couche palcontologique mousterienne, de 0,75 m d’epaisseur, repose directement sur le gravier; elle se trouve dans un depot de sabie de 2 m d’epaisseur, particnlierement fin par endroits, et legerement cimente par l’argile. La maniere de se presenter des os A'Elephas primigenius et des produits archeologiques, donne ă croire qu’il s’agit d’objets in situ, sauf pour cer- taines pieces qui semblent avoir subi des deplacements. La couche de cailloutis qui s’interpose dans certains endroits, et recouvre la couche pale- ontologique, denote que des phenomenes physiques (p. ex. pluies torrentielles) se sont produits posterieurement au Mousterien, provoquant le glissement x) Dans son ouvrage (24, p. 20), I. G. BOTEZ attribue â ces graviers une altitude de 4 ă 5 m, estimant qu’ils sont un peu moins hauts que ceux de Cormani, alors qu’en re- a litc c’est juste le contraire. JrL Institutul Geologic al României IGR/ 96 NIC. N. MOROȘAN 96 et l’eboulement du cailloutis du haut de la pente jusque dans la valiee; ici, il s’est depose en une couche relativement continue de 15 â 20 cm d’epais- seur, supportant meme des formations lentiformes susceptibles d’atteindre 0,75 m d’epaisseur. De pareils phenomenes se sont repetes plusieurs fois. Dans la suite a eu lieu le depot de loess typique, d’environ 6 m d’epaisseur, qu’une nouvelle couche de cailloutis divise en deux horizons. La stratification est plus simple dans la berge gauche du ravin; ni l’horizon mousterien, ni les horizons inferieur et moyen du Paleolithique superieur, n’y sont pas representes. Quant â l’horizon superieur, il se trouve dans une couche de sol fossile de 0,70 m d’epaisseur, couche qui semble faire defaut dans la berge droite. On constate ici aussi, dans les depots microde- tritiques, des traces de petits glissements en masse vers le fleuve. La faune de Bailowa-Rypa contient de nombreux specimens A'Elephas primigenius Blum., seul representant des Mammiferes dans la couche mous- terienne. On le retrouve d’ailleurs aussi dans les couches du Paleolithique superieur, qui renferment en outre, Rhinoceros tichorhimis Cuv., Equus ca- ballus Lin., Bos primigenius Boj., Bison priscus H. v. Meyer, Cervus tarandus Lin., Cervus elaphus Lin., Cervus alces Lin., Cervus capreolus Lin., Capra ibex Lin., Arctomys sp., Lepus sp., Arvicola amphibius Desm., Caniș vulpes Lin x). Nous avons decouvert, dans le loess du jardin appartenant au nomme P. Slivca, Elephas primigenius Blum. (2 â 3 individus), Equus caballus, Cervus (tarandus?) et plusieurs silex du Paleolithique superieur. A lar-Pozadi-Tserkvi, nous avons extrait du loess des os de mammouth et de Cervus elaphus Lin., ainsi que des pieces mousteriennes en silex et en greș (fig. 21). Industrie de Bailowa-Rypa. Industrie mousterienne. A part les Eclats, l’industrie mousterienne est representee par quelques jolis racloirs, des pointes mousteriennes et deux disques qui, en raison de leurs dimen- sions reduites et de l’impossibilite d’en detacher de nouveaux eclats, etaient utilises comme grattoirs (racloirs) discoîdaux. II sied de mentionner encore quelques percuteurs et diverses autres pieces en silex ou en greș 2). Les pieces bifaces font defaut. Cet ensemble et plus particulierement les pointes et les racloirs, indiquent sans aucun doute possible que cette industrie appartient au Mousterien superieur classique. Les contours geometri ques generaux de quelques-uns de ces racloirs, les rapprochent des pieces du type Abri-Audit, *) I. G. BOTEZ, cite aussi (24, p. 32), la presence d’Ovibos moschatus BLAINV. Sans vouloir en exclure formellement l’existence, nous croyons cependant qu’elle n’est pas prouv^e en l’occurence, car l’axe osseux de corne determine comme appartenant â ladite espece se rapporte plutot â un jeune Boeuf; cette piece ne presente ni les courbures, ni les torsions qui caractdrisent les cornes d’Ovibos. 2) Consulter pour les ddtails l’^tude de I. G. BOTEZ publice en 1931. (JJA, Institutul Geologic al României \JGRZ 97 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST mais leur morphologie intime demontre que la ressemblance s’arrete lâ. II se peut cependant que ces pieces representent les prototypes directs de la technique du type Abri-Audit. Industrie du Paleolithique superieur. Comme I. G. Botez le fait observer dans son ouvrage cite (24 p. 15 et 46), l’industrie de l’horizon inferieur de Bailowa-Rypa a ete probablement deplacee par des courants d’eaux, ceci peut-etre â l’epoque meme dont l’industrie fait pârtie. A cause de ce deplacement, il est malaise de se faire une idee exacte quant au mobilier de la station meme. Les quelques pieces definitives faisant pârtie de l’ensemble des 30 silex — grattoirs sur lames, grattoirs coniques, grat- toirs sur nucleus x) et grattoirs-burins — indiquent avec une precision suffi- sante qu’en aucun cas il ne s’agit d’une industrie appartenant â l’Aurignacien inferieur ou â l’Aurignacien moyen proprement dit. II se pourrait que ce mobilier paleolithique appartienne ă une phase de passage entre l’Aurignacien moyen et l’Aurignacien superieur, comme I. G. Botez le fait observer au debut de son etude (p. 15). L’industrie des horizons moyen et superieur, representee abondamment et d’une fațon assez variee, est des plus interessantes. Elle est composee de lames et de lamelles â dos rabatu, de quelques pointes du type de La Gra- vette, de burins en bec de flute, en bec d’angle et autres formes; aussi de grat- toirs, dont quelques-uns de dimensions extremement reduites. Font ega- lement pârtie du mobilier de l’horizon moyen: un pilon en greș, avec son mortier, qui est une plaque rectangulaire de marne, ainsi que divers os fapon- nes, mais non pas des pieces en os pouvant etre considerees comme de vrais outils. On ne constate dans l’horizon superieur aucune trace d’os utilises. En echange, les lames â dos abattu et les grattoirs-burins semblent representer un pourcentage un peu plus eleve par rapport au reste du mobilier. L’âge des Industries des horizons moyen et superieur est, selon I. G. Botez, Aurignacien superieur. Nous tenons cependant â faire nos reserves quant â l’horizon superieur, notamment en ce qui concerne le materiei extrait de la berge gauche du ravin, en l’occurence de la couche de loess brun. Ici, comme l’auteur le fait re- marquer (24, page 54), les burins d’angle sont tout aussi abondants que dans la couche precedente; en echange, les lames ă dos abattu et les grat- toir-burins sont plus repandues. L’auteur observe en outre que le Marn- mouth est moins frequent que dans les horizons anterieurs (id. page 29). Mais alors, en admettant avec I. G. Botez que l’horizon superieur appar- l) Le rătrecissement qu’on observe sur cette piăce, et dont il est Egalement fait men- tion dans l’ouvrage cită (fig. 20, no. 3 et p. 47 du texte), n’a pas ătă pratiquee inten- tionnellement pour faciliter la mise en main de l’instrument, mais provient d’un accident de travail. 7 98 NIC. N. MOROȘAN 98 tient â l’Aurignacien superieur, cette industrie est, chronologiquement, plus tardive que celle de l’horizon moyen. Dans ce cas, l’hypothese emise par H. Breuil comme quoi l’Aurignacien superieur aurait longtemps persiste en Europe orientale (40, page 185), pourrait s’appliquer ă l’horizon supe- rieur archeologique et non pas â l’horizon moyen de Molodova. L’horizon moyen de Molodova ne serait alors qu’un etage normal de l’Aurignacien superieur, chronologiquement synchronique â l’Aurignacien superieur d’Occi- dent, tandis que l’horizon superieur correspondrait â l’Aurignacien prolonge, entrevu par H. Breuil. Les resultats obtenus ces vingt dernieres annees dans cette pârtie de 1'Europe orientale, semblent avoir diminue quelque peu la valeur de la dite Fig. 21. — Mousterien superieur de Molodova, provenant du ravin de lar-Pozadi-Tserkvi. Deux tiers de la grandeur naturelle. 1, racloir; silex; 2, percuteur greș siliceux, trts compact. hypothese; du moins pour certaines regions. I. G. Botez, tout en incli- nant â attribuer l’horizon moyen de Molodova â l’Aurignacien superieur, dit en meme temps que «l’on peut tres bien aussi supposer qu’il s’agit d’un Magdalenien ancien» (id., page 54). Cet horizon ne saurait en tout cas etre attribue â une epoque anterieure â l’Aurignacien superieur. Voici ce que l’auteur dit rclativement ă l’âge de l’horizon superieur: «Dans l’ensemble, l’industrie de pierre du troisieme niveau paraît etre, par rapport â celle du niveau precedent, plus facilement attribuable â l’Aurignacien superieur ». Pour en finir avec ce probleme paleolithique, aussi important au point de vue archeologique qu’au point de vue geologique, il faut mentionner une Institutul Geologic al României 99 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST lame et un joii burin typique appartenant au Paleolithique superieur, recol- tes par nous dans la berge gauche du ravin. Ces pieces se trouvaient, de me- me qu’une mâchoire de Mammouth, â environ 35 m du debouche du ravin et â 9 m de profondeur, par consequent au meme niveau que l’industrie mousterienne. Par rapport au thalweg du ravin, les deux silex et la mâchoire en question se trouvent â une hauteur legerement superieure a celle de l’horizon mousterien. Re stime, conclusion. Outre l’horizon paleontologique-paleolithique du Mous- terien superieur evolue, on observe â Bailowa-Rypa encore trois horizons du Paleolithique superieur, dont les deux les plus rapproches de la base appartiennent â l’Aurignacien superieur. Quant â l’horizon qui se superpose aux precedents, chronologiquement posterieur â l’Aurignacien superieur, il ap- partient probablement â l’epoque magdaldnienne. Quant aux silex paleolithiques decouverts isolement dans les depots eoliens situes sur le territoire du village de Molodova, nous ferons remarquer qu’on n’a rencontre des silex mousteriens qu’â lar-Pozadi-Tserkvi. On a observe en revanche des silex du Paleolithique superieur â des niveaux divers et dans presque tous les ravins â formations microdetritiques plcistocenes, prin- cipalement dans le loess du jardin du nomme P. Slivca. LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE SUPERIEUR D’ATAKI (COMMUNE DE RESTEV-ATAKI) Dans le dernier ouvrage de I. G. Botez (24), il est question, aprâs Cor- mani et Molodova, aussi d’un troisieme point paleolithique situe sur le Dni- ester, â savoir Restev-Ataki. II sied toutefois de faire observer que le point paleolithique dont l’au- teur s’occupe, n’est pas Restev-Ataki proprement dit, mais bien le hameau d’Ataki1), qui depend de cette commune. La situation geographique du point paleolithique et des depots de loess, telle qu’elle nous a ete presentee (id., p. 9), ne correspond pas ă ce qu’on observe dans la commune de Restev- Ataki, situee sur un plateau distant de 2 km du Dniester et ne contenant pas une pareille formation. Cette description correspond bien en echange â ce que l’on peut constater dans le hameau d’Ataki, situe plus bas sur la rive du Dniester, â environ 8 km en amont de Molodova et â 2 km ă l’W de Comarova. *) Outre cette localite, situee sur le Dniester et relevant du district de Hotin, il existe en Bessarabie, toujours sur le Dniester, mais dans le district de Soroca, une autre localitd du meme nom, â savoir la bourgade d’Otaki (Ataki-Otaci), en face de la viile de Mohilev- Podolsk, en Ukraine. 7* . Institutul Geologic al României IOO NIC. N. MOROȘAN IOO Nous avons rencontre en plusieurs endroits et ă des hauteurs diverses au- dessus du Dniester mais sur des espaces peu etendus, des indices de vieilles terrasses recouvertes par des depots eoliens, particulierement de loess; l’absence de coupe en rend toutefois l’etude assez difficile. Les depots quaternaires â proximite du fleuve sont un peu mieux representes, surtout en amont d’Ataki. A la limite de ce hameau, nous avons constate la coupe suivante dans une fosse de fontaine: a) 2 m d’argile sableuse jaune clair, venue recemment du haut de la pente; c’est â peine maintenant qu’une fine couche de sol vegetal commcnce â la recouvrir; b) 0,50 m de sol vegetal noir recelant de la ceramique historique: c) 1,20 m, loess jaune fonce; d) 0,30 m, sol fossile brun fonce; e) 1,50 m de loess; f) 2 m, argile loessoîde; g) 0,60 m de fin sabie de terrasse presque depourvu d’oxydes de fer; h) 2 m, gravier de terrasse recouvrant des schistes siluriens. Le niveau du Dniester se trouve un peu plus bas que le gravier. Les ravins avoisinants offrent d’autres coupes; la principale et la plus complete, celle du ravin le plus profond, est la suivanteT): a) 0,70 m de sol vegetal avec sa zone depassageâ la couche sousjacente; h) 3 m de loess jaune clair; c) 2 m, sol fossile couleur de brique comprenant une couche de 0,20 m d’epaisseur, qui recele des os de mammouth, de Bovides et de Cervides, des morceaux de charbons de plantes et des objets paleolithiques (silex mag- daleniens ?); d) 7 m de loess; e) 2 m d’argile loessoîde; f) 5 m d’argile â minces intercalations de sabie; g) 1 m, gravier de terrasse; h) Schistes siluriens masques en grande pârtie par des depots quaternai- res qui atteignent 9 â 12 m d’epaisseur au-dessus du Dniester. Comparons cette coupe ă celle du point paleolithique voisin de La Păr, oîi la succession des depdts est la suivante: a) 0,05—0,10 m de sol vegetal; b) 1 m de loess jaune clair, presque enti^rement remanie, contenant quelques silex paleolithiques; c) 3 m d’argile loessoîde, legerement stratifice, contenant de nombreux Helix pomatia-, d) 4,50 m, sabie tres fin, stratifie, jaune clair; *) I. G. BOTEZ a d^jâ mentionn^ en pârtie cette coupe (26, p. 9). Institutul Geologic al României 101 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 101 e) 2 m d’argile â minces couches de gravier; f) 2,50 m, gravier de riviere, en comptant â partir du niveau normal du Dniester. Ces descriptions montrent la variation de la stratigraphie des depots qua- ternaires sur un espace de seulement quelques centaines de metres carres. Nous avons ici, comme en d’autres endroits le long du Dniester (Ne- porotova, etc.), un sol fossile enfoui â 2 m de profondeur. Les donnees d’ordre paleontologique et paleolithique que nous avons pu y recueillir nous incitent â attribuer ce sol au Pleistocene superieur tardif. Les terrasses sont de formation recente, ainsi qu’il resulte de leurs alti- tudes relatives et de leur parallelisme avec les autres terrasses du Dniester dont l’âge a pu etre etabli en partant aussi d’autres criteriums. C’est dans le sol fossile que I. G. Botez a decouvert la majeure pârtie du materiei paleolithique, compose d’environ 200 pieces lithiques. II n’y a cependant rencontre aucune piece susceptible de caracteriser une epoque quel- conque du Paleolithique superieur. L’auteur n’exclut pas la possibilite que ce mobilier archeologique appartienne au vieux Magdalenien (24, p. 62). Parmi les quelques silex provenant de La Păr, on remarque particulie- rement un nucleus, dont la morphologie, du type Paleolithique superieur, ne permet pas de preciser l’epoque â laquelle il appartient. Ses facettes etroites et longues laissent supposer qu’il s’agit d’un nucleus datant de l’epoque ou les fines et sveltes lames de silex etaient d’un emploi frequent. Nous en de- duisons que le nucleus en question ne semble pas etre plus ancien que l’Aurignacien superieur; il pourrait etre meme magdalenien. LE PLEISTOCENE ET LE SOLUTREEN DE BABIN En 1928 et 1932, nous avons entrepris ă Babin (depart. de Hotin) et dans ses environs des recherches d’ordre archeologique et geologique. Nous y apprîmes alors que C. Ambrojevici avait visite la meme region en 1929. Les resultats de ces etudes sont mentionnes dans l’ouvrage qu’il publiait en 1930 (6). L’auteur y decrit une douzaine de pieces, â savoir des lames ou frag- ments de lames, de courts grattoirs et un burin, qu’il attribue ă l’Aurignacien, sans toutefois specifier s’il les a trouves â la surface, ou au cours de fouilles, prealables. Dans une autre pârtie de son ouvrage, il mentionne que la faune de Babin est representee par Elephas primigenius Blum, et Equus caballus jossilis, ce qui permet de supposer que tout le materiei paleolithique provient des depots quaternaires. Or, comme on le verra par la suite, c’est seulement par exception que des pieces paleolithiques peuvent etre recueillies dans ces depots. De Babin vers le Dniester (N) et entre le village de Grușevița (W) et ce- lui de Restev-Ataki (E), situes le premier en amont et le second en aval, Institutul Geologic al României 102 NIC. N. MOROȘAN 102 s’etendent plusieurs escarpements entoures de collines et de plateaux mon- tant â environ 100 m au-dessus du fleuve. Ces points paleolithiques s’appel- lent Antonievca (colline et plateau), Iama (petits ravins affluents, descen- dant d’Antonievca vers le grand ravin ă source), Magazia (plateau qui s’eleve au-dessus du Dniester) et Cumbalova Houda (colline de calcaire tertiaire). Cette derniere region prolonge celle de Dealul Chlopiu, coupee en deux par le ravin de Chlopiu Iar, le long duquel s’etend le plateau de Muravisco- Pole qui aboutit preș de la commune de Restev-Ataki. Les rares silex paleolithiques qu’on decouvre in situ, proviennent des formations eoliennes de Iama et de Chlopiu Iar; partout ailleurs les pieces paleolithiques gisent soit â la surface, avec les pieces neolithiques, et les roches tertiaires, soit sur la jachere, ou meme dans les labours. Cet etat de choses s’explique facilement par le fait que dans bien des endroits en question, les depots tertiaires sont ă nu, le materiei eolien ayant ete lave. En d’autres endroits, bien que le Tertiaire soit recouvert de sol et de forma- tions loessoides, celles-ci n’atteignent ensemble que 293 decimetres d’e- paisseur *). Dans ces conditions, sous l’effet de l’erosion ou â cause des labours, les silex paleolithiques qui etaient autrefois plus ou moins profondement enfouis, se trouvent aujourd’hui â la surface. Les pieces paleolithiques se distinguent facilement des pieces neolithiques, aussi bien par leur facies technique que par la couleur de leur patine. Les premieres ont une patine d’un blanc bleuâtre mat ou d’un bleu briliant (sur les silex corneens), tandis que les secondes ont presque entierement conserve la couleur naturelle, noire ou brun clair, du silex. Bien que les pieces paleolithiques proviennent de points differents, l’uni- formite de leurs caracteres nous dispense de les decrire separement d’une fațon plus detaillee. On distingue parmi les nombreux eclats, quelques-uns ayant un plan de frappe prepare, tandis que la surface des autres est entierement recouverte par des fissures et des irregularites provoquees par le feu (73). Parmi les quelques morceaux de lames (par exemple, fig. 22), on en ob- serve certaines qui atteignent 47 mm de largeur, 16 mm d’epaisseur et plus de 15 cm de longueur. Les quelques grattoirs recueillis etaient tous de petites dimensions; mais nous en avons aussi decouvert un, double et oblique, faconne par l’Homme neolithique dans un morceau de lame paleolithique presentant une retouche abondante et presque verticale. ’) Au cours de sondages effectues en vue du creusement de fontaines, on a rencontre des ^paisseurs sup6rieures ă Chlopiu Iar, surtout dans la region du village. L’absence de coupes ^tendues et profondes empeche d’indiquer une particularite quelconque. 103 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 103 Les 6 burins trouves ici sont tous des burins d’angle, â une seule extre- mite (fig. 22, n° 2) ou aux deux (fig. 22, n° 3). La piece la plus interessante, d’ailleurs unique dans son genre, est une pointe en feuille de laurier (fig. 1, pl. VI), decouverte en 1932 â la surface de la colline de calcaire mediterraneen d’Antonievca, avec quelques autres silex (burins, morceaux de lames, etc.). Sa patine d’un blanc tirant sur le bleu est identique ă celle des autres pieces (burins) rencontrees â Babin. Parmi la douzaine de pieces decouvertes par C. Ambrojevici â Babin et representees dans son ouvrage (6, pl. II, 49; pl. III, 18, 22; pl. IV 5, 6, 7, 11; pl. VII, 22, 23, 24), aucune ne provient du point Antonievca. Meme si notre pointe en feuille de laurier avait ete trouvee isolement, sa morphologie indiquerait â elle seule que la piece appartient au Solutreen. Bien que la technique de la piece temoigne de la maîtrise de l’artisan solu- treen, elle ne presente cependant pas ce cachet de haute perfection propre aux fines pieces en feuille de laurier solutreennes. Le fait que cette arme est depourvue de pointes, semble plutot constituer l’indice d’une usure con- secutive â un emploi plus ou moins prolonge, que le signe d’un accident survenu en cours de faponnage. Voici les dimensions de la pointe en feuille de laurier: long. 76 mm (la longueur totale devait probablement atteindre 85 ă 88 mm); largeur 33 mm, epaisseur 13 mm; poids 32 gr. Si l’on compare celle-ci aux autres feuilles decouvertes en Bessarabie, on n’a aucune peine â constater la difference considerable qui existe entre la pointe de l’arme decrite et celle, particulierement fine, de la piece de In Ponoară. En tant que technique et morphologie, la feuille de Babin se rap- proche plutot de celle provenant de La Moara Popei, mais elle s’en distingue par son epaisseur superieure et une execution moins parfaite. II se peut que cette difference provienne de la structure differente des silex dans lesquels les feuilles ont ete taillees; et, en effet, le silex de la piece trouvee â Babin semble d’une structure moins fine. II ne faut pas non plus ecarter l’hypothese qu’il pourrait s’agir d’une piece qui, dans l’ordre d’evolution technique, a precede les pieces provenant des rives du Prut. D’autre part nous ferons remarquer qu’en Hongrie, ă Szeletha (93 et 94), en Moravie (44), en Pologne (105) et meme en France, ă Solutree, on a rencontre dans un meme depot archeologique des pieces d’un fini impeccable, gisant â cote d’autres d’un travail plus grossier. D’apres ses caracteres, la piece appartient incontestablement au Solu- treen moyen, determination nullement en contradiction avec le reste des silex paleolithiques qui l’accompagnent. Mieux encore: parmi les objets recueillis par C. Ambrojevici â Magazia, sur le territoire du village de Babin, et figurant dans son ouvrage, nous distinguons un joii grattoir triangulaire (6, pl. VI, fig. 5), dans le genre de ceux decouverts dans les depots solu- treens de quelques stations classiques, comme par exemple ă la Grotte de M Institutul Geologic al României 34 NIC. N. MOROȘAN >34 les objets trouves dans les couches de Ripiceni, que dans ceux de Cormani. La stratigraphie des couches de Ripiceni ne s’oppose pas ă cette inter- pretation. Dans l’ensemble, il paraît que l’industrie solutreenne de Ripiceni est tres proche de celle de la station de Kostienki, determinee par L. Sawicki sous reserves il est vrai, comme appartenant â l’Aurignacien superieur (217). Efimenko, en partant de donnees plus recentes Ț a attribue cette station au Solutreen inferieur (74). D’ailleurs c’est la seule station de l’U.R.S.S. attribuee ă cette derniere epoque. La question de cet etage en Pologne ne se presente pas d’une meilleure maniere, car les deux stations de loess de Pulawy et de Gliniany (105, 106) semblent plus pauvres en mobilier et chrono- logiquement anterieures â celle de Ripiceni et Kostienki. Sur le territoire intra-carpatique de l’Europe, la presence du Solutreen se manifeste tout â fait autrement. Ceci n’a rien d’etonnant car la Hongrie est restee, comme l’a montre H. Breuil au congres de Geneve de 1912 (40), le foyer originaire de la culture solutreenne et il est â noter que ses dernieres recherches confirment cette remarque (44). A ce moment, l’infil- tration de la culture solutreenne parmi les tribus aurignaciennes finales des provinces limitrophes (de la Moravie et de la Transylvanie p. ex.) a du etre necessairement plus intense et a eu un plus grand effet que sur les tribus contemporaines des provinces plus eloignees (la Moldavie, la Bessarabie, etc.). Son action, comme nous allons le voir dans la suite, atteint le point culminant dans nos provinces, seulement au cours du Solutreen moyen. Le Solutreen moyen ne semble \o.’r eu un trop grand deve- loppement en Moldavie et Bessarabie. Nous croyons qu’au moins une pârtie de l’industrie de Babin (Dniester), determinee comme aurignacienne (6), doit appartenir en realite au Solutreen moyen. En effet, nous avons decouvert la, en 1932, une pointe en feuille de laurier (v. pag. prec). Ensuite, l’etage solu- treen moyen est represente en deux endroits sur le Prut: â In Ponoară et â La Moara Popii, tous les deux sur le territoire du village Cuconeștii Vechi. Les deux derniers points, voisins entre eux, se trouvent â une distance de 1 ă 2 km. de Stânca Ripiceni. Dans son ensemble, le mobilier lithique de ces endroits est represente surtout par des nudei, par des eclats et par des lames ordinaires. Mais, outre ces pieces — qu’on peut attribuer â la rigueur â cha- cune des epoques ou etages du Paleolithique superieur — on a constate la presence de grattoirs divers, de burins (pour la plupart de burins d’angle) et, enfin, d’une pointe en feuille de laurier, dans l’un comme dans l’autre de ces points. q L. SAWICKI s’est base pour ddterminer l’âge du Paleolithique de Kostienki seu- lement sur le materiei obtenu jusqu’en 1924; P. EFIMENKO y a execute de nouvelles fouilles en 1926. 135 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST La piece de Babin (fig. i, pl. VI) est la plus primitive de toutes; ses eclats de confectionnement sont assez grands et irreguliers. Certaines d’entre eux se trouvent au bord meme du silex, les autres, au contraire, sont taillees trop profondement, ce qui fait que la section transversale de la feuille decrit une ellipse assez irreguliere, avec des bords sinueux et seulement en pârtie retou- ches. Une technique solutreenne superieure est representee par la feuille de La Moara Popii (fig. 3, pl. VI). Mais la piece de In Ponoară (fig. 2, pl. VI) nous represente le degre culminant, atteint par cette culture sur le territoire de la Roumanie. Si la feuille de Babin (Dniester) pourrait etre consideree comme une ebauche, celles du Prut sont des instruments bien definis, autant par la taille que par l’art du travailleur. Ainsi qu’on peut le remarquer facilement sur les figures respectives, aucune de ces pieces n’est intacte. A chacune d’elle manque, soit le bout distal, soit le .proximal, ou meme les deux (V. les fig. cit.). En meme temps, on constate que les pieces, dans leur etat naturel ou meme reconstituees, presentent des affinites avec les mobiliers solutreens des territoires environ- nants. Ainsi, la feuille de La Moara Popii, par ses contours comme aussi par le mode de confection, ressemble beaucoup aux feuilles de laurier du Solutreen moyen de la Hongrie et de la Transylvanie (93 95, 91, 99 et 100). On pourrait dire presque la meme chose de la piece de Babin (v. p, ex., 91 et 99). La feuille de In Ponoară se presente un peu differemment. Sa technique culminante, ses contours particuliers, montrant le maximum de largeur au milieu de la piece, le bout inferieur allonge, svelte et pointu comme le bout superieur, nous force de l’approcher des feuilles losangiques allongees, de- couvertes en France et moins de celles de la Hongrie (100 et 40). ou de la Moravie. Naturellement, de lă nous n’allons pas conclure ă une diffe- rence d’âge entre ces trois mobiliers solutreens de Bessarabie. Si nous essayons d’etablir les rapports chronologiques entre le Solutreen moyen de Roumanie et celui de Hongrie, de France, de Pologne, etc., nous devons remarquer des differences. En effet, si le Solutreen a son origine typologique sur le territoire de lă Hongrie (40, 44 et 93) il faut admettre qu’au moins pendant quelque temps, jusqu’â ce que l’industrie solutreenne a pu se repandre dans l’Europe occidentale, l’industrie aurignacienne sub- sistait encore dans cette region. II en resulte que l’industrie aurignacienne de l’Europe occidentale a du etre pendant ce temps synchronique de l’industrie solutreenne primordiale de la Hongrie. Avec le temps, l’industrie solutreenne dans «l’outillage se- condaire de laquelle on ne trouve ni grattoirs, ni burins », ainsi que la carac- țerise H, Breuil (44, p. 337), vient parfois en contact avec l’industrie ty- . Institutul Geologic al României \ icr7 136 NIC. N. MOROȘAN 136 pique aurignacienne. Une influence reciproque s’etablit, de sorte qu’il arrive de trouver preș des pieces de la vraie industrie solutreenne, comme «les pointes en feuille de laurier », l’outillage specifique â l’Aurignacien (burins, grattoirs, etc.). Pour bien paralleliser notre Solutreen â feuille de laurier, suivant la chronologie classique occidentale, il nous vient en aide le mobilier. On peut etablir ainsi que notre Solutreen est ulterieure â l’Aurignacien supe- rieur classique. Cette precision a une tres grande importance, pour la classification et la chronologie de nos depots eoliens. Comme nous l’avons deja remarque, notre industrie solutreenne ne peut etre parallelisee aux Industries â feuille de laurier de la Hongrie; elle est plus tardive. Nous ne pouvons rien dire sur les rapports des feuilles de laurier isolees, trouvees en Transylvanie (205, 207 et 208), avec l’industrie de Bessarabie. L’infiltration du Solutreen hongrois semble avoir influence l’in- dustrie aurignacienne moyenne tardive de Buzăul Ardelean (44); la meme influence semble avoir eu lieu en Pologne. Le materiei de la station de Ko- stienki en est une preuve, car le mobilier aurignacien superieur y est accom- pagne par des prototypes de feuilles de laurier. C’est justement ce fait qui semble avoir conduit P. Efimenko ă attribuer cette station au Solutreen inferieur (74). De l’analyse des differents mobiliers trouves dans les stations solutreennes des pays voisins de la Hongrie, on peut voir aussi la maniere de l’influence exercee par les solutreens sur la technique aurignacienne. Cette infiltration differait beaucoup d’un territoire â l’autre. En Transylvanie p. ex., nous trouvons que deja le mobilier aurignacien moyen etait influence par leur technique, tandis qu’en Roumanie extra-carpatique, â Ripiceni et â Cor- mani, de meme qu’en Ucraine, l’influence solutreenne se ressent â peine sur le mobilier de l’Aurignacien superieur. De plus, en Bessarabie, l’on cons- tate la presence du veritable Solutreen moyen, due probablement â des tribus immigrees en Moldavie et qui possedaientâ l’epoque de l’emigration la culture solutreenne moyenne d’apres la maniere de la technique de l’occident. De tout cela, il resulte que dans l’Aurignacien-Solutreen se sont passees des migrations repetees de tribus se deplațant de l’Occident vers 1'Orient et qui s’arretaient parfois dans la region des Carpates, ou meme les depas- saient vers l’Est. Les voies de migration etaient au moins au nombre de trois et toujours les memes. Du fait qu’on n’ait pas cite jusqu’aujourd’hui des feuilles des laurier solutreennes sur le territoire de U.R.S.S., on ne peut nullement affirmer que la migration du Solutreen moyen typique s’est arretee sur la rive droite du Dniester; il reste toujours la possibilite de trouver de ces pieces aussi au delâ du Dniester, par des recherches plus detaillees dans les depots pleis- tocânes qui ne sont pas encore etudies. < Institutul Geologic al României k IGRZ 137 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 137 Solutreen superieur. On ne connaît encore nulle part en Rou- manie une industrie qui puisse etre attribuee ă cet etage, lequel paraît man- quer egalement dans Ia Presque’île Balkanique, de meme qu’en Pologne et dans l’U.R.S.S. II est vrai que pour la Russie, Efimenko (74) cite la sta- tion de Mezine comme appartenant ă un etage limitrophe de l’epoque mag- dalenienne. Ainsi que le remarque l’auteur lui meme, une telle determination n’est pas basee sur la morphologie de l’industrie de silex, mais plutot sur 1'interpretation des rapports entre les Industries et la faune de Mezin et celles des autres stations paleolithiques de Russie. Cela nous conduit ă croire que pendant l’epoque solutreenne superieure il n’y a plus eu de migrations de l’occident vers l’orient. II est possible aussi que ce soit â ce moment que la culture paleolithique de l’Europe orientale est arrivee â deployer 1'evolution qui lui est specifique. Si nous considerons l’epoque solutreenne dans son ensemble, nous devons observer, que le vrai Solutreen en Roumanie extra-carpatique et en ge- neral en Europe orientale, est represente seulement d’une maniere excep- tionelle, dans quelques points, tandis que l’Aurignacien superieur a eu, comme nous l’avons vu, un deploiement tres remarquable. L’on peut alors se demander quelle peut etre la causse du nombre reduit des stations solu- treennes ? Serait-il un manque seulement apparent, du plutot au fait que nos etudes detaillees sur le terrain sont encore incompletes et qu’un grand nombre de stations ă industries solutreennes restent-elles encore inconnues, ensevelies dans nos epais depots pleistocenes ? Ou, peut etre, cette penurie est-elle due â la densite moindre de la population dans nos parrages ; que cette population avait de beaucoup diminue pendant le Solutreen, apres la grande extension de l’Aurignacien superieur ? Nous sommes d’avis que le nombre restreint de stations solutreennes denote un fait reel. Certainement, on pourra trouver d’autres stations encore inconnues; mais leur nombre et l’extension du territoire de leur developpe- ment seront toujours limites. Dans tous les cas, il est tres difficile d’admettre que pendant le Solutreen et Ie Magdalenien un territoire de l’etendue de l’U.R.S.S. n’ait pas ete habite par les’ paleolithiques. Dans ce cas, la principale cause du nombre reduit de stations semble resider dans le fait que l’infiltration de la culture solutreenne parmi les dif- ferentes peuplades de ces parages, s’est accomplie tres lentement et d’une maniere tres incomplete. Seules quelques tribus isolees appliquaient la tech- nique solutreenne, cependant que dans le voisinage de ces foyers de culture on continuait â travailler d’apres les vieilles coutumes. La technique auri- gnacienne aurait donc suivi les lois naturelles d’une evolution lente, dans les regions extracarpatiques, jusqu’ă ce que de nouvelles invasions de tribus |pA- Institutul Geologic al României IGR/ 138 NIC. N. MOROȘAN 138 magdaleniennes ') aient determine l’infiltration de nouveaux procedes tech- niques. II est possible que l’hypothese emise en 1912 par H. Breuil (o. c.), que «les elements fondamentaux de l’Aurignacien superieur ont contribue â constituer le noyau de la civilisation magdalenienne», trouve, dans le ter- ritoire moldo-ucrainien, une confirmation par la realite des circonstances. II nous semble alors qu’ici, en Moldavie et en Bessarabie, de meme que plus â l’E, l’industrie solutreenne ne serait qu’une industrie collaterale, qui se serait developpee pendant que les dernieres phases de l’Aurignacien et les premieres manifestations du Magdalenien se succedaient, ce qui d’aille- urs a ete observe aussi dans d’autres stations, quelques-unes renommees, comme la Colombiere (129) et celle de la vallee du Roc (117), en France. In s’ensuit que, dans l’Europe carpatique, le Solutreen, auquel G. de Mortillet donnait une valeur particuliere, n’a pas une tres grande impor- tance, tandis que l’Aurignacien admis au commencement, puis exclu du tableau chronologique general pour ce qui concerne l’Europe, par ce grand prehistorien, a une importance exceptionnelle dans nos parrages, autant du point de vue technique qu’au point de vue chronologique. In resulte aussi de nos observations que le hiatus archeologo-chronolo- gique qui pourrait exister entre l’Aurignacien et le Magdalenien dans certaines regions de l’Europe extracarpatique n’est qu’apparent. Le Magdalenien. II est possible que l’on arrive â mettre en doute dans l’avenir l’existence de l’industrie magdalenienne dans le NE de la Roumanie. Cependant, dans l’etat actuel de nos connaissances, il faut admettre que cette culture y a laisse des traces. II semble toutefois qu’elle differait de celle de l’occident, ainsi que de celle d’orient, ou se trouvait le foyer originel des vrais magdaleniens. Nous considerons comme denotant la culture magdalenienne certains mobiliers comme celui de In Ponoară, comprenant de « grands silex arques ou de grands racloirs», du genre de ceux de France, ou les mobiliers de La Mori-Mitoc et Badragi. Cette interpretation est confirmee par les donnees de la stratigraphie de ces localites et aussi par celle de La Izvor et par la couche VII (magdalenienne) et la stratigraphie de la Grotte de Stânca Ripiceni. (V. aussi 105 et 218). Dans certains endroits, comme â Cor- mani, â Molodova, on ne peut qu’entrevoir la presence de l’industrie magdalenienne. Dans son ensemble, cette industrie se caracterise par une grande abon- dance de lames, la plupart ne montrant pas de retouche. Ensuite, de burins ') Tribus venues, d’apres la theorie de H. BREUIL (40), de l’Orient (de 1’extrSme Nord- Est) de l’Europe et peut Stre meme du fond de l’Asie siberienne, Ja Institutul Geologic al României IGR/ 139 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST lateraux, de pieces microlithiques, dont certaines â troncature retouchee, de grands silex arques, etc. D’apres la morphologie des mobiliers des stations magdaleniennes de Roumanie, nous croyons qu’ils doivent etre rapportes typologiqueinent au Magdalenien superieur des stations franțaises. Mais si l’on tient compte de la remarque de H. Breuil, que l’origine des magdaleniens est plutot I’Europe orientale d’ou ils auraient immigre en France, il est possible que notre Mag- dalenien soit chronologiquement un peu plus ancien que le Magdalenien superieur de l’W de Europe. Dans l’etat actuel de nos connaissances, il ne nous est pas encore possible d’etablir les rapports chronologiques et typologiques entre les divers mo- biliers magdaleniens de Moldavie et de Bessarabie. En effet, le materiei des diverses stations est assez reduit et on doit au prealable resoudre ce probleme pour la region du Dniester. II n’y a que par des fouilles systematiques sur une echelle etendue que nous serons peut-etre â meme de pouvoir situer plus exactement notre Magdalenien. En ce qui concerne les silex de Berești (depart. de Covurlui), presentes par C. Balaban (8) comme paleolithiques-magdaleniens, nous avons montre (144) qu’ils ne sont que des pieces neolithiques-eneolithiques. Aussi pouvons-nous affirmer que les elements necessaires nous font defaut pour resoudre le probleme de l’existence du Magdalenien en Roumanie intra- carpatique (Transylvanie). Toutefois la lame de silex signalee par A. Koch (102) dans la grotte du Someșul Rece et consideree par Breuil (43 et 44) comme etant probablement du Magdalenien, est une indication d’une certaine valeur dans ce sens. ’ M Institutul Geologic al României IGR/ IV. CONCLUSIONS GENERALES En nous resumant, voici les principaux resultats obtenus: i. La limite inferieure stratigraphique et chronologique du Pleistocene et les rapports de celui-ci avec le Pliocene ne sauraient etre precises, pour le moment, en toute certitude. En nous guidant d’apres l’altitude relative au-dessus du talweg actuel, de quelques terrasses constatees sur le Prut et surtout sur le Dniester, il devient probable qu’une pârtie des terrasses supe- rieures (de plateau) appartiennent au Pliocene, et l’autre pârtie au Pleisto- cene inferieur. En tout cas, la penurie de documents paleontologiques ne permet pas, jusqu’â de nouvelles recherches, une attribution precise â l’un ou â l’autre, de facon â pouvoir controler ce criterium de l’altitude relative, lequel nous semble bien insuffisant. 2. Parmi les terrasses superieures, il n’y a que celle de 35—50 m dont l’âge puisse etre etabli; elle doit etre rissienne. 3. Pendant l’intervale de temps entre le Pliocene superieur et le Pleisto- cene superieur, des oscillations epirogeniques ont du certainement avoir lieu et, en relation avec elles, des oscillations de niveau dans le bassin de la Mer Noire. La calotte glaciaire boreale dont l’extremite sud arrivait jusque dans le S de la Pologne, a ete elle aussi soumise â des oscillations d’avan- cement et de retrăit, en relation avec les mouvements de l’ecorce. Les rivieres ont forme des terrasses et approfondi leur lit, pendant les mouvements posi- tifs; au contraire, ils ont alluvione et forme des meandres, en elargissant leurs vallees et detruisant des terrasses et leurs depots eoliens, pendant les mou- vements negatifs. II ressort de nos observations, que des mouvements negatifs ont eu lieu surtout dans les temps post-glaciaires, c’est-â-dire avec le commencement du Wiirm II. 4. Le loess s’est depose pendant toute la duree du temps glaciaire, mais avec des oscillations dans la vitesse d’accroissement des depots. Dans une region ou les depots de loess auraient ete tous conserves, on devrait trou- ver un loess ancien, forme avant l’extension des glaciers wurmiens et un loess plus jeune, wurmien. Dans ce dernier, on devrait pouvoir distin- guer une couche inferieure de loess recent, d’âge Wiirm I (Jiingerer Loss I) et une couche superieure de loess recent, d’âge Wiirm II (Jiingerer Loss II). Malheureusement, il ne nous a pas ete possible de trouver le C Institutul Geologic al României \Tcrz 141 LE PLfilSTOCfiNE ET LE PALfiOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 141 criterium d’apres lequel on puisse separer avec tonte la precision desirable ces diverses couches. Tout de meme, nous pouvons tenir compte de ces quel- ques remarques: Si, sur le territoire du NE de la Roumanie, il existe du loess ancien, il doit alors recouvrir seulement les depots des plateaux et des terrasses supe- rieures â celles de 35—50 m, superieurs donc â la terrasse du Riss. Nous croyons que Ies depots du loess ancien sont assez minces et recouvrent des surfaces tres restreintes. Ceci fait qu’il est habituellement englobe dans Ie loess plus recent qui a un plus grand developpement, aussi bien en epais- seur qu’en surface. Le loess recent I (Jungerer Lbss I) doit couvrir les plateaux, la terrasse rissienne et les terrasses de 6—15 m (haute terrasse inferieure); mais il ne se trouve pas sur les basses terrasses inferieures, c’est-â-dire les terrasses de 1—5 m. Dans sa constitution entre aussi, en dehors du loess typique, un depot de sol fossile marecageux. Celui-ci correspond â la periode de stagnation et du commencement de la retrăite du glacier wurmien, comme aussi â une pârtie de I’Interstade Wiirm I—Wurm II. II est donc synchronique du Moustericn superieur primordial (â coup-de-poing) et du Mousterien superieur normal. Sa presence est demontree d’une maniere precise seulement dans quelques points, bien que son etendue doit etre assez importante. Son epaisseur dc- passe sur plusieurs points deux metres. Le loess recent II (Jungerer Lbss II) est le depot le plus developpe du P16istocâne, aussi bien en etendue qu’en epaisseur. Nous le trouvons sur les plateaux, sur les terrasses superieures et inferieures, donc aussi sur la basse terrasse inferieure. Pendant sa sedimentation, il les a recouvertes simulta- nement d’un manteau presque conținu. Son epaisseur s’eleve et meme de- passe 20 m. La sedimentation s’est effectuee depuis l’etage superieur de I’Interstade wiirmien jusqu’â l’Holocene; elle correspond â la serie com- prise entre l’Aurignacien, et l'Eneolithique. Sa sedimentation a ete la plus intense pendant l’Aurignacien superieur et le Magdalenien moyen. Son depot semble s’etre arrete dans l’Eneolithique. A part le loess eolien, on trouve aussi du loess stratific, qui semble etre une formation fluvio-lacustre; en effet, les sediments eoliens ont ete souvent remanies, en pârtie ou totalement, par le ruissellement. La sedimentation dii loess a du etre parfois plus faible, tandis qu’â d’autres moments elle s’est intensifice. Pendant les temps d’arret au moins pârtiei, des couches de sols fossiles ont pu se former â sa surface. Etant donne que le climat, auquel son liees les variations dans la vitesse de la sedimentation des formations eoliennes, a pu differer d’un endroit â l’autre de la meme con- tree et, comme le sens des variations n’a pas ete le meme dans toute l’eten- due de cette contree, il en resulte que le nombre et l’epaisseur des sols fossiles varient d’un point â l’autre de la meme region. II en resulte que les sols fos- 142 NIC. N. MOROȘAN 142 siles ne peuvent pas etre pris comme criterium dans la stratigraphie du loess, du moins jusqu’â de nouvelles etudes plus detaillees. Ces couches de sols fossiles sont des formations variables en nombre et pour ainsi dire acciden- telles, d’apres les donnees que nous posssdons sur notre region. Des cailloutis en couches minces se trouvent aussi intercales dans le loess. Ils ont ete apportes des plateaux et repandus sur le loess, par le ruissellement des eaux de pluies brusques, tres abondantes et de courte duree. Ils ne sont pas non plus susceptibles d’etre utilisees dans la determination de l’âge et pour com- parer les loess des divers endroits d’une contree. Ce ne sont en effet que des accidents â caractere local. II en est de meme des concretions calcaires ou « poupees » de loess qui, d’apres leurs dimensions plus ou moins fortes, ont ete egalement estimees susceptibles de donner une indication sur l’anciennete plus ou moins grande de ce loess. II s’agit cependant d’un criterium tout aussi incertain. Ces con- cretions peuvent se former plus ou moins vite, leur formation etant en etroite dependance de la quantite des precipitations atmospheriques et aussi avec a richesse en calcaire des depots eoliens primitifs. 5. Pendant le Pleistocene moyen, les grottes etaient, dans le NE de la Moldavie et le N de la Bessarabie, en pleine voie de creusement. Depuis â peu preș le Pleistocene superieur, la desagregation de leurs parois commence, de meme que leur remplissage par des elements microdetritiques et argileux et des materiaux eoliens, remplissage parfois suivi plus tard de l’effondre- ment plus ou moins pousse de leurs plafonds. 6. A partir du Wiirm I et jusqu’au Wiirm II, le climat a du etre froid, ■ sec, avec des vents constants soufflant du NNE, peut-etre aussi du NE. Ceci a favorise de beacoup le transport des poudres eoliennes et la formation de depots epais. Naturellement, de temps en temps le climat etait soumis â des variations qui ont determine le ralentissement et meme l’arret dans le depot de materiaux eoliens. C’est justement le fait qui a permis la formation des sols fossiles. A la fin de l’interstade wiirmien, c’est-â-dire entre le Wiirm I et le Wiirm II, ainsi que pendant le Wiirm II, le climat semble avoir ete particulierement froid. C’est justement alors que ce sont developpees les cultures de l’Auri- gnacien superieur et du Solutreen inferieur et moyen. Apres l’extension du glaciaire du Wiirm II, commence un climat plus tempere, mais encore rela- tivement sec. 7. Dans la premiere periode, pendant le climat froid, la faune est ca- racterisee par des elements boreaux et subarctiques, qui s’ajoutent aux repre- sentants des animaux de steppe, de forets et de montagne, meles â quelques formes caracteristiques pour les regions plus meridionales. 'JA Institutul Geologic al României 16 R/ 143 LE PLEISTOCENE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 143 Dans Ia deuxi&me periode, les representants de la faune arctique se reti- rent ou disparaissent rapidement (v. le tabl. syn. resp. de ce trav.). Les autres representants des faunes pleistoc^nes (le Bison, l’Aurochs, le Cheval) ont per- siste ă l’etat sauvage jusqu’aux temps neolithiques et meme historiques. 8. La flore arborescente dont les restes sont assez pauvrement repre- sentes par des morceaux de charbon, denote la predominance des Gymno- spermes par rapport aux Angiospermes (v. le tabl. cite.). La vegetation herbacee semble occuper des surfaces plus etendues et etre plus riche et plus variee. Nous tirons cette conclusion, moins de l’abondance des restes de plantes (Ia frequence des cendres dans ces stations en est quand meme une preuve), que de la grande abondance des animaux qui se nourrissaient de plantes herbacees. La meme conclusion ressort de l’interpretation des phenomenes physico-geologiques. Des restes de faune et de flore ont ete particulierement accumules par l’Homme, dans les depots archeologiques d’âge different de nombreuses stations paleolithiques du NE de la Roumanie. Grâce â ces restes, nous avons reussi ă enregistrer de nouvelles especes d’animaux ayant vecu dans la Mol- davie et les regions limitrophes. On a donc eu la possibilite de determiner sur des bases materielles l’aire de leur distribution paleogeographique. Leur gisement et les mobiliers paleolithiques trouves ensemble nous ont conduit â etablir, pour plusieurs animaux, sur la base de la chronologie ar- cheologique, la courbe de leur evolution numerique ainsi que, dans une cer- taine mesure, le momment de leur disparition ou de leur emigration. Bases sur des criteriums paleo-fauniques, nous avons pu montrer que le NE de la Roumanie represente le territoire meridional, sur lequel, pendant le Pleistocene superieur, la vie du milieu subarctique a ete bien plus richement representee, en comparaison avec la Roumanie meridionale et la Presqu’île balkanique. Dans ces regions, les formes en question se rencontrent rare- ment ou meme manquent-elles tout â fait. 9. En Roumanie, Ies restes fossiles de squelettes humains sont de gran- des raretes. On n’en a trouve qu’une phalange du deuxieme orteil du pied droit, attribue par St. Gaal â VFIomo primigenius pour les depots mous- terien d’Ohaba-Ponor, en Transylvanie et une portion diaphysaire de l’hume- rus, A’Homo sapiens fossilis decouverte par I. G. Botez â Cormani. L’Hommc paleolithique est, par contre, tres bien represente par les produits de son intel- ligence; armes, outils, instruments ’). Les differents facies et la succession des cultures paleolithiques nous ont permis de reconnaître les differents de- gres de l’evolution psychique de l’Homme et, dans une certaine mesure, 9 Le manque des produits artistiques (gravure, peinture, sculpture), comme aussi de parties importantes de squelettes de l’Homme paleolithique doit etre considere comme une question virtuelle. Les indices que nous possedons deja permettent d’espcrer que les recherches’ futures arriveront â les trouver. ■'.'"Ja Institutul Geologic al României XJGRZ 144 NIC. N. MOROȘAN 144 les differentes populations qui se sont succedees sur notre territoire durant les epoques paleolithiques. 10. La situation et le rapport de certains stations paleolithiques avec le paleorelief environnant, nous suggerent l’idee de l’emploi de certains pro- cedes de chasse, comme celui d’epier les animaux qui venaient au fleuve pour sc desalterer (probablement â La Izvor, Naslavcea), ou en les dirigeant vers les lieux marecageux, ou il etait plus facile de s’en emparer, ou alors en les forșant de se precipiter dans des abîmes ou ils se tuaient (Stânca Ripiceni, Molodova). En meme temps, nous sommes enclins â admettre que certaines peuplades etaient organisees en de grands groupes, au moins en vue des chasses sinon pour d’autres buts aussi ’). Parfois, de grandes incendies se produisaient, causees volontairement ou non par l’Homme paleolithique (p. ex. â Neporotova). Le grand nombre de stations et de points qui ont offert des produits de la culture paleolithique, nous denote clairement que le NE de la Moldavie et le N de la Bessarabie ont ete particulierement bien peuples pendant le Pleistocene. Leur situation geographique, nous prouve que les rives des fleu- ves etaient surtout preferees par notre ancetre pleistocene. En certains en- droits, p. ex. dans la region de Ripiceni, la vie etait tres intense et l’activite de l’Homme s’y est prolongee pendant une tres longue duree. C’est ainsi que nous trouvons representee cette vie â La Izvor, dans la grotte et â l’abri- sous-roche de Stânca Ripiceni, en commențant par le Levalloisien supe- rieur et jusqu’aux temps protohistoriques, peut-etre meme pendant une pâr- tie des temps historiques anciens. Nous ne croyons pas que la Moldavie et la Bessarabie, ou meme la Rou- manie entiere ont pu etre le berceau de quelque industrie paleolithique par- ticuliere. Mais elles ont du avoir le role de Pun des plus importants couloirs sur la route des migrations des peuples ou tribus paleolithiques, de l’occi- dent vers l’orient et inversement. Ce meme role, le territoire de la Rouma- nie l’a eu, comme on le sait, aussi dans les temps protohistoriques et histo- riques. De ce territoire les tribus paleolithiques rayonnaient en se dirigeant vers l’Europe centrale et occidentale, soit vers l’orient. 11. L’industrie du Paleolithique inferieur (v. tabl. syn. resp. (est encore inconnue en Roumanie. On attribue au Levalloisien superieur Ia plus ancienne industrie connue dans le NE de la Roumanie. Elle se trouve in situ dans les graviers de la haute-basse terrasse du Prut. C’est une industrie d’outils en silex, mais on y constate aussi quelques-uns en os. Le Mousterien superieur primordial â « coup-de-poing » trouve aussi sur Ic Prut seulement (La Izvor) gît dans les depots eoliens qui se superposent ‘) Ces questions seront trait^es dans une publication speciale. Institutul Geologic al României 145 LE PLfilSTOCfiNE ET LE PALEOLITHIQUE DE LA ROUMANIE DU NORD-EST 145 â la haute-basse terrasse. Les armes et les outils y sont tres varies et il y avait des procedes divers pour emunancher ces armes et ces instruments. On employait des matieres cdlorantes minerales â des fins divers (teinture, therapeutique (?), etc.). Le feu etait tres souvent employe; la viande, la moelle des os est rotie, brulee au feu. Tous ces procedes sont employes aussi pendant le Paleolithique superieur. Le Mousterien superieur normal et evolue a ete rencontre dans les de- pots en plein air surmontant les differentes terrasses du Prut et du Dnies- ter. Nous le rencontrons une seule fois en abri-sous-roche et precisement ă la Stânca Ripiceni. L’Aurignacien inferieur existe peut-etre â La Izvor. L’industrie de l’Aurignacien moyen typique est inconnue. L’industrie de l’Aurignacien superieur est la plus repandue parmi les industries paleolithiques, sur le Prut comme sur le Dniester. Dans la grotte de Stânca Ripiceni, elle est representee par deux couches archeologiques distinctes (I et III). Le Solutreen inferieur est represente seulement dans la grotte de Stânca Ripiceni (couche V). C’est comme une industrie precedant de preș celle de la couche V de Ripiceni que nous devons considerer l’industrie de Cormani. Le Solutreen moyen, ă « pointes en feuille de laurier», existe sur le Prut (en deux points voisins) et sur le Dniester (dans un seul point). Le Solutreen superieur â « pointes â cran » est inconnu. Pour la Roumanie extra-carpatique, le Solutreen apparaît comme une in- dustrie collaterale, representee en des endroits isoles. Ici, de meme que dans certains points de 1'occident, elle s’est developpee â des moments pendant lesquels sur des points voisins la culture de l’Aurignacien superieur subsis- tait encore et quand, en d’autres endroits, l’infiltration du Magdalenien avait deja commence. II est probable que les migrations importantes des tribus magdaleniennes de l’orient, vers l’W de I’Europe, avaient commence au temps du Solutreen moyen. Le Magdalenien, qui d’ailleurs se laisse difficilement diviser en sous- epoques, â ete trouve sur le Prut et sur le Dniester, mais peu developpe. Seu- lement ă In Ponoară (Prut) nous trouvons represente le Magdalenien supe- rieur (?) â grands racloirs arques. Nous sommes arrives ainsi, en partant de bases stratigraphiques et archeologiques et en nous aidant des restes paleontologiques trouves, ă des precisions qui nous ont permis de rectifier des opinions emises par les differents auteurs sur le Pleistocene du NE de la Roumanie et des terri- toires voisins. IO Institutul Geological României 146 NIC. N. MOROȘAN 146 Nous croyons que pour pouvoir determiner avec quelque precision une station paleolithique et entreprendre l’etude des depots pleistocenes, ou du Quaternaire en general, l’on devrait se servir de tous les criteriums, strati- graphiques aussi bien que paleontologiques et archeologiques, qui repre- sentent un tout indivisible. II n’est pas du tout indique de se contenter d’employer seulement l’un ou l’autre d’entre eux, comme certains des au- teurs anterieurs l’ont fait. De notre expose l’on voit que l’etude des depots quaternaires est tr^s dif- ficile, mais aussi tres interessante. La difficulte de leur etude dans le NE de la Roumanie, reside surtout dans le fait que la faune et surtout la flore sont pauvres dans toute l’epais- seur de ces depots et en meme temps presque partout Ies memes. Au con- traire, l’industrie est assez riche et variee. Cependant on ne peut pas definir d’une maniere precise l’epoque d’une culture d’apres un seul silex, ou meme d’apres un ensemble de silex, meme si nous etablissons leur facies cultural, si l’on ne tient pas compte en meme temps des stations paleolithiques du voisinage. C’est une precision qui nous est strictement necessaire, surtout au moment ou l’on essaye de paralleliser les phenomenes archeologiques avec les phenomenes physico-geologiques pour etablir la chronologie generale du Quaternaire. Reții: juillet 1933. Institutul Geologic al României IGR/ BIBLIOGRAPHIE i. ABSOLON K. L’Aurignacien trăs ancien ou pseudo-mousferien en Moravie. C. R. du Congres de Constantine, 1927. A.F.A.S., pp. 321—327, fig. 3. 2. — Uber die grosse Aurignac-Station bei Unter-Wisternitz in Măhren. Ta- gungsberichte der deutschen Anlhrop. Gesellsch., 1928, pp. 57—61. Leipzig, 1928. 3. AGAFONOFF V. et V. MAI.YCHEFF. Le Loss et les autres limons du Plateau de Vil- lejuif. Bull. Soc. Geol. France, t. 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Institutul Geologic al României TABLEAU SYNOPTIQUE DE LA CONFECTION DE L'INDUSTRIE LITHIQUE MOUSTERIENNE DE LA IZVOR ECLATS de decoitication inutilisables (trts nombreuses) — env. 98% utilisables (tres peu nombreuses — env. 2% ECLATS de d^brutisse- ( inutilisables— env. 90% ment (utilisables —env. 10% BLOC MA- TRICE (concretion) Eclats de ddbitage (Eclats leval- loisienoîdes) inutilisables—env. 60% utilisables — env. 40% BLOCS DECORTIQUES (pieces massives) racloirs ordinaires lamiformes couteaux pseudobifaces NOYAUX ) DISQUES PIECES (Eclats) pour • x Itnangulaires pomtest , , b țoblongues pieces â cncochcs scies pieces tronquees perțoirs {ordinaires grattoirs couteaux , . (ordinaires burins \ , (d angle racloirs discoi'daux grattoirs discoi'daux HACHOIRS {amigdaloîdcs cordiformes lanceoLs — «blatspitze » RACLOIRS BIFACES Institutul Geological României TABLEAU SYNOPTIQUE de la distribution de la faune et flore pleistocennes d'apres les principales stations (gisements) et les ipoques paleolithiques du NE de la Roumanie NOMS DES PRINCIPALES ESPECES * LA FAUNE Homo sapiens fossilis Elephas antiquus FALC Elephas troghontherii POHL Elephas primigenius BLUM Rhinoceros tichorhinus CUV Equus caballus fossilis CUV Equus cf. hemionus PALL Bison priscus H.VM Bos primigenius BOJ Cervus megaceros Ov Cervus (Dama) cf. Somonensis DES. . . Cervus elaphus LIN Cervus tarandus LIN Cervus capreolus LIN Capra ibex LIN Rupicapra tragus GRAY Arctomys Bobac SCHREB Arvicola amphibius DESM La microfaune de rongeurs Lepus timidus LIN Felis leo LIN. r. spelaea Hyaena spelaea GOLDF Ursus ar etos LIN. var. priscus Caniș lupus spelaeus GOLD Caniș vulpes fossilis POMEL Vultur fulvus Oiseaux LA FLORE Pinus sp Abietacees Quercus sp Abies alba MILL Picea excelsa LlNK Pinus silvestris L Pinus sect. Pinaster 3 o u ?s O 1 "3 £ 1 ^ca 2 A.s. A.s. A.s. A.s. A.s. A.s. A.s. A.s. p § « a [2 B * O % 1 1 A.s. T.i., A.s., A.f. A.s. A.s.; A.f. A.s. A.s.; A.f. A.s. A.s A.s.; A.f. A.s. A.s. A.s. A.s. A.s. A.s. Rive droite d 03 > tO o 3 § M.s.e., A.s., Mg. (?) A.s. M.s.e.; A.s.; Mg. A.s.;Mg. (?) A.s. A.s. A.s.;Mg. (?) A.s. A.s. A.s. A.s. A.s. A.s. u Dniester o ca z < T.i.,A.s.,Mg.s. T.i.; Mg.s T.i.; M.s.e. (?) T.m. 03 O O l-i O a q £ T.m. P. P. P. L’EXPLICATION DES ABREVIATIONS EMPLOYEeS T.i. Terrasse inferieure. M.s.e. T.i., 1. Terrasse inferieure avec indus- A.p.m. trie levalloisienne superieure. A.s. T.m. Terrasse moyenne (de 30—40 A.f. m.) ou plus haute. T.i., m. Terrasse inferieure avec indus- S.i. trie mousterienne moyenne S.m. (Voy.: T.i., 1.). Mg. M.s, Mousterien superieur primor- Mg. s. dial (ă coups-de-poing). p. Mousterien superieur evolue. Aurignacien post-moyen. Aurignacien superieur. Aurignacien final (et Protosolu- treen). Solutreen inferieur. Solutreen moyen. Magdalenien. MagdaUnien superieur. Paleolithique superieur. TABLEAU SYNOPTIQUE DES STATIONS PALEOLITHIQUES DU NORD-EST DE LA ROUMANIE ET LEURS INDUSTRIES No. courant NOM DES STATIONS I Chelleen Acheuleen Mousterien sup. I Moustdrien sup. evol. Aurignacien inf. I Aurignacien post-moyen I Aurignacien sup. Aurignacien final Protosolutreen Solutreen inf. Solutreen moyen Solutreen sup. Magdalenien inf. Magdalenien sup. ' Paieolitique sup. Neolithique Protohistcr. et plus tardif | 1 Abri sous roche Stânca Ripiceni . 4- 2 Ataki ? 0 3 Babin 4- 4 Badragi 4- 5 Balintzi ? 0 6 Bold ? 7 Chișla-Nedjimova 4- 8 Cormani: U-Mliniu 4- 4" 9 Cormani: Tomina 4- Cuconești (N-os 11, 15 et 18) IO Cosăuți 0 11 Durduca (Cuconeștii Vechi) . . . 4 12 Gherman-Dumeni 4 13 Grotte de Stânca Ripiceni . . . 4- 4- 4* 4- Hlibochii-Iar (v. No. 32) . . . 4- 14 Grușevița 0 15 In Ponoară (Cuconești) ? 4- 4- 16 Komarova 0 ■7 La Izvor (Ripiceni) 4 - 4- ? - 4- + 4- 18 La Moara Popei (Cuconeștii V.) 4- 19 Lopatnic 4- 20 Manoleasa-Prut 4- 21 Mitoc: La Mori 4- 22 Mitoc: La Malul Galben . . . 0 23 Mitoc: La Pichet 4- 24 Molodova 4- 4- 25 Naslavcea: U-Budchi 4- 26 Naslavcea: points II et III . . 4- ? 27 Negoreani 0 28 Neporotova ? 0 29 Otaci 0 30 Pârâul Istrati ? 4- 4- 31 Pererita 4- 32 Răspopinți (Hlibochii-Iar) . . . 4- 33 Sculeni 4 34 Șerpenița ? 0 35 Stânca Corpaci 0 36 Stânca Hrițeni 0 Stânca Ripiceni (v. No. 1 et 13)' 37 Vasilica F 38 Viișoara ? 0 39 Voloșcova 0 4° Voronovița 4- Explication des signes. La croix montre l’epoque de l’industrie repr6sent<5e dans la station respective. Point d’interrogation, indique la presence seulement supposee de l’industrie de cette Epoque. Le cercle indique la presence de l’industrie paleolithique superieure, mais dont l’epoque ne peut encore etre precisee. A Institutul Geologic al României \IGR/ PLANCHE I Institutul Geological României PLANCHE I Quelques representants de la faune pleistocene de la region de Ripiceni (rive droite du Prut). 5/6 de la gr. nat. Fig. i et i a. — Crane de Vultur fulvus; couche V — Solutrden inf. de la Grotte de Stânca Ripiceni. Fig. 2. —Rangifer tarandus. Mandibule droite d’un jeune individu; couche III —auri- gnacien final de la meme grotte. Fig. 3. — Ursus arctos LIN. var. priscus (syn. Ursus priscus). Un morceau du maxilaire gauche. Mousterien superieur de La Izvor. Fig. 4. — Felis leo LIN. race spelaea. Un morceau du maxilaire gauche d’un individu assez jeune. Fig. 5. — Id. Une canine d’un individu un peu plus âge que le precedent. L’Homme pale- olithique l’avait amenage dans un petit poignard en lui detachant quelques (2—3) eclats. Les pieces de la fig. 4 et 5 proviennent de la couche I, Aurignacien superieur (post- moyen) de la grotte de Stânca Ripiceni. A Institutul Geologic al României I6R Nic. Moroșan. Pleistocene et Paleolithique Pl. I Anuarul Institutului Geologic al României. Voi. XIX RePr- Krafft & Dro'left s- a-sibiu Institutul Geological României PLANCHE II Institutul Geological României PLANCHE II Outillage moustdrien de silex de La Izvor. Presque 2/3 de Ia gr. nat. Fig. 1. —Pointe moustdrienne biface-« blatspitze ». L’dpaisseur mx.: 15 mm. Fig. 2. —Pointe moust^rienne ordinaire. Fig. 3. —Racloir tres bien retouche; il y a un peu de retouche aussi sur sa face ventrale. Fig. 4. —Racloir lamelliforme-ciseau. Epaisseur: 13 mm. Fig. 5. — Racloir. Fig. 6. — Disque. Fig. 7. —Racloir entiferement biface. L’epaisseui- mx.: 19 mm. Fig. 8. —Petit coup-de-poing. L’epaisseur mx.: 19 mm. V. aussi les silex de la fig. 9 du text. Institutul Geological României Nic. Moroșan. Pleistocene et Paleolithique Pl. II Anuarul Institutului Geologic al României. Voi. XIX Rcpr. Krafft & Drotlcff s. a. Sibiu Institutul Geological României 1GR PLANCHE III Institutul Geological României PLANCHE III Quelques outils d’os de la grotte de Stânca Ripiceni. Un peu râduits. La pifece de la fig. 8 c’est un lissoir. Les autres sont des poințons. Mânie Ies No. 2 et 9 confectionnes des stylets de cheval et d’un boeuf ont âtâ aiguises et utilises; ils sont brises. No. 2, 6 et 9 proviennent de la couche I, No. 1, 3, 5, 7 et 8 de la couche III et le No. 4 provient de la couche V. . I6R> Institutul Geological României Nic. Moroșan. Pleistocene et Paleolithique Pl. III Anuarul Institutului Geologic al României. Voi. XIX Repr. Kraffi & Drotleff s. a. Sibiu Institutul Geological României PLANCHE IV Institutul Geological României PLANCHE IV Quelques outils d’os de la grotte de Stânca Ripiceni. i, 2, 3 et 4 sont ă 1/2 dc la gr. nat. a’ et 3’ en gr. nat. No. 1, provient de la couche III —Aurignacien superieur; les autres — de la couche V — Solutreen inferieur. Fig. 1. — Ciseau d’un bois de renne. Fig. 2 et 3. — Pics ou casse-tâtes confectionnes en bois de renne. Les parties actives sont polies et percutăes; V. 2 a-a’ et 3 b-b’. La surface des poignees est lisse et plus polie que le reste des pieces. Fig. 4. —Baguette-compresseur fait d’une câte (?) d’un grand herbivore. La piece est presque cylindrique; sp6cialement â une extremite (le sommet) elle est tres percuție. Institutul Geological României Nic. Moroșan. Pleistocene et Paleolithique Pl. IV Anuarul Institutului Geologic al României. Voi. XIX Rept- & DrotlcfF s. a. Sibiu Institutul Geological României PLANCHE V Institutul Geological României PLANCHE V Quelques silex du Solutreen inferieur de la grotte de Stânca Ripiceni. Un peu r<$duits de leur gr. nat. Couche V. Tous sont trâs soigneusement retouches. A retouche assez plat et allonge sont les pieces du No. 4 et 5. La derniere possede un peu de retouche sur sa face ventrale au sommet (comme beaucoup de pieces de cette sous-epoque paUo- lithique). Fig. i, 4 et 5. — Differentes pointes. La derniere peut etre une pointe-burin (V. la flăche blanche). Fig. 2. — Burin (V. la flăche blanche)-grattoir (par son extr^mite infărieure). La piăce est concave-convexe. Fig. 3. — Lame poignard. II nous semble qu’elle a ete employ^e aussi comme une plane-un riflord. Elle possfede une retouche sur sa face ventrale; c’est une retouche plutot d’utilisation que’intentionnelle. Institutul Geologic al României Nic. Moroșan. Pleistocene et Paleolithique Pl.V Anuarul Institutului Geologic al României. Voi. XIX Rcpr. Krafft & Drotleff s. a. Sibiu Institutul Geological României PLANCHE VI Institutul Geological României PLANCHE VI Pointes en feuille de laurier du Solutreen moyen du NE de la Roumanie. Un peu grossies. Silex. Fig. i. — La piece provient de la colline rocheuse Antonievca de Babin, dep. de Hotin (rive droite du Dniester). Elle est un peu cachalonde. Fig. 2. — La piece provient de depots du loess de In Ponoară (Cuconeștii Vechi); c’est â un km. en amont de l’endroit precedent. Fig. 3. — La piece provient de formations loessoides de La Moara Popei (Cuconeștii Vechi; sur le Prut, rive gauche). Nic. Moroșan. Pleistocene et Paleolithique Pl. VI Anuarul Institutului Geologic al României. Voi. XIX Repr. Krafft & Drotleff s. a. Sibiu Institutul Geological României CARTE DES DEPOTS PALEOLITHIQUES ETDES POINTS FOSSILIFERES QUATERNAIRES DU NORD-EST DE LA ROUMANIE NIC.N.MOROȘAN : Le Pleisfocene de la Roumanie du Nord-Est. V' GrusȘvilaypekLy -A, CX SO*< \ ny* HOTIN^X C\^^orem Babin DârâbanP<\ oChein^nt । Chișla Nedjimova i ’ l o 7 V 2 \ r L \ L'ipcamA^ Rădăub'XAp' jA AS N. PârauP/strsh DOR 0 \H 0 V Serp \ Mano ^DOROHOI —^Stanei > B 0 o S i ° LEGENDE ♦ Paleolithique superieur ' ❖ Paleolithique moyen <> Paleolith. moyen etsup. ♦ Paleolith. sup.de groftes 0 Paleolith. moyen d’abris + Point fossilifere quater L sOx J } / Komarova x f o ) Â i V c^an^spow& ’ / ^Moldova Hlybokiila^ \ / J lanăufi > Voioscova^y'Jt'listru 2 o ( [securea/0 / ❖V<~T^MOGHILEV . I ) , Nastavcea^ ,otaclX'A ? Rricpnr J 1 /Atach? o> \ O-A /A >7 s\ l IAMP0L ‘tCoriaufi )/ „ . A O) [ r~~?X «zvx °v'ta < 1 U Climauti X \ x — tXAI ) f $ J Edineti G ° / \o.o sorocaZ/- 'f^V/isoara \ Zqurita . f \ V o ^m^ABadra^/ $ A \ V'k A «y Hnteni^^lnPonpara \ Pd:,^.' \ | ■X^pLetptraPopei} 0a?car” ) } ) ^X fG/odeni MB—Z J A ^Oo0/ofina(s / x z vX\/7 U / aVr 7 r_ V&Po/tf/’AA? / , de depots l de plein air l \ / ^^GhermanfOt/meni I A\S \\^cleușem k CSoSculeni . \ 1 ^Z^Qanufem S ^MN/asi/ic’a vVC/, sous-roche 'a's i IAȘI FxUnshen’ I nai^e '"v ) X [ ( Af 2fS. POLONIC DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) VON THEODOR K.RĂUTNER INHALTSVERZEICIINIS Einleitung......................................................................164 Orographische Vbersicht .........................................................164 Historisches ............................. 166 I. Das Krisfallin ............................................................. 172 Allgemeines.................................................................172 Die epizonale Serie des Kristallins.........................................176 Petrographische Beschreibungen ....................................................177 1. Serizitquarzite.................................................... 177 2. Serizit-Muskowitschiefer............................................177 3. Serizit-Chloritschiefer.............................................177 4. Chlorit-Epidotschiefer............................................. 179 5. Chlorit-Calcitschiefer............................................. 180 6. Chloritschiefer eruptiven, z. T. tuffogenen Ursprunges..............181 7. Amphibol-Epidotschiefer ........................................... 182 8. Amphibolite (Amphibolschiefer) .................................... 184 9. Porphyrogene Gesteine...............................................185 a) Hălleflintgneis .............................................188 b) Serizit-Albitgneise mit Kalifeldspat ........................188 c) Serizit-Albitgneise mit Porphyroblasten von Albit .......... 189 d) Porphyroidartige Gesteine................................... 190 e) Serizit-Albitgneise ........................................ 190 f) Porphyrogene Gesteine mit Biotit und Chlorit................191 10. Psammitgneise...................................................... 192 ir. Schwarze Phyllite, z. T. Graphitschiefer und sch:arze Quarzite . . . 193 12. Kristalline Kalke, Dolomite und Kalkschiefer....................... 194 a) Serizit-Calcitzschiefer.................... ..................195 Gesteine intrusiv-magmatischer Herkunft in der epizonalen Seric .... 195 1. Pegmatitgneis ......................................................195 2. Gepresste Granițe und Aplite....................................... 196 3. Epidiorite (Orthoamphibolite) ......................................196 Institutul Geological României 2 THEODOR KRĂUTNER 162 Die Injektionsgneise und ihr Kontaktmantel...........................................197 Das Gneismassiv im Valea Rebrei ......................................................197 1. Augengneis (Rebragneis) ...............................................199 2. Flasergneis ...........................................................199 3. Feinschuppige Biotitschiefer...........................................200 4. Chloritschiefer mit Biotit.............................................200 5. Amphibolite............................................................200 Das Gneismassiv im Valea Anieșului....................................................201 1. Augengneis (Anieșgneis) ...............................................202 2. Biotit-Granatglimmerschiefer ..........................................203 3. Biotit-Epidot-Granatglimmerschiefer ...................................203 4. Biotit-Epidot-Chloritschiefer..........................................203 5. ChloritEpidotschiefer .................................................204 6. Biotit-Muskowitschiefer................................................204 Die Serie der Bretila ...............................................................204 Das Paragneismassiv der Bretila ......................................................204 Das Gebiet des Someșul Mare...........................................................204 Petrographische Beschreibungen .......................................................205 1. Biotit-Amphibol-Paragneis..............................................205 2. Geschieferte Amphibolite...............................................206 3. Granatglimmerschiefer .................................................206 4. Biotit-Amphibol-Granatschiefer.........................................206 5. Albit-Muskowit-Chloritschiefer ........................................206 6. Hornblendegarbenschiefer...............................................207 7. Serizit-Chloritschiefer mit Granat ....................................207 Die mesozonale Serie des Kristallins ................................................207 1. Orthogneise ...........................................................208 2. Biotitparagneise ......................................................209 3. Biotit-Muskowitschiefer................................................2ti 4. Biotitquarzite ........................................................212 5. Granatglimmerschiefer .................................................213 6. Staurolith-Granatglimmerschiefer.......................................214 7. Disthen-Granatglimmerschiefer .........................................215 8. Biotit-Amphibolschiefer................................................215 9. Hornblendegarbenschiefer...............................................2x6 10. Amphibolite.............................................................217 a) Geschieferte Amphibolite.........................................217 b) Massige Amphibolite .............................................219 c) Pyroxenamphibolite und andere basische Gesteine..................220 11. Kristalline Kalke (Marmore) ............................................221 12. Pegmatite...............................................................222 Die Tektonik des Kristallins ........................................................224 Die Tektonik der epizonalen Serie.....................................................224 Die Tektonik der mesozonalen Serie ...................................................230 Die Deckscholle des Ineu..............................................................231 Die Uberschiebung.....................................................................232 Die Stelhmg des Rodnaer Kristallins zum Rest der kristallinen Ostkarpathen . 239 Das Alter und die regionaltektonische Stellung der kristallinen Schiefer des Rodnaer Gebirges ....................................................................243 Das Alter der orogenetischen Phasen..................................................248 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 163 3 II. Dic sedimentare Umrandung des kristallinen Massivs von Bodna 250 Stratigraphie......................................................................250 1. Basalkonglomerat.....................................................251 2. Cenoman .............................................................252 3. Turon(?) ........................................................... 253 4. Scnon ...............................................................253 5. Eozăn ...............................................................253 a) Die litoral-detritische Fazies .............................254 h) Die litorale Riff-Fazies....................................255 c) Die neritische Fazies.......................................256 d) Die Serie von Gura Fântânii ................................257 e) Die Eozănscholle unterhalb des Vrf. Oprișeasca .............258 6. Oligozăn ............................................................260 7. Oberoligozăn-Aquitan.................................................261 8. Pleistozăn-Diluvium .................................................262 9. Terrassen............................................................262 III. Die tertiiiren Eruptivgestelne............................................ 263 Allgemeines und Historisches ......................................................263 Die Verbreitung der jungen Eruplivgesteine im Rodnaer Gebirge......................266 Petrographische Beschreibungen ....................................................268 1. Dacite . . ..........................................................268 a) Die Dacite von Sângeorz-Bai ..................................268 b) Die Dacite des Valea Cormaiței................................269 c) Die Dacite des Valea Orgei....................................269 2. Kaolinisierte Dacite................................................269 3. Porphyritische Biotit-Amphibolandesite...............................271 4. Amphibol-Andesite ..................................................272 a) Amphibol-Andesit Măgura Porcului .............................273 b) Amphibol-Andesit des Valea Cormaiei ..........................273 c) Amphibol-Andesite des Izvorul Băilor .........................273 d) Propylitisierter Amphibol-Andesit des Valea Cobășelului . . ■ 274 5. Amphibol-Pyroxenandesite ............................................275 Mikroskopisches Studium der Feldspăte aus den jungen Eruptivgesteinen mit Hilfe der Universaldrehtischmethode................................275 IV. Die junge Tektonik des Rodnaer Gebirges ...................................280 V. Morphologie 283 Alte Landoberflachen im Rodnaer Gebirge ..................................283 Neue Beobachtungen iiber den glazialen Formcnschatz des Rodnaer Gebirges 285 Schriftenverzeiehnis..............................................................2®7 C JA Institutul Geologic al României IGR 4 THEODOR KRĂUTNER 164 EINLEITUNG OROGRAPHISCHE UBERSICHT Das Massiv von Rodna bildet einen nach W vorspringenden Pfeiler der kristallinen Masse der Ostkarpathen, welcher mit dieser nur in einem schma- len Streifen, in der Umgebung des Rotunda-Passes in direktein Zusammen- hang steht. Im N und S begrenzen măchtige Bruchlinien das kristalline Massiv, welches dadurch horstartig aus seiner Umgebung — im N das Tertiărbecken von Borșa, im S dasjenige von Bârgău — herausragt und morphologisch gut in Erscheinung tritt. Im W hingegen ist die transgressive Auflagerung des Eozăns des Lăpușer Gebirges weniger tektonisch gestort, sodass hier die Grenze des kristallinen Massivs gegen das Terțiar morphologisch nicht sehr hervortritt. Im E bildet das Cenoman-Turon des Rotunda-Passes eine schmale, golfartige Bucht und trennt auf diese Art sowohl in geologischer als auch in morphologischer Beziehung das kristalline Massiv von Rodna von dem kristallinen Block der Ostkarpathen. Dieser geologischen Gestaltung als Horst ist auch die streng individua- lisierte orographische Form des Rodnaer Gebirges und seine gute morpho- logische Begrenzung als Gebirgsstock zuzuschreiben. Wir konnen daher das Gebirge von Rodna orographisch folgendermassen begrenzen: Im N das Tal der Vișău (Borșa), gegen E fortschreitend den Prislop-Pass und weiter gegen E das Tal der Bistrița Aurie. Diese Grenzlinie ist sowohl geologisch als auch morphologisch gut charakterisiert. Sie entspricht geolo- gisch im westlichen Teii der steil abfallenden Bruchlinie, welche das kristal- line Massiv von Rodna von dem Borșa-er Tertiărbecken trennt und setzt sich dann gegen E in die schmale Cenoman-Turonsynklinale der Rotunda fort, welche das kristalline Massiv der Maramureș und der Ostkarpathen von jenem von Rodna trennt. Orographisch ist diese Synklinale durch die tiefe Einsattelung des Rotunda-Passes charakterisiert sodass sich auch diese ostliche Begrenzung des Rodnaer Gebirges sowohl geologisch als auch oro- graphisch gut ausprăgt. Siidlich des Rotunda-Passes liegt das Quellgebiet des Someșul Mare, welcher, zunăchst das Kristallin selbst durchschneidend, bei Șanț aus dem Kristallin heraustritt und nun bis nach Sângeorz-Băi ziem- lich genau dem System der siidlichen Bruchrănder des kristallinen Massivs folgt und infolgedessen eine ausgezeichnete natiirliche Grenze zwischen diesem und dem siidlich davon gelegenen tertiăren Berg- und Hiigelland des Beckens von Bârgău bildet. Westlich von Sângeorz-Băi wird die Grenze zwischen dem kristallinen Massiv und dem tertiăren Becken orographisch verschwommener, da der Someș sich nach SW in das Innere des Beckens Institutul Geological României 165 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 5 von Bârgău wendet, sie ist aber stelienweise doch noch als Bruchlinie zwischen Sângeorz-Băi und Parva kenntlich. Wie schon erwăhnt, lagern im W die Tertiârschichten des Lăpușer Ge- birges ziemlich ungestort dem kristallinen Massiv von Rodna auf, sodass hier eine geologische Grenzlinie zwischen Rodnaer und Lăpușer Gebirge schwerer zu ziehen ist. Als orographische Grenze eignet sich dazu am besten und naturlichsten das Tal der Salauța, welches nach N im Șetrefu-Passe ab- schliesst. Dieser Pass stellt eine gut ausgeprăgte Einsattelung des Gebirgskammes dar. Nordlich des Șetrefu-Passes entwăssert das Valea Carelor zur Iza hin, in welche es bei Săcel einmundet. Dieser Grenzlinie folgt auch die wichtige Passstrasse, welche Siebenbiirgen mit der Maramureș verbindet. Innerhalb des so definierten und abgegrenzten Gebietes besitzt das Rodnaer Gebirge eine sehr einfache und klare orographische Gliederung, welche durch einen E—W verlaufenden Hauptkamm und quer dazu verlau- fende Nebenkâmme in N—S Richtung gekennzeichnet wird. Die Gliederung ist also typisch fiederformig. Es lăsst sich aber eine Assymmetrie zwischen N und S dadurch feststellen, dass der Hauptkamm des Gebirges nach N ver- schoben erscheint, wodurch die nordlichen Seitenkămme und Tăier viei kiirzer und steiler werden als die siidlichen. Diese Assymmetrie ist, wie im Kapitel liber die morphologische Entwicklung des Rodnaer Gebirges gezeigt werden wird, die Folge der Schrăgstellung des kristallinen Blockes, wobei das Gefălle von N nach S verlăuft. Der Hauptkamm beginnt im W, am Șetrefu-Passe in 877 m Hohe und erhebt sich gegen E nun sehr rasch, zunăchst zu 1703 m (Muncelu) und 1713 m (Bătrâna). Eine weitere, ziemlich ausgeprăgte Erhebung macht sich beim Eintritt des Hauptkammes in das kristalline Massiv geltend, wo er an der Bucuiască eine Hohe von 2066 m erreicht. Weiter gegen E halt der Haupt- kamm fast stets die Hohe von 2000—2160 m ein und sinkt nur an einigen flachen Einsattelungen unter 2000 m (1984, 1940, 1945 m). Er trăgt die Gipfel : Obârșia Rebrii 2056 m, Vrf.1). Repede 2077 m, Vrf. Negriasa 2052 m, Vrf. Ga- lațului 2057 m, Vrf. Gargalău 2160 m. Auf diesem Abschnitt liegen die hbch- sten Erhebungen des Gebirges nicht auf dem Hauptkamm selbst, sondern auf den nordlichen Nebenkămmen, so z. B. Vrf. Pietrosul 2305 m und Vrf. Puzdrelor 2191 m. Vom Vrf. Gargalău an wendet sich der Hauptkamm nach S, bzw. SE und erreicht liber den Vrf. Omului 2135 m im Vrf. Ineului (Kuhorn) mit 2285 m seine zweite, ostliche Kulmination. Von hier zieht er wieder in ostlicher Richtung liber den Ineuț, die Prelucii Gagii und den Vrf. Sghiabului 1847 m zum Rotunda-Pass, welcher eine Hohe von 1278 m aufweist. Der Haupt- kamm des Rodnaer Gebirges bildet die Wasserscheide zwischen dem Someșul l) Vrf= Vârful, rumanisch = Bergspitze. .TA Institutul Geologic al României iGRy 6 THEODOR KRÂUTNER 166 Mare im S und dem Valea Vișăului und Valea Bistriței Aurii im N. Dabei entwăssern die westlich des Prislop-Passes gelegenen Nebentăler (Izvorul Negru, Valea Izioară, Valea Drăgușii, Valea Repede, Valea Nieguescu usw. zur Iza, bezw. zur Borșa-Vișău, wăhrend die Tăier im E des Prislop-Passes die Quelltăler und ersten Nebentăler der Bistrița Aurie darstellen (Valea Bistriței, Valea Putredă, Valea Bilei, Valea Lălii). Die kurzen, fiederformig vom Hauptkamm gegen N sich erstreckenden Nebenkămme sind, von W nach E folgende : Măgura Mare, Pietroșu, Fața Munților-Piatra Nieguescu, Fața Mesei, Piatra Rea, Știolu, Bila-Tomnatic, Ciungii-Piciorul Pleșcuței, Prelucii Gagii. Die Quertăler siidlich des Haupt- kammes entwăssern alle zum Someșul Mare. Es sind dieses von E gegen W : Die Quelltăler des Someșul Mare, das Valea Cobășelului, Izvorul Băilor, Valea Anieșului, Valea Cormaiei, Valea Rebrii, Valea Lunca Gerții und schliesslich Valea Salauței. Diese Tăier werden durch lange, N—S streichende parallele Bergriicken getrennt und zwar von E nach W : i. Vrf. Roșu-Ineuț; 2. Beneș ; 3. Corongișul-Saca ; 4. Vrf. Laptelui—Rabla—Nedeia Grajdului— Muncel; 5. Vrf. Petrosu—Țapu, Vrf. Paltinului (Oprișeasca)—Muntele Craiul —Vrf. Măgurei; 6. Stănija Muncelu—Piciorul Negru—Bârlea. Diese hier gegebene Abgrenzung des Rodnaer Gebirges deckt sich im Grossen Ganzen mit der von V. MihăilescU (95) gelegentlich seiner oro- graphischen Einteilung der Ostkarpathen fur das Massiv von Rodna gege- benen Einteilung. HISTORISCHES Der alte Bergbau in der Umgebung von Rodna Veche lenkte bereits friih die Aufmerksamkeit der Geologen auf dieses Gebiet. Die ersten verwert- baren Beobachtungen liber die geologischen Verhăltnisse des Rodnaer Gebirges verdanken wir Paul v. Partsch (39), welcher im Jahre 1826 gelegentlich einer Reise nach Siebenbiirgen, der Bukowina und der Maramureș, das Rodnaer Gebirge einige Male durchquerte und Angaben liber die hier anstehenden kristallinen Gesteine, das umgebende Terțiar und die jungtertiăren Eruptiv- gesteine machte. Im Jahre 1860 besuchte Freiherr F. v. Richthofen (54) das Rodnaer Gebirge, in welchem er Gneis, Glimmerschiefer, Hornblendeschiefer, Quarz- schiefer, darin măchtige Lager von Urkalk, erkannte. Aus der Lage der Ur- kalke glaubte Richthofen eine meist sohlige Lagerung des Rodnaer Kristal- lins erkennen zu kdnnen, welche nur gegen NE, die Bukowina zu, einem NE—Einfallen weicht. Gestlitzt auf die Angaben dieser beiden Forscher, entwerfen Hauer & Stache (18) in ihrer «Geologie Siebenbiirgens» im Jahre 1863 bereits ein Institutul Geologic al României IGR/ 167 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) recht anschauliches Bild sowohl iiber die kristallinen Schiefer als auch iiber die eozăne Umrandung und die tertiăren Eruptivgesteine. Inzwischen brachten auch Cotta (5) und Fr. v. Tamnau (63) Notizen betreffend die Geologie des Rodnaer Gebirges. Eine reiche, sehr fruchtbringende Tătigkeit entfaltete Fr. v. Posepny (43—48), der gelegentlich eines mehrjahrigen Aufenthaltes im Rodnaer Bergwerke nicht nur mehrere Notizen iiber die Natur der Rodnaer Erzla- gerstătten veroffentlichte, sondern auch die erste detaillierte geologische Karte eines grossen Teiles des Rodnaer Gebirges entwarf, welche im Ori- ginal in der Direktion des Rodnaer Bergwerkes aufbewahrt wird und welche teilweise in der Arbeit von Weber (65) 1915 iiber die Erzlagerstătten von Rodna verdffentlicht wurde. Weiterhin besuchten Grimm (12—14), Sussner (58—59), Mârtonfi (32), G. v. Rath (51) die Erzlagerstătten von Rodna, ohne jedoch wesentlich fiir den Fortschritt der Kenntnisse iiber die Geologie dieses Gebietes bei- getragen zu haben. Einen wichtigen Beitrag brachte hingegegen Al. Koch 1880 (21) durch die genaue Beschreibung der tertiăren Eruptivgesteine der Gegend von Rodna und Vutskits (64) 1883 durch einen Beitrag zur Kenntnis der Num- muliten von Rodna. Die erste systematische geologische Erforschung des Rodnaer Gebirges, wobei besonders auch auf die Petrographie der kristallinen Schiefer Riick- sicht genommen wurde, fiihrte 1885 G. Primics (49—50) durch. G. Primics teilt das Kristallin des Rodnaer Gebirges in drei Gruppen (oder Abteilungen), wobei die untere Gruppe Muskowit-Biotitschiefer und Gneise umfasst; die zweite, mittlere Gruppe wird hauptsăchlich von kristallinen Kalken gebildet, welche mit Amphibol—Epidot—Chloritschiefern, oft auch mit Granatglim- merschiefern wechsellagern. Die obere Gruppe wird von Glimmerschiefern, Muskowitschiefern, wechsellagernd mit diinnen Lagen von Chlorit-Amphi- bolschiefern, auch Gneisen und Granatglimmerschiefern, gebildet. Ferner finden sich in ihr Kalkglimmerschiefer und graphitisch-talkige Schiefer. Die Tektonik des Rodnaer Kristallins zeigt nach der sehr schematischen Karte von Primics das Bild einer ungestorten, ziemlich flachen Lagerung. Die mitt- lere Gruppe, die kristallinen Kalke, ziehen in horizontaler Lagerung durch das Gebirge und scheiden so die untere Glimmerschiefergruppe von der oberen, welch letztere den Hauptkamm des Rodnaer Gebirges bildet. Im Jahre 1886 veroffentlichte H. v. Zapalowicz (67) seine Beschreibung und Karte der Pokutisch—Marmaroscher Grenzkarpathen auf welcher auch der nbrdliche Teii des Rodnaer Gebirges dargestellt ist. Gegeniiber der Karte von Primics, die Zapalowicz 1886 scheinbar noch nicht bekannt war, stellt die Karte von Zapalowicz einen grossen Fortschritt dar. Zapalowicz erkannte als erster im Nordteil des Rodnaer Gebirges das typische NW—SE- Jk&P Institutul Geologic al României IGR/ 8 THEODOR KRĂUTNER 168 Streichen des Kristallins und konnte mehrere Faltenachsen unterscheiden. Zapalowicz teilt das Kristallin des Rodnaer Gebirges in folgende Gruppen ein, wobei er sich z. T. auch an die von C. Paul (102) fur die Ostkarpathen aufgestellte Einteilung anlehnt: Untere Abteilung der kristallinen Schiefer: glimmerarme Quarzschiefer. Untere Zone der kristallinen Kalke. Mittlere Abteilung der kristallinen Schiefer : Phyllite, Quarzglimmer- schiefer. Obere Zone der kristallinen Kalke, in welcher er zwei Fazien unterscheidet: 1. eine vorwiegend quarzitisch-klastische Fazies, welche von Quarziten, schwarzen Quarziten, Kalkphylliten und Kalkschiefern gebildet wird und 2. eine hochkristalline Fazies mit reinen kristallinen Kalken und Dolomiten. Obere Abteilung der kristallinen Schiefer: Quarzglimmerschiefer, kor- nige Gneise, Amphibolite. Der Hauptteil des Kristallins des Rodnaer Gebirges wird nach Zapa- lowicz von der mittleren Abteilung der kristallinen Schiefer gebildet. Die untere, quarzitische Abteilung und die untere Zone der kristallinen Kalke brechen in zwei NW—SE streichenden Antiklinalen auf, die eine an der Piatra Albă—Pârâul Pietroșu, die zweite an der Piatra Rea—Cimpoiasa. Die obere Gruppe der kristallinen Kalke zeigt ebenfalls eine weite Verbreitung. Uber der oberen Kalkgruppe folgt im W des Rodnaer Gebirges nach Zapa- lowicz die obere Gruppe der kristallinen Schiefer, welche hauptsăchlich das Massiv des Vrf. Pietroșului zusammensetzen. Bei der Einteilung von Primics fălit auf, dass die untere Gruppe durch das Vorkommen von Gneisen den Charakter einer etwas hbheren Meta- morphose erhălt als die mittlere Gruppe. Jedoch auch die mittlere Gruppe von Primics zeigt durch das Vorhandensein von Amphibol, Tremolit und Granat teilweise mesozonale Ziige der Metamorphose. Die obere Gruppe zeigt ein seltsames Gemisch von epi- und mesozonalen Gesteinstypen. In der Einteilung von Zapalowicz tritt dieses viei weniger hervor. Seine untere Gruppe hat epizonalen Charakter, die mittlere Gruppe im Gebiet des Rodnaer Gebirges ebenfalls, da die « gneisartige Ausbildung » derselben nach diesem Autor nur in der Maramureș, jedoch nicht im nordlichen Teii des Rodnaer Gebirges bekannt ist. Die obere Gruppe von Zapalowicz ist ebenfalls zum grossten Teii epizonal, da sich die darin erwăhnten Gneise nach der Beschreibung zum grossten Teii als Albitgneise herausstellen. Zapalowicz versucht hingegen mit seiner Einteilung ein chronologisch- stratigraphisches Prinzip einzufiihren, indem er die untere und mittlere Abteilung der kristallinen Schiefer als der «Primărformation» zugehorig betrachtet, wăhrend er die obere Abteilung der kristallinen Kalke und die obere Abteilung der kristallinen Schiefer dem Palaozoikum, nicht weiter horizontiert, zurechnet. IA Institutul Geologic al României 16 R/ 169 das KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 9 Im Jahre 1897 veroffentlicht J. v. Bockh (3) eine geologische Karte des Izatales, welche auch den NW-Zipfel des kristallinen Massives von Rodna umfasst. Was die Petrographie und Stratigraphie dieses Teiles des Rodnaer Gebirges anbelangt, so folgt Bockh der von Zapalowicz gegebenen Einteilung. Im Jahre 1907 veroffentlicht P. Rozlozsnik (55) die Ergebnisse seiner Untersuchungen im Bergbaugebiet von Rodna Veche, welche er durch Kar- tierung eines ziemlich grossen Teiles des kristallinen Gebietes auf eine breite Basis zu stellen versuchte. Leider ist die geologische Karte Rozlozsnik’s nicht veroffentlicht worden. Aus seinem Aufnahmsbericht lăsst sich jedoch ersehen, dass er ebenfalls eine Dreiteilung des kristallinen Schieferkomplexes vornimmt. Die untere Gruppe setzt nach Rozlozsnik in dem von ihm untersuchten Gebiet, das sich vom Valea Blasnei im E iiber das Valea Cobășelului, Izvorul Băilor bis in das Valea Anieșului im W erstreckt, die Gebirgsfiisse nordlich des Someșul Mare zusammen und greift in den Tălern auch tief in das Ge- birge ein. Die untere Gruppe ist gekennzeichnet durch einen niederen Grad der Metamorphose, durch reichlichen Quarz-und Graphitgehalt. Rozlozsnik bemerkt jedoch, dass die Gesteine zu beiden Seiten des Izvor- tales, oberhalb von Rodna Veche sich strukturell und im Mineralbestand stark von der epizonalen unteren Gruppe unterscheiden, indem hier neben quarz- und graphitreichen Schiefern Biotit-Muskowitglimmerschiefer, oft auch Staurolith und Granat fuhrend, vorkommen. In ihnen finden sich kleine Pegmatit- und Aplitlinsen. Rozlozsnik halt diese Gesteine fur Kontaktge- steine, hauptsăchlich wegen der oft vorhandenen hornfelsităhnlichen Struktur. Pegmatit- und Aplitlinsen kommen, wie Rozlozsnik bemerkt, auch im ty- pisch epizonalen Kristallin vor. Der schmale Kalkhorizont (Geczi) wird von Rozlozsnik der unteren Gruppe zugerechnet. Die mittlere Gruppe Roz- lozsnik’s ist vor aliem gekennzeichnet durch das hăufige Auftreten der kristallinen Kalke, welche durch Aufnahme von Muskowit in Kalkglimmer- schiefer ubergehen konnen. Die Kalkbănke wechsellagern mit mehr oder weniger măchtigen Granatglimmerschiefern und verschiedenartigen Amphi- boliten. Die obere Gruppe Rozlozsnik’s wird von stark gefalteten vorherr- schend Granat fiihrenden, seltener auch feldspathăltigen Glimmerschiefern gebildet, mit seltenen Zwischenlagerungen von Kalkbănken, Paraamphibo- liten (mit Granat und Albit) und Amphibolgarbenschiefern. tîber das tektonische Verhăltnis der einzelnen Gruppen zueinander konnte Rozlozsnik 1907 des zu kleinen kartierten Gebietes wegen, noch nichts bestimmtes sagen. Rozlozsnik beschreibt auch den Augengneis (ge- pressten Granit) aus dem Valea Anieșului, welcher im Valea Tomnaticului auch Schollen des Nebengesteines (Kristallin der unteren Gruppe) um- schliesst, also jiinger sein muss als diese. Rozlozsnik betont den Unterschied zwischen diesem Gneis und den mehr Plagioklas fiihrenden Orthogneisen der unteren Gruppe. Weiterhin beschreibt Rozlozsnik von der Ostseite JȚ Institutul Geological României 16 R/ IO THEODOR KRĂUTNER 17° des Corongiș ein porphyrogenes Gestein sowie auch den saussuritisierten Orthoamphibolit der Prăpastia Dracului (Teufelsschlucht), im Izvorul Băilor. Im Jahre 1910 unternimmt M. Reinhard mehrere Exkursionen in das Gebiet der kristallinen Ostkarpathen, wobei er auch das Rodnaer Gebirge besucht und vor aliem den Gneis des Anieș-Tales mit dem Coziagneis der Siidkarpathen vergleicht. Im Jahre 1927 werden die Tagebuchaufzeichnungen Reinhard’s iiber die Exkursionen im Rodnaer Gebirge von ihm in Zusam- menarbeit mit I. Atanasiu (52) verbffentlicht. Letzterer fiihrt in dieser Ar- beit eine auf petrographischer Basis beruhende Zweiteilung des Kristallins der Ostkarpathen durch, und zwar eine I. Gruppe, die von granodioritischen Eruptivmassen und ihrem Kontaktmantel (Mesozone) gebildet wird, wăhrend eine II. Gruppe aus einer epizonalen Schichtfolge von Serizit-Chloritschiefern, Phylliten, Quarziten, kristallinen Kalken usw. besteht, in welche die gra- nodioritischen Gesteine der ersten Gruppe intrudieren und einen mesozo- nal-metamorphen Kontaktmantel schaffen. Im Rodnaer Gebirge wird die Umgebung des Ineu zur ersten Gruppe gestellt, die Gesteine des Izvorul Băilor werden zum grbssten Teii der II. Gruppe zugerechnet. Die hoher metamorphen Gesteine an der Miindung des Izvorul Băilor, die von Roz- lozsnik als Kontaktgesteine angesehen worden waren, werden als tieferer Teii der Gruppe II aufgefasst, doch werden sie in dieser Arbeit zum ersten Malle als iiber der II. Gruppe, in anormaler Lage sich befindend, dargestellt. Die Einteilung des Kristallins der Ostkarpathen in diese zwei Gruppen wurde durch I. Atanasiu (70—71) in der Gegend von Tulgheș 1929 feiner gegliedert und besser begriindet. Die II. epizonale Gruppe, in welcher bei dieser Gelegenheit auch zum ersten Malle das Vorkommen măchtiger Porphyr- decken unter der Bezeichnung der « porphyrogenen Gesteine » nachgewiesen wurde, erhielt die Bezeichnung «Serie von Tulgheș». Nach I. Atanasiu bilden in der Umgebung von Tulgheș die granodioritischen Gesteine und ihr mesozonaler Kontakthof elliptische Massive innerhalb der epizonalen Serie. I. Popescu-Voitești (104) schloss hingegen aus der Form und der tektonischen Stellung dieser elliptischen Massive, dass es sich hier nicht um Intrusiverscheinungen handelt, sondern dass die mesozonalen Gesteine als Deckschollen der transilvanischen Decke auf der epizonalen kristallinen Serie der Bukowinaer Decke liegen. Da nach I. Popescu-Voitești diese beiden Decken auch durch verschieden ausgebildete mesozoische Serien von einander unterschieden sind, so hat nach I. Popescu-Voitești die Uberschiebung alpines, in diesem Falie mesokretazisches Alter. Popescu-Voitești (41) gelangt fur das Rodnaer Gebirge zu denselben Schlussen wie fur die Ostkarpathen in der Umgebung von Tulgheș und fasst die ganze Umgebung des Ineu, in der vor aliem die obere Gruppe Rozlozsnik’s verbreitet ist, als eine grosse Deck- scholle auf. Die mesozonalen Gesteine an der Miindung des Izvorul Băilor, deren anormale Lagerung auf der epizonalen Gruppe zum ersten Male im Institutul Geologic al României IGR/ i7i DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 11 Profile von Reinhard & Atanasiu (52) dargestellt wurde, fasst er ebenfalls als zur Decke gehorig auf. An der Uberschiebungsflăche liegen nach I. Popescu-Voitești măchtige Brekzien. Mit diesen Brekzien als Schwa- chezonen wird auch die Mineralfuhrung von Rodna in Zusammenhang gebracht. A. Streckeisen (113) unterscheidet in der Umgebung des Nephelinsyenit- massives von Ditro in derselben Art wie I. Atanasiu ebenfalls zwei Gruppen kristalliner Schiefer, und zwar eine hoher metamorphe Gruppe, das Hă- ghimaș-Kristallin, welches petrographisch den granodioritischen Intrusiven und ihrem Kontaktmantel I. Atanasiu’s entspricht und eine zweite, epizo- nale Gruppe, das Kristallin von Giurgeu, welches der Tulgheș-Serie I. Atanasiu’s gleichgestellt wird. Was das tektonische Verhăltnis der beiden Gruppen zu einander anbelangt, so halt Streckeisen die von I. Atanasiu ge- gebene Deutung fur moglich, doch scheint es ihm eher wahrscheinlich, dass hier eine alte, vielleicht herzynische Uberschiebung vorliegt, die heute re- kristallisiert ist. Das Fehlen von Myloniten sowie das vollstăndige Fehlen von Mesozoikum zwischen den beiden Serien des Kristallins schliesst nach Streckeisen ein alpines Alter der Schubflăche aus. Im Jahre 1930 erschienen einige vorlăufige Mitteilungen liber das Rodnaer Gebirge von Th. Krăutner (23—25) die aus den Jahren 1923 —1925 stammen; das Ergebnis der weiter fortgesetzten Studien liegt in dieser Arbeit vor. Die historische Entwicklung liber die Kenntnis der jungen Eruptiv- gesteine des Rodnaer Gebirges wird in einem besonderen Abschnitt be- handelt werden. Ein detailiertes modernes morphologisches Studium des Rodnaer Ge- birges steht bisher noch aus. Verhaltnismassig gut studiert sind die Ubcrreste und die Anzeichen der diluvialen Vergletscherung des Rodnaer Gebirges dank den Studien von L. Sawicki (57), Lehmann (31), Szilâdy (62), Krăut- ner (26) und z. T. auch E. de Martonne (33). Einige morphologisch interessante Daten konnte E. de Martonne 1921 (33) gelegentlich einer Exkursion in das Rodnaer Gebirge sammeln und im Jahre 1932 (34) auch einige Beobachtungen Nordon’s fiir seine Deutung verwerten. Ein ausfiihrliches morphologisches Studium A. Nordon’s blieb durch den allzufrlihen Tod des Verfassers unvollendet. Derselbe konnte nur einen ganz kurzen Auszug seiner Arbeit veroffentlichen (Nordon, 38). Eine moderne morphologischen Analyse versuchte 1936 in grossen Ziigen R. Mayer (35). Ein weiteres morphologisches Studium wird zur Zeti von T. Morariu durchgefiihrt. Was die zahlreichen Mineral wasserquellen des Rodnaer Gebirges anbe- langt, so wurden sie schon frlihzeitig in den Kreis der geologischen Betrach- "Mi Institutul Geologic al României IGR/ 12 THEODOR KRĂUTNER 172 tung gezogen. Analysen dieser Quellen stammen von Folberth (io), Hanko (16—17), wăhrend G. Atanasiu (i) den Gehalt an Radiumemanation be- stimmte. Eine Darlegung der geologischen Verhăltnisse, unter denen diese Quellen zu Tage treten, lieferte Krautner (27). I. DAS KRISTALLIN ALLGEMEINES Wie im historischen Uberblick iiber die geologische Erforschung des Rodnaer Gebirges gezeigt wurde, ist von mehreren Seiten der Versuch ge- macht worden, das Kristallin des Rodnaer Gebirges in mehrere Gruppen zu teilen, wobei verschiedene Kriterien und Gesichtspunkte angewendet wurden. So wurde vor aliem versucht, die an kristallinen Kalken reichen Partien des Kristallins als gesonderte Gruppen auszuscheiden, ferner dienten andere petrographische Merkmale dazu, z. B. der Quarzreichtum der un- teren Gruppe im Sinne von Zapalowicz (67), weiterhin ihre tektonische Stellung zu einander. Wie erwăhnt, wurde von Zapalowicz auch versucht, eine stratigraphische Einteilung des kristallinen Komplexes vorzunehmen, wobei seine unteren Gruppen der Primărformation, die oberen hingegen dem Palăozoikum zugerechnet wurden. Filr die geologische Kartierung und Beschreibung des kristallinen Mas- sives von Rodna wăre es freilich am vorteilhaftesten, wenn eine Sonderung nach stratigraphischen Gesichtspunkten durchgefuhrt werden konnte. Ent- sprechen doch die kristallinen Schiefer des Rodnaer Gebirges zum grossten Teii umgewandelten Sedimenten, deren palăozoisches Alter zwar allgemein angenommen, aber nicht bewiesen werden kann. Daran ăndert auch die Tatsache nichts, dass, wie weiter unten auseinandergesetzt werden wird, sich mehrfach Parallelen in Schichtfolge und Metamorphose zu bekannten und horizontierbaren palâozoischen Sedimenten aufzeigen lassen. Diese Sedi- mente liegen heute jedoch in metamorphem Zustande vor und zeigen auch maginatische Beeinflussung. Ihr Alter ist sowohl aus Mangel an Fossilien als auch durch das Fehlen naheliegender korrelater nichtmetamorpher Sedi- mente nicht feststellbar und so bleibt nichts anderes iibrig, als diese meta- morphen Sedimente eben als kristalline Schiefer zu kartieren und vor aliem durch den Mineralbestand und durch die Struktur unterschiedene Glieder auszuscheiden. Eine Zusammenfassung jedoch in Gruppen nach vorherr- schenden Gesteinen z. B. Kalkgruppe, Quarzitgruppe usw. ist insoweit irrefiihrend, als eine solche Zusammenfassung stets bis zu einem gewissen Grad schematisierend wirken muss und auf diese Art das von der Natur gebotene mannigfaltige Bild triibt und fălscht, vor aliem aber auch nichts ■?_ Institutul Geologic al României ICRZ 173 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 13 iiber die Genese und Entwicklung dieser Gesteine als kristalline Schiefer aussagt, also vor aliem Metamorphose und Tektonik unberiicksichtigt lăsst. Ein wichtiges Unterscheidungsmerkmal, das sehr wohl die Zusammen- fassung verschiedener Glieder zu grossen Gruppen ermoglicht, ist die meta- morphe Fazies der Gesteine, also die Art und Weise und der Grad ihrer Metamorphose. Dadurch wird in die Einteilung und Zusammenfassung cin genetisches Prinzip getragen, das uns Aufschluss gibt iiber die tektonische und petrographische Geschichte der verschiedenen Serien. Fur die Ostkar- pathen ist das Prinzip der Einteilung nach petrographischer und metamor- pher Fazies zum ersten Male von Reinhard angewandt worden, im Anschluss an die Studien von G. Murgoci (98) und L. Mrazec (97) in den Siidkar- pathen. Sie wurde dann weiterhin von I. Atanasiu (70—71) in der Umge- bung von Tulgheș weiter entwickelt. Auf Grund dieses Einteihingsprinzipes nach metamorpher Fazies lassen sich nun auch im Rodnaer Gebirge, wie bereits Reinhard u. I. Atanasiu (52) und I. Popescu-Voitești (41) zeigen konnten, zwei verschiedene meta- morphe Gesteinsfazien erkennen, welchen zwei verschieden ausgebildete Gesteinsserien entsprechen. Wir kdnnen also im Rodnaer Gebirge haupt- sachlich zwei grosse Serien oder Gruppen von Gesteinsreihen unterscheiden, die nicht so sehr durch das Ausgangsmaterial der sedimentaren Serien, als vielmehr durch die Art ihrer RegionalmetarTiorphose unterschieden sind. Wir finden zunăchst eine petrographisch mannigfaltig zusammengesetzte Gruppe, welche in Struktur und Mineralbestand die charakteristischen Ziige der epizonalen Metamorphose aufweist. Petrographisch besteht diese Gruppe aus Quarzitschiefern, Muskowitschiefern, Chloritschiefern, Amphibolschiefern, Serizit-Chloritschiefern, dazwischengelagerten Bănken von porphyrogenen und tuffogenen Gesteinen, Griinschiefern, schwarzen Phylliten und Quar- ziten und măchtigen Lagern von kristallinen Kalken und Dolomiten. Es liegt hier ein măchtiger Komplex sedimentarer Gesteine, Quarzite, Sandsteine, Tonschiefer, Kalke. mit dazwischengelagerten Porphyrdecken und geschich- teten Tuffablagerungen sowie alter basischer Eruptivgesteine vor uns, welche infolge der Regionalmetamorphose in der Epizone (nach Grubenmann & Becke) den Charakter von kristallinen Schiefern angenommen haben. Diese Serie entspricht im Grossen Ganzen der von I. Atanasiu als Tulgheș-Serie beschriebenen Gesteinsreihe der Ostkarpathen und besitzt iiberhaupt in den Ostkarpathen, angefangen im N vom kristallinen Massiv der Maramureș bis zum siidlichen Ende der kristallinen Ostkarpathen eine weite Verbreitung. In dieser epizonalen Serie des Kristallins finden sich nun im Rodnaer Ge- birge mehrere kleine Massive von augengneisartig ausgebildeten Injektions- gneisen, in deren Umgebung die epizonale Serie der kristallinen Schiefer einen hoheren Grad der Metamorphose erkennen lăsst und die Gesteine den Charakter von mesozonalen kristallinen Schiefern annehmcn und bcsonders Institutul Geologic al României 16 R/ 14 theodor krăutner 174 durch das Auftreten von feinschuppigem Biotit und z. T. von Granat, cha- rakterisiert sind. Ăhnliches treffen wir hăufig in den Siidkarpathen, im Ge- birge von Făgăraș. Bereits Reinhard (52) verglich den Augengneis des Valea Anieșului mit dem Gneis von Cozia. In den Ostkarpathen sind ăhnliche rote oder weisse Augengneise besonders am Ostrand des kristallinen Mas- sives bekannt und als Rarăugneis, Gneis von Măgura und Măgura Prisăcani, Muncelgranit oder -Gneis beschrieben worden. (Trauth (119), Krăutner (88), I. Atanasiu (7). Das Vorhandensein einer mesozonalen Zone um diese Gneise scheint von der Grbsse der einzelnen Linsen abzuhăngen. Kleinere Vorkommen zeigen im Allgemeinen keine Einwirkung auf die epizonale Serie, wăhrend grossere Linsen und Massive stets von einem Saum meso- zonaler Gesteine umgeben werden. Petrographisch und tektonisch sind diese Massive aber nicht mit den « granodioritischen Massiven und ihrem Kontakt- mantel» I. Atanasiu’s in der Gegend von Tulgheș zu vergleichen, sondern entsprechen den von I. Atanasiu (68) als Gneis von Măgura und Măgura Prisăcani beschriebenen Gesteinen. Die besonders gute Ausbildung der mesozonalen Gesteine um den Gneis von Rebra, zum geringeren Teile auch um den des Valea Anieșului ist vielleicht mehr durch eine Injektion in gros- serer Tiefe und eventuell in bereits tektonisch vorgebildeten Antiklinalen zu erklăren, als durch eine Kontaktwirkung des Injektionsgneises auf die umgebenden Gesteine. Durch das Vorhandensein einer gut und charakteristisch ausgebildeten Mesozone um die Injektionsgneise erfăhrt die epizonale Serie petrogra- phisch insofern eine Bereicherung, als wir in tektonischem Sinn diese meso- zonalen Gesteine mit zur epizonalen Serie rechnen miissen und sie infolge der langsamen und schrittweisen Ubergănge in die typisch epizonale Serie nicht scharf abtrennen konnen. Es finden sich in der epizonalen Serie des Rodnaer Gebirges oft Gesteine mit einem schwachen Biotitgehalt an Stellen wo keine Verbindung dieser Gesteine mit Injektionsgneisen aufgeschlossen ist, wo diese aber, unserer Deutung zufolge, in der Tiefe vermutet werden miissen. In der epizonalen Serie finden sich ausser den porphyrogenen und tuf- fogenen Gesteinen in sehr untergeordneter Menge auch andere Gesteine magmatischer Herkunft; kleine Vorkommen von gepressten und verănderten Graniten, Apliten-Pegmatiten, Epidioriten, Diabasporphyriten (?), welche heute alle den Charakter der Epizone angenommen haben, also weitgehend verăndert, kataklastisch, saussuritisiert, uralitisiert, epidotisiert usw. erscheinen. Sie sind wahrscheinlich ălter als die Injektion der Augengneise. Neben dieser epizonalen Serie konnen wir im Rodnaer Gebirge noch eine zweite Serie von kristallinen Schiefern unterscheiden, welche von der ersten nicht so sehr durch das Ausgangsmaterial, als durch die metamorphe Fazies unterschieden ist. Es ist dies eine typisch mesozonale Gesteinsreihe, „Ja Institutul Geologic al României IG RZ i75 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 15 die von Biotitparagneisen, Biotit- und Muskowitschiefern, Biotitquarziten, Granatglimmerschiefern, geschichteten Amphiboliten, kristallinen Kalken und Marmoren gebildet wird. Auch diese Serie ist magmatisch sehr wenig beeinflusst. Ausser einigen ganz untergeordneten Vorkommen von Orthogneisen finden sich hăufig kleine Linsen von Pegmatiten, die aber durch ihren Gehalt an Plagioklas an Stelle des Orthoklas den Gedanken nahe legen, dass es sich bei ihnen zum grossten Teii nicht um injizierte magmatische Restlosungen handelt, son- dern dass sie Parapegmatiten entsprechen, die durch eine Art von « selective solution» im Sinne Lane’s wăhrend der Regionalmetamorphose entstanden sind. Diese Art der Genese ist fur viele Pegmatite der Siidkarpathen durch St. Ghika-Budești (8i) und G. Paliuc (ioo), als auch fur die Pegmatite der kristallinen Inselgebirge Nordwestsiebenbiirgens, Preluca und Bâc, durch Th. KrăutNER (89—91), gezeigt worden. Die Frage, ob die geschieferten Amphibolite der mesozonalen Serie Ortho- oder Paragesteinen entsprechen, lăsst sich vorlăufig von uns mangels chemischer Analysen nicht beantworten. Die geologischen Verbandsverhăltnisse, ihre konkordante Lagerung mit den iibrigen Gliedern der Serie lassen mehr auf eine Entstehung aus sedi- mentăren, mergeligen Serien schliessen. Das Zusammenvorkommen mit kristallinen Kalken legt auch den Gedanken von Assimilationen nahe und nur zum geringsten Teile handelt es sich wohl um Orthoamphibolite, wobei vor aliem die massigen Amphibolite in Frage kommen. Eine Parallele dieser mesozonalen Serie mit den « granodioritischen Intru- siven und ihrem Kontaktmantel» I. Atanasiu’s in der Umgebung von Tulgheș lăsst sich nicht bis in die kleinsten Details ziehen. Es fehlen vor aliem alle Anzeichen von echten granodioritischen Gesteinen, welche jedoch auch in der Gegend von Tulgheș selbst sehr selten sind. Die Granatglimmer- schiefer und die Biotitschiefer beider Serien kdnnen wohl miteinander ver- glichen werden. Dagegen fehlen bei Tulgheș die geschichteten Amphibolite, die kristallinen Kalke sowie die Pegmatite. Eine bessere Ubereinstimmung zeigt die mesozonale Serie des Rodnaer Gebirges mit den Gesteinen, welche von I. Atanasiu (71) im Pârâul Noroiului und im Pârâul Ghețăriei (im N seines Aufnahmsgebietes) beschrieben wurden, und zwar Biotitparagneisen, schieferigen Amphiboliten, Mesoquarziten und kristallinen Kalken. Eine gute Ubereinstimmung ergibt sich mit den von M. Savul (iio) beschriebenen mesozonalen Gesteinen der Ostkarpathen in der weiteren Umgebung von Dârmocsa, wo sie z. T. ebenfalls als Decke iiber der epizonalen Serie liegen. Was das tektonische Verhăltnis der beiden kristallinen Serien im Rodnaer Gebirge anbelangt, so findet sich die hoher metamorphe, mesozonale Serie tektonisch iiber der weniger metamorphen epizonalen Serie. Wenn wir die răumliche Verbreitung der beiden Serien ins Auge fassen, so sehen wir, dass die mesozonale Serie den SW- und z. Teii den S-Rand des kristallinen Mas- Institutul Geologic al României IGR/ l6 THEODOR KRĂUTNER 176 sives bildet, wobei ihr Streichen NW—SE bis E—W gerichtet ist, wahrend das Einfallen nach SW bezw. nach S erfolgt. Die mesozonale Gruppe uber- schiebt also in ihrer ganzen Ausdehnung die epizonale Gruppe, die den ganzen ubrigen Rest des Rodnaer Gebirges bildet, mit Ausnahme einer grossen Deckscholle der mesozonalen Serie in der Umgebung des Ineu, im E des Rodnaer Gebirges. In den kristallinen Ostkarpathen konnte Savul (no) zeigen, dass unter der epizonalen Serie des Kristallins stellenweise mesozonale Gesteine auf- tauchen, die petrographisch der uberschobenen mesozonalen Serie sehr âhnlich sehen. Im Rodnaer Gebirge treffen wir ăhnliche Verhăltnisse beson- ders im Osten, an der Antiklinale der Bretila. Es ist dies eine Serie, die mit den Kontaktmânteln der Injektionsgneise nicht verglichen werden kann und die deshalb als besondere mesozonale Serie, die Serie der Bretila, betrachtet werden muss. Im Gebiete von Tulgheș scheint diese Serie in den Gesteinen des Pârâul Noroiului und des Pârâul Ghețăriei (I. Atanasiu) (71) ihr tekto- nisches Aquivalent zu haben. DIE EPIZONALE SERIE DES KRISTALLINS Die epizonale Serie der kristallinen Schiefer, in der oben gegebenen Defi- nition also eine măchtige Serie von in der Epizone umgewandelten Sedimenten, Quarziten, Sandsteinen, Tonen, Kalken, sowie Porphyrdecken, Tuffen, Diabasen etc., welche heute als Quarzitschiefer, Psammitgneise, Musko- witschiefer, Serizit-Chloritschiefer, Chlorit-Epidot-Amphibolschiefer, Phyl- lite, Kalkschiefer und kristalline Kalke, Porphyrogene Gesteine (Hălleflinta, Serizit-Albitgneise), tuffoide- und diabasartige Griinschiefer vorliegen, setzt die Hauptmasse des kristallinen Massives von Rodna zusammen. Das Streichen der Gesteine folgt nicht der morphologischen E—W Rich- tung des Hauptkammes, sondern verlăuft quer zu diesem, NW—SE, in der allgemeinen Streichrichtung der kristallinen Ostkarpathen, wodurch sich bereits der enge tektonische Zusammenhang des Rodnaer Massives mit dem Rest der Ostkarpathen kundgibt. Die epizonale Serie des Rodnaer Gebirges weist eine ziemlich kompli- zierte Tektonik, z. T. in liegenden Falten auf, sodass aus diesem Grunde das Feststellen einer stratigraphischen Schichtfolge erschwert wird und viei an Sicherheit verliert. Die charakteristischen Bănder der kristallinen Q Kalke bilden die besten Leithorizonte, mittelst derer die Tektonik dieser Serie verfolgt werden kann. Die in der folgenden petrographischen Beschreibung angefiihrten Glieder dieser Serie kbnnen nicht alle auf der Karte als solche ausgeschieden werden, da sie z. T. mit den ubrigen Gliedern wechsellagern, z. T. auch Ubergănge aufweisen, die kartographisch nicht erfasst werden kbnnen. Institutul Geologic al României 177 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 17 PETROGRAPHISCHE BESCHREIBUNGEN i. Serizitquarzite (Quarzreiche Serizitschiefer). Die Serizitquarzite treten in der epizonalen Serie des Podnaer Gebirges nirgends in grossen zusammen- hăngenden Komplexen auf, die als solche auf der Karte ausschcidbar wăren. Die «untere quarzreiche Gruppe» die C. Paul (102) fiir die Bukowina und im Anschluss daran H. Zapalowicz (67) fiir das Rodnaer Gebirge aufstellte, ist eine sehr schematisch und kiinstlich zusammengefasste Einhcit, die sich in der Natur nicht wiedererkennen lăsst. Die Serizitquarzite treten in Wech- sellagerung mit Serizit-Muskowit-Schiefern, auch mit Serizit-Chlorit-Schie- fern auf, wobei es allerdings den Anschein hat, dass die stratigraphisch tiefer gelegenen Teile der Serie quarzreicher als die hoher gelegenen sind. Die Serizit-Quarzite sind weissliche, helle, gut geschieferte Gesteine, welche auf den Schichtflăchen kleine Serizitschiippchen in paralleler Lage erkennen lassen. U. d. M. zeigt sich ein Grundgewebe von ziemlich kleinen, fest aneinander schliessenden Quarzkornern, die bereits ein ausgesprochenes Parallelgefiige aufweisen, in der Schieferungsrichtung leicht gestreckt sind und undulos ausloschen. Parallel der Schieferung finden sich einzelne, ziem- lich grosse, meist nicht zusammenhăngende Serizit-Muskowit-Schuppen, die dem Gestein eine noch mehr ausgeprăgte Schieferung verleihen. Sehr reine weisse Serizitquarzite finden sich auch in diinnen Lagen im Liegenden mancher kristalliner Kalke, wo sie auch in derbe, weisse Quarz- massen iibergehen konnen. Hier treten sie oft in Verbindung mit schwarzen Quarziten auf (Priporul Pietrei Albe, Negriasa). Diese Gesteine zeigen u. d. M. ein sehr undeutlich geschichtetcs Gewebe aus grosseren Quarzkornern und wenige Serizitschuppen. 2. Serizit-Muskowit-Schiefer. Durch das Uberhandnehmen des Glimmers gehen die Serizitquarzite in Serizit-Muskowit-Schiefer iiber, ohne dass zwischen beiden eine feste Grenze zu ziehen wăre. U. d. M. zeigt sich, wie bei den Serizitquarziten, ein aus reinen Quarz- kornchen bestehendes Grundgewebe, welches geschiefert und gestreckt ist. Die Serizit- und Muskowitschuppen sind lagenweise angeordnet und bilden auf den Schichtflăchen meist zusammenhăngende, manchmal sehr dicke Lagen. In der Nâhe der oberen măchtigen Lagen von kristallinem Kalk finden sich oft grober struierte, schon Anklănge an lepidoblastische Struktur zei- gende Muskowit-Glimmerschiefer, die hie und da bereits kleine Granaten cnthalten. Die Serizitschiefer enthalten oft im Grundgewebe auch kleine Albitkornchen dem Quarz beigemengt. 3. Serizit-CMoritschiefer. Die Serizit-Chloritschiefer bilden die Haupt- masse der kristallinen Schiefer der epizonalen Serie, gegen welche die iibri- gen Glieder stark zuriicktreten. 12 Institutul Geological României i8 THEODOR KRÂUTNER 178 In ihrer petrographischen Erscheinungsform sind sie sehr mannigfaltig, die Unterschiede gehen sogar so weit, dass verschiedene genetische Ver- hăltnisse fur die Glieder dieser Gruppe in Betracht gezogen werden miissen. So finden sich ausser den hauptsăchlich durch die Korngrosse und -Ver- teilung bedingten Unterschieden, die wohl meist auf die urspriingliche Be- schaffenheit des noch nicht metamorphen Sedimentes zuriickgehen, Kenn- zeichen, die auf eine Diaphthorese hinweisen, sodass wir hier z. T. auch polymetamorphe Gesteine vor uns hătten. Es lăsst sich z. B. die Umwand- lung von Biotit zu Chlorit, von griiner Hornblende zu Chlorit, das Vorkom- men von gănzlich serizitisierten Plagioklasen neben frischen Albiten beo- bachten. Megaskopisch haben die Serizit-Chloritschiefer dementsprechend auch ein recht verschicdenes Aussehen. Die typischen Glieder, die epimetamorphen Tonschiefern entsprechen, haben das Aussehen griinlicher, oft etwas riefiger, gut geschichteter, seidenglănzender Phyllite. Neben sehr feinen Strukturen, die fast nur Serizit- und Chlorit-Schiippchen erkennen lassen, finden sich grbbere Varietăten, die oft grossere Quarzlinsen und -Lagen erkennen lassen, die durch grober-schuppige griinliche Serizit-Chloritlagen von einander getrennt werden. Diejenigen Typen, welche u. d. M. die Anzeichen einer Diaphthorese erkennen lassen, zeigen megaskopisch gewohnlich kein typisch phyllitisches Aussehen, sondern eine feinschuppige, dichte Textur. Dementsprechend ist auch das mikroskopische Bild der Serizit-Chlorit- schiefer sehr verschieden. Es finden sich zunăchst feine, aus Tonschiefern her- vorgegangene Gesteine, welche ein ăusserst feines, sehr gut geschichtetes und geschiefertes Grundgewebe erkennen lassen, in welchem diinne, lagen- weise angeordnete Serizit- und Chloritschiippchen vorherrschen, die in einem aus kleinen Quarzkornchen gebildeten Untergrund liegen. Die Menge des Quarzes variiert sehr, je nach dem urspriinglichen Sandgehalt des Sedi- mentes. Dem Quarz findet sich oft auch Albit in kleinen Kornchen beige- mengt. Der Quarzgehalt kann so anwachsen, dass er fast zur Gănze das Grund- gewebe des Gesteines bildet und die Serizit-Chloritschiippchen nur in diinnen Schniiren vorhanden sind. In anderen Typen bildet der Quarz reine Gange und Linsen von sehr verschiedenem Korndurchmesser. Die einzelnen Quarz- lagen werden von meist feinschuppigen, ofters auch grober schuppigen Se- rizit- und Chloritlagen abgelost. In den reinen Quarzlagen finden sich manch- mal, z. B. im Valea Drăgușului, grosse, wasserklare Albite mit gut ausgebil- deten Zwillingen nach (010). Die Serizit-Chloritschiefer lassen oft, besonders bei den feinschuppigen Varietăten eine feine Făltelung erkennen ; auch quarzreiche Typen zeigen manchmal sehr schone Kleinfaltung. Das Verhăltnis Serizit: Chlorit wechselt sehr, wobei es Ubergănge bis zu Typen gibt, in denen fast nur das eine oder das andere Mineral vertreten ist, die sich also den Serizit-Muskowitschiefern Institutul Geologic al României 179 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 19 einerseits, den Chloritschiefern andererseits, năhern. Die chloritreichen Typen zeigen stets einen kleineren bis grbsseren Gehalt an Epidot, wodurch diese Gesteine auch den typischen Chloritschiefern ăhnlich werden. Als Ne- bengemcngteile finden sich fast bei allen Typen ziemlich grosse, oft zerbro- chene Săulchen von Turmalin (Schbrl) und Apatit in ziemlich grossen Kbr- nern. Wie bereits erwăhnt, tritt Epidot besonders in chloritreichen Typen auf. Zirkon, Rutil, Titanit und Erz sind seltenere Ubergemengteile. In einigen Varietaten (Dealu Prislopului-Valea Mare, auf dem Weg von der Winkelstation der Drahtseilbahn im Izvorul Cepilor zum Vrf. Gargalâu) finden sich Reste von Biotit in den Chloritschiefern. Die Gesteine treten im Zusammenhang mit diaphthoritischen Chlorit-Granatschiefern auf, so- dass auch sie selber wohl Diaphthoritcn entsprechen konnten und als diaph- thoritisierte, eingeklemmte und eingefaltete Reste der mesozonalen Deck- scholle angesehen werden konnten. Am S-Hang der Obârșia Strâmbei findet sich ein seidenglănzendes, phyllitisches diinnblăttriges Gestein, welches u. d. M. ein stark zerdriicktes, stellenweise stark serizitisches Grundgewebe erkennen lăsst. Ausserdem finden sich grbssere oft in Nestern angereicherte Schuppen von Serizit und Muskowit und vereinzelte grosse Fetzen von Chlorit, welcher aus einem Amphibol hervorgegangen zu sein scheint. Der Chlorit ist langprismatisch-faserig, hat einen Pleochroismus von na hell- griin, ny dunklergriin, zeigt niedere Doppelbrechung mit blauen Interfc- renzfarben. Das Gestein scheint aus einem Hornblendegarbenschiefer her- vorgegangen zu sein. Im Valea Drăgușii finden sich inmitten des phyllitischcn epizonalen Komplexes noch Gesteine, welche grbssere Amphibolprismen aufweisen. Einige Serizit-Chloritschiefer, die stark serizitisierte Reste von nicht năher bestimmbaren Plagioklasen aufweisen, hie und da auch Biotitreste, konnten vieileicht auch tuffogenen Ursprunges sein. 4. ChloTit-Epidotschiefer. Die Serizit-Chloritschiefer konnen durch Uberhandnehmen des Chloritgehaltes in fast reine Chloritschiefer uber- gehen, welche keinen Serizit mehr enthalten. Hingegen finden wir in ihnen einen konstanten Gehalt an Epidot. Die Chlorit-Epidotschiefer leiten durch bfters zu beobachtenden Amphibolgehalt zu den Amphibolschiefern iiber, andererseits durch Aufnahme von Calcit zu den Chlorit-Calcitschiefern. An der Stelle, wo das Valea Repede das Kristallin verlăsst, steht ein dun- kelgriiner Chlorit-Epidotschiefer an, welcher grbssere Albitkbrnchen als porphyroblastenăhnliche Einsprenglinge zeigt und zwar in einem Grund- gewebe, das aus ganz feinen Quarzkbrnchen und Chloritschiippchen besteht. Chlorit ist z. T. aus Biotit hervorgegangen, welcher noch in kleinen, wenig charakteristischen Schiippchen vorhanden ist. Der Epidot bildet ganz kleine Kbrnchen. Institutul Geological României 20 THEODOR KRÂUTNER 180 Im Pârâul Rugosa findet sich ein sehr feinkdrniger Chlorit-Epidotschiefer, welcher in einem aus Quarz und Albit bestehenden Untergrund zahlreiche kleine in lebhaften Polarisationsfarben leuchtende Epidotkornchen, mit Chloritschuppen vermengt, aufzeigt. Quantitativ iiberwiegt in diesem Ge- stein der Epidot. Der Albit bildet auch grossere Kbrner und kleinere linsen- fbrmige Aggregate. Im Gestein sind noch einige kleine Hornblendenadeln mit undeutlicher Begrenzung erkennbar, die meist jedoch bereits einc beginnende Umwandlung in Chlorit zeigen. Sehr typische Chloritschiefer finden sich im Valea Runcului, einem Ne- bentălchen des Valea Anieșului. Es sind dies feinschuppige, griine, ein wenig ins Gelbliche spielende Gesteine mit nicht sehr ausgeprăgter Schieferung, in denen oft Pyritwiirfel bis zu 5 mm Durchmesser liegen. U. d. M. sieht man sehr feine Schuppchen von Chlorit neben sehr feinen Quarzkornern, ferner scheint der ganze Schliff iibersăt mit kleinen lebhaft polarisierenden Epidot-Kbrnchen und -Săulchen. Als Ubergemcngteil ist sehr wenig Calcit vorhanden. In den Chlorit-Epidotschiefern finden sich bfters kleine Linsen von gelblichem kristallinem Kalk (Cisia). 5. Chlorit-Calcitschiefer. Die Chlorit-Calcitschiefer wurden in den Ostkarpathen erstmalig von I. Atanasiu beschrieben. Sie gehen durch Auf- nahme von Calcit aus den Chlorit-Epidotschiefern hervor und kbnnen kartographisch von diesen oft nicht getrennt werden. Sie weisen aber nicht einen so konstanten Epidotgehalt auf wie die Chlorit-Epidotschiefer. Die Chlorit-Calcitschiefer finden sich in typischer Ausbildung z. B. am Vrf. Gargalău. U. d. M. zeigen sie ein sehr feinkorniges, zerriebenes, nicht năher bestimmbares Grundgewebe von Quarz- und Feldspatkbrnchen, in welchem zahlreiche Lagen und Zonen von kleinen, parallel gestellten Chlo- ritschuppen, oft filzig miteinander verwoben, vorkommen. Der Chlorit wird von ganz kleinen Kiigelchen von Titanit (?) begleitet. Epidot scheint ganz zu fehlen. Der Calcit findet sich in einzelnen unregelmăssigen Batzen und Kbrneraggregaten parallel der Schieferung vor. Die Serizit-Chlorit-Calcitschiefer des Valea Cimpoiasa, an dem Uber- gang der Drahtseilbahn, nahe an der Winkelstation dieser Bahn, zeigen u. d. M. ein feinschuppiges paralleles Gewebe von Serizitschuppen in inniger Verbindung mit Chloritschuppen. Dazwischen befindet sich ein kleinkbrniges kataklastisches Gemenge von albitischem Feldspat und untergeordnetem Quarz. Der Chlorit wird von Titanit in Insekteneierform begleitet. Der Calcit findet sich in besonderen Lagen in grbsseren Individuen angereichert. An dem nbrdlichen Hang der Cisia (La Tău) treten innerhalb von Am- phibol-Chloritschiefern auch Calcit fuhrende Schiefer auf. Sie sind mega- skopisch dunkelgrtin, gut geschiefert und zeigen u. d. M. ein Grundgewebe das aus Quarz, untergeordnet auch Albit und kleinen Chloritschuppen besteht. M Institutul Geologic al României 16 R/ 181 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 21 Der ganze Scbliff scheint iibersăt mit kleinen Săulchen von Epidot (mit anomalen, gelb-blauen Interferenzfarben), sodass das Verhăltnis Epidot: Chlorit i : i ist. Ausserdem finden sich noch grossere mikroskopisch nicht mehr auflosbare Haufwerke von Titanit (?). Der Calcit findet sich in grossen Individuen und kleinen gang- bis linsenformigen Aggregaten. Im Valea Cobășelului findet sich ein hellgriines, gut geschiefertes, etwas riefiges Gestein, welches schon megaskopisch den Calcit als weisse, einspreng- lingsartige Punkte erkennen lăsst. Ausserdem sieht man auf den Schicht- flăchen grossere Schuppen von Biotit. U. d. M. erkennt man fast nur aus kleinen Quarzkdrnchen bestehende Lagen zwischen denen in paralleler Anord- nung oft einzeln, oft aber auch diinnere Lagen und Schniire bildend, Chlorit- schuppen liegen, hie und da auch grosse vereinzelte Biotitschuppen. Eben- falls parallel der Schieferung finden sich zahlreiche ganz kleine lebhaft doppel- brechende Epidot-Săulchen und Kbrnchen. Der Calcit erscheint in grosseren Individuen in Form von linsenformigen Aggregaten. An der Măgura Bârjaba findet sich ein ziemlich grobschuppiges grunes Schiefergestein, welches megaskopisch Chlorit und Epidot sowie kleine Quarz-Feldspatlinsen aufweist. U. d. M. fălit vor aliem die betrăchtliche Korngrosse auf. Das Grundgewebe besteht aus Quarz und untergeordneten Albitkbrnern und ist etwas kataklastisch. Darin finden sich Schuppen eines stark pleochroitischen Chlorites («a gelb, ny leuchtend griin) mit niederer Doppelbrechung (braune Interferenzfarben), weiterhin viele Săulchen und Prismen von stark doppelbrechendem Epidot. Der Calcit bildet derbe Massen. Als Nebengemengteile finden sich noch einige kleine Nadeln von griiner Hornblende und viei Apatit und Titanit (?) in grosseren Kornern. 6. Chloritschiefer eruptiven, z. T. tuffogenen Ursprunges. Bereits bei den oben beschriebenen Chlorit-Epidotschiefern sowie auch bei einigen Chlorit- Calcitschiefern ist die Moglichkeit eines Ursprunges aus eruptiven Ge- steinen oder Tuffen nicht ausgeschlossen, doch sind die urspriinglichen Struk- turen so verwischt und der Mineralbestand so verăndert, dass durch das mikroskopische Studium keine Beweise fiir diese Ansicht erbracht werden konnten. An einer einzigen Stelle des Rodnaer Gebirges, an der Fața Mesei, und von hier sich hinunterziehend bis in die Nahe der Drahtseilbahnstation Puzdra Borșenească, konnten in calcitfiihrenden Chloritschiefern Anzeichen einer Herkunft aus eruptiven Gesteinen gefunden werden. Megaskopisch besitzen diese Gesteine eine gute Schieferung, eine hellgrune Farbe, zeigen aber nicht den seidenartigen Glanz wie andere Chloritschiefer, sondern haben ein sandig-mattrauhes Aussehen. In ihnen zeigen sich manchmal bis mehrere mm grosse weisse Einsprenglinge, welche sich u. d. M. als Albit erweisen. Andere Feldspăte sind nicht mehr frisch, sondern sind mit sehr feinen Schiippchen von Serizit, Epidot und Chlorit erfiillt, sodass an Stelle Institutul Geological României 22 THEODOR KRĂUTNER 182 der Feldspăte nur dunkle, mikroskopisch nicht mehr auflosbare Pseudomor- phosen von Serizit-Chlorit-Epidot-Haufwerken zu beobachten sind, die durch Zersetzung basischer Plagioklase entstanden sind. Die frischen, albitischen Feldspăte stellen Neubildungen dar. Sie zeigen zum grbssten Teii keine idiomorphe Umgrenzung, sind aber gut nach (010) und (001) verzwillingt. Die grossen Feldspăte werden von einem ăusserst feinschuppigen Gewebe umgeben, welches hauptsăchlich aus feinen Chloritschiippchen und Epi- dotkbrnchen besteht und eine sehr ausgeprăgte Schieferung aufweist. Oft weisen die Gesteine bereits megaskopisch eine feine Bănderung auf, wobei die hellen Lagen aus einem feinen, zerriebenen Mbrtel von Quarz (?) und nicht năher bestimmbarem Feldspat, mit sehr wenigen Chloritschiippchen da- zwischen, bestehen. Die dunklen, griinen Lagen bestehen dann fast zur Gănze aus Chloritschuppen die z. T. fast ganz von feinen, ziemlich stark doppel- brechenden Epidotkbrnchen erfiillt sind. Daneben finden sich noch grbssere Individuen von Epidot. Auch in diesen gebanderten Gesteinen finden sich oft Relikte von grbsseren Plagioklasen, die in ein dichtes Haufwerk von Chlorit und Epidot aufgelbst werden. Oft findet sich in diesen Schiefern viei Calcit, der in grbsseren Individuen, oft zu Lagen aneinander gereiht, vorkommt. In diesen Gesteinen kann der Auflbsungsprozess grosser Plagio- klase mit aller Deutlichkeit, bis zum Verschwinden des Feldspates, sehr gut beobachtet werden. Wir sind der Ansicht, dass diese Gesteine von basischen eruptiven Gesteinen, vielleicht Diabasen, Diabasporphyriten oder Gabbro-Diorit-Gesteinen abstammen. Die Plagioklase wurden dabei in Haufwerke von Serizit-Chlorit-Epidot umgewandelt, die dunklen Gemeng- teile, Amphibole und Pyroxene ebenfalls in Chlorit und Epidot. Freiwerdender Calcit sammelte sich in Adern und Linsen. 7. Amphibol-Epidotschiefer. Die Chlorit-Epidotschiefer zeigen bfters einen kleinen Gehalt an Hornblende. Der Amphibol kann schliesslich ganz an Stelle des Chlorites treten, sodass wir Amphibol-Epidotschicfer erhalten. Die Amphibol-Epidotschiefer sind auch oft calcitfiihrend. Sehr charakteristische Amphibol-Epidotschiefer finden sich an der Cisia +1994, von wo sie nach N in das Kar der Bila und gegen das Valea Putreda auf dem Riicken «La Tău» hinziehen. Diese Schiefer stehen in Gesellschaft von Chlorit-Epidotschiefern an. Megaskopisch sind es gut geschieferte, phyllitische, dunkelgriine Gesteine, welche Chloritschuppen, Hornblendenadeln und weissliche, aus Quarz, Feldspat und Calcit beste- hende Lagen erkennen lassen. Vereinzelt sieht man auch grbssere, dunkle Biotitschuppen. U. d. M. zeigt sich ein weisser, glasklarer Untergrund, der bei einigen Typen ziemlich verbreitet ist, bei anderen wieder durch das Uber- wiegen melanokrater Elemente fast ganz zuriickgedrăngt wird. Bei gekreuzten Nikols erweist sich dieser leukokrate Teii aus einem sehr feinkbrnigen 183 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 23 Gewebe von Quarz und Albit zusammengesetzt. Oft ist ein kataklastisches Zer- reibsel zu beobachten, bfters bildet der Albit jedoch grossere Individuen, welche gewohnlich nur aus einem einzigen Doppelzwilling nach (oio) be- stehen. Weiterhin finden sich im Gestein parallel der Schieferung gelagert, viele kurz-prismatische mittelgrosse Amphibole, die manchmal auch radial- strahlige Anordnung zeigen. Dieser Amphibol hat einen sehr charakteristischen Pleochroismus na : gelbgriin, n^ : lichtgriin, ny: dunkelgriin bis blaugriin. Die Ausloschungsschiefe ny. c betrăgt 18—230, entspricht also nicht derje- nigen des Glaukophans, fiir den diese Hornblende auf den ersten Blick ge- halten werden kann. Durch die blaue Farbe zeigt diese Hornblende aller- dings einen Gehalt an Na an. Die Hornblende ist oft auf dem Wege der Umwandlung in Chlorit begriffen, es finden sich einige grosse aus Horn- blende hervorgegangene Schuppen eines griinlichen (na: gelb, ny: griin) Chlorites mit niederer Doppelbrechung (braune Interferenzfarben). Neben der Hornblende finden sich, jedoch nur vereinzelt, grossere Schuppen von Biotit, welche einen Pleochroismus na: gelb, n^, ny: dunkelbraungriin aufweisen. Ungefâhr in gleichem Mengenverhăltnis wie Amphibol kommt ein stark licht- und doppelbrechender Epidot in Form unregelmăssig ver- teilter, kurzer Săulchen und Kdrnchen vor. Oft finden sich auch dichte kleine Haufwerke von Titanit in Insekteneierform. Manche Varietăten sind sehr reich an Calcit, welcher in kleinen Aggregaten unregelmăssig im Gestein verteilt erscheint, ofters aber auch Linsen und Gange bildet. Als Uberge- mengteil kommt selten Apatit vor. Zwischen dem Vrf. Galațului und dem Vrf. Putreda stehen ganz anders aussehende Amphibolschiefer an. In einem sehr fein geschieferten griin- lichen Gestein liegen kleinere parallele Nadeln und Prismen einer sehr blass gelb-griinen Hornblende, welche von sehr feinem, serizitischen, filzigen Ge- webe umgeben, das Grundgewebe des Gesteines bilden. Quarz findet sich nur in kleinen linsenformigen Aggregaten. Epidot kommt in lângeren gelb- lichen Prismen, die oft von einem ganz feinen Haufwerk von Zoisit umge- ben werden, vor. Titanit in einigen feinen Kornanhăufungen. Sekundărer Calcit ist ebenfalls vorhanden. Am Piciorul Zânei findet sich ein gut geschiefertes hellgriines Gestein, in welchem 3—4 mm starke Hornblendelagen mit hellen Lagen abwechseln. U. d. M. erkennt man, dass die dunklen Lagen aus parallel gestellten Prismen von griiner Hornblende bestehen und von zahlreichen Epidotkbrnchen und Săulchen begleitet werden. Der Epidot reichert sich auch oft selbst in ziem- lich reinen Lagen an. Die Hornblende ist sehr blass, na: hell-grungelb, ny : blassgriin, Auslbschung ny : c = bis 230. Zwischen diesen melano- kraten Elementen findet sich ein spărliches aus Quarz- und Albitkornern bestehendes Gemenge. Institutul Geologic al României igr7 24 THEODOR KRĂUTNER 184 Im Valea Putreda kommen sowohl im Oberlauf (La Tău), als auch vor seiner Mundung in das Valea Bistriței Aurii sehr feinkornige Amphibol-Epi- dotschiefer vor, welche megaskopisch fast dicht aussehen und keine unter- scheidbaren Minerale erkennen lassen. U.d.M. sieht man ein sehr feinschup- piges Gewebe von kleinen Amphibolprismen, denen sich nur selten gros- sere Amphibole zugesellen. Ihre Ausloschung betrăgt ny \ c = 180, Farbe blassgriin. Der Amphibol steht in inniger Verbindung mit ganz kleinen zahlreichen Epidot- und Zoisitkornern und Săulen. Zwischen dem Am- phibol zeigt sich etwas Quarz und Albit. Als Nebengemengteil findet sich Titanit. Einige Typen sind reicher an Quarz und Albit. Auf dem Vrf. Puzdrei findet sich ein sehr feinschieferiger Amphibol- Epidot-Calcitschiefer, welcher in einein streng parallelen Gefiige grossere parallel gestellte Amphibolnadeln, nur von wenigen kleinen Epidotkdrnchen begleitet, erkennen lăsst. Zwischen den amphibolreichen Zonen liegen leu- kokrate Zonen, in denen vor aliem ziemlich grosse, jedoch serizitisierte Pla- gioklase auffallen, daneben auch etwas Quarz in kleinen Kornaggre- gaten, untermischt mit Plagioklas. In diesen leukokraten Zonen liegen nur vereinzelte Hornblendenadeln. Calcit und Titanit ist nur wenig vorhanden. Vielleicht entspricht dieses Gestein auch einem umgewandelten basischen Eruptivgestein. Ein ăhnliches Gestein findet sich auch auf dem Kamm, der von der Mi- reaja in das Valea Anieșului Mic hinunterzieht, vor. Hier ist noch mehr Pla- gioklas vorhanden, der jedoch stets stark serizitisiert ist. Serizit und Epidot findet sich auch ausserhalb der Feldspatreste. Die Hornblende ist in Form grosserer Stengel vorhanden, von Epidot und Titanit begleitet. Daneben finden sich noch einige kleine Schiippchen von Biotit. Quarz ist neben dem Feldspat in kleinen Kbrnchen vorhanden. 8. Amphibolite (Amphibolschiefer). Die Amphibolite oder Amphibolschiefer treten gleich den Chlorit-Epidot-und den Amphibol- Epidotschiefern als schmale Zwischenlagen zwischen den iibrigen epizonalen kristallinen Schie- fern auf. Bloss selten bilden die Amphibolite auch grossere elliptische Einlagerungen, z. B. am Piciorul Calului (Izvorul Mare, Valea Anieșului, und am Piciorul Beneșului, gegen das Valea Someșului Mare). Am Piciorul Calului lagern zwischen Serizit-Chloritschiefern und Quar- ziten im Grossen massig aussehende, im kleinen eine feine Schichtung und Verfaltung zeigende grun-graue Gesteine. Gegen unten wechsellagern diese Gesteine mit quarzreichen Glimmerschiefern. Es finden sich neben griinen Lagen die aus Amphibol und Epidot bestehen, auch leukokrate Lagen, welche aus Quarz und Feldspat zusammengesetzt sind. U. d. M. zeigen die dunklen Lagen parallel gestellte Nadeln und Prismen einer ziemlich blassgriinen Hornblende, welcher wenig Epidot in kleinen lănglichen Prismen beigemischt DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 25 erscheint. Der Zwischenraum zwischen den Amphibolen ist mit einem stark serizitisierten Feldspataggregat, vermischt mit Quarzkornern, ausgefiillt. Die hellen Lagen bestehen aus einem Gemisch von Quarz und Albiclas (10% An, Fedoroffbestimmung), dem sich auch Epidotkorner beimengen. In diescn Lagen reichert sich der Epidot oft in ganzen Linsen an, wobei er grosse, auch im Schliff noch deutlich gelb gefărbte Kristalle mit hoher DoppeL brechung bildet. Andere Varietaten dieses Gesteines sind sehr arm an Epidot, die leukokraten Elemente sind in diesem Falie zahlreicher als in den zuerst beschriebenen Typen. Z. T. erscheint die Hornblende in grosse Fetzen von Chlorit umgewandelt. Die Amphibolschiefer finden sich meist als diinne Zwischenlagerungen an sehr vielen Stellen der epizonalen Serie des Rodnaer Kristallins. Am Vrf. Petrosu 2004 m findet sich ein dunkelgriines Schiefergestein, welches 3—4 mm starke Lagen von griiner Hornblende erkennen lăsst, die durch ganz schmale Biotitlagen voneinander getrennt werden. Zwischen den einzelnen Amphibolen sieht man ziemlich viei Quarz und serizitisierten Feldspat. Epidot ist nur wenig in kleinen Kornchen vorhanden. Biotit bildet ganz schmale, parallel der Schieferung angeordnete Lagen, wobei oft die einzelnen Schuppen in der Lăngsrichtung aneinanderschliessen, oft aber auch vereinzelt dastehen. Der Biotit hat einen Pleochroismus von na : hell- gelb, ny : braungelb und ist reich an Erzausscheidungen. Als Nebengemeng- teile finden sich Apatit und Magnetit. An der E-Seite des Vrf. Muncelului findet sich ein Amphibolit, der fast zur Gănze aus griiner Hornblende besteht, welche eine sehr blasse Fărbung aufweist {na: fast farblos, ny : lichtgiin). Ausldschung ny : c =20°. Da- zwischen findet sich bloss wenig albitischer Feldspat, dann einige grbssere Schuppen von Muskowit und kleinere von Biotit. Epidot kommt in Form von kleinen Kornchen iiber das ganze Gewebe verstreut, vor. An sonstigen Nebengemengteilen sind Apatit, Titanit und Chlorit zu nennen. Im Valea Bucuiescu Mic ist den Serizit-Chloritschiefern ein gut geschie- ferter Amphibolschiefer zwischengelagert, der fast zur Gănze aus einer sehr hellen blassgriinen Hornblende besteht («a : gelblich-griin, np : grungelb, ny : blassgriin, Ausldschung ny : c =15 — 17°). Zwischen den einzelnen Hornblendeprismen befindet sich nur wenig serizitisierter Plagioklas und wenige Chloritschiippchen. Epidot ist spărlich vorhanden, in Form grosserer gelber Prismen, die sich randlich in ein feines, trubes Kornerhaufwerk von Zoisit auflosen. 9. Porphyrogene Gesteine. Der Name «Porphyrogene Gesteine» wurde von I. Atanasiu in die rumănische geologische Literatur eingefuhrt und zwar fur eine Gruppe von Gesteinen, welche schon friiheren Autoren unter ver- schiedenen Namen bekannt waren und von ihnen beschrieben wurden. Institutul Geologic al României 26 THEODOR KRĂUTNER 186 (Diesbeziigliche Literatur bei I. Atanasiu (71). Mit der Bezeichnung «Porphy- rogene Gesteine» soli vor aliem das genetische Prinzip ausgedruckt wer- den, wobei die petrographische Beschaffenheit der einzelnen Glieder dieser Serie sehr stark wechseln kann, wie dieses auch tatsăchlich der Fall ist. Des- halb erscheint es zweckmăssig, in dieser Gruppe der porphyrogenen Gesteine mehrere Untergruppen, nach petrographischen Kennzeichen, zu schaffen und zu benennen. Dabei wurden bereits von I. Atanasiu in dieser Gruppe Gesteine mit einbegriffen, die mbglicherweise gar keinen Porphyr als Aus- gangsgestein haben, wie z. B. die Psammitgneise, welche wohl zum grossten 'Teii Arkosen in epimetamorphem Zustand entsprechen, weiterhin vielleicht auch einige chloritische biotitfiihrende Gesteine. Doch zeigen alle diese Gesteine in ihrem Auftreten eine so enge Verbindung mit den echten por- phyrogenen Gesteinen und sind mikroskopisch meist so wenig charakteris- tisch und gut unterscheidbar, dass sie sich kartographisch von den porphy- rogenen Gesteinen nicht trennen lassen. Diese enge Verbindung porphyrogener Gesteine mit anderen sedimen- tăren Gesteinen ist auch fur andere Regionen, in denen ăhnliche Komplexe vorkommen, z. B. fur die Leptite Siidschwedens, charakteristisch. Die von Tokarski (118) aus dem polnischen Anteil des kristallinen Mas- sivs der Maramureș beschriebenen Gneise (Gneise mit Kalifeldspat, Gneise mit Albit, Gneise mit Oligoklas) entsprechen wahrscheinlich, wenigstens zum Teii, der Gruppe der porphyrogenen Gesteine der Ostkarpathen. Aus dem Rodnaer Gebirge lagen bisher noch keine Beschreibungen por- phyrogener Gesteine unter diesem Namen vor. Der Grund dafiir ist darin zu sehen, dass die porphyrogenen Gesteine im Rodnaer Gebirge bei wei- tem nicht in so charakteristischer Form und regelmăssiger Verbreitung auf- treten wie in der Umgebung von Tulgheș. So fehlen im Rodnaer Gebirge vor aliem fast ganz die echtesten und am leichtesten erkennbaren porphy- rogenen Gesteine, die von I. Atanasiu als Hălleflinta beschriebenen, feinen, fast massigen, milchig-speckigen Gesteine mit Feldspatporphyroklasten, welche in der Gegend von Tulgheș so hăufig vertreten sind und der ganzen Gruppe ihr charakteristisches Geprăge geben. Im Rodnaer Gebirge kdnnen als porphyrogene Gesteine meist Serizit- Albit-Epigneise angesprochen werden, welche manchmal auch sehr viei Kalifeldspat fiihren und manchmal auch ein leicht porphyroidartiges Aus- sehen annehmen kbnnen. Diese Gesteine sind stets der măchtigen Serie der Serizit-Chloritschiefer in diinneren Bănken eingelagert und lassen selten eine genaue Abgrenzung gegen diese zu, da sie ihnen megaskopisch sehr oft gleichen, besonders wenn in ihnen grossere Feldspăte fehlen. Die mikroskopische Struktur mancher Gesteine, welche ihrem Mine- ralbestand nach wohl als porphyrogene Gesteine bezeichnet werden konnten, macht die Annahme ihrer Entstehung aus Porphyren unmoglich. Die Kali- Institutul Geologic al României IGR/ i87 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 27 feldspăte und auch z. T. die grossen Albite, liegen in diesen Făllen als Xe- noblasten ganz unregelmăssig mit dem sehr quarzreichen Grundgewebe vermengt da, wobei der Quarz auch ein sehr grobkdrniges Gewebe bildet, sodass an einen urspriinglichen Porphyr gar nicht gedacht werden kann, sondern hier ein mechanisches Gemenge von Quarz- und Feldspatkdrnern vorliegt, also eine Arkose oder ein feldspatfiihrender Quarzit. Diese Gesteine konnen wohl am besten unter der Bezeichnung Psammitgneise zusammen- gefasst werden. Oft ist jedoch, wie bereits oben erwăhnt, die Entscheidung nicht moglich, ob es sich um ein porphyrogenes oder sedimentogenes Gestein handelt. I. Atanasiu vergleicht die porphyrogenen Gesteine der Ostkarpathen mit der Leptitformation Siidschwedens, mit der zweifellos grosse petrogra- phische Ahnlichkeiten bestehen, wobei jedoch, wie auch I. Atanasiu bemerkt, die Leptitformation in ihrer klassischen Definition fast alle kristallinen Glieder der Tulgheșserie in sich fassen konnte. Auch sind die Grossen- und Măchtig- keitsverhâltnisse sowie die allgemein-tektonische Lage der Leptitformation sehr verschieden von den porphyrogenen Gesteinen der Ostkarpathen. Unserer Meinung nach lassen sich die porphyrogenen Gesteine der Ost- karpathen eher mit devonischen Porphyren vergleichen, so mit den von O. MOgge (96) untersuchten Lenneporphyren und vor aliem mit den Porphyr- decken der devonischen Wurbenthaler Schichten, die von Stejskal (iii—112) beschrieben wurden. Interessant ist der Vergleich der Analysen in Stejskal’s Arbeit mit denen von Tokarski (118) aus der Maramureș. Die Analysen stimmen gut uberein, in beiden Serien ist der Reichtum an Alkalien, meist Na- seltener K-Uberschuss also der «atlantische » Charakter der Gesteine auffăllig. (Quarzkeratophyre Stejskal’s). Vorlăufig muss allerdings dahin- gestellt bleiben, ob besonders die Na-Vorherrschaft eine urspriingliche war oder durch eine nachtrăgliche Albitisierung hervorgerufen wurde. In dem Rodnaer Gebirge lăsst sich schwer eine bestimmte stratigraphische Stellung der porphyrogenen Gesteine feststellen. Sie erscheinen auch hier meistenteils in den oberen Teilen der epizonalen Serie, ca 200 m unter den grossen liegenden Falten der kristallinen Kalkbănke. Die Vorkommen im Rodnaer Gebirge sind sehr beschrănkt. Am besten lassen sie sich im W des Gebirges, auf dem zwischen +1752 und +2004 (Vrf. Petrosu) liegenden Kammstiick erkennen, wo sie in mehrfacher Wechsellagerung mit Serizit- Chloritschiefern vorkommen. Hier haben sie auch ihre typische Ausbildung mit grossen Albiten und Resten von Kalifeldspăten. Hier findet sich, ver- einzelt, ein sehr feinschuppiges, hălleflintaartiges Gestein. Ein weiterer Bereich der Verbreitung porphyrogener Gesteine ist die Umgebung des Haupt- kammes des Rodnaer Gebirges zwischen dem Vrf. Galațului und dem Vrf. Puzdrei, bis gegen die Coasta Netedă im W. Hier sind die porphyrogenen Gesteine jedoch nicht so typisch ausgebildet wie in dem Sattel und Kamm A Institutul Geological României IGRZ 28 THEODOR KRĂUTNER l88 + 1752 +2004. Es sind hier meist nur einfbrmige nicht porphyroklastisch ausgebildete Serizit-Albit-Gneise anzutreffen, die sogar oft den Eindruck sedimentărer Herkunft machen. Im Valea Anieșului Mare finden wir in circa 600 m Hbhe der Talsohle ziemlich typische weisse porphyrogene Gesteine. Auf dem Saumweg auf der E-Seite des Kammes Lapte-Rabla-Nedeia Graj- dului, sowie auf dem nordlich vom Șesdros liegenden Kamm, finden sich porphyrogene Gesteine mit Biotit und Chlorit, wobei besonders die Gesteine des Kammes nordlich vom Șesdros den porphyrogenen Gesteinen mit Chlorit I. Atanasiu’s ăhnlich sind. Die porphyrogenen Gesteine des Rodnaer Ge- birges stellen also recht wenig măchtige Einlagerungen porphyrischer Gesteine, vielleicht auch Tuffe, in der înăchtigen sedimentăren Serie dar, wobei diese Einlagerungen heute bereits sehr schwer von einzelnen sedimentăren Ge- steinen unterschieden und abgesondert werden kbnnen. a) Hălleflintgneis. Am Vrf. Petrosu +2004 findet sich ein Gestein von weisslicher bis rbtlicher Farbe, sehr dicht, mikrokristallin, welches eine sehr feine Schieferung aufweist. Mit der Lupe lassen sich Quarz, Feld- spatkdrnchen, Muskowitschiippchen und ganz kleine Săulchen von Horn- blende erkennen. Ausserdem fuhrt das Gestein recht selten grosse Granat- kbrner. U. d. M. erkennt man ein sehr feinkdrniges, geschiefertes Grund- gewebe von parallel der Schieferung etwas gestreckten, sonst jedoch frischen Quarzkornern und fast gănzlich serizitisierten Plagioklaskornchen. Nur selten heben sich aus dem Grundgewebe grbssere Plagioklase mit feinen Zwillingslamellen nach (010), welche dem Albit entsprechen, heraus. Sie sind ebenfalls stark serizitisiert, sodass sich die Konturen dieser grbsseren Feldspăte nicht mehr deutlich erkennen lassen. Serizit findet sich auch aus- serhalb der Feldspăte in ziemlicher Menge, daneben auch viele parallel an- geordnete Muskowitschiippchen. Die bereits megaskopisch wahrnehmbaren kleinen schwarzen Săulchen erweisen sich als kurze parallel der Schieferung gestellte Săulchen von gruner Hornblende mit einem Pleochroismus von na: hellgelb, np: griin, ny: dunkel blaugrun. Neben der Hornblende finden sich kleine Kbrnchen und Săulchen von Epidot. Die Granaten sind z. T. als sehr kleine Individuen mit hexagonalem Durchschnitt unregelmăssig im Grundgewebe verteilt oder bilden seltener grosse, 5—6 mm Durch- messer aufweisende Kbrner, welche siebartig durchlbchert und von Quarz- und Albitkornchen sowie von Serizit-Schiippchen ausgefiillt sind. b) Serizit-Albit-Gneise mit Kalifeldspat. Diese Gesteine finden sich am Sattel 4-1752+2004, weiterhin im Valea Prelucii Mici und an der Passstrasse der Rotunda, bei km 70. Am Sattel + 1752 4- 2004 finden sich weissliche Gesteine, welche aus einem groben, nicht gut geschieferten Gemenge von Quarz und Feldspat, daneben grbsseren Muskowitschuppen, bestehen. U. d. M. erkennt man Kalifeldspat mit undeutlicher Mikroklingitterung und teilweiser Pflockstruktur, Institutul Geologic al României IGRZ DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 29 189 ohne idiomorphe Grenzflăchen, in Form grosserer, unregelmăssiger Kor- ner. Der Kalifeldspat wird jedoch sowohl mengenmăssig, als auch was die Grosse anbetrifft, von Albit iibertroffen, der in grossen, gut ausgebildeten Individuen vorkommt. Der Albit hat ein sehr frisches Aussehen, umschliesst kleine runde Quarzkornchen und zeigt gute Zwillingsbildung nach dem Albitgesetz. Eine Fedoroff-Bestimmung ergab o—5% An, 2V =+82 — 88°. Diese Feldspăte sind manchmal etwas serizitisiert. Zwischen den grossen Feldspatindividuen liegt ein etwas kataklastisch aussehendes Gemenge von Quarzkornchen, dem auch Feldspat, sowohl Kalifeldspat als auch albitischer Plagioklas, beigemengt erscheint. Der Muskowit bildet grossere Schuppen parallel der nicht sehr ausgeprăgten Schieferung. Dies Gestein kann sowohl einem z. T. rekristallisierten und verănderten Porphyr entstammen, als auch sedimentăren Ursprunges sein, hervorgegangen aus einer Arkose. Als Ne- bengemengteil findet sich Apatit, Im Zusammenhang mit diesem Ge- stein finden sich auch feinschuppige, gut geschieferte Gesteine, welche aus feinen weissen Lagen von Quarz und Feldspat bestehen, die durch Muskowit-Serizitlagen voneinander getrennt werden. U. d. M. finden sich auch hier grossere Korner von Kalifeldspat, welche sich megaskopisch im Gestein nicht gut abheben. Es ist an ihnen eine eigentiimliche undeutliche Gitter- und Pflockstruktur wahrzunehmen, sowie ganz feine Perthit- Spindeln. Die Hauptmasse des Gesteines wird aus einem feinkornigen geschieferten Gewebe von kleinen Quarzkornchen, mit Albit untermengt, gebildet. Die- sem Gewebe sind parallel der Schieferung viele Muskowitlamellen einge- ordnet, die fast zusammenhăngende Schniire und Belage durch das Gestein bilden. In dem Gestein des Valea Prelucii Mici, finden sich grosse Relikte von Mikroklin und Orthoklas, die oft perthitische Spindeln von Albit aufweisen. Diese Kalifeldspate liegen in einem hauptsâchlich aus Quarz und wenig Albit bestehenden Grundgewebe, in dem auch viele Serizit-Muskowitschiippchen vorhanden sind. In dem gut geschieferten Gestein der Rotundastrasse, km 70. finden sich kleine Augen von undeutlich gegittertem Mikroklin, welcher von Albit verdrăngt wird. Die Albitsubstanz dringt, unregelmâssige Lamellierung nach dem Albitgesetz aufweisend, in den Kalifeldspat ein. Das Grundge- webe besteht aus einem gut geschieferten Gemenge von Quarz und Feld- spat (Albit). Serizit-Muskowitschuppen bilden Lagen und Schniire im Gestein, es findet sich auch Chlorit in kleinen Schiippchen, die z. T., wie gesehen werden kann, aus Biotit hervorgegangen sind. c) S e r i z i t - A 1 b i t - G n e i s e mit P o r p h y r o b 1 a s t e n von Albit. Diese Gesteine sind den oben beschriebenen sehr ăhnlich, zeigen aber keinen Gehalt an Kalifeldspat; die sekundăre Albitisierung ist viei weiter fortgeschritten. Das Auftreten dieser Gesteine ist auf den Sattel Institutul Geological României 30 THEODOR KRÂUTNER 190 +1752+2004 beschrănkt. Auch mikroskopisch sehen diese Gesteine den oben beschriebenen sehr ăhnlich, nur fehlt in ihnen der Mikroklin. Es ist nur Albit in grossen Individuen vorhanden. Es ist auch bei diesen Gesteinen eine teilweise sedimentare Herkunft nicht ausgeschlossen. d) Porphyroidartige Gesteine. Im Valea Anieșului Mare findet man in circa 600 m Hohe des Talbodens gut geschieferte weisse Gesteine die aus Quarz und Albit bestehen und auf den Schichtflăchen Serizit- schiippchen erkennen lassen. U. d. M. sieht man undeutlich hervortretende rundliche Korner von Albit, die in einem sehr feinen kataklastischen Grund- gewebe von Quarz und serizitisiertem Plagioklas liegen. Im Grundgewebe ist viei Serizit, z. T. auch Muskowit vorhanden. Als Nebengemengteile finden sich Reste von Biotitschiippchen und wenig Apatit. Stellenweise finden sich ganze Lagen von vollkommen serizitisiertem Feldspat. Spo- radisch finden sich auch kleine Individuen von Mikroklin mit undeut- licher Gitterung, sowie solche von Albit. Das ganze Gestein ist sehr stark serizitisiert, bloss die quarzreichen Partien und kleinen Quarzlinsen sind frei von Serizit. e) Serizit-A Ibit-Gneise. Die Serizit-Albitgneise, die keine grosseren Feldspăte ftihren, sondern den Albit nur im Grundgewebe mit Quarz vermischt aufweisen, sind megaskopisch von den Serizit-Schiefern und Quarziten meist nicht zu unterscheiden. Es sind stets gut geschieferte Gesteine mit Glimmerbelag (Serizit) auf den Schichtflăchen; ihre Abstam- mung ist ganz ungewiss. Sie konnen ebenso gut sedimentărer wie eruptiver Herkunft sein. Manchmal weisen sie einen schwachen Gehalt an Epidot und Biotit auf, sie sind hie und da auch turmalinfuhrend. Ihr Hauptverbrei- tungsgebiet liegt im zentralen und nordlichen Teii des Rodnaer Massives, in der Năhe des Hauptkammes, angefangen von dem Vrf. Galațului im E iiber die Puzdra und Lapte bis zur Coasta Netedă im W. Sie bilden diinne Einlagerungen in der Serie der Serizit-Chloritschiefer und Serizitquarzite und sind im Felde fast nicht von ihnen zu unterscheiden. Gesteine, die noch am ehesten ftir eine Abstammung von Porphyren sprechen, finden wir an der Station Puzdra Vișăunească der Drahtseilbahn und dann weiter dieser Drahtseilbahn entlang zwischen der Winkelstation und der Cimpoiasa und schliesslich am Vrf. Galațului. In der Năhe der Station Puzdra Vișăunească findet sich ein weisses feingeschichtetes Gestein, welches u. d. M. ein stark kataklastisches Grundgewebe von Quarzkornchen, teilweise fast zu Sand verrieben, aufzeigt, welchem etwas grossere Korner von stark serizitisiertem Feldspat beigemengt sind. Die Umrisse dieser Korner sind nicht deutlich, sie treten deshalb auch megaskopisch im Gestein nicht hervor. Die Schieferung des Gesteines wird durch Serizitschniire, welche das Gestein durchziehen, bedingt. Das Gestein zwischen der Winkelstation und der Cimpoiasa zeigt eine sehr gute Schieferung. Feine Quarzlagen, oft DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 31 ■ 91 zerrieben, zeigen auch etwas grbssere, nicht năher bestimmbare, serizitische Plagioklase beigemengt. Sie wechseln ab mit dicken Lagen von Serizit, in denen auch grossere Muskowitschuppen zu sehen sind. Am Vrf. Galațului findet sich ein sehr fein geschiefertes Gestein von phyllitischem Aussehen, welches aus einem Grundgewebe von kleinen Quarzkdrnchen und Albitin- dividuen besteht. Manchmal werden die Albite grosser, sodass sie fast die Form von Porphyroblasten annehmen. An Nebengemengteilen findet sich noch ein schwarzes Pigment in schnurfbrmiger Verteilung. Ein ăhnliches Gestein wie auf dem Vrf. Galațului findet sich auch auf dem Hauptkamm des Rodnaer Gebirges zwischen Vrf. Puzdrei und Vrf. Laptelui. Weiterhin findet sich zwischen dem Vrf. Galațului und dem Ursprung des Izvorul Popii ein gut gcschichtetes weisses Gestein, dessen Lagen aus Quarz-Feldspat bestehen die viei Muskowit-Serizit auf den Schichtflâchen haben. U. d. M. sieht man ein Grundgewebe aus Quarz und vollkommen serizitisiertem Feldspat, wobei die Feldspatkdrner etwas grosser als die Quarzkbrner sind. Das Gestein wird parallel der Schieferung von grossen Muskowitlamellen durchzogen. Zwischen der Winkelstation der Drahtseilbahn und dem Izvorul Cailor steht ein gut geschiefertes Gestein an, welches aus Lagen von fast ganz serizitisiertem Feldspat (Plagioklas) besteht, welche mit reinen Serizitlagen, die ein sehr feinkdrniges Gewebe von Quarzkdrnchen durchschwărmen, wechsellagern. Ausserdem finden sich noch reine Quarzlagen, deren Individuen starke Pressung und undulbse Ausldschung zeigen. Innerhalb der Serizitlagen liegen auch grbssere Muskowitschuppen. Auf dem Sattel 4-1752 + 2004 kommen neben Serizit-Albitgneisen mit grossen Albiten auch solche Typen vor, bei denen der Albit, zusammen mit dem Quarz, das Grundgewebe bildet. An Glimmer finden sich auch hier lange Muskowitlamellen. Als Nebengemengteil ist Apatit zu erwăhnen. Hie und da sind auch Reste von Kalifeldspat zu bemerken. Diese Gesteine konnten wieder sehr gut Psammitgneisen ent- sprechen. f) Porphyrogene Gesteine mit Biotit und Chlorit. So wie in der Gegend von Tulgheș sind auch im Massiv von Rodna Gesteine bekannt, welche dieser Gruppe zugerechnet werden miissen, so z. B. ein Ge- stein, welches auf der Coasta Netedă ca 100—200 m unter den kristallinen Kalkbănken den Serizit-Chloritschiefern zwischengelagert erscheint. Wei- terhin, auf dem Kamme nbrdlich des Șesdros, ferner am Hauptkamm zwischen Puzdra und Galaț und schliesslich am Saumweg unter dem Kamm Rabla- Lapte. An der Coasta Netedă findet sich ein undeutlich geschichtetes hell- griines Gestein, welches weisse Quarz-Feldspatlagen, mit Chloritbelag auf den Schichtflâchen, erkennen lăsst. U. d. M. sieht man ein stark katakla- stisches unregelmăssiges Grundgewebe von Quarz und Albit, wobei der Feldspat oft serzitisiert, grbssere Individuen bildet. Der Quarz schliesst sich oft zu kleinen Kornaggregaten zusammen. Das Gestein ist erfiillt von blass- Institutul Geological României 32 THEODOR KRÂUTNER 192 griinen Chloritschuppen und untergeordnet auch Serizitschuppen. Als Ne- bengemengteile finden sich ziemlich selten kleine Kornchen von Granat, wenig Turmalin, Apatit, Titanit in Form von Insekteneiern. Stellenweise wird das Gestein grobschuppig und lăsst dann dementsprechend grossere serizitisierte Feldspăte erkennen, neben grossen Muskowit- und Chlorit- schuppen, fernerhin wenig Biotitschuppen in paralleler Verwachsung mit Muskowit und Chlorit. Auf dem Kamm nordlich des Șesdros kommt ein gut geschieferter griiner Chloritschiefer vor, der bis 6 mm grosse Einsprenglinge von Feldspat erkennen lăsst. U. d. M. erweisen sich diese als rundliche Kbrner von Albit mit Quarzeinschlussen, die in einem hauptsăchlich aus Quarz bestehenden Grundgewebe liegen, dem nur wenig kleine Albitkbrner bei- gemengt sind und welches von Chlorit- und Serizitschiippchen erfullt ist. Auf dem Hauptkainm des Rodnaer Gebirges, zwischen Puzdra und Galaț, findet sich ein feingeschichtetes, etwas riefiges phyllitisches Gestein. U. d. M. erkennt man ein Grundgewebe mit etwas gestreckter Pflasterstruktur, hauptsăchlich aus Quarzkornchen, mit wenig untermengtcm Albit bestehend. Parallel der Schieferung liegen Schuppen von Muskowit und Biotit, welcher einen Pleochroismus von na: hellgelb, fast farblos, nfi, ny: griinlich-braun zeigt. Als Nebengemengteile sind zu erwăhnen kleine Săulchen von Epidot, Turmalin und Zirkon. Auf dem Saumweg ostlich der Rabla-Lapte findet sich ein gut geschiefertes Gestein, welches u. d. M. grossere Albitkorner mit Quarzeinschlussen erkennen lăsst, welche sich vom Grundgewebe nicht prăgnant abheben. Das Grundgewebe des Gesteines wird von einem sehr unregelmăssigen Gemisch von Quarz und Albit gebildet, in welchem sich noch Muskowit-Serizit- und Chloritschuppen befinden, daneben auch Reste von Biotit. Daneben finden sich viele Fe-hăltige Verwitterungsprodukte sowie ein wenig Carbonat. 10. Psammitgneise. Wie bereits oben erwăhnt, ist oft die Unterscheidung selbst u. d. M. schwierig oder unmbglich, ob es sich in einzelnen Făllen um einen Psammitgneis oder ein porphyrogenes Gestein handelt. Manchmal gibt jedoch die mikroskopische Struktur und Textur des Gesteines sicheren Aufschluss: in diesen Făllen ist das Gestein sehr quarzreich, arm an Serizit und Muskowit, oder es liegt der Glimmer nur in einigen grosseren Schuppen parallel der Schieferung. Dem Quarz finden sich grossere oder kleinere Feld- spatkbrner, und zwar Albit oder auch Kalifeldspat beigemengt, doch lăsst sich deutlich erkennen, dass es sich hier bloss um ein mechanisches Gemenge dieser Mineralien handelt. Das Ausgangsmaterial fiir diese Schiefer kann nur ein arkoseartiges Gestein gewesen sein. Unter anderen kbnnen auch ei- nige Gesteine des Sattels +1752 + 2044 als Psammitgneise angesprochen werden. Es bestătigt sich also auch fiir das Rodnaer Gebirge, was I. Atanasiu fiir die Umgebung von Tulgheș festgestellt hat, dass nămlich porphyrogene CUM Institutul Geologic al României Xjgr/ 193 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 33 Gesteine und Psammitgneise in enger Verbindung miteinander vorkommen. Ausserdem kbnnen noch Gesteine von dem Kamm zwischen Cimpoiasa und Muntele Cailor sowie aus dem Valea Prelucii Mici als Psammitgneise bezeichnet werden. Einige Gesteine des Sattels +1752+2004 zeigen grbssere xeno- blastische Reste von Kalifeldspat und Albit, ziemlich dicht aneinander, welche in dem meist aus Quarz und wenig Albit bestehenden Grundgewebe liegen. An Glimmer sind Muskowitschuppen vorhanden. Das Gestein zwischen Cimpoiasa und Muntele Cailor ist sehr gut geschiefert. U. d. M. sieht man einige grossere unregelmăssige Orthoklas- und Albitkbrner. Das ganze iibrige Gestein besteht aus einem ziemlich feinkornigen Gemenge von hauptsăchlich Quarz und untergeordnet Albit. Der Glimmer ist auf den Schichtflăchcn parallel der Schieferung angeordnet und zwar sind es sehr grosse Schuppen von Muskowit, die fast zusammenhăngende Lagen bilden. An Nebenge- mengteilen findet sich noch Apatit in grbsseren Kbrnern und kleine, qucr- gegliederte Săulchen von Zoisit-Epidot. 11. Schwarze Phyllite (z. T. Graphitschiefer) und schwarze Quarzite. Die schwarzen Phyllite und Quarzite sind im Bereiche der Ostkarpathen schon lange bekannt und meist als Kieselschiefer bezeichnet und beschrieben. (Lite- ratur siehe bei I. Atanasiu (71). Im Rodnaer Gebirge nehmen die schwarzen Quarzite eine ăhnliche stratigraphische Stellung ein wie in der von I. Ata- nasiu bearbeiteten Gegend von Tulgheș. Vor aliem ist auch im Rodnaer Gebirge oft eine enge Verbindung der schwarzen Quarzite und Phyllite mit kristallinen Kalken wahrzunehmen. Was jedoch in der Gegend von Tulgheș nicht bewiesen werden kann, geht im Rodnaer Gebirge klar hervor: Die schwarzen Quarzite stehen in Zusammenhang mit tieferen schmalen Hori- zonten von kristallinen Kalken. wăhrend die măchtigen oberen Lagen von kristallinem Kalk, welche der Zone der liegenden Falten angehbren, nur sehr selten von schwarzen Quarziten begleitet sind und meistens mit Muskowitschiefern, die teilweise auch Granat fiihren, wechsellagern. Die schwarzen Phyllite und Quarzite treten besonders deutlich und cha- rakteristisch im Valea Someșului Mare, oberhalb von Valea Mare, am grossen Knie des Someș, auf. Sie werden hier von kristallinen Kalken iiberlagert. Bei dem km 1,4 der Industriebahn sind sie in Form von feinen, gefăltelten schwarzen Schiefern aufgeschlossen. U. d. M. sieht man ein ziemlich zerrie- benes, feinkbrniges Quarzgrundgewebe in sehr schbnen Kleinfăltelungen. In ihm liegen feine schwarze Partikelchen von Kohlenstaub oder Graphit. Die schwarzen Pigmente sammeln sich stellenweise zu Lagen und Schniiren an, welche das Gestein durchziehen und alle Făltelungen mitmachen. Die schwarzen Phyllite und Quarzite sind durch Ubergănge miteinander ver- bunden. Sie kommen auch stets miteinander vergesellschaftet vor. Ihre pe- trographische Ausbildung ist recht einfach und konstant. In grbsseren Massen 13 < ,'A Institutul Geologic al României IGR 34 THEODOR KRĂUTNER 194 finden sie sich im Rodnaer Gebirge, ausser dem bereits erwăhnten Vorkommen im Valea Someșului, besonders am Nordhang des Rodnaer Gebirges, wo sie, mehrere Falten bildend, welche in ihrem Kern auch schmale Streifen kristalliner Kalke eingezwăngt enthalten, sich vom Valea Repede angefangen gegen ESE bis in die Nahe des Piatra Rea in fast ununterbrochenem Zug hin- ziehen. Weiterhin finden sie sich in grosserer Menge am Hange des Vrf. Corongișului bis gegen das Valea Anieșului. Weiterhin finden sich ausge- dehntere Vorkommen um den Vrf. Repede und an der Mihăiasa. Einen etwas abweichenden Typus stellen schwarze Schiefer dar, welche auf der Nordseite des Vrf. Puzdrei gefunden wurden. Sie bestehen aus einem feinen geschichteten Grundgewebe von Quarz in kleinen, etwas gestreckten Kornchen. Frische Zonen wechseln mit zerriebenen ab. Serizit zieht in ganzen Schnuren durch das Gestein, doch wird auch das Quarzgewebe von feinen Serizitschiippchen durchschwărmt. Dann finden sich Schuppen eines hell- griinen, chlorităhnlichen Minerals. Schwarzes graphitisches Pigment findet sich in feiner Verteilung. Es bildet. Schmire durch das ganze Gestein. Cha- rakteristisch ist das Auftreten grosser Turmalinsăulen. Im Izvorul Băilor, oberhalb von Rodna Veche, wo die schwarzen Quar- zite und Phyllite ebenfalls vorkommen, ist in ihnen auf Graphit geschiirft worden. 12. Kristalline Kalke, Dolomite und Kalkschiefer. Die kristallinen Kalke der epizonalen Serie unterscheiden sich von denen der mesozonalen Serie hauptsăchlich durch das Fehlen von Tremolit. Weiterhin sind diese Kalke meist etwas feinkorniger, jedoch finden sich in den oberen măchtigen Kalklagen auch sehr grobkdrnige, zuckerkdrnige Varietăten, sodass dieses Unterscheidungsmerkmal nicht ausschliessliche Giiltigkeit hat. Solche grob- kbrnige Varietăten finden sich z. B. am Muncel (Valea Rebrei). Wăhrend die kristallinen Kalke und Dolomite der oberen măchtigen Lagen meist reinweiss und gut kristallinisch sind, so finden wir in den schmăleren, tie- feren Horizonten daneben auch oft graublaue, gebănderte Varietăten, die auch mit tvpischen Kalkschiefern wechsellagern. Den Chloritschiefern und den Chloritepidotschiefern finden sich hie und da auch kleine Linsen von kristallinem Kalk eingelagert. Sie haben meist eine leicht gelbliche Farbe. Diese letzteren scheinen nicht urspriinglichen sedimentăren Kalkbănken zu entspre- chen, sondern einer Ausscheidung und einer Art Sammelkristallisation wăhrend der Metamorphose. Die epizonalen kristallinen Kalke enthalten, ebenso wie auch die mesozonalen, oft kleine Quarzkdrnchen und Serizitlamellen. Ihre lokale Graufărbung wird durch fein verteiltes schwarzes Pigment hervorge- rufen. Oft finden sich, besonders in den gut geschieferten, kalkschieferartigen Varietăten, lange Muskowitschuppen parallel der Schieferung. Neben Quarz lassen sich hie und da auch kleine Kornchen von Plagioklas erkennen. Die JA Institutul Geologic al României IGR/ 195 DAS KRISTALT.INE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 35 geschichteten Kalkschiefer (Rotunda) bestehen aus einem sehr homogenen Gemenge von kleinen etwas gestreckten Calcitkbrnchen mit Lagen von schwarzem Pigment. Auf dem Crăciunel findet sich im Liegenden des weissen kristallinen Kalkes ein schwarzer Kalkschiefer, welcher aus feinen Calcit- kbrnchen besteht. Fast jedes einzelne Calcitkbrnchen ist von einer diinnen Lage schwarzen Pigmentes umgeben, wodurch die schwarze Fărbung dieses Calcitschiefers entsteht. Hie und da finden sich kleine Lagen die aus grbs- seren Calcitkbrnern mit etwas beigemengtem Quarz bestehen. Im Steinbruch des Rotundapasses kommt neben schwarzen Schiefern und Quarziten ein sehr feinkbrniger, brekzibser, grauer dolomitischer Kalk vor, welcher eine Ahnlichkeit mit mitteltriadischen Dolomiten zeigt. a) Serizit-Calcitschiefer. Die Serizit-Calcitschiefer sind gut geschieferte, weisse Gesteine, welche den kristallinen Kalkschiefern âhnlich sehen und mit ihnen verbunden vorkommen. So findet sich an der Fața Munților, nbrdlich des Vrf. Puzdrei, ein serizitischer Kalkschiefer, welcher u. d. M. ein Grundgewebe von kleinen Quarzkornchen und etwas grbsseren Calcitkbrnchen im Verhăltnis ca i : i erkennen lăsst. Der Serizit bildet im Gestein einzelne, isolierte Schuppchen. Im Valea Anieșului (Izvorul Cepelor) findet sich unter dem Pyritbergwerk ebenfalls ein Serizit-Kalkschiefer, welcher u. d. M. sich als ein Serizitquarzit, etwas zerrieben, mit Calcit gewissermassen durchtrănkt, darstellt. Der Calcit zeigt dabei nie eine idiomorphe Ausbildung. Hie und da finden sich auch einige Biotitschuppen. Das Gestein ist reich an Erz. GESTEINE INTRUSIV-MAGMATISCHER HERKUNFT IN DER EPIZONALEN SERIE DES RODNAER GEBIRGES i. Pegmatitgneis. In der epizonalen Serie des Rodnaer Gebirges kommen selten auch andere Gesteine vor, welche als epimetamorphe und kataklasti- sche Produkte, hervorgegangen aus eruptiven Gesteinen, gedeutet werden miissen und bei welchen der magmatische Ursprung besser als bei den bisher beschriebenen in Erscheinung tritt. So findet sich auf der Negriasa, uber den hbheren Teilen der epizonalen Serie, die hier aus Serizit-Chloritschiefern, Quarziten und kristallinen Kalken besteht, ein kleines Vorkommen von weissen Pegmatitgneisen, die auf weissen Serizitquarziten liegen und gegen diese keine scharfe Abgrenzung aufweisen. Die morphologischen Verhăltnisse erlauben hier ganz eindeutig die Fest- stellung, dass die Pegmatitgneise flach auf der epizonalen Serie liegen. Die Fazies dieser Pegmatitgneise weicht vollkommen von der Fazies der Pegma- tite der mesozonalen Serie ab, sodass die tektonische Stellung und die Her- kunft dieser Pegmatitgneise vorlăufig noch ein ungelbstes Problem darstellt. Megaskopisch sind diese Gesteine weiss, pegmatităhnlich, lassen jedoch, wenn 13* . \ Institutul Geologic al României \ iGRy 36 THEODOR KRÂUTNER 196 auch undeutlich, eine Schichtung erkennen. U. d. M. erkennt man grosse, unregelmăssig gestaltete Massen von Mikroklin mit typischer Gitterung und kleinere Orthoklase, welche gut ausgebildete perthitische Spindeln aufweisen. Die Orthoklase schliessen auch kleine rundliche Albite ein. Neben den grossen Kalifeldspatmassen finden sich auch sehr grosse Plagioklasindividucn, die cine sehr feine Zwillingslamellierung nach dem Albitgesetz aufweisen und einen Gehalt von 10—12% An haben. Der Quarz findet sich meist in klei- neren Kornchen, welche sich zwischen den einzelnen Feldspăten befinden, doch bilden die Quarzkorner auch grossere ganz reine Aggregate mit schoner Pflasterstruktur. An Glimmer finden sich grossere Schuppcn von Muskowit, lokal angereichert, wăhrend wieder andere Partien des Gesteines ganz glim- merfrei sind. 2. Gepresste Granițe und Aplite. Im Valea Someșului Mare finden sich, oberhalb von Rodna Veche, in der epizonalen Serie des Kristallins des of- teren kleine weissliche Einlagerungen von stark gepresst aussehenden Ge- steinen, welche als epimetamorphe granitisch-aplitischc Gesteine gedeutet werden konnen. Ein ăhnliches Gestein beschrcibt auch P. Rozlozsnik (107) aus dem Valea Măriei, welches jedoch nicht mehr in unseren Aufnahms- bereich fălit. Unser Gestein besteht aus grosseren Kornern von Mikroklin mit Gitterstruktur, Orthoklas und einem Plagioklas, vermischt mit Quarz- kbrnern. Die Feldspăte sind stark serizitisiert. Quarz findet sich manchma! in Linsen und Găngen angereichert. Es sind reichlich limonitische Verwit- terungsprodukte vorhanden. An Glimmer findet sich Serizit sowie kleine Schuppen eines merkwdirdigen, etwas baueritisierten Biotites, der einen Pleochroismus von na-, gelblich, nfi und ny: griin, aufweist. 3. Epidiorite (Orthoamphibolite). Im Valea Băilor, unterhalb des Berg- werkes kommt in der epizonalen Serie der kristallinen Schiefer ein massiges, dunkelgriines, hartes Gestein als linsenformige Einlagerung vor, welche der Izvorul Băilor in einer engen Schlucht, der «Prăpastia Dracului »— « Teufelsschlucht» — durchschneidet. Sowohl Primics (49), als auch Roz- lozsnik (55) und Reinhard (52) war dieses Gestein bekannt. Megaskopisch zeigt dieses Gestein eine dunkelgrtine Farbe, eine massige, nur ganz leicht schicferige Textur. Es lassen sich mit freiem Auge darin dunkelgriine Horn- blende und weisser triiber Feldspat erkennen, fernerhin kleine Epidotkdrn- chen, Chlorit und Serizit in ganz kleinen Schiippchen. Das Gestein zeigt auch eine Imprâgnation mit Pyrit, die aber junger Entstehung ist und mit der jungen Mineralisation des Erzlagers von Rodna in Zusammenhang steht. U. d. M. sind grosse Nadeln und Prismen von griiner Plornblende in ziem- lich regelloser Anordnung erkennbar. Die Plornblende ist aber nur selten noch als solche frisch erhalten, meist ist sie vollstăndig uralitisiert oder in Institutul Geologic al României 197 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 37 Chlorit verwandelt. Die Plagioklase, die ebenfalls in ziemlich grossen Indi- viduen vorkommen, sind ganz saussuritisiert und mit feinen Serizit- und Epidotschiippchen erfiillt. Daneben finden sich noch frische wasserklare Feldspăte, welche dem Albit entsprechen und sekundăre Neubildungen dar- stellen. Durch die Umwandlung der Hornblende fand auch eine starke Neu- bildung von Epidot statt, der in grosser Menge in Form von kleinen Săulchen iiber den ganzen Schliff verstreut erscheint und besonders mit den ebenfalls aus Hornblende hervorgegangenen Chloritschuppen in inniger Verbindung steht. Daneben kommt Epidot auch in groberen derben Massen vor. Als sekundare Neubildung findet sich auch ziemlich viei Calcit. Die grosseren Plagioklase sind oft so stark serizitisiert, dass ihre Umrisse nicht mehr er- kannt werden konnen. Der Serizit findet sich nicht nur in feinen Schiippchen innerhalb der Feldspăte, sondern bildet auch im Grundgewebe grbssere Schuppen. Albit als Neubildung wurde bereits erwăhnt. Als Neben- und Ubergemengteile findet sich zunăchst Titanit in kleinen Kornchen, dann Erz in grosseren Kbrnern, besonders als Neubildung durch die Umwand- lung der Hornblende, Apatit in kleinen Kbrnern. Ferner finden sich noch viele limonitische Zersetzungsprodukte. DIE INJEKTIONSGNEISE UND IHR KONTAKTMANTEL DAS GNEISMASSIV IM VALEA REBREI Im Oberlaufe des Valea Rebrei, ungefahr i km aufwărts von Poiana Mă- rului, schliesst das Tal ein Massiv von injiziertem Augengneis samt seinem Kontaktmantel auf. Bereits unterhalb der Miindung des Valea Bârloaiei stellen sich in der epizonalen Schieferserie, die sich im Rebratal bisher ver- folgen liess, und die hier von Chloritschiefern, Quarziten und Phylliten ge- bildet wird, quarzreiche Glimmerschiefer mit Biotit ein, welche sehr fein- schuppig sind. Weiterhin finden sich auch biotitfuhrende Chloritschiefer. Diese Gesteine wechsellagern mehrmals mit der typischen epizonalen Serie. Talaufwărts nimmt der Biotitgehalt dieser Gesteine zu, der Biotit ist jedoch immer sehr feinschuppig ausgebildet. Circa i % km oberhalb der Miindung des Izvorul Bârloaiei steht im Rebratal Augengneis an, der talaufwărts bis iiber die Miindung des Pârâul Lespezilor anhălt. Oberhalb der Miindung des Valea Lespezilor wechsellagern die Gneise wieder mit biotitfiihrenden Glim- merschiefern und Chloritschiefern, um dann weiter talaufwărts wieder in grosser Măchtigkeit, z. T. als Augengneise, z. T. als feine harțe Paragneise mit Biotit aufzutreten. Oberhalb der Miindung des Valea Creții schalten sich dem Gneis Amphibolitlagen dazwischen. Der măchtigste Amphibolitzug befindet sich in ca 1270 m Hbhe, bei den Wasserfăllen der Rebra. Der hier massig aussehende Amphibolit wird nach oben schieferig und auch etwas JA Institutul Geologic al României igr7 38 THEODORKRĂUTNER 198 chloritisch. Weiter talaufwărts folgen gebănderte Amphibolite, darauf wieder Biotitschiefer und Paragneisc. Noch vor Erreichung der Waldgrenze, in circa 1350 m Idbhe, gehen diese Gesteine wieder in die typisch epizonale Gesteins- reihe iiber, in quarzreiche Serizit-Muskowitschiefer, welche nach oben noch einige kleinere Einschaltungen biotitfiihrender Paragneise und Schiefer aufweisen. Den Ubergang des Kontaktmantels der Gneisserie in die epizonale Serie der kristallinen Schiefer kann man auch sehr gut im Valea Lespezilor ver- folgen. Hier gehen in circa 1260 m Hbhe die Augengneise in Biotit fiih- rende Chloritschiefer iiber. Diese selbst werden sehr bald von Serizit-Chlo- NE Fig. 1. — Profil durch den Oberlauf des Valea Rebrei. 1: 84.000 1, Augcngncis (Rebragneis); 2, Flasergneis und Biotit-Paragneis; 3, Feinschuppige Biotitschiefer; 4, Am- phibolite; 5, Gebănderte Amphibolite; 6, Chloritschiefer mit Biotit; 7, Serizit-Chloritschiefer der Epizone. ritschiefern abgelost, die nur noch ganz selten Einlagerungen biotitfiihrender Chloritschiefer enthalten. Seine grbsste Ausdehnung besitzt jedoch der Kontaktmantel des Rebragneises gegen S hin, wo er aus dem Talweg der Rebra bis zu dem fast 2000 m hohen Kamm hinaufreicht, der den 1974 m hohen Vrf. Țapului trăgt. Diese grosse Măchtigkeit von iiber 1000 m scheint jedoch tektonisch, durch Uberfaltung bedingt zu sein. (Siehe Profiltafel, Profil I). Unter dem Vrf. Țapului wird das chloritische Kristallin der Epi- zone wieder biotitfiihrend. Der Abstieg von dem Vrf. Țapului iiber Kote 1795 in das Valea Rebrei schliesst wieder das ganze Profil dieses Kontakt- mantels auf. Es finden sich biotitfiihrende Glimmerschiefer und Biotit- Chloritschiefer, die seltener mit grobflaserigen Muskowitschiefern wech- sellagern und die stellenweise durch Aufnahme von injiziertem Feldspat ein gneis- bis augengneisăhnliches Aussehen gewinnen. Tektonisch stellt sich das Gneismassiv des Valea Rebrei als eine ziemlich flache elliptische Aufwolbung dar, die nachher gefaltet wurde. In ihr finden sich mehrere grbssere und kleinere Lamellen von injiziertem Augengneis in einer mesozonalen Metamorphismus aufweisenden Schieferserie, die nach aussen allmâhlich und unter mehrfachem Wechsel in die epizonale Serie iibergeht. Wie weit der mesozonale Charakter dieser Gesteinsreihe bereits vor der Injektion — als Kern von Antiklinalzonen — vorhanden war und >99 DAS KRISTALUNE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 39 wie weit er als Folge und Wirkung der Gneisinjektionen (=Kontaktmantel) angesehen werden muss, kann vorlăufig nicht endgiiltig entschieden werden. Der petrographische Charakter dieser Serie ist sehr mannigfaltig und der Wechsel in der Gesteinsbeschaffenheit sehr gross. i. Augengneis des Valea Rebrei (Rebra-Gneis ). Megaskopisch zeigen diese Augengneise eine grobflaserige bis lentikulare Textur, es finden sich in ihnen grosse, bis iiber io mm lange weisse Feldspataugen, die stets von groben Glimmerschuppen umflossen werden. Weiterhin finden sich parallel der Schieferung ziemlich reine Quarzlagen, die randlich ebenfalls von Glimmer- lagen begrenzt werden und welche mit triiben feinschuppigen Serizitlagen abwechseln. U. d. M. zeigen die grossen Feldspataugen keine typische Mikro- klingitterung, sie entsprechen dem Orthoklas und zeigen schone perthitische Verwachsungen mit Albit. In ihnen finden sich auch kleine runde Quarz- korner eingeschlossen. Das Grundgewebe des Gesteines wird von nicht nâher bestimmbaren, sehr stark serizitisiertem Plagioklas, Quarz und Glim- mer gebildet. Der Quarz ist meistens in reinen Lagen und Linsen angereichert, welche, ebenso wie die grossen Feldspataugen, von groben Glimmerschuppen umflossen werden. Unter den Giimmern herrscht bei den meisten Varie- tăten der Biotit vor, der einen Pleochroismus von na: hellgelb, ny: griin- lich-braun aufweist. Manchmal zeigt der Biotit eine beginnende Chloriti- sierung und ist dann fast stets von Sagenitnadeln erfiillt. Muskowit findet sich oft in paralleler Verwachsung mit Biotit und wird in einigen Varietăten iiber den Biotit dominierend. Oft fehlen jedoch diesen Gesteinen grossere Muskowitschuppen iiberhaupt und Muskowit findet sich dann nur in Form ganz kleiner Schuppchen, zusaminen mit Serizit, in den serizitischen Zonen. Die stark serizitischen Zonen stehen oft in Wechsellagerung mit reinen, fri- schen Quarzlagen, die aus meist undulos ausloschenden Quarzaggregaten bestehen. In den Serizitzonen zeigt sich die Einwirkung von Kataklase, die Gemengteile sind zerrieben und die Plagioklase fast ganz in Serizit umge- wandelt. An akzessorischen Gemengteilen finden sich Apatit, Zirkon und Epidot. Es scheint wie wenn das Auftreten des Biotites in diesen Injektions- gneisen an eine grossere Ausdehnung des Vorkommens gebunden wăre. Die kleineren Gneislinsen haben einen recht spărlichen Biotitgehalt oder sind ganz frei davon. Ăhnliches konnte auch I. Atanasiu in der Umgebung von Tulgheș beobachten. 2. Flasergneis. Nach oben gehen die Augengneise zunăchst in Flaser- gneise dann in feinkornige, bereits mehr den Charakter von reinen Paragesteinen aufweisende Gneise, und schliesslich in feinschuppige Bio- titschiefer und in biotitfuhrende Chloritschiefer iiber. Die Flasergneise unterscheiden sich megaskopisch von den Augengneisen durch das Fehlen Institutul Geologic al României \_IGRZ 40 THEODOR KRĂUTNER 200 von grossen Feldspataugen. U. d. M. sehen wir, dass diese Gesteine tektonisch stark in Anspruch genommen wurden. Die grosseren Feldspat- augen erscheinen zerbrochen und werden von einem feinen Trummergewebe von Quarz und Feldspat, sowie von serizitischen Zonen umgeben, welcne aus Quarz, Feldspat, Biotit und Muskowitschiippchen bestehen. Neben diesen durchbewegt aussehenden Zonen finden sich auch frische Quarz- Plagioklaslagen, die von grbberschuppigen Biotit- und Muskowitlagen um- geben werden. Die grosseren zerbrochenen Orthoklase zeigen auch hier per- thitische Verwachsungen. Im Allgemeinen enthalten diese Gesteine mehr Albit als die Augengneise. Im Kalifeldspat finden sich Albitflămmchen, Albit in Pflockstruktur und selbst kleine idiomorph ausgebildete Albitindividuen. In noch hoher gelegenen Teilen verschwinden die Augen von Kalifeldspat ganz, diese Gesteine bestehen aus linsen- bis lagenfbrmig angeordneten Ge- mengen von Quarz und Plagioklas. Der Orthoklas ist nur noch sehr selten in Gestalt kleiner Kornchen vorhanden. Der Plagioklas, in gut idiomorph ausgebildeten Individuen, hat circa 30% An. Die Quarz-Feldspatzonen sind fast frei von Glimmer. Der Glimmer, zum grossten Teii Biotit, ist in grossen Schuppen vorhanden und zeigt bereits eine beginnende Chloritisierung. Muskowit ist untergeordnet. Die Glimmer bilden ziemlich măchtige Zonen und Belage zwischen den einzelnen Quarz-Feldspatzonen. In den Glimmer- zonen sind oft noch Reste von zersetzten Feldspăten zu sehen. An akzesso- rischen Gemengteilen finden sich Apatit und Epidot. 3. Feinschuppige Biotitschiefer (z. T. gefeldspatet). Nach oben werden die eben beschriebenen Flasergneise ărmer an Feldspat. Das Gestein besteht aus meist sehr frischen Quarzlagen, die aus einem Aggregat von verzahnten Indi- viduen mit sehr wenig beigemengtem Plagioklas gebildet werden. Um diese Lagen legen sich streng parallel sehr feine Biotitschiippchen. Diese Zonen wechseln mit stark serizitischen Zonen ab. Die Gesteine weisen eine ausseror- dentlich feine Schieferung auf und sind streng parallel struiert. An akzesso- rischen Gemengteilen finden sich grossere Korner von Apatit, kleine Kbrn- chen von Granat, ausserdem Zirkon, Rutil, Titanit. 4. Chloritschiefer mit Biotit. Die ăusserste Zone der mesozonalen Gesteine wird von Chloritschiefern gebildet, die sich nur durch eine schwache Biotit- fiihrung von den Chloritschiefern der Epizone unterscheiden. In diesen Schiefern entspricht der Biotit einer Neubildung, er findet sich manchmal in der Form von Querbiotiten. 5. Amphibolite. Die Amphibolite, die bei den grossen Wasserfallen des Valea Rebrei anstehen, sind megaskopisch dunkelgriine, nur undeutlich geschieferte Gesteine, welche neben Hornblende noch Granat und kleine weisse Albitkornchen erkennen lassen. 'JA Institutul Geologic al României IGR/ 201 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 41 U. d. M. bestehen sie zum grossen Teii aus einem mehr oder weniger parallelen Gewebe von griiner Hornblende in gut ausgebildeten grossen Prismen, die oft eine Siebstruktur aufweisen. Der Pleochroismus der Horn- blende ist na: gelblich, : hellgriin ny: grtin, Ausloschung ny : c = 18—20°. Zwischen den grosseren Hornblendeprismen finden sich ziemlich hăufig kleine Epidotsăulchen. Einsprenglinge von Granat in mittlerer Grosse sind sehr hăufig. Selten finden sich kleine Linsen von wasserklarem Albit, die nur aus einem einzigen Individuum bestehen. An akzessorischen Ge- mengteilen findet sich: Titanit, Apatit, Zoisit und Erz. DAS GNEISMASSIV IM VALEA ANIEȘULUI (ANIEȘGNEIS) Im Unterlauf des Valea Anieșului ist zwischen dem Valea Ulmului und dem Valea Blidăresei ein ăhnliches Massiv von Injektionsgneisen aufge- schlossen wie im Valea Rebrei, welches jedoch im Verhăltnis zu diesem doch so charakteristische Unterschiede aufweist, dass es getrennt besprochen wer- den muss. Die Anieș-Augengneise injizieren vor aliem in epizonale Chloritschiefer und haben wohl der KIeinheit des Massives wegen bei weitem nicht so starke Kontaktwirkungen hervorgerufen wie die Injektionsgneise des Valea Rebrei. Im Valea Anieșului beginnen die Gneisinjektionen gleich oberhalb des Valea Ulmului. Es lassen sich hier keine festen Grenzen zwischen Gneis und Chlo- ritschiefer ziehen. In den randlichen Zonen der Injektionsmasse sind die Gneise reicher an Quarzaugen. Gegen das Innere werden die Quarzaugen von Feldspataugen abgelost. Seine schbnste und typischeste Ausbildung er- reicht der Anieșgneis im Gebiet der grossen Krummungen des Anieștales, bei der Săge und beim alten Hegerhaus. Der Anieșgneis injiziert in Form mehrerer Lamellen besonders in Chlorit-Amphibolschiefer. Solche stehen z. B. gegeniiber der Miindung des Valea Tomnaticului in guten Aufschlussen an, weiterhin findet sich ein grosser Aufschluss dieser Schiefer bei der Briicke iiber den Anieș, wo auch ein alter Stollen (auf Kupfer getrieben ?) heute noch zu sehen ist. Die Chloritschiefer sind in der Năhe des Gneises biotithăltig, doch ist die Metamorphose bei weitem nicht so stark vorgeschritten wie im Valea Rebrei. Wo die Gneise an Serizit-Muskowitschiefer stossen, finden wir diese auch etwas hoher metamorph, als wie es sonst in der epizonalen Serie der Fall zu sein pflegt. An Stelle des Serizit findet sich gut ausgebil- deter Muskowit, seltener auch Biotit und Granat. Vor Erreichung des Valea Blidăresei kreuzt ein zweiter Zug von Augen- gneis das Valea Anieșului, welcher sich auch im Valea Blidăresei talaufwărts verfolgen lăsst. Im Valea Runcului, einem kleinen Seitental des Valea Anie- șului, lăsst sich die ganze injizierte Serie wieder sehr gut verfolgen. Mit den P» Institutul Geologic al României igfU 42 THEODOR KRÂUTNER 202 Augengneisen wechsellagern zunăchst Epidot-Amphibolschiefer die schone, bis 3 mm grosse Pyritwiirfel eingesprengt enthalten. Es folgen darauf Chlo- ritschiefer, Quarzitschiefer, Amphibolschiefer, ohne dass es der schlechten Aufschlussverhăltnisse wegen moglich wăre, eine feste Grenze zwischen Gneis und Nebengestein zu ziehen. Die Gneise werden in den ausseren Rand- partien noch schieferiger, dann werden die Injektionen immer spărlicher und horen schliesslich ganz auf. Auf die dunklen, griinen Chloritschiefer folgen nun Serizit-Chloritschiefer des gewohnlichen epizonalen Typus. Im Valea Tomnaticului kann eine ăhnliche Gesteinsfolge beobachtet werden. An der Miindung dieses Tales steht typischer Anieșgneis an, der in Amphibol-Epi- dotschiefer injiziert erscheint. Der Gneis halt talaufwărts nur eine kurze Strecke an. Es folgt auf ihn wieder eine Serie von Amphibol-Chloritschiefer sowie spărliche Biotitschiefer. i. Augengneis (Anieșgneis). Megaskopisch stellt der Anieșgneis einen hellen, serizitischen, gut geschieferten Gneis dar, in welchem sich 2—3 cm grosse weisse Augen von Orthoklas befinden, die in einem hellen, stark serizitischen Grundgewebe liegen. Parallel der Schieferung, manchmal sich auch um die Feldspataugen anschmiegend, finden sich grossere Muskowitschuppen. In dem serizitischen Grundgewebe wechsellagern fast reine Quarzlagen mit stark serizitischen Lagen. U. d. M. lassen sich grosse Orthoklasaugen von ziemlich frischem Aussehen erkennen, die oft zerbrochen, und deren Spriinge durch Quarz ausgeheilt erscheinen. In den grossen Orthoklasaugen finden sich auch unregelmăssig begrenzte Albitpartien, die manchmal aber auch idiomorph ausgebildet sind und Zwillingsstreifung erkennen lassen. Das Grundgewebe, in dem diese grossen Feldspataugen liegen, besteht aus Quarz und Albitkdrnern, welche in lagenformigen Aggregaten parallel der Schie- ferung angeordnet sind und die mit stark serizitischen Lagen abwechseln. Neben den sehr feinschuppigen Serizitzonen finden sich auch grossere Musko- witlamellen, die parallel zur Schieferung gestellt sind. In den Serizitlagen kommen hie und da Reste von Feldspat vor. Der Quarz scheidet oft in ganz reinen Găngen und Linsen aus und bildet oft, besonders in den randlichen Partien der Injektionen, aus mehreren Kornern bestehende augenformige Aggregate. Biotit ist im Anieșgneis nur sehr untergeordnet, in kleinen Schuppen vorhanden und dieses ist, ausser dem starken Serizitgehalt, ein Hauptunter- scheidungsmerkmal gegeniiber dem Rebragneis. Oft tritt die Augentextur des Anieșgneises nicht deutlich hervor. In die- sem Falie entsprechen die Anieșgneise plattig geschichteten, gut geschie- ferten weisslichen Gesteinen, deren Grundgewebe aus Quarz und Ortho- klaskornern ungefăhr gleicher Grosse besteht, welches Lagen bildet. Auf den Schichtflăchen finden sich grosse Muskowitlamellen. Biotit kommt auch hier nur in kleinen selten auftretenden Schuppen vor. Auch hier wech- j'i Institutul Geologic al României IGRZ 203 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 43 sein reine Quarzlagen mit stark serizitischen Lagen ab. An Nebengemeng- teilen finden sich im Anieșgneis Apatit, Zirkon und Magnetit. 2. Biotit-Granatglimmerschiefer (gefeldspatet). Im Valea Tomnaticului finden sich iiber dem Anieșgneis flaserige Glimmerschiefer, die grosse Musko- wit- und kleine Biotitschuppen sowie Granatkdrner erkennen lassen. U. d. M. erkennt man weisse parallele Lagen von Quarz und Feldspat, wobei der Feldspat fast vollstăndig in Serizit iibergegangen ist. Wahrscheinlich ent- spricht er einem Albit-Oligoklas. Quarz findet sich oft auch in reinen Linsen und Găngen. Die einzelnen Quarz-Feldspatlagen werden durch einen Belag von grosseren Muskowit-, vermischt mit kleineren Biotitschuppen von ein- ander getrennt. In den Feldspaten finden sich auch oft kleine Epidotsaulchen als Zersetzungsprodukte, Epidot ist aber auch sonst in kleinen Săulchen vorhanden. Ferner findet sich noch ziemlich hăufig Granat, wobei die kleinen runden Korner unregelmăssige Verteilung aufweisen, grossere Korner erscheinen etwas in der Schieferungsrichtung gestreckt. 3. Biotit-Epidot-Granatglimmerschiefer. (Valea Tomnaticului). Megasko- pisch zeigt dieses Gestein eine griinlich-graue Farbe und ist weiss-griin- lich gesprenkelt. Es besitzt eine sehr gute Schieferung. Das Grundgewebe besteht aus Lagen von Quarz, Plagioklas und Serizit. Sehr stark serizitische dicke Schniire ziehen durch das Gestein und trennen die reinen Quarzlagen von einander. In diesem Grundgewebe liegen grossere Biotitschuppen, die z. T. bereits eine beginnende Umwandlung in Chlorit zeigen. Die Granaten bilden grosse Korner von ca 650 u Durchmesser. Daneben finden sich noch sehr schone grosse idiomorphe Săulen von Epidot, die bis 1,2 mm lang werden. Als akzessorische Gemengteile finden sich Apatit in ziemlich grossen Kor- nern und kleine Kornchen von Zirkon. 4. Biotit-Epidot-Chloritschiefer. An der Mundung des Valea Tomnaticului und bei der Briicke beim Elegerhaus des Valea Anieșului stehen griine, ge- schieferte, dem Chloritschiefer ăhnliche Gesteine an, die parallel der Schiefe- rung auf den Schichtflăchen Biotitschiippchen erkennen lassen. U. d. M. besteht das Gestein fast zur Ganze aus Biotitschiippchen, die mit Chloritschiippchen innig verwachsen sind. Der Biotit hat einen Pleo- chroismus von „a: griinlich gelb, ny. dunkel braungriin. Der Chlorit zeigt meist rostbraune Interferenzfarben und ist von grasgriiner bis blaugriiner Farbe. Epidot findet sich in kleinen Kornchen in unregelmăssiger Verteilung iiber den ganzen Schliff. Als Nebengeincngteile kommen kleinere Nadeln oder Prismen von griiner Hornblende vor. Im Grundgewebe ist meist auch ein wenig Quarz vorhanden, bei einigen Varietăten tritt der Quarzgehalt stărker hervor. Institutul Geological României 44 THEODOR KRÂUTNER 204 5. Chlorit-Epidotschiefer. In diesen Gesteinen, die z. B. bei der Briicke im Valea Anieșului anstehen, ist Biotit fast gar nicht mehr vorhanden. Der Chlorit ist etwas groberschuppig als er sonst in den rein epizonalen Chlo- ritschiefern zu sein pflegt. Epidot findet sich in kurzen, gedrungenen Săul- chen, meist allseitig von Chlorit umgeben. Quarz bildet grbssere linsenfbr- mige Aggregate, Amphibol kommt akzessorisch auch hier in einigen Prismenvor. 6. Biotit-Muskowitschiefcr. Das Gestein ist gut geschiefert und sehr quarz- arm. Quarz kommt nur in diinnen Lagen vor, die u. d. M. oft zerrieben aussehen. Die Hauptmasse des Gesteines wird von Glimmer gebildet, Biotit und Muskowit steht ungefăhr im Verhăltnis i : i. Der Glimmer bildet grosse Schuppen, der Biotit hat einen Pleochroismus von na: hellgelb, ny. braunrot. Achsenwinkel — o. Einige stark serizitische Zonen, in denen noch kleine Biotitschiippchen erkennbar sind, durchziehen das Gestein. DIE SERIE DER BRETILA DAS PARAGNEISMASSIV DER BRETILA Im Valea Bistriței Aurii findet sich an der Bretila, ungefăhr von der Miindung des Valea Rusăii bis in die Năhe der Miindung des Valea Țibăului anhaltend, eine sehr steilgestellte Antiklinale von mesozonalen Ge- steinen, welche beiderseits von typischen Serizit-Chloritschiefern flankiert wird. Die mesozonalen Gesteine sind hier, wie bereits Reinhard & Atanasiu (52) zeigten, durch Biotit und Amphibol fuhrende Paragneise und geschich- tete Amphibolite vertreten. Der Ubergang gegen die epizonale Serie ist ziem- lich scharf und unvermittelt. Petrograpisch kann die Antiklinale von Bretila den Gneismassiven von Rebra und Anieș nicht gleichgestellt werden, ebenso wenig in genetischer Beziehung. Es fehlen hier die Injektionen von Augengneis, es fehlt der Kon- taktmantel. Hingegen stimmt die Gesteinsfolge der Bretila sehr gut iiberein mit den von M. Savul (ho) beschriebenen Gesteinen der Ostkarpathen siidlich der Neagra und am Budacu, sowie mit den von I. Atanasiu (71) beschriebenen Gesteinen des Pârâul Noroiului und Ghețăriei nbrdlich von Tulgheș. Nach den Studien von M. Savul (ho) tauchen diese Gesteine in den oben angefiihrten Gebieten ebenfalls antiklinalfbrmig unter der typischen Epizone auf. Die petrographische Ausbildung dieser Gesteine năhert sich sehr stark derjenigen der mesozonalen iiberschobenen Gruppe der Rodnaer Berge und der Ostkarpathen. DAS GEBIET DES SOMEȘUL MARE Ausser an der Bretila treten innerhalb der epizonalen kristallinen Serie an mehreren Stellen mesozonale Gesteine in kleinen Vorkommen IA Institutul Geologic al României IGR/ 205 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 45 auf, die gewbhnlich keine scharfe Abgrenzung gegen die epizonale Scrie aufweisen, sondern allmăhlich in sie iibergehen. Diese Gesteine stehen in keinem sichtbaren Zusammenhang zu Gneisinjektionen. Sie zeigen zum Teii cin diaphthoritisches Aussehen und so fălit es oft sehr schwer festzu- stellen, ob diese Gesteine hoher metamorphe Glieder der epizonalen Serie darstcllen, oder ob es sich bei ihnen um eingefaltete und eingezwăngte Teile der mesozonalcn uberschobencn Dccke, die nachtrăglich eine Diaphthorese erlitten haben, handelt. Solche Vorkommen finden sich vor aliem im Gebiet des Someșul Mare, oberhalb von Valea Mare, am rechtcn, westlichen Talhang des Someș, gegen den Șesdros zu. Hier finden sich, typisch epizonalen Gesteincn eingclagert, Granatglimmerschiefer und Biotitschiefer. Diese Gesteine sind sehr ăhnlich den im Valea Someșului Mare oberhalb von Șanț und im Valea Cobășelului auftretenden Gestcinen, welche dort, ihrcr tektonischen Stellung nach, als eingezwăngte Synklinale der uberschobenen mesozonalcn Serie (siehe unten) aufgefasst werden miissen. Die tektonische Stellung der Gesteine am Șes- dros ist nicht klar ersichtlich. Im N des Rodnaer Gebirges, im Valea Dră- gușului finden sich, ebenfalls inmitten von epizonalen Serizitschiefern kleine Vorkommen von Granatglimmerschiefern und Hornblendegarbenschiefcrn von diaphthoritischem Aussehen, deren tektonische Stellung ebenfalls nicht năher zu bestimmen ist. In den oberen Lagen der kristallinen Kalkc stellen sich ofters Einlagerungen von Granatglimmerschiefern ein, wie dies z. B. im Talgcbiet des Cobășel, am Muntele Beneș und am Corongișul beobachtet werden kann. PETROGRAPHISCHE BESCHREIBUNGEN i. Biotit-Amphibol-Par agneis (Bretila). Mcgaskopisch zeigt das Gestein dunklerc ungleichmăssig begrenzte Partien in helleren Lagen, cine gut aus- geprăgte Schieferung und ziemlich grobes Korn. U. d. M. sieht man, dass die hellen Partien zum grbssten Teii aus Quarz, mit wenig Plagioklas unter- mischt, bestehen. Dabei bildet der Plagioklas grbssere Korner als der Quarz. Er ist oft bereits stark serizitisiert und weist sehr selten Zwillingsbildung auf. Er entspricht einem sauren Oligoklas. Der Quarz zeigt oft verzahntes Gefiige und bildet oft reine linsenformige Ausscheidungen. In den dunklen Partien des Gesteines findet sich weniger Quarz, dafiir etwas mehr Plagio- klas und dazu grosse Schuppen von Biotit und Hornblende. Der Biotit bildet grosse Schuppen, er hat einen Pleochroismus von na: hellgelb, ny: dunkcl- braun und findet sich hăufig in inniger Verbindung mit der Hornblende, welche noch grbssere Individuen als der Biotit bildet, und zwar lăngliche Prismen und Nadeln. Sie zeigt oft Quarzeinschlusse. Ihr Pleochroismus ist na: hellgelblich, n[i: grun, ny : dunkelgrun, Ausloschung ny: c = 19L Es Institutul Geological României 46 THEODOR KRĂUTNER 206 handelt sich um griine Hornblende. Als Nebengemengteile findet sich viei Erz, besonders in den dunklen Partien, am Biotit und an der Hornblende, Epidot in kleinen Kornern und Săulchen, Apatit in grossen Săulen und schliesslich sekundărer Chlorit. 2. Geschieferte Amphibolite (Bretila). Die Amphibolite bilden Zwischen- lagen zwischen den oben beschriebenen Gesteinen und zeigen megaskopisch eine gute Schieferung. U. d. M. bildct die griine Hornblende parallel gela- gerte lange Nadeln und Prismen, welche das Gestein zum grossten ’Peil zu- sammensetzen. Der Pleochroismus betrăgt na : gelbgriin, np : griin, ny : dunkelgriin, selten blaugriin. Die Ausloschung ny : c = 15—200. Der Epidot bildet kleine lăngliche Săulen, parallel der Schieferung angeordnet. Feldspat findet sich in Form einiger kleiner Kdrnchen die oft auch als Einschliisse in der Hornblende auftreten und wahrscheinlich dem Albit entsprechen. Als Nebengemengteile finden sich kleine Kdrnchen von Titanit in Begleitung der Hornblende. 3. Granatglimmerschiefer. (Picior Șesdros—Someșul Mare). Diese Gesteine bestehen aus gut geschieferten parallelen Quarzlagen mit undulos auslo- schenden Quarzindividuen, die durch ziemlich dicke Belage von grossen Muskowitschuppen voneinander getrennt sind. Biotit ist sehr wenig vor- handcn, doch scheint ein Teii des Chlorites, der reichlich vertreten ist, aus Biotit hervorgegangen zu sein. Granat findet sich ziemlich hăufig in Form von mittelgrossen Kornern. Als Nebengemengteil findet sich noch Tur- malin in ziemlicher Menge in grosseren Săulchen, als akzessorische Gemeng- teile kommen Rutil, Zirkon und Erz vor. 4. Biotit-Amphibol-Granatschiefer. Dies Gestein ist sehr feinschuppig, es hat fast phyllitisches Aussehen. Die Schichtflăchen zeigen einen feinen Serizit-Belag, in dem sich grossere Hornblendenadeln und kleine Biotit- schuppen finden. U. d. M. besteht das Gestein aus Lagen von Quarz und Albit-Oligoklas in etwas in der Schieferungsrichtung gestreckten Kornern. Parallel der Schieferung finden sich lăngere schlanke Hornblendeprismen mit einem Pleochroismus na : hellgriin, ny : blaugriin, Ausloschung ny : c — 140 ; Granat findet sich in vielen kleinen Kornern. Der Muskowit hat die Form kleiner, der Schieferung parallel gestellter Schuppen und bildet einen Belag auf den Quarz-Feldspatlagen. In diesem Belag finden sich auch kleinere, ebenfalls parallel angeordnete Schuppen von Biotit. Als Nebengemengteile finden sich Apatit, Magnetit, Titanit, Rutil, Zirkon. 5. Albit-Muskowit-Chloritschiefer. Das Gestein ist grobflaserig, gut geschie- fert, der Muskowit bildet dicke Lagen und Packete ; in ihnen finden sich frisch aussehende Albite. Biotit ist nur noch in Spuren zu sehen, er ist fast Institutul Geological României DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN), 4'7 207 ganz in grobschuppigen Chlorit umgewandelt. Als akzessorische Gemeng- teile finden sich wenige Korner von Granat, kleine Săulchen von Turmalin, Titanit, Rutil und Zirkon. 6. Harnblendegarbenschiefer mit Biotit und Granat. (Valea Drăgușului). Megaskopisch ist dies ein gut geschiefertes Gestein, welches aus Quarzlagen mit Serizit-Chloritbelag auf den Schichtflăchen besteht. Darin sieht man lăngere Hornblendenădelchen. U. d. M. zeigt sich ein sehr feinkorniges Grundgewebe von Quarz und Albit mit guter Schieferung, dazwischen fin- den sich in paralleler Lagerung viele Serizit- und Chloritschuppchen, die aber mehr verstreut als zu eigenen Lagen vereinigt vorkommen. Die Horn- blende bildet deutlich idioblastische Nadeln und Stengel, ihr Pleochroismus betrăgt: na : gelblichgriin, np : griin und ny : blăulichgriin. Biotit ist in wenigen Schuppen vorhanden, sein Pleochroismus ist na : hellgelb, ny : braun. Er ist zum grossten Teii bereits in Chloritschuppen umgewandelt, ebenso ist auch die Hornblende z. T. chloritisiert. Granat findet sich nur in kleinen zerbrochenen Kornchen. Als akzessorische Gemengteile treten auf: Epidot, besonders in der Năhe der Hornblende und des Magnetites, Apatit, Turmalin, Zirkon und wenig Magnetit. Neben diesem frischen Gestein, das aber auch schon eine beginnende Umwandlung der Hornblende zeigt, finden sich auch stărker diaphthoritischc Typen, bei denen die Elornblende vollkommen in Bastit oder Uralit, z. T. in Chlorit iibergegangen ist. Biotit ist fast gar nicht mehr erhalten. Grossere Schuppen von Chlorit stellen das Umwandlungsprodukt der Hornblende und des Biotites dar. Der Granat ist fast ganz in Auflosung begriffen und meist ganz von Chlorit umgeben. Neben dem Chlorit finden sich in diesen Typen viele Epidotsăulchen. 7. Serizit-Chloritschiefer mit Granat. Diese Schiefer entsprechen in ihrem Mineralbestand und ihrer Struktur im Grossen Ganzen den Serizit-Chlorit- schiefern der Epizone. Das Grundgewebe besteht aus diinnen Quarzlagen mit serizitisch-chloritischem Belag. Albit ist manchmal in kleineren Mengen vorhanden. Der Granat bildet grossere runde bis elliptische Korner, hat Quarzeinschliisse, ist oft gesprungen und zerbrochen, wobei die Sprunge mit Serizit und Chlorit ausgefiillt erscheinen. An Ubergemengteilen findet sich Titanit, Epidot, Apatit, Turmalin und wenig Erz. DIE MESOZONALE SERIE DES KRISTALLINS Die mesozonale Serie des Kristallins hat ihre Hauptverbreitung im SW des Rodnaer Gebirges, wo sie, im Unterlauf des Valea Rebrii, Valea Cor- maiei usw. gut aufgeschlossen erscheint und eine konstante Streich- und Institutul Geological României 48 THEODOR KRĂUTNER 208 Fallrichtung von NW-SE, 6o° SW aufweist. Am Siidrand des Rodnaer Ge- birges dreht sich ihr Streichen, es wird E-W und passt sich dem jungen siid- lichen Bruchrand des kristallinen Massives an. Die mesozonale Serie liegt in diesem ganzen Gebiet deutlich dem epizonalen Kristallin auf. Im NE des Rodnaer Gebirges, im Gebiet des Ineu, schwimmt weiterhin eine grosse Deckscholle mesozonalen Kristallins auf der epizonalen Serie. Die mesozonale Serie des Kristallins stellt im grossen ganzen eine Sedi- mentfolge dar, die aus Sandsteinen, Tonschiefern, Mergeln und Kalken bestand, also eine Serie, die dem Ausgangsmaterial nach sich nicht sehr von der epizonalen Serie unterscheidet. Sie erhălt dagegen ihr charakteris- tisches von der epizonalen Serie vollig abweichendes Geprâge durch einen ausgesprochen mesozonalen Regionalmetamorphismus, der stellenweise je- doch durch eine spăter einsetzende Diaphthorese wieder zerstbrt wurde und dann nicht mehr klar in Erscheinung treten kann. Magmatische Beeinflussung und eruptive Gesteine konnen in dieser Serie nur in sehr geringem Ausmass festgestellt werden. So finden sich hie und da kleine Linsen eines Biotit fiihrenden, schwach augengneisartig ausgebildeten Orthogneises. Die vielen Amphibolite dieser Serie entsprechen zum gr. T. mergeligen Sedimenten. Sie kommen in konkordantem Schichtverband mit den iibrigen kristallinen Schiefern vor. Einige andere Amphibolite konnten auch von magmatischen Gesteinen abstammen, andere wieder Assimilationserscheinungen an kristal- linen Kalken darstellen. Die zahlreichen kleinen Pegmatitlinsen, die stellen- weise dieses Kristallin durchschwărmen, zeigen fast durchwegs das Fehlen von Kalifeldspat. Ihre Feldspatmassen bestehen aus denselben Plagioklasen, wie die der sie umgebenden Paragneise, auch lassen sich oft keine scharfen Grenzen der Pegmatitlinsen erkennen, sodass es sich hier um Parapegmatitc, eine «selektive Solution» wăhrend der Regionalmetamorphose handelt. Kleinere Linsen und Nester von friiheren basischen Eruptivgesteinen sind heute in Form von basischen, Augit und Hornblende fiihrenden Gesteinen vorhanden. In der mesozonalen Serie des Kristallins konnen wir folgende Glieder unterscheiden : 1. Orthogneise. Die Orthogneise der mesozonalen Serie haben eine recht geringe Verbreitung und finden sich nur in Form ganz kleiner, kaum kartierbarer Linsen und Fetzen im Bereich der Paragesteine der mesozonalen Serie. Solche Vorkommen sind z. B. aufgeschlossen im Valea Rebrei, inmitten von Biotit-Paragneisen und Biotit-Muskowitschiefern; in der Deckscholle des Ineu befindet sich ein kleines Vorkommen von Orthogneis am Piciorul Ciungii. Die Gneise des Valea Rebrei zeigen in einem schieferigen Grundgewebe kleinere Individuen von K-Feldspat, der sich u. d. M. als Orthoklas, mit JA Institutul Geologic al României IGR/ 209 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 49 perthitischer Verwachsung, teilweise auch als Mikroklin erweist und in ein feinkornigeres Gewebe von Quarz und Plagioklas eingebettet erscheint. Die Plagioklase sind oft serizitisiert, weisen gute Zwillingsstreifung auf und haben einen An-Gehalt von 7—10% An. Myrmekitbildung lăsst sich stellen- weise zwischen Plagioklas und Quarz beobachten. Parallel der Schieferung findet sich ein Belag von Glimmerschuppen, wobei bei einigen Varietăten (denjenigen mit besser ausgeprăgter Augenbildung) der Muskowit, bei den ubrigen der Biotit iiberwiegt. Als Ubergemengteile findet sich Granat in kleinen Kornchen, Titanit und Magnetit. Die Orthogneise des Piciorul Ciungii sind den Gneisen des Valea Rebrei ăhnlich. Es finden sich auch hier grossere Augen von Kalifeldspat, die ofters perthitische Verwachsungen zeigen, wăhrend Mikroklingitterung nicht beobachtet werden kann. Das frisch aussehende Grundgewebe besteht aus sehr frischen in der Schieferungsrichtung angeordneten Kristalloblasten von Quarz und Plagioklas, die oft verzahnte Struktur aufweisen. Die Glimmerschuppen liegen parallel der Schieferung. Die Muskowit- lamellen sind oft kurz und dick, die Biotitlamellen sind kleiner und finden sich seltener als die Muskowitlamellen. Ausserdem lassen sich noch kleinere Schuppen und Fetzen von Chlorit in unregelmăssiger Verteilung z. T. auch auf Spriingen des Granat erkennen, welcher in kleinen Kornchen vorkommt. Als weitere Neben- und Ubergemengteile finden sich Apatit in grosseren Kornern und kleine Kornchen von Zirkon, Rutil, Titanit. 2. Biotitparagneise. Die Biotitparagneise bilden eines der verbreitetesten Glieder der mesozonalen Serie. Es scheint, wie wenn ihre Verbreitung im SW des Rodnaer Gebirges grosser wăre als in der Deckscholle des Ineu. Die Biotitparagneise stellen keinen bereits in der Natur gut erkennbaren Horizont oder Typus dar, sondern sind durch Ubergănge auf das Innigste mit den Biotit-Muskowitschiefern (durch allmăhliches Zuriicktreten der Plagioklase und Zunahme des Muskowites), mit den Amphibol-Biotitschiefern (durch Zunahme des Amphibolgehaltes), mit den Granatglimmerschiefern (durch Zunahme des Granatgehaltes) verbunden. Alle diese Gesteine treten in einer engen Wechsellagerung auf, sodass eine Kartierung der einzelnen Horizonte zur Unmoglichkeit wird. Dieselben Schwierigkeiten ergeben sich auch bei der mikroskopischen Untersuchung mit Bezug auf die Abgrenzung dieses Typus. Es werden hier als Biotitpaiagneise Gesteine mit einem in die Augen fallenden Gehalt an Plagioklas, sowie einem deutlich den Muskowit iiberwiegenden Biotitgehalt zusammengefasst. U. d. M. bestehen die Biotitparagneise aus einem Grund- gewebe von Quarz und Plagioklas, welches bereits eine deutliche Schieferung erkennen lăsst. Der Quarz zeigt meist undulose Ausloschung, der Plagioklas ist meist etwas serizitisiert. Der Plagioklasgehalt, das Verhăltnis Plagioklas : 14 Institutul Geologic al României THEODOR KRÂUTNER 210 5° Quarz wechselt sehr stark. Vom Verhăltnis i : i lassen sich Ubergange bis zu den plagioklas-armen oder -freien Biotit-Muskowitschiefern feststellen. Der Plagioklas entspricht einem sauren Oligoklas. In verschiedenen Schliffen wurde 16—20% An ermittelt. Oft zeigt der Plagioklas inverse Zonenstruktur, mit schonen stetigen Ubergăngen, wobei in einigen Făllen im Kern 4—10% An, am Rând 11—16% An gemessen werden konnte. Der Glimrriergehalt der Biotitparagneise wechselt ebenfalls sehr stark. Besonders die plagioklas- reichen Typen zeigen einen uberwiegenden Biotitgehalt, wobei der Musko- wit stark zurucktritt. In diesen Typen bildet der Biotit einzelne, in der Schie- ferungsrichtung angeordnete Schuppen, ohne einen zusammenhăngenden Belag zu schaffen. Mit der Vermehrung des Muskowites werden auch die Biotitschuppen grosser und die Glimmer schliessen sich auf den Schicht- flăchen zu zusammenhăngenden Belagen zusammen. Diese Typen leiten, unter gleichzeitiger Verminderung des Plagioklasgehaltes, zu den Biotit- Muskowitschiefern iiber. Die Farbe des Biotites wechselt bei den verschie- denen Typen. Gewohnlich hat er die typische rotbraune Farbe der Biotite der kristallinen Schiefer, seltener ist er dunkelbraun. Beginnende Ausblei- chung (Baueritisierung) und beginnende Umwandlung in Chlorit ist ofters zu beobachten. Im Biotit finden sich fast stets pleochroitische Hofe um kleine Zirkonsăulchen, sowie Sagenitnadeln. Ein nie fehlender Gemengteil der Biotitparagneise ist der Granat, welcher in wechselnden Mengen und Korn- grossen vorkommt. Er entspricht dem Almandin. Er ist oft durchlbchert, enthalt Quarzeinschliisse, in einem Fall auch kleine Turmalinsăulchen. Oft erscheinen die Granaten in Auflosung begriffen, auf den Spalten und Spriin- gen ist dann neugebildeter Chlorit zu beobachten. In einigen Făllen (Vrf. Dușului, Valea Cormaiei) enthalten die Biotitparagneise auch einige grossere porphyroblastische Nadeln von griiner Hornblende, welche mehr oder we- niger parallel der Schieferungsrichtung angeordnet erscheinen. Durch Ober- handnahme des Amphibols leiten sie zu den Biotit-Amphibolschiefern iiber, oder auch zu Amphiboliten ohne jeden Biotitgehalt, jedoch reichlich granat- fiihrend (Valea Rebrei, Muntele Craiul und Valea Cobășelului). Bei Anwe- senheit von Amphibol zeigen die Biotitparagneise auch einen Gehalt an Epidot als Ubergemengteil. Als andere weit verbreitete Ubergemengteile treten noch regelmăssig auf: Apatit, seltener Titanit, Zirkon (im Biotit), Rutil (Sagenit im Biotit), Turmalin und Erz. In der Năhe der Uberschiebung der mesozonalen Gruppe auf das epi- zonale Kristallin erscheinen die Biotitparagneise oft diaphthoritisiert, wobei charakteristische Anderungen in Mineralbestand und Struktur auftreten. Besonders gut ist die Diaphthorese der Biotitparagneise im Valea Cobășelului in der tiefgelegenen, eingezwăngten Synklinale des mesozonalen Kristallins zu beobachten. Der Habitus der Gesteine wird dabei feiner schieferig. Institutul Geologic al României 21 I DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) ȘI U. d. M. beobachtet man ein kataklastisches Grundgewebe von zerrie- benem Quarz und Plagioklas. Der Feldspat ist oft albitisch. Die Schieferung wird besonders durch zahlreiche Chloritschtippchen zum Aus- druck gebracht, die, wie deutlich gesehen werden kann, aus Biotit hervor- gegangen sind. Es finden sich innerhalb der Chloritschuppen noch Reste der biotitischen Substanz. Daneben finden sich auch grossere Schuppen von Biotit, die auch bereits beginnende Chloritisierung zeigen. In anderen Făllen ist jedoch der Biotit ganz frisch und zeigt pleochroitische Hofe um Zirkon. Der Granat zeigt eine beginnende Umwandlung in Chlorit und eine durch Druck hervorgerufene Zertrummerung und Auswalzung der grosseren Korner. Als Neben- und Ubergemengteile kommen auch hier vor : Turmalin, Epidot, Apatit, Magnetit. Der urspriingliche Muskowit ist oft zu Serizit um- gewandelt, z. T. stammt der Serizit auch aus den saussuritisierten Plagio- klasen. 3. Biotit-Muskowitschiefer. Wie bereits oben erwăhnt, entwickeln sich die Biotit-Muskowitschiefer durch allmăhlichen Zuriicktritt des Plagioklases und durch Vorherrschen des Muskowites aus den Biotitparagneisen, sodass eine genaue Abgrenzung selbst beim mikroskopischen Studium nicht moglich ist. Ihr Hauptverbreitungsgebiet ist dasselbe wie dasjenige der Biotitparagneise ; sie finden sich meistens im SW und im S des Rodnaer Gebirges, in der so- genannten Wurzelzone der Decke und sind in der Deckscholle des Ineu seltener zu finden. Im Talgebiet des Valea Rebrei und des Valea Cormaiei finden sich zu- năchst Typen, die sehr wenig Plagioklas enthalten, dafiir jedoch viei Biotit in kleineren Schuppen und sehr viei Granat in kleinen, dicht aneinander liegenden Kornchen. Neben dem Biotit tritt auch Chlorit in kleinen Schiipp- chen auf. Andere Typen weisen eine ganz ausgezeichnete Schieferung mit Glimmerbelag auf den Schieferungsflăchen auf. U. d. M. sieht man diinne fast reine Quarzlagen mit nur sehr wenig saurem Oligoklas untermischt. Diese leukokraten Lagen werden von durch das ganze Gestein hinziehenden, zusam- menhăngenden Glimmerlagen abgetrennt. Die Glimmer sind streng parallel der Schieferung orientiert, meistens iiberwiegt bereits der Muskowit. Es finden sich oft parallele Verwachsungen zwischen Biotit und Muskowit. Granat tritt nur selten auf. Als Ubergemengteile finden sich Epidot, Titanit und Magnetit. In der Gegend nordostlich von Rodna Veche, an der Fața Tăului sowie im Valea Someșului Mare finden sich innerhalb der mesozonalen Gruppe Biotit-Muskowitschiefer von etwas anderem Aussehen. Es sind dies grob- flaserige Glimmerschiefer, sehr quarzreich, wobei der Quarz in reinen Linsen und Lagen in der Schieferungsrichtung angeordnet erscheint. U. d. M. sieht man, dass die einzelnen Quarzlagen mit einem feinen Gewebe von Quarz- i.(* Institutul Geological României 52 THEODOR KRĂUTNER 212 kbrnchen und Serizitschiippchen, seltener auch Biotitschiippchen, wechsel- lagern. In diesem feinkdrnigen Gewebe liegen nun grbssere Porphyroblasten von Biotit, die eine sehr unregelmăssige Lage haben ; teils sind sie der Schie- ferung parallel, teils quergestellt (Querbiotite). An Ubergemengteilen finden sich Apatit, Turmalin, Zirkon und Erz. Oberhalb von Rodna Veche, an dem «Fântânelele» genannten Hang weisen die Biotit-Muskowitschiefer wieder einen anderen Habitus auf. Durch ihre Feinschuppigkeit und ihre nicht so deutlich ausgeprăgte Schieferung năhert sich ihre Textur den Hornfelstexturen. Das Grundgewebe besteht aus kleinen Quarzkornchen und Serizitschiippchen, mit sehr wenig Plagio- klas untermischt. Der Biotit tritt unregelmăssig in Form kleiner Schiippchen, daneben auch in Form grbsserer Porphyroblasten auf. Typisch ist das Vor- handensein von grosseren Granatkbrnern, welche nicht von dem Grund- gewebe umflossen werden, sondern die Struktur des Grundgewebes gar- nicht verăndern und wie Fremdkorper im Gewebe des Gesteines liegen. Als Ubergemengteil findet sich noch Turmalin in kleinen Mengen. Man ist versucht, hier an Kontaktwirkungen zu denken, was bereits RozlozSnik (55) I9°7 tat- Es sind jedoch hier keine Zusammenhânge mit irgendwelchen Eruptivgesteinen erkennbar. Im Verband mit diesen Gesteinen kommen aber auch groberschuppige mesozonale Gesteine sowie geschieferte Amphi- bolite vor, sodass die feinere Textur wohl durch die besondere Feinheit des sedimentăren Ausgangsgesteines erklărt werden muss. In den unteren Partien der mesozonalen Serie finden sich, in Wechsella- gerung mit den dunnen unteren Kalkhorizonten wieder etwas abweichend ausgebildete Biotit-Muskowitschiefer, so z. B. im Valea Blasnei. Es sind dies sehr diinnschieferige Glimmerschiefer, die auf den sehr ebenen Schicht- flăchen grbssere parallele Schuppen von Biotit und Muskowit erkennen lassen. U. d. M. erkennt man diinne Lagen von Quarz, die aus gestreckten, verzahnten Kbrnern mit undulbser Ausloschung zusammengesetzt sind. Auf den Schichtflăchen liegen fast in zusammenhăngendem Belag sehr diinne Schniire von Glimmer, Muskowit und Biotit in ungefăhr demselben Ver- hăltnis. Als Neben- und Ubergemengteil findet sich spărlich Calcit, sehr viei Apatit in grosseren, etwas gestreckten Kbrnern, wenig Zirkon und Rutil. 4. Biotit-Quarzite. Die Biotit-Paragneise, z. T. auch die Biotit-Musko- witschiefer weisen bfters, besonders im Talgebiet des Valea Rebrei, allmăhliche Ubergănge zu Biotit-Quarziten auf. Der Glimmergehalt obiger Gesteine nimmt soweit ab, dass die Glimmer, vor aliem der Biotit, keinen zusammenhăngenden Belag mehr bilden und schliesslich nur noch in kleineren oder grosseren iso- liert dastehenden Schuppen vorhanden sind. Das Grundgewebe besteht dabei aus Quarzkbrnern, mehr oder weniger untermischt mit Plagioklas. Das Grundgewebe zeigt dabei deutliche Schieferung. Die Biotitlamellen liegen Institutul Geologic al României 213 DAS KR1STALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 53 auch meist parallel der Schieferung. Doch ist die Schieferung des Gesteines nicht nur durch den Gliminerbelag bedingt, sondern auch im Grundgewebe ausgeprăgt. 5. Granatglimmerschiefer. Unter der Bezeichnung Granatglimmerschiefer miissen wir wieder Gesteine zusammenfassen, die in Mineralbestand und Textur sich nicht gleichen, sondern in mehrfacher Beziehung Ubergănge darstellen. So lassen sich zunăchst zu den Biotit-Muskowitschiefern Uber- gănge feststellen. Die Biotit-Muskowitschiefer, welche in ihrem reinen Typus granatfrei sind, werden oft granatfuhrend und erhalten dabei eine mehr oder weniger grobflaserige, porphyroblastische Textur. Der Glimmergehalt, ebenso das Verhăltnis Biotit : Muskowit wechselt auch hier sehr stark, ebenso kann auch der Plagioklasgehalt so weit steigen, dass sich auch Ubergănge zu den stets granatfiihrenden Biotitparagneisen aufweisen lassen. Ubergănge von Biotit-Muskowitschiefern zu Granatglimmerschiefern finden sich besonders in der Wurzelregion im Talgebiete des Valea Rebrei und des Valea Cormaiei. Die Gesteine zeigen meist ein gut geschiefertes Grundgewebe, bestehend aus einzelnen Quarzlagen mit wenig Plagioklas untermischt. Die Quarzlagen zeigen meist plattiges Geftige und verzahnte Struktur. Die Glimmerlagen sind sehr diinn. Oft finden sich nur Lamellen von Muskowit und Chlorit (Dealu Petrelor), oft ist auch in gleichem Ver- hăltnis Biotit beigemischt. Der Biotit hat meist eine rotlich-braune Farbe und zeigt pleochroitische Hofe um Zirkon. Oft zeigt sich bereits eine begin- nende Umwandlung des Biotites in Chlorit. Der Biotit kann (Detunata) den Muskowit auch durchaus iiberwiegen und tritt oft in grossen Porphyroblasten auf. Die Granaten dieser Ubergangstypen sind noch so klein, dass durch sie noch keine porphyroblastische Textur des Gesteines geschaffen wird. Sie erreichen einen Durchmesser bis zu 4 mm. Als Nebengemengteile finden sich Epidot, Apatit, Zirkon, Titanit und Erz. Die groblepidoblastischen-porphyroblastischen Granatglimmerschiefer be- sitzen im Rodnaer Gebirge ebenfalls eine grosse Verbreitung. Hauptsăchlich findet man sie in guter typischer Entwicklung in der mesozonalen Deckscholle des Ineu vertreten, die sie zum grossten Teii, in Wechsellagerung mit ge- schieferten Amphiboliten, kristallinen Kalken und Hornblendegarbenschiefern, aufbauen. Die Granatglimmerschiefer der Gipfelregion des Ineu, des Ineuț und der dazugehbrigen Kămme weisen eine typisch porphyroblastisch-lepi- doblastische Struktur und eine lentikular-flaserige Textur auf. Die dicht aneinander liegenden Porphyroblasten werden von Granat, von rbtlichem Almandin gebildet, der bis zu 10—15 mm Durchmesser erreichen kann. U. d. M. beobachtet man ein meist etwas kataklastisches Grundgewebe, das von Quarzkbrnern, wenig untermischtem albitischen Plagioklas und Serizit- schuppen gebildet wird. Der Biotit ist oft nur in kleinen Schuppen vorhan- .'A Institutul Geologic al României ig șy 54 THEODOR KRĂUTNER 214 den, bildet aber in den Schiefern des Ineukammes stellenweise auch grosse Porphyroblasten mit schbnen pleochroitischen Hofen um Zirkon. Die Haupt- masse des Glimmers besteht jedoch aus grossen, oft in dickeren Packeten iibereinanderliegenden Muskowitschuppen, die einen zusammenhăngenden Belag bilden und die grossen Granateinsprenglinge umfliessen, in deren Druckschatten dabei frischer Quarz auskristallisiert. Neben Muskowit finden sich in fast allen Granatglimmerschiefern grosse Schuppen und Fetzen von Chlorit, der wenigstens teilweise durch Diaphthorese aus Biotit hervorgegangen ist. Wo noch Biotit vorhanden ist, ist oft eine beginnende Chloritisierung zu beobachten. Die Granaten sind rotlich, entsprechen dem Almandin und lassen oft gute hexagonale Querschnitte erkennen. Oft sind sie jedoch ohne kristallo- graphische Begrenzung, zeigen Einschliisse von kleinen Quarzkdrnchen, auf Rissen und Spriingen findet sich Chlorit, oft erscheinen die Granaten auf- gelost und sind in diesem Fall in eine Chloritmasse eingebettet. Charakteris- tisch fur alle Granatglimmerschiefer der Gegend des Ineu ist ein schwacher, jedoch konstant auftretender Gehalt an griiner Hornblende, welche in lăngli- chen, oft beiderseitig zugespitzten Prismen sporadisch auftritt, ăhnlich, wenn auch in viei geringerem Masse, wie bei den Hornblendegarbenschiefern. Die Hornblende entspricht der griinen Hornblende. Sie ist stets der Schieferung parallel gelagert. An Neben- und Ubergemengteilen sind nachgewiesen : spăr- liche Epidotnadeln und Săulchen, wohl aus dem Amphibol hervorgegangen, selten Turmalin in kleinen Kornern, Zoisit, Apatit, Magnetit. Am Vrf. Ineu- țului zeigen die Granatglimmerschiefer eine ziemlich starke Imprăgnation von graphitischem schwarzen Pigment, welches nicht nur das Grundgewebe sondern auch die Granaten dicht erfullt. 6. Staurolith-Granatglimtnerschiefer. Diese Schiefer wurden nur ober- halb des Bahnhofes von Rodna Veche, an dem « Fântânelele »genannten Hang festgestellt. Es sind grobflaserige Biotit-Schiefer, die grosse Einsprenglinge von Granat und Staurolith enthalten. Das Grundgewebe besteht aus Quarz- kornern mit sehr wenig Plagioklas vermischt und kleinen Serizit-Muskowit- schuppchen. Biotit ist zunăchst auch in kleineren Schuppchen vorhanden. Reine, diinne Quarzschntire durchziehen das Gestein. Als Porphyroblasten sind wahrnehmbar: Grosse Biotitschuppen, oft quergestellt, mit Ein- schliissen von Quarz, Serizit und kleinen Granatkbrnchen. Der Biotit zeigt einen Pleochroismus von na : hellgelb, n^, ny : braun. Granat ist in grossen licht- rosa gefărbten hexagonalen Idioblasten (Almandin), meist gesprungen, vor- handen. Staurolith in grossen lănglichen Săulen, Pleochroismus na, n^ : hell- gelb, ny: lebhaft gelb, Doppelbrechung ny-na — o,oi, ny-nfi = 0,0047 (gemessen mit Berek’schem Kompensator). Die einzelnen grossen Staurolith- individuen sind oft zertriimmert und weitgehend aufgelbst. Sie zeigen eine aus- gesprochene Siebstruktur, wobei die Hohlrăume von Quarz ausgefiillt werden. C Ir- Institutul Geologic al României \JGR/ 215 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 55 7. Disthen-Granatglimmerschiefer. Disthen-Granatglimmerschiefer wurden im Valea Rebrei, oberhalb von Parva und im Valea Rebrișoarei beobachtet. Im Valea Rebrei finden sie sich Biotitparagneisen zwischengelagert. Das Grundgewebe besteht u. d. M. aus engverzahnten, langgestreckten Quarz- kornern. In ihm finden sich grosse Individuen von Disthen in grosser Menge. Der Disthen ist langtafelig ausgebildet und farblos. Fernerhin findet sich Hornblende in grosseren lăngeren Prismen. Biotit ist nur spărlich in grosseren Schuppen vorhanden. Granat findet sich ziemlich hăufig in Form kleiner Kornchen. Der Disthen-Granatglimmerschiefer des Valea Rebrișoarei weist megasko- pisch bereits eine blăuliche Farbe auf. Es ist ein gut geschieferter dunkler Glimmerschiefer, bestehend aus Lagen von Quarz und Disthen abwechselnd mit solchen von rostbraunem rotlichen Biotit. U. d. M. lassen sich diinnere ziemlich reine Quarzlagen erkennen, die nur einige kleine Schiippchen von Biotit fuhren. Neben diesen Quarzlagen finden sich Lagen von parallel ge- stellten grossen Biotitschuppen, welche einen Pleochroismus na: hellgelb, ny : rotlichbraun aufweisen und auch reichlich Erzkorner fuhren. Daneben finden sich auch Lagen, die sich aus feinen Biotitschiippchen, wenig unter- mischtem Plagioklas, sehr hăufigen Disthentăfelchen, Muskowit und wenig Erz zusammensetzen und mit reinen Quarz- und Biotitlagen abwechseln. Dann finden sich noch grosse Korner von Granat (Almandin), die meist von Biotit und Quarz umgeben werden. 8. Biotit-Amphibolschiefer. Wie bereits oben erwăhnt, sind viele Biotit- paragneise und auch Granatglimmerschiefer der mesozonalen Serie des Rodnaer Gebirges amphibolfiihrend. Stellenweise nimmt der Amphibol- gehalt so zu, dass Typen entstehen, die zu den geschieferten Amphiboliten uberleiten. Die Amphibol-Biotitschiefer finden sich im SW des Rodnaer Gebirges, im Talgebiet des Valea Rebrei (Miindung des Izvorul Dușului) und an dem Muntele Craiul. Die Amphibol-Biotitschiefer bei der Miindung des Valea Dușului sind sehr gut schieferige Gesteine. Das Grundgewebe besteht haupt- săchlich aus parallel gestellten Amphibolnadeln, denen ebenfalls parallel mehr oder weniger Biotitschuppen zwischengelagert erscheinen. Zwischen den einzelnen Amphibolen oder Amphibollagen befindet sich ein kleinkor- niges Gemenge von Quarz mit wenig Plagioklas untermischt. Der Quarz ist in Form kleinerer Korner oft gestreckt und gepresst, undulos ausloschend, vorhanden. Ein charakteristischer stets vorhandener Gemengteil ist Granat. Die Hornblende entspricht der griinen Hornblende, sie hat einen Pleochrois- mus na : hellgriin, nf : griin, ny : dunkelgriin, Ausloschung ny : c = 20—220. Ihre Doppelbrechung ist niedrig und der Achsenwinkel klein. Die Biotit- schuppen treten unregelmăssig hinter dem Amphibol zurijck. Sie haben einen JA Institutul Geologic al României igrV 56 THEODOR KRĂUTNER 216 Pleochroismus von na : hellgelb, fast farblos, ny : hellbraun. Sie weisen schbne pleochroitische Hbfe um gut erhaltene Zirkonkristăllchen auf. Der Feldspat, der hinter dem Quarz stark zuriicktritt, entspricht einem Oligoklas von ca 27% An. Der Granat kommt in Gestalt vieler kleiner, seltener grosserer, gut idiomorph ausgebildeter Korner vor. Am Kamm zwischen Muntele Craiul und Scărișoara zeigen die Biotit- Amphibolschiefer ebenfalls eine gut ausgeprăgte Schieferung, die vor aliem durch die parallel gestellten Hornblendeprismen bewirkt wird. Den Horn- blendelagen sind Lagen von Biotitschuppen zwischengelagert, die einen Pleochroismus von na : braungelb, ny : dunkelrotbraun aufweisen. In den Zwischenrăumen zwischen Hornblende und Biotit finden sich nur einzelne oder zu kleinen Aggregaten vereinigte Feldspatkbrner mit wenig Quarz un- termischt. Der Feldspat ist klar, sehr selten verzwillingt, er entspricht wahr- scheinlich einem sauren Oligoklas von ca 15% An. Der Feldspat und Quarz macht circa 40%, die Hornblende und der Biotit prea 60% des Ge- steines aus. Als Nebengemengteil finden wir auch hier Granat in kleinen Kornern, weiterhin Titanit in Begleitung der Hornblende, viei Apatit in grdsseren Kornern, etwas Zoisit und Erz. Der Granat zeigt oft eine Um- wandlung in ein chloritisches Mineral. 9. Hornblendegarbenschiefer. Die Hornblendegarbenschiefer stellen ein charakteristisches Glied der mesozonalen Serie des Rodnaer Gebirges dar und finden sich an mehreren Stellen, besonders in der Deckscholle des Ineu (Ineukamm, Ineuț, Kar des Valea Lălii). Megaskopisch sind dies meist feinschuppige Gesteine und kontrastieren dadurch mit den Granatglimmerschiefern, welchen sie fur gewdhnlich zwi- schenlagern. Sie haben ein fast phyllitisches Aussehen. Die Schichtflăchen zeigen Serizit-Muskowitbelag, oft findet man jedoch auf den sehr ebenen Schichtflăchen lange, bis 2 cm messende Hornblendenadeln, die kreuz und quer, garbenfbrmig gelagert, auftreten, oft aber auch eine parallele La- gerung annehmen. U. d. M. zeigen die Hornblendegarbenschiefer des Ineu- kammes, die auch von Reinhard & Atanasiu (50) beschrieben wurden, ein feinkbrniges zerriebenes Grundgewebe aus Quarzkbrnchen, untermischt mit kleinen, frisch aussehenden Muskowitlamellen. Das Quarzgewebe ist an an- deren Orten aus groberen Individuen, die mit einander verzahnt sind, zusam- mengesetzt. Im Grundgewebe finden sich noch kleine Korner von Granat. Die Hornblende bildet lange Stengel, z. T. ist sie in eine chloritische, schwach doppelbrechende Masse umgewandelt (fast farblos, griingraue Interferenz- farben). Die Hornblende ist, soweit sie frisch ist, blassgriin. Es findet sich auch Biotit in vereinzelten Schuppen. Im Grundgewebe findet sich, dem Quarz beigemengt, sehr oft ein albitischer Feldspat. Einige dieser Gesteine zeigen ein sehr schbnes regelmassiges Grundgewebe mit parallelem Quarz- ZVj DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 57 Albitgefuge, dazwischen Packete und Schniire von grosseren und kleineren Muskowit- und Serizitlamellen. Das Grundgewebe ist nur stellenweise zer- rieben. Kleine Biotitschuppen finden sich selten. An Nebengemengteilen finden sich Apatit in lănglichen Kornern, manchmal etwas Turmalin, dann Kornchen und Săulchen von Zoisit und Epidot, wenig Rutil und schliesslich etwas Erz. Die Hornblendegarbenschiefer des Vrf. Ineuțului sind charakterisiert durch einen schwachen Biotitgehalt, wobei der Biotit in inniger Verbindung mit der Hornblende aufzutreten pflegt, wâhrend das Grundgewebe aus ziem- lich grossen Kornern von Quarz und Albit besteht, wobei der Albit den Quarz iiberwiegt. Das Grundgewebe ist leukokrat, selbst Muskowit und Se- rizit findet sich nur in einigen kleinen Schiippchen. Es finden sich auch grosse unregelmassig gestaltete Fetzen von Chlorit, die wohl aus der Horn- blende, z. T. auch aus Biotit hervorgegangen sind. Die Hornblendegarbenschiefer im Kar des Valea Lălii hingegen sind sehr reich an Serizit-Muskowitlagen, ebenso diejenigen unter dem Vrf. Roșu gegen den Șesdros. 10. Amphibolite. Die Amphibolite der mesozonalen Serie des Rodnaer Gebirges treten sowohl in petrographisch verschiedenen Ausbildungen, als auch in geologisch verschiedenen Positionen auf, sodass sich in der Beschreibung eine Unterteilung ergeben muss. a) Die geschieferten Amphibolite treten in konkor- dantem Schichtverband mit den iibrigen Gliedern der mesozonalen Serie auf und wechsellagern sehr oft in verschieden măchtigen Lagen mit Biotit- paragneisen, Granatglimmerschiefern usw. Sie weisen iiber das Zwischen- glied der oben beschriebenen Biotit-Amphibolschiefer Ubergănge in petrographischer Hinsicht auf. Besonders ihre Lagerungsverhâltnisse wie auch die Ubergănge bestimmen uns, die geschieferten Amphibolite als meso- metamorphe Mergel anzusehen. Vergesellschaftet mit den geschieferten Am- phiboliten finden sich oft mehr oder weniger măchtige Einlagerungen von kristallinen Kalken (Craiul, Valea Cormaiei), sodass auch die Mbglichkeit von Assimilationserscheinungen nicht von der Hand zu weisen ist. Die ge- schieferten Amphibolite sind im mesozonalen Kristallin ziemlich weit verbreitet. Ihre grosste Ausdehnung besitzen sie im Talgebiet des Valea Rebrei und des Valea Cormaiei, besonders aber in der Umgebung des Muntele Craiul. In der Deckscholle des Ineu sind sie ebenfalls, besonders am Kamm des Ineu, nachgewiesen. Die geschieferten Amphibolite des Talgebietes des Valea Re- brei und des Valea Cormaiei zeigen recht verschiedene Gesteinstypen auf. Die Typen, welche fiir gewbhnlich mit Biotitparagneisen und Granatglim- merschiefern wechsellagern, weisen oft auch Ubergănge zu den Hornblen- degarbenschiefern auf, besonders zu jenen Varietăten, bei denen die Horn- ||r. Institutul Geologic al României IGR/ 58 THEODOR KRĂUTNER 218 blenden eine parallele Anordnung aufweisen. Es sind meist Gesteine mit gut ausgeprăgter Schieferung, die vor aliem durch die langen, parallel gestell- ten Hornblendeprismen hervorgerufen wird. Die Menge der Hornblende wechselt bei den einzelnen Typen sehr stark. Neben sehr hornblendereichen Typen, bei denen sich zwischen den einzelnen Hornblendeprismen nur selten Kornchen von Quarz und Albit befinden, gibt es Ubergănge bis zu Typen, welche zwischen den Hornblendeprismen fast zusammenhăngende Zonen und Lagen von Albit-Quarzgemenge aufweisen. Die Hornblende entspricht der griinen Hornblende und weist einen Pleochroismus von na: gelb, n/i: gelbgriin, ny. griin auf, die Ausldschung ny : c = i8°. Der Albit, der zwischen den Hornblenden auch in grosseren Kbrnern vorkommt, ist meist wasserklar und zeigt nur sehr selten Zwillings- bildung. Er scheint eine Neubildung zu sein ; in einigen Amphiboliten finden sich triibe Plagioklase von ca 30% An. Die Hornblende ist oft von schlanken Săulchen von Zoisit begleitet, oft auch von grosseren Kristallen von Epidot. Der Gehalt an Epidot kann so wachsen, dass sich direkt reine Epidotlagen bis zu 1 cm Dicke bilden, welche aus grossen, fest aneinander gefiigten Kri- stallen bestehen und auch megaskopisch durch ihre gelblich-griine Farbe von den dunkelgrunen Amphibollagen abstechen (Valea Cormaiei, Valea Lălii). Die Hornblende ist weiterhin oft von ziemlich viei Titanit in Form kleinerer und grbsserer Korner begleitet. Biotitschuppen finden sich hie und da, jedoch selten, ebenso parallel angeordnet wie der Amphibol. Ein sehr charakteriseisches Gemengteil der geschieferten Amphibolite ist der Granat (Almandin), der. fast nie fehlt und dessen hexagonale Durchschnitte bis zu 5 mm Durchmesser erreichen. Die Hornblenden liegen um die Granaten ăhnlich wie der Muskowit im Granatglimmerschiefer, im Druckschatten kristallisiert frischer Quarz aus. Die Granaten sind oft mit Quarzein- schlussen erfiillt. Als Nebengemengteil finden sich noch ausser dem erwăhnten Epidot, Zoisit und Titanit, hie und da auch grbssere Korner von Apatit. Auf dem Kammweg, der von der Schutzhiitte zum Vrf. Ineului fiihrt, stehen in der Năhe von kristallinen Kalklagen Amphibolite an, welche mega- skopisch ein gesprenkeltes weiss-grunes Aussehen haben. Zwischen den griinen Amphibolen finden sich viele weisse Quarz-Feldspatlagen und Linsen. U. d. M. erkennt man, dass in diesen leukokraten Partien sehr grosse porphyroblastenăhnliche Einsprenglinge von reinem wasserklaren Albit liegen, die keine Zwillingslamellierung zeigen und viele kleine Einschlusse von gerundeten Quarzkbrnern und kleinen Amphibol-Epidot- und Granatparti- kelchen aufweisen. Es finden sich auch kleine Individuen von Albit, alle liegen in einer etwas zerriebenen Grundmasse von Quarz mit wenig beige- mengtem Feldspat, kleinen Serizit-Muskowitschiippchen, kleinen, selten vorkommenden Amphibolen und Epidoten. Die Amphibole bilden nur diinne mehr oder weniger zusammenhăngende Schniire parallel der Schieferung, Institutul Geologic al României 219 DAS KR1STALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 59 Granat ist hăufig in Form von kleinen Kbrnchen vorbanden. In anderen Typen vom Kamme des Ineu nimmt die Menge und die Grosse des Amphibols und des Granates zu, wăhrend die Feldspatporphyroblasten kleiner werden und oft isoliert zwischen den einzelnen Hornblenden liegen. Das Grundgewebe tritt mengenmăssig hier auch sehr zuriick. Im Valea Blasnei kommen zwischen kristallinen Kalken ebenfalls Lagen von geschieferten Amphiboliten vor, die auf den Schieferungsflăchen grosse parallel angeordnete Amphibolnadeln und kleine Epidotkristalle erkennen lassen. Nebenbei finden sich auch grbs- sere Schuppen von Muskowit. U. d. M. sieht man, dass die mehr oder weniger dicken Bundei von Hornblendeprismen in einem feinen, zerrieben ausse- henden Grundgewebe liegen, das die Răume zwischen den Hornblenden ausfiillt. Biotit findet sich selten und in kleineren Schuppen, nahe an der Hornblende, oft mit ihr verwachsen. Muskowit bildet einige grbssere Schuppen. Epidot in ganz kleinen Kbrnchen und Săulchen ist sehr zahlreich. Granat ist ebenfalls reichlich vorhanden. Daneben wăren noch grosse Fetzen von Chlorit sekundărer Entstehung hervorzuheben. b) Massige Amphibolite. An derW -Seite des Muntele Craiul kommen neben kleineren kristallinen Kalkziigen auch massige derbe Amphi- bolite vor, welche sich im Aussehen von den geschieferten Amphiboliten unterscheiden und sich noch am ehesten an die gesprenkelten Amphibolite des Ineu anschliessen lassen. U. d. M. beobachtet man bis zu i cm lange, 6 mm breite Hornblendeprismen in unregelmăssiger Verteilung. In den Interstitien zwischen den einzelnen Amphibolen finden sich grosse Plagioklase mit gut ausgebildeter Zwillingsstreifung, welche wahrscheinlich dem An- desin entsprechen. Weiter finden sich grosse, bis 6 mm im Durchmesser auf- weisende Granatkbrner. Diese Amphibolite ăhneln in ihrer Struktur und in ihrem Mineralbestand den Eklogit-Amphiboliten. In den Interstitien findet sich auch eine aggregatfbrmige Masse von Muskowitschuppchen, in der unter- geordnet jedoch ziemlich hăufig auch Zoisit vorkommt. Andere Varietăten scheinen nur aus Hornblende, Zoisit und Plagioklas zusammengesetzt. Der Zoisit bildet dabei ein feines Haufwerk von Kbrnern und etwas lănglichen prismatischen Kristallen. In diesem Haufwerk finden sich grbssere Prismen von gruner Hornblende, oft diablastisch in das Haufwerk von Zoisit hinein- gewachsen (oder randlich in Zoisit aufgelbst). Daneben finden sich auch sehr grosse Prismen von Zoisit. Der Zoisit ist farblos bis schwach gelblich, zeigt hohe Lichtbrechung und schwache Doppelbrechung mit lavendel- blauen Interferenzfarben. Die Hornblende entspricht der grunen Horn- blende, hat jedoch nur schwachen Pleochroismus na : gelblichgriin, ny : griin, Ausloschung ny : c = i8°. Neben den Zoisit-Amphibollagen finden sich auch Lagen und Linsen die aus Plagioklaskbrnern bestehen (Andesin ?), welche dem Gestein ein gesprenkeltes Aussehen geben. Granat ist auch hier jn kleinen Kbrnern vorhanden. Institutul Geological României 6o THEODOR KRĂUTNER 220 Nbrdlich von Rodna Veche, auf dem zum Muntele Beneș fiihrenden Grat, zieht eine măchtige Einlagerung amphibolitischer Gesteine iiber den Kamm, welche sich nach E bis in das Valea Someșului Mare verfolgen lăsst. Das Gestein ist megaskopisch nur undeutlich geschiefert, griin, mit weniger gut ausgeprăgten Rutschharnischen versehen und stark zersetzt. Es lassen sich feine Schiippchen von Amphibol, ungefăhr in gleichem Mengenverhăltnis wie kleine getriibte' Feldspatkbrnchen erkennen. Ganz feine Calcitadern durchziehen das Gestein. U. d. M. ist die Schieferung besonders durch die Parallelstellung der Hornblendeprismen gut ausgeprăgt. Epidot tritt nur ganz untergeordnet, in Form kleiner Kbrnchen auf. Zwischen den Amphibolen liegt stark serizi- tisierter Feldspat in kleineren Kornchen, die nicht năher bestimmt werden kbnnen. Quarz findet sich ihm nicht beigemengt. Calcit durchzieht in feinen Adern das Gestein und findet sich auch sonst sporadisch. An Ne- bengemengteilen sind zu erwăhnen : ziemlich viei Erz in kleinen Kbrnchen, wenig Apatit und Titanit. Gegen das Valea Someșului zu werden diese Amphi- bolite grobschuppiger ; u. d. M. sieht man grossere, gut ausgebildete Horn- blendeprismen, das Feldspatgemenge ist grbber und in grbsserer Menge vorhanden als oben auf dem Kamm. In diesem Gestein findet man Zwischen- lagerungen von dunklen, griinlich gelben, stark zersetzten Gesteinen, welche in der Hauptsache von ganz kleinen, stark doppelbrechenden Epidotkbrnchen gebildet werden. Hie und da treten auch grossere Amphibole und Plagio- klase hervor, sowie auch wenig Calcit. Weiterhin finden sich in diesem Komplex auch sehr grobstruierte Gesteine, die megaskopisch grosse glănzende Amphibollagen im Wechsel mit weissen Feldspatlagen erkennen lassen. U. d. M. sehen wir Lagen von grossen Hornblendeprismen, mit grbsseren Kornern von Epidot, dazwischen ein leukokrates Gewebe von kleinen Plagioklaskbrnchen, mit etwas beigemisch- tein Calcit. Die dunklen Lagen wechseln ab mit hellen Lagen, bestehend aus grossen, nicht năher bestimmbaren serzitisierten Plagioklasen (wahr- scheinlich Albit), in welchen nur vereinzelte Hornblendeprismen und Calcit vorkommen. c) Pyroxenamphibolite und anderebasische Ge- steine. In der mesozonalen kristallinen Serie finden sich bfters ganz kleine nicht kartierbare Vorkommen basischer, grbsstenteils umgewandelter, friiher Augit fiihrender Gesteine, meist nur in Form von einzelnen Blbcken. So findet sich nahe der Spitze des Vrf. Scărișoarei (im Talgebiet des Valea Rebrei) bei +1688 ein Aktinolithfels, welcher megaskopisch ein hell- bis lauchgriines Gewebe von verfilzten Aktinolithnadeln bildet. U. d. M. sieht man faserige Aggregate von Aktinolith. Die grossen Individuen bestehen aus feinen, parallel den grossen Prismen angeordneten Fasern, die eine Haupt- zone und eine Ausloschung ny : c = 170 zeigen. Sie sind farblos und zeigen keinen Pleochroismus, Es lăsst sich mit Sicherheit erkennen, dass dies eine < Institutul Geologic al României 221 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 61 sekundăre Hornblende, hervorgegangen aus Augit ist. Im Gestein selber finden sich noch kleine Reste eines diopsidischen Augites der farblos, nicht pleochroitisch ist und eine Ausloschung von 450 zeigt. Ein anderes frischeres Gestein des Vrf. Scărișoarei zeigt ein dichtes richtungsloses Gemenge kleiner, dicht aneinander schliessender Diopsidindividuen, die eine gedrungen- prismatische Gestalt aufweisen, kaum wahrnehmbaren Pleochroismus und eine Ausloschung von 38—41° haben. In diesem Gewebe von Diopsid be- finden sich schmale parallele Zonen, die ausschliesslich aus einer im Schliff vollig farblosen, nur ganz leicht pleochroitischen Hornblende bestehen, welche in kleinen, mehr oder weniger parallel gestellten Prismen ausgebildet erscheint, und die entweder dem Tremolith oder dem Aktinolith entspricht. Ihre Ausloschung ny \ c — 14—200. Im Izvorul Bârlei findet sich ein griinliches Gestein, das aus einer u. d. M. farblosen Hornblende mit einer Ausloschung ny : c = 15—190 bestehet. Die Hornblende ist von sehr frischem Aussehen. Beigemischt finden sich noch einige Schuppen eines sehr hellen Biotites, mit Pleochroismus na : fast farblos, nfi : lichtgelb, ny : leicht brăunlichgelb. Er hat einen sehr kleinen Achsenwinkel, fast o°. Im Valea Rebrei, oberhalb der Miindung des Izvorul Bârlei, findet sich ein megaskopisch dichtes, feines, griines Gestein, das sich u. d. M. als Chlo- ritfels erweist. Es besteht aus einem sehr homogenen Gemenge eines griin- lichen Minerals, dessen kleine Kdrner sehr fest aneinanderschliessen. Die Korner zeigen eine hohe Licht- und eine niedere Doppelbrechung (blau- braun, wie Chlorit). Die Kdrner zeigen eine stengelig-săulige Absonderung nach der Quere und einen ausgesprochenen Pleochroismus : parallel den abgesonderten Fasern hellgriin, senkrecht dazu weisslichgelb. Sie zeigen grade Ausloschung. Das Mineral muss wohl dem Pennin zugerechnet werden. Seiner Entstehung nach ist das Gestein wohl ein Umwandlungsprodukt augit- fiihrender und hornblendefuhrender Gesteine. Wie oben gezeigt, finden sich am Vrf. Scărișoarei wirklich feinkornige, Augit fiihrende Gesteine, aus denen durch Einfluss wăsseriger Losungen als Umsetzungsprodukt dieser Penninfels entstehen konnte. 11. Kristalline Kalke (Marmore). Die kristallinen Kalke finden sich in dem mesozonalen Kristallin z. T. in diinnen Zwischenlagerungen, und zwar scheinen sie mehr im unteren Teii dieser Serie vorzukommen. Im SW des Rodnaer Gebirges lassen sich die kristallinen Kalke ebenfalls als diinne Einlagerungen im Kristallin feststellen (Talgebiet des Valea Rebrei, vor allem aber in dem Valea Cormaiei, am Cornu Arșiței und im Valea Caselor). 7. T. bilden sie jedoch grossere und măchtigere Linsen, die scheinbar den hochsten Horizont bildend, in Synklinalen eingeklemmt erscheinen (Muntele Craiul). Die Kalke treten oft in Vergesellschaftung mit geschieferten Amphi- Institutul Geological României 6z THEODOR KRĂUTNER 222 boliten auf. Die Struktur der kristallinen Kalke der mesozonalen Serie ist meist grobkristallin (Marmor). Die Farbe ist meistens rein weiss, es lassen sich aber auch rosenrote und griinlich-gelblich gefărbte Varietaten beobach- ten (Valea Cormaiei). Die Kalke sind stets sehr gut geschiefert, oft direkt plattig und stehen in konkordantem Schichtverband mit den ubrigen Glie- dern der mesozonalen Serie. Die Kalke des Muntele Craiul zeigen u. d. M. richtungslos angeordnete, grossere, fest aneinander gefiigte Korner von Calcit. Darin finden sich spărlich einige vereinzelte Quarzkorner. welche nur selten zu grosseren verquarzten Partien zusammentreten. In der Kalkmasse finden sich kleinere Schiippchen von Tremolith. Doch reichert sich der Tremolith in besonderen Zonen parallel der Schieferung an, in welchen er dann bis 2 cm lange Săulen bildet. Der Tremolith ist oft durchlochert un l mit Calcit- kornern ausgefiillt. Er ist farblos, Zonencharakter positiv, Ausloschung ny : c 14—170. Die kristallinen Kalke der schmalen Kalkeinlagerungen zeigen an dem Muntele Craiul eine noch grobere Struktur als die Kalke der grossen Kalklinsen. Sie weisen weniger und nur ganz kleine Quarz- und Feldspat- kornchen auf, ebenso kleine, der Schieferung parallele Muskowitschiippchen. Tremolith fehlt ihnen zum grossten Teii. 12. Pegmatite. Die Pegmatitvorkommen der mesozonalen Serie des Rod- naer Kristallins finden sich hauptsăchlich im Talgebiet des Valea Rebrei und zwar die meisten auf dem « Curu Ascuns » genannten Hang, dann am Făgețu-Hang des Valea Rebrei gegen den Muntele Craiul zu, fernerhin an der Miindung des Izvorul Scărișoarei in das Valea Rebrei, an der Scărișoara und schliesslich an dem zur Bârla hinaufziehenden Hang des Valea Rebrei. Ein weiteres kleines Pegmatitvorkommen findet sich im Valea Caselor. Die Pegmatite der mesozonalen Serie treten in Biotitparagneisen und in Biotit-Muskowitglimmerschiefern auf. Sie haben dieselbe Streich- und Fall- richtung wie die ubrigen kristallinen Schiefer. Sie zeigen meist keine scharfe Abgrenzung gegen das Kristallin. Die randlichen Zonen des Kristallins werden gegen die Pegmatite zu sehr quarzreich, sodass sie fast nur aus Quarz bestehen. Mit dieser Zunahme des Quarzreichtums geht Hand in Hand eine allgemeine Zunahme der Korngrosse. Es stellen sich derbere grossere Massen von Feldspat und Quarz ein, die Muskowittafeln erreichen auch Grossen bis zu circa 10 cm. Die Feldspatmassen erweisen sich durchwegs als Plagio- klas, Kalifeldspat fehlt diesen Pegmatiten vollkommen. Der Feldspat ent- spricht einem sauren Albitoligoklas. Sein Gehalt an An ist noch etwas kleiner als der der Feldspăte im umgebenden Kristallin. Der Pegmatit an der Mun- dung des Izvorul Scărișoarei enthălt ziemlich grosse Kristalle von Turmalin und kleinere Kornchen von Granat. Die Tatsache, dass die Pegmatite keine scharfe Abgrenzung gegen das Nebengestein aufweisen, ferner dass sie in konkordantem Schichtverband . ' M Institutul Geologic al României IGRZ 223 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 63 mit dem Nebengestein stellen, die Tatsache, dass kein Kalifeldspat vorhanden ist sondern ein Plagioklas von ungefâhr derselben Zusammensetzung wie im Nebengestein, fernerhin dass es an vielen Stellen iiberhaupt an einer echten pegmatitischen Struktur mangelt, sondern dass nur allgemein eine Kornver- grosserung mit randlicher Anreicherung von Quarz beobachtet werden kann, scheint darauf hinzudeuten, dass diese Pegmatite der mesozonalen Serie iiberhaupt nicht spătmagmatisch-pneumatolitische Injektionen aus einem batholitischen Magmenherd in die mesozonalen Schiefer darstellen, son- dern dass sie ein Produkt der Regionalmetamorphose sind und in diesem Falie ihre Entstehung einer Art «selektive Solution » wăhrend der Regional- metamorphose verdanken *). In den Siidkarpathen sind auch viele Pegmatite von diesem Ursprung, wie Ghika-Budești (8i), Paliuc (100) und Gherasi (80) nachgewiesen haben. In den kristallinen Massiven Westsiebenbiirgens (Preluca und Bâc) sind die Pegmatite, wie Krâutner (89—91) kiirzlich nach- weisen konnte, sowohl in geologischer als auch in petrographischer Beziehung identisch mit jenen des Rodnaer Gebirges. U. d. M. lassen sich bei diesen Pegmatiten ebenfalls alle Ubergănge in der Korngrosse feststellen. In mehr feinkdrnigeren Typen des Curu Ascuns finden sich Quarz und Plagioklas, die ein Gewebe bilden. Dabei iiberwiegt Plagioklas iiber Quarz. Der Plagioklas hat einen An-Gehalt von 15—17%. Er zeigt fast durchgehend beginnende Serizitisierung. Die Muskowitschuppen sind hier noch ziemlich klein. Der Quarz tritt oft in reinen Massen, nur mit sehr wenig Plagioklas vermischt, auf. Die Feldspăte zeigen meist Einschliisse von kleinen runden Quarzkbrnern. Biotit kommt nur selten, in kleinen Schup- pen vor. Die grossen Feldspăte der derben pegmatitischen Massen zeigen feine Zwillingsstreifen nach dem Albitgesetz. Sekundăr finden sich in diesen Pegma- titen auch grossere Schuppen von Chlorit. Als Nebengemengteil findet sich Apatit, Turmalin und Granat. Am Hang des Făgețu zeigen die Pegmatite eine starke kataklastische Zertriimmerung, die sich durch Quarzzerreibsel, Pressung und stark undulbse Ausloschung der Quarze bemerkbar macht. Der Pegmatit des Valea Caselor ist arm an Plagioklas, reich an Quarz, kleinkornig, so dass hier die pegmatitische Struktur nicht besonders ausgeprăgt erscheint. *) DALY (77), ăussert sich dariiber wie folgt: « However, one may seriously question the view that all aplites and pegmatites are deri- vates from definite magma chambers. There is much to be said for the hypothesis that some of these salic rocks are due to what LANE has called « selective solution ». During intense regional metamorphism, especially of the dynamic kind, deep-seated rocks charged with much interstitial water, may reach the relatively low temperature at which minerals corresponding to the quartz-feldspar eutectic go into solution with the water and other volatile fluxes. Such small locally generated pockets, Icnses, or tongues of fluid may be driven through the solid country rock for an indefinite distance ; subsequently to crystallize with the composition and habit of the true batholithic derivatives. It is thus quite possible that these particular rocks, though truly magmatic, have had no direct connection with abyssal injections ». Institutul Geologic al României 64 THEODOR KRÂUTNER 224 DIE TEKTONIK DES KRISTALLINS Es wurde bereits in der Einleitung iiber das Kristallin erwăhnt, dass im Rodnaer Gebirge die als mesozonale Serie bezeichnete Gruppe von kristal- linen Schiefern tektonisch iiber der epizonalen Gruppe liegt und dass diese anormale Lage einer grossen Uberschiebung zugeschrieben werden muss. Bevor wir jedoch daran gehen, diese Uberschiebung als das wichtigste und hervorragendste tektonische Element im Bau des Rodnaer Gebirges im Detail zu beschreiben, muss zuerst die Tektonik der beiden kristallinen Serien besprochen und beschrieben werden. (Zu den folgenden Ausfiihrungen ist die Karte und die Profiltafel, sowie die tektonische Skizze S. 225 zu beniitzen). DIE TEKTONIK DER EPIZONALEN SERIE Die epizonale Serie des Kristallins weist in sich eine ziemlich komplizierte Faltentektonik auf, wobei liegende Falten in mehrfacher Ubereinandertiir- mung mit flacheren Aufwolbungen und einfacher gebauten Synklinalen ab- wechseln. Das allgemeine Streichen betrăgt im Rodnaer Gebirge NW-SE, es ist also dasselbe wie in den ubrigen Teilen der kristallinen Ostkarpathen, das kristalline Massiv der Maramureș mit eingeschlossen. Diese allgemeine Streichrichtung kann hie und da Verănderungen erfahren, vor aliem weil sich die tektonischen Elemente in ihrer Streichrichtung oft nicht auf grossere Entfernungen verfolgen lassen und so infolge von axialem Gefălle auch An- derungen in der Streichrichtung entstehen. Weiterhin erleidet die allgemeine Streichrichtung Verănderungen an den Bruchrăndern des kristallinen Mas- sivs. Da diese jedoch junger Entstehung sind und mit der eigentlichen alten Tektonik des Kristallins nichts zu tun haben, so werden sie besser und folge- richtiger in dem Abschnitt iiber die junge Tektonik des Rodnaer Gebirges besprochen. Die epizonale kristalline Serie bildet den grossten Teii des kristallinen Massivs von Rodna und setzt sich von hier aus iiber die Rotunda auch in die ubrigen Ostkarpathen und in das Massiv der Maramureș fort. Bloss die SW-Ecke und der Siidrand des Rodnaer Massivs werden von der iiberscho- benen mesozonalen Serie gebildet, die dann weiterhin im E des Rodnaer Gebirges in der Deckscholle des Ineu ein ziemlich grosses Areal einnimmt. In der NW-SE streichenden epizonalen Serie lassen sich nun mehrere Zonen unterscheiden, die wir, freilich etwas zusammenfassend und schema- tisch, wie folgt, bezeichnen konnen, indem wir bei der Beschreibung von SW gegen NE fortschreiten. A.i. Synklinalzone der Opri- se a s c a. Beginnend an der Stănija und am Muncel, taucht eine Zone von kristallinen Kalken ziemlich steil, 50—6o° gegen SW unter die iiberschobene mesozonale Serie. Diese Kalkzone setzt sich nach SE, nach Institutul Geologic al României K3R/ 225 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 65 Uberquerung des Valea Rebrei zum Vrf. Paltinului (Oprișeasca) fort, wo sie ihre beste Entwicklung erreicht und daher auch diese Benennung erhalten hat. SE-lich der Oprișeasca verliert sich der Zug des kristallinen Kalkes in seiner zusammenhăngenden Form, tritt jedoch noch bfters in kleinen Linsen von geringerer Ausdehnung wieder auf, z. B. im Talgebiet des Valea Cor- Fig. 2. — Tektonische Skizze des kristallinen Massivs von Rodna. 1 : 400.000 Schraffiert: Mcsozonale uberschobene kristalline Scrie. Dn Wurzelzone der Decke; O2> Deckscholle des Ineu. Dunn punktiert = Synklinalzonen der epizonalen kristallinen Seric, gestrichelt = Antiklinalzonen dor epi- zonalcn Scrie, schlangenformig gestrichelt = Injektionsgneise, dick punktiert = Serie der Bretila. (Sn Syn- klinalzone der Oprișeasca; A», Antiklinalzone Rebra-Anieș; S3, Synklinalzone der liegenden Falten; A4, Antiklinale von Cobășel; A5 und A5a, Antiklinalzone Puzdra; Se, Synklinalzone Val. Repede-Fața Mesei- Izvorul Cepilor; A-, Antiklinale Fața Mesei; S8, Synklinale von Piatra Rea; Ao, Antiklinalzone von Știolu- Picior Șesdros; S10, Synklinalzone der Rotunda; An, Antiklinalzone der Bretila. Gczahnte dickc Linien; Herzynische Uberschiebung der mesozonalen auf die epizonale Serie; Einfache dicke Linien: Jungtertiiire Rând brii che. maiei und dann weiter im E im Valea Anieșului und dem Izvorul Băilor. Eigentlich bedeutet diese Synklinalzone der Oprișeasca nichts anderes als den SW-Fliigel der darauf folgenden Antiklinalzone A.2: Anti- klinalzone Rebra-Anieș. Von der Synklinalzone S.i gegen NE fortschreitend, queren wir eine grosse, im einzelnen verwickelt gebaute Anti- klinalzone, welche uns die ganze epizonale kristalline Serie aufschliesst. Cha- rakteristisch ist, dass im tiefsten Kern dieser Antiklinalzone die beiden Mas- sive der Injektionsgneise, das Massiv des Rebragneises und dasjenige des Anieșgneises auftreten. Wir glauben, dass die Injektion der Augengneise 15 66 THEODOR KRÂUTNER 226 gerade hier in dieser Antiklinalzone vorgezeichnet war. Nach den beiden Gneismassiven benennen wir diese Antiklinalzone als diejenige von Rebra und Anieș. Im NW sehen wir das breite antiklinale Gewblbe des Rebragneiscs und seines mesozonalen Kontaktmantels aufgeschlossen, dessen Tektonik im Profil S. 198 und den Profilen I und II der Tafel dargestellt ist. Wir sehen, dass sich im Rebragneisgewolbe zwei liegende Falten unterscheiden lassen. Die zwischen den beiden Antiklinalen des Kontaktmantels eingeschlossene Synklinale von Chloritschiefern ist auf der Poiana Lucăceasa gut aufge- schlossen. Vom Gewdlbe des Rebragneises fallen die Schichten periklinal ab und schliessen dadurch das ganze Profil der epizonalen Serie bis zu den kristallinen Kalken auf. Gegen SE verschmălert sich diese Antiklinalzone und wird teilweise bereits von den liegenden Falten der nachstfolgenden Synklinalzone 5.3 bedeckt. Sie kommt aber, weiter gegen SE, im Gneis- massiv des Valea Anieșului wieder zum Vorschein. Hier hat sich diese Anti- klinalzone im Vergleich zum Valea Rebrei verschmălert. Die Antiklinale des Anieșgneises stellt nicht mehr ein so grosses Gewdlbe wie der Rebragneis dar (Siehe Profil IV der Tafel). Der Anieșgneis injiziert hier in mehreren schmalen Băndern, die Antiklinalscheiteln folgen, in die epizonale Serie. Seine kleinere Ausdehnung verhindert auch die Entstehung eines so aus- gedehnten Kontakthofes wie beim Rebragneis. Gegen NW verschwindet das Gewdlbe des Anieșgneises unter die liegenden Falten der Synklinalzone 5.3, wo wir an der Nedeia Grajdului-Rabla-Lapte wieder die ganze epizo- nale Serie aufgeschlossen finden. Gegen E lăsst sich die Antiklinalzone A.2 noch weiter, bis in den Izvorul Băilor und bis in das Valea Someșului Mare verfolgen, wo jedoch weder der Anieșgneis, noch sein Kontaktmantel die Oberflăche erreicht, sondern diese Zone nur durch eine schmale, nach NE iiberschlagene Antiklinale von epizonalen Gesteinen vertreten wird. 5.3: Synklinalzone der liegenden Falten. Gegen NE fort- schreitend, folgt auf die Zone A.2 eine grosseSynklinalzone, die hauptsăchlichen durch das Vorkommen von ausgedehnten Lagen von kristallinem Kalk cha- rakterisiert ist. Diese kristallinen Kalke sind z. T. zusammen mit dem epi- zonalen Kristallin in mehrfach ubereinander getiirmte liegende Falten ge- legt, deren Scharniere sich noch bis in die Năhe der Gneismassive der Zone Al.2 verfolgen lassen. (Profil II und IV.) So hăngt diese Zone unmittelbar mit A.2 zusammen und stellt ihre direkte Fortsetzung nach oben und nach NE dar. Im NW beginnt diese Zone im Gebiet des Vrf. Pietrosului und der Piatra Albă. Am Pietrosu und der Piatra Albă finden wir mehrere Einlage- rungen kristalliner Kalke im epizonalen Kristallin, welche ihrem Auftreten nach als Muldenkerne liegender Falten gedeutet werden miissen (Profil I.) Eine Lage von kristallinem Kalk unterlagert das ganze Massiv des Pietrosu, von dem Valea Drăgușului angefangen bis unter die beiden Vrf? Rebrei. Hier keilen diese Kalke aus. Gegen SE setzt sich diese Zone der kristallinen JA Institutul Geologic al României S. IGRZ 227 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 67 Kalke auf den Hauptkamm des Rodnaer Gebirges fort und bildet hier das Massiv des Vrf. Repede, Vrf. Negriasa und Vrf. Mihăiasa. Hier sind die kristallinen Kalke teilweise von schwarzen Quarziten und Phylliten begleitet. Aus der Verbreitung der kristallinen Kalke geht auch hier hervor, dass es sich um mehrere, flache liegende Falten handelt. Sonst wăre das Fehlen der be- treffenden Kalkhorizonte im W und die ganz verschiedene Verteilung der Kalkziige im E und W der Kamme schwer zu erklaren. Unter dem Vrf. Re- pede ist iibrigens auch ein kleines Scharnier einer liegenden Falte sehr gut sichtbar. Das Kalkvorkommen am Piciorul Șneapănului kann auch nicht anders als das Scharnier einer liegenden Falte aufgefasst werden, die sich, etwas weiter gegen SE bis in das Valea Anieșului mic hinunterzieht (Profil III). Vom Vrf. Repede setzt sich die Kalkzone nach S fort und bildet hier auf dem Kamm Mircaja-Lapte-Rabla-Nedeia Grajdului 3 liegende Falten (Profil III). An diesem Kamm ist das Auskeilen, bezw. das Scharnierbilden der kri- stallinen Kalke besonders deutlich zu sehen. Nur der oberste der drei Kalk- horizonte ist sowohl im W als auch im E des Kammes Lapte-Rabla aufge- schlossen. Die beiden tieferen Kalkziige finden sich nur auf der E-Seite des Kammes und keilen, wie dies aus der Karte deutlich zu ersehen ist aus, d. h. sie bilden Scharniere von liegenden Falten. Von hier wendet sich nun die Zone der kristallinen Kalke nach E und erreicht ohne mit ihrem Faltentief- gang den Boden des Valea Anieșului erreicht zu haben, im Gebiet des Co- rongișul Mare und des Corongișul Mic ihre grosste Verbreitung und zugleich auch ihre grosste tektonische Kompliziertheit (Profil IV und V). Das ganze Massiv des Corongișul Mare, von der Coasta Tăului im N bis zum Vrf. Pal- tinului im S erscheint als eine Reihe von flach geneigten, iibereinander getiirm- ten liegenden Falten. Wăhrend die E-Flanke des Corongișul das Bild von mehreren ubereinanderliegenden fast horizontalen Bănken von kristallinen Kalken in Wechsellagerung mit Glimmerschiefern bietet, so ist auf der W- Flanke des Kammes wieder sehr gut zu sehen, wie die einzelnen Kalkziige plbtz- lich sich verschmălern, auskeilen, bezw. als eingezwăngte Synklinalen in lie- genden Falten vorkommen (Profil IV), welche sich bis zum Massiv des Anieș- gneises verfolgen lassen, ăhnlich wie die Falten des Repede-Negriasa bis zum Rebragneis. Im Massiv des Corongișul Mare wechsellagern mit den kristal- linen Kalken nicht nur epizonale Schiefer, sondern hie und da auch Granat- glimmerschiefer, Hornblende fuhrende Schiefer, auch Amphibolite, sodass hier nicht die Moglichkeit von der Hand zu weisen ist, dass auch Teile der uberschobenen Decke, der mesozonalen Serie, in die liegenden Falten mit eingezwângt wurden. Gegen SE tritt die Synklinalzone der kristal- linen Kalke im Talgebiet des Valea Cobășelului wieder gut in Erscheinung. Hier sind die tektonischen Verhăltnisse einfacher. Die vielen iibereinander- getiirmten liegenden Falten des Corongișmassives lassen sich hier nicht mehr erkennen, wir finden an ihrer Stelle im Valea Cobășelului nur eine einzige 15* Institutul Geological României 68 THEODOR KRĂUTNER 228 nach NE etwas iiberkippte Synklinale, in welche tatsăchlich auch ein Teii der Deckscholle des Ineu synklinal eingezwăngt erscheint. Der SW-Flugel dieser Synklinale ist durch den Kalkzug an den Abhăngen des Muntele Beneș gegen das Valea Someșului Mare gekennzeichnet, der sich mit Unterbrechungen bis zur Miindung des Valea Cobășelului hinzieht. Der NE-FIiigel dieser Synklinale ist im Valea Cobășelului aufgeschlossen und zieht von hier gegen die Poala Ineuțului hinauf. Dieser NE-Fliigel der Synklinale wolbt sich nun im Valea Cobășelului zu einem flachen antiklinalen Gewolbe auf: A.4: Antiklinale von Cobășel. Uber dem kristallinen Kalk liegt nun, teilweise im Valea Cobășelului synklinal eingezwăngt, die grosse Deck- scholle des Ineu. Die kristallinen Kalke kommen auf der NE-Seite der Deck- scholle nicht wieder zum Vorschein. Im Valea Blasnei werden sie von einer N-S streichenden Verwerfung abgeschnitten. Der grosse Unterschied in derTektonik der Synklinalzone 5.3 im Corongiș gegeniiber derjenigen im Val. Cobășelului legt auch den Gedanken nahe, ob zwischen diesen beiden Gebieten nicht eine tektonische Storung grosseren Ausmasses verlăuft. Dabei kann eventuell der ziemlich briiske Abbruch der Deckscholle des Ineu im NW in Betracht gezogen werden, wo es wirklich den Anschein hat, dass hier die iiberschobene Deckscholle entlang einer NNE-SSW verlaufenden Bruch- oder Storungslinie an die epizonale Zone grenzt. A.5 : A n t i k 1 i n a 1- zone Puzdra. Gegen NE fortschreitend folgt auf die Synklinalzone der kristallinen Kalke 5.3 eine Antiklinalzone A.5: die Antiklinale der Puzdra, die im NW im Valea Repede beginnt und sich von hier auf den Hauptkamm des Rodnaer Gebirges, zum Vrf. Puzdrei hinzieht, wo sie (Profil II) sehr gut aufgeschlossen ist. An der Spitze der Puzdra selber schiebt sich cine kleine iiberkippte Synklinale in diese Antiklinalzone ein. Die Antiklinale tritt auch durch den Verlauf der Ziige der porphyrogenen Gesteine gut in Erscheinung. 5.6: Synklinalzone Val. Repede-Fața M e- sei-Izvorul Cepilor. Auf die Antiklinale der Puzdra folgt gegen NE die Synklinale von Valea Repede-Fața Mesei-Izvorul Cepilor. Sie be- ginnt im NW’ im Valea Repede mit den hoheren Gliedern der epizonalen Serie, mit schwarzen Phylliten, Quarziten und kristallinen Kalken, welche hier nur in schmalen Băndern vertreten erscheinen. In der Umgebung des Prislopaș z. B. finden sich mehrere kleine schmale Ziige von kristallinem Kalk in die schwarzen Schiefer eingeklemmt. Diese Kalkziige lassen sich gegen SE ungefăhr entlang der Drahtseilbahn, iiber die Station Puzdra Visău- nească, Puzdra Borșenească, Fața Mesei, iiber das Kar der Cimpoiasă und des Muntele Cailor verfolgen, wo sie auskeilen (Profil II). Auf dem Haupt- kamm des Rodnaer Gebirges erscheinen zwischen Vrf. Omului und Vrf. Galațului in der Umgebung des Vrf. Clăi wieder weisse und schwarze Quar- zite mit kleinen Einlagerungen von kristallinem Kalk (Profil III a). Im Izvorul Cepilor, einem Quelltal des Valea Anieșului Mare erscheinen, etwas unter- Ja Institutul Geologic al României IGR/ 229 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 69 halb des Bergwerkes Anieș gelegen, wieder zwei Ziige von kristallinem Kalk in synklinaler Lagerung, teilweise ebenfalls begleitet von dunklen Phylliten und Quarziten, liber welchen, am Hang gegen N, gegen den Vrf. Păltiniș zu, die ganze Serie der epizonalen Schiefer, mit eingelagerten porphyrogenen Gesteinen in verkehrter Lagerung folgt. Diese Verhăltnisse werden, wie Profil III a zeigt, im Sinne einer etwas eingewickelten liegenden Falte gedeutet, iiber der eine Abzweigung der Puzdraantiklinale A.ța, ebenfalls als liegende Antiklinale folgt. Gegen NE wird die Synklinalzone 5.6 von tuffogenen und diabasartigen Griinschiefern der Fața Mesei unterlagert, die hier eine kleine Antiklinale A.y: Antiklinale der Fața Mesei bilden, wăhrend gleich darauf gegen NE der grosse Kalkstock des Piatra Rea folgt, dessen Lagerung hier ebenfalls als eine ziemlich flach liegende Synklinale von kristallinem Kalk, 5.8: Synklinale von Piatra Rea, ge- deutet wird. Die Einheiten A.ț, A.$a, S.6, A.y und 5.8 lassen sich nicht weiter gegen SE verfolgen, sondern stossen an die iiberschobene Deckscholle des Ineu, wodurch wieder das Vorhandensein einer grossen Sto- rung von NE-SW-Verlauf, deren mogliche Existenz bereits weiter oben besprochen wurde, ins năhere Bereich der Moglichkeit geriickt wird. A.g: Antiklinalzone von Știolu-Picior Șesdros. Gegen NE fortschreitend folgt eine ziemlich breite Antiklinalzone, die meist einen iso- klinalen, nach SW iiberkippten Faltenbau aufweist. Damit năhern wir uns schon den Verhăltnissen wie sie weitgehend in dem Kristallin der Ostkar- pathen bekannt sind, nămlich dem Vorherrschen der nordostlichen Fall- richtung des Kristallins. Wir bezeichnen diese breite, recht einfach gebaute Antiklinalzone, in welche iibrigens auch das Auftreten der hoher metamor- phen Gesteine im Gebiet des Someșul Mare (Șesdros) fălit, als A.g, Anti- klinalzone Știolu-Picior Șesdros. 5.io: Synklinalzone der Ro- tunda. Gegen NE stellen sich in dieser isoklinalen Serie mehrere Einla- gerungen von kristallinen Kalken ein, welche gute tektonische Leithorizonte abgeben und in der Năhe des Rotunda-Passes eine gut ausgebildete Synkli- nale erkennen lassen. Dabei sind westlich der Rotunda die Schichten nach E, ostlich des Rotundapasses nach W geneigt, sodass die Rotunda gerade in die Mulde fălit (Siehe Profil VI und VII). Diese Synklinale schliesst sich gegen S noch im Talgebiet des Someșul Mare. In der Mitte dieserSynklinale findet sich die cenoman-turone Bucht der Rotunda, wobei die Kreide zu- sammen mit dem Kristallin gefaltet erscheint. ^4.11: Antiklinalzone der Bretila. Gegen NE fortschreitend folgt auf die Synklinale der Rotunda die Antiklinalzone der Bretila A.n, die im Valea Bistriței Aurii gut aufgeschlossen ist und bereits von Reinhard und Atanasiu (52) beschrieben und in einem Profil dargestellt wurde. In der Serie der epizonalen Gruppe, welche an der Bretila ein steilstehendes antiklinales Gewolbe bildet, finden sich, ebenfalls steilstehend, im Kern der Antiklinale Amphibol-Biotitgneise 'A Institutul Geologic al României 16 r/ 7° THEODOR KRĂUTNER 23° und Biotitschiefer, die ihrem geologischen Auftreten nach noch am ehesten mit mesozonalen Gesteinen der Ostkarpathen in der Gegend des Valea Neagra (M. Savul) (no) ubereinstimmen und tektonisch auf keinen Fall der iiber- schobenen Serie des Rodnaer Gebirges angehbren konnen. DIE TEKTONIK DER MESOZONALEN SERIE Die mesozonale Serie der kristallinen Schiefer bildet den SW-Teil des Rodnaer Gebirges, wo sie im Valea Rebrișoarei, im Mittellauf des Valea Rebrei, und im Unterlauf des Valea Cormaiei gut aufgeschlossen ist. Von hier wendet sie sich gegen E und bildet einen schmalen Streifen am Siidrand des kristallinen Massivs, kreuzt das Valea Anieșului und den Izvorul Băilor und erreicht im Valea Someșului Mare etwas oberhalb von Rodna Veche, ihr dstliches Ende. Ferner findet sich diese Serie in ebenfalls ziemlich grosser Verbreitung in der Umgebung des Vrf. Ineului, wo sie eine grosse Deckscholle, die auf dem epizonalen Kristallin schwimmt, bildet und dabei eine kompli- zierte Tektonik, eine Verfaltung mit der epizonalen Serie zeigt. Im SW des Rodnaer Gebirges, im Talgebiet der Rebra und der Cormaia zeigt die mesozonale Serie ein sehr konstantes Streichen von NW-SE und ein ziemlich konstantes Einfallen von circa 50—6o° nach SW. Wenn diese konstant einfallende Serie eine ungestbrte und ungefaltete Schichtfolge dar- stellen wurde, so wiirden wir fiir sie zu einer Machtigkeit von circa 9000 m kommen. Deshalb miissen wir uns diese Serie gefaltet, und zwar in isokli- nalen, nach NE iiberkippten Falten, vorstellen. Einen Anhaltspunkt um den Verlauf der Faltenachsen zu erkennen, liefern uns auch hier die einge- klemmten Synklinalen von kristallinem Kalk, ăhnlich wie in der epizonalen Serie. Hier wie dort fassen wir die miichtigeren kristallinen Kalke als die hochsten Schichtglieder auf und deuten sie tektonisch als eingeklemmtc Synklinalen. Solche Kalkziige beginnen zunăchst im NW am Muncel und kreuzen das Valea Rebrei. Gegen SE keilen sie bald aus und treten erst weiter im SE, am Cornu Arșiței, Valea Cormaiei und Valea Caselor wieder auf. Eine zweite Gruppe von Kalkziigen findet sich am Muntele Craiul und setzen von hier mit Unterbrechungen in das Valea Cormaiei fort, wăhrend sie von hier weiter nach SE bis in das Valea Caselor streichen. Diese Gruppe von kristallinen Kalken ist durch ihre hohe Kristallinităt (Marmore mit Tre- molithgehalt) ausgezeichnet und wird sehr oft von z. T. sehr măchtigen Am- phiboliten begleitet. Eine dritte kleinere Gruppe von kristallinen Kalken ist im Valea Rebrei und im Izvorul Craiei aufgeschlossen. Im Valea Cormaiei beobachtet man in der mesozonalen Serie vereinzelt auch entgegengesetztes NE-Fallen. Die Serie bildet hier eine kleine sekundăre Synklinale. Vom Valea Cormaiei angefangen wendet sich die mesozonale Serie nun gegen E und bildet einen schmalen Saum am Siidrand des kristallinen Massivs. Institutul Geologic al României 231 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 71 Valea Anieșului ist diese Serie bloss auf 3 500 m Ausdehnung aufgeschlossen, kreuzt aber dann weiter im E wieder in grbsserer Măchtigkeit das Valea Băilor bei Rodna Veche. E-lich vom Izvorul Băilor steigt die mesozonale Serie in ziem- lich flacher Lagerung auf den Piciorul Beneșului hinauf, um dann bstlich des Beneș in das Valea Someșului Mare hinabzusinken. Jenseits des Valea Some- șului findet sie sich nur in einem kleinen Vorkommen auf der Spitze des Berges Fața Tăului. DIE DECKSCHOLLE DES INEU Auf der Hbhe des Beneș-Kammes, oberhalb von Rodna Veche liegen iiber den typisch epizonalen kristallinen Schiefern Granatglimmerschiefer und geschieferte Amphibolite mit diinnen Zwischenlagerungen von kristallinen Kalken in fast schwebender Lagerung. Gegen N, dem Vrf. Ineului zu, sieht man sowohl am Kamm des Beneș selbst als auch westlich davon im Izvorul Băilor und bstlich davon im Valea Cobășelului, dass sich die epizonale Serie, iiberlagert von den mesozonalen Gesteinen, gegen NE einfallend, senkt. Auf diese Weise bildet die mesozonale Serie, in sich wieder in kleinere Falten gelegt, das Massiv des Ineu (Siehe Profil VI und VII). Auf dem bstlich des Valea Cobășelului gelegenen Riicken Poala Ineuțului ist dasselbe wieder in grosser Deutlichkeit zu sehen. Etwas undeutlicher und komplizierter werden die Verhăltnisse gegen NW, im Izvorul Băilor, wo die mesozonale Serie viei tiefer ins Tal hinabreicht als im Valea Cobășelului und wo sie durch viele Einlagerungen von kristallinen Kalken und Amphiboliten zwischen den Gra- natglimmerschiefern charakterisiert wird. Im NW, unmittelbar hinter der Hbhe des Kammes Ciungii bricht das mesozonale Kristallin ziemlich unvermittelt ab und stbsst in fast gerader Linie an das epizonale Kristallin der Cisia. Wir sind, wie schon weiter oben erwăhnt, geneigt, hier eine Stbrung mit NE-SW-lichem Verlauf auzunehmen. Auf den Kămmen im NE des Vrf. Ineului, auf dem Piciorul Pleșcuții, auf den Prelucii Gagii, herrscht sowohl in der mesozonalen als auch in der epi- zonalen Serie ein konstantes NE-Fallen vor, welches bis an die Rotunda anhălt. Daraus ist ersichtlich, dass sich die mesozonale Serie hier nicht aus der epizonalen Serie heraushebt, sondern unter sie untertaucht (Siehe Profil VI und VII). Daraus schliessen wir auf das Vorhandensein einer Deckenstirn, die sich hier auf die in Profil VI dargestellte Weise in die epizonale Serie ein- bohrt. Weiter im S, am Piciorul Șesdros, liegt der Profilschnitt mit der Ober- flăche etwas tiefer in der mesozonalen Serie, sodass hier die mesozonale Serie die epizonale wieder deutlich iiberlagert. Im Unterlauf des Valea Cobășelului sowie im Tale des Someșul Mare oberhalb von Șanț finden wir schwach bio- titfiihrende Gesteine von diaphthoritischem Aussehen, bei welchen auf pe- trographischem Weg keine Entscheidung mbglich ist, ob diese Gesteine V Institutul Geologic al României 72 THEODOR KRÂUTNER 232 tektonisch zu der mesozonalen ilberschobenen Serie oder zu tieferen Gliedern der epizonalen Serie gehdren. Ihrer tektonischen Lage nach befinden sich diese Gesteine in der durch das Vorkommen von kristallinen Kalken gut in Erscheinung tretenden Synklinale des Valea Cobășelului. Da auch im Auf- stieg zum Muntele Beneș vom Valea Cobășelului aus mehrfach Gesteine mesozonalen Anklanges gefunden wurden, Granatglimmerschiefer und schwach biotitfiihrende Gesteine, freilich in engem Verband mit Gesteinen von epizonalem Charakter, bei denen eine Entscheidung, ob Diaphthorite vorliegen oder nicht, unmoglich war, und da auch die Lage einiger klei- nerer Kalkbănder eine Synklinale andeutet, so gelangten wir zu der im Profil VI und VII wiedergegebenen tektonischen Deutung der Verhăltnisse : Die Deckscholle des Ineu ist im S, im Valea Cobășelului und teilweise auch im Valea Someșului Mare, in Form einer nach NE iiberkippten Synklinale in die kristallinen Schiefer der Epizone eingezwăngt. DIE UBERSCHIEBUNG Es wurde bereits oben erwăhnt, dass die mesozonale Serie des Kristallins im Rodnaer Gebirge eine Decke iiber der epizonalen Serie bildet. Nachdem in den vorhergehenden Abschnitten die răumliche Verbreitung und das ge- genseitige tektonische Verhăltnis der beiden Serien beschrieben wurde, miissen wir uns im Folgenden năher mit dem Charakter dieser Uberschiebung selbst bekannt machen. Wenn wir, auf welcher Profillinie immer, das Verhăltnis der mesozonalen zur epizonalen Gruppe studieren, so finden wir, dass es nicht moglich ist, eine haarscharfe Grenze zwischen den beiden Gruppen zu ziehen, also gleich- sam die Hand auf die Uberschiebungsflăche zu legen, sondern dass wir zwi- schen den beiden Serien Ubergănge, wenn manchmal auch nur auf kurze Strecken, feststellen konnen. Die Uberschiebung hat nirgend den Charakter von mylonitischen Zonen, nirgend finden wir Mesozoikum, metamorph oder nicht metamorph, zwischen den beiden Serien eingefaltet oder einge- klemmt. Da im Rodnaer Gebirge Altmesozoikum iiberhaupt fehlt, so liegen hier die Verhăltnisse fur eine geologische Analyse von vorneherein ungiin- stiger als in der Umgebung von Tulgheș. Die petrographischen Verhăltnisse an der Grenze der Epi- und Mesozone im Rodnaer Gebirge weisen viele Ahnlichkeiten mit jener des Tulgheș- und Hăghimaș-Gebietes auf. Hier hat neben I. Atanasiu (71) besonders A. Streckeisen (i 13) darauf hingewiesen, dass keine scharfe Grenze existiert, sondern dass zwischen beiden Serien Ubergănge vorkommen, dass also, — nach Streckeisen — falls eine anor- male Lagerung vorliegt, die Deckenstruktur voralpin und die Uberschiebung durch nachfolgende Kristallisation verwischt und umgeprăgt worden sein IA Institutul Geologic al României IGR/ 233 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 73 muss. Das Vorkommen von nicht metamorphem Mesozoikum sowohl auf den Gesteinen der Mesozone als auch auf jenen der Epizone gibt der Deutung des Alters der Uberschiebung als voralpin, vielleicht hercynisch, eine erhohte Wahrscheiniichkeit. Im Rodnaer Gebirge lassen sich, ăhnlich wie in der Umgebung von Tul- gheș, Ubergănge zwischen den beiden Serien feststellen. Ein typisches Bci- spiel bietet uns z. B. das Profil in der Umgebung des Vrf. Paltiniș-Oprișeasca. Beim Aufstieg auf die Oprișeasca vom Valea Rebrei aus, durchkreuzen Vf. Bulgar^ Fig. 3- — Profil Scărișoara — Bulgăr — Oprișeasca. Uberschiebung der mesozonalcn auf die epizonale Serie. i: 30.000 b, Biotitparagneise und Biotitschiefer; b,. Diaphthoritische phyllitische Biotitschiefer; g, Granatglim- merschiefcr; gn Diaphthoritische phyllitische Granatglimmerschiefer; a, Geschieferte Amphibolite; k, Kristalline Kalke; jt, Pcgmatite; s, Serizit-Cliloritschiefer; e, Eozăn. wir zunăchst die typische, aus Granatglimmerschiefern, Biotitparagneisen, Biotitmuskowitschiefern und Amphiboliten bestehende mesozonale Serie, die auch auf dem Kamm Craiul-Detunata-Scărișoara gut entwickelt ist. Ilier finden sich auch mehrere kleine Einlagerungen von kristallinem Kalk, die auch auf dem Riicken der Oprișeasca gut sichtbar sind. Von der Scărișoara gegen die Tarnița Scărișoarei zu finden sich noch Biotitparagneise und Biotit- quarzite mit zwei zwischengelagerten Amphibolitziigen. Beim Aufstieg auf die Detunata folgen Granatglimmerschiefer und quarzreiche Gesteine mit dazwischengelagerten Pegmatitlinsen. Darauf folgen wieder Biotitschiefer und ein Amphibolitzug. Im Sattel +1689 sind zwei kleine Einlagerungen von weissem Marmor aufgeschlossen. Weiter gegen NE folgen nun wieder Biotit- und Granatglimmerschiefer, die hier in einzelnen Lagen rei- cher an Muskowitschuppen werden und schon eine gewisse Ăhnlichkeit mit dem epizonalen Kristallin erlangen. Im Sattel siidlich des Vrf. Bulgărului + 1774 streichen zwei weitere Ziige von kristallinem Kalk durch. Von hier gegen den Vrf. Bulgărului +1774 stehen Glimmerschiefer an, die noch ziem- lich grobschuppig sind und oft ziemlich grosse Granaten fiihren. Die Gra- naten erscheinen u. d. M. gepresst und zerbrochen, auseinandergezogen. Zwischen den Granatglimmerschiefern finden sich schon hăufiger Zwischen- agerungen von Serizit-Chloritschiefern, Serizitquarziten, die vollig dem Institutul Geological României 74 THEODOR KRĂUTNER 234 epizonalen Kristallin gleichen. Dann erscheinen jedoch unter diesen Gestei- nen wieder fein- bis mittelschuppige biotitfuhrende Gesteine. Es finden sich auch biotithăltige Chloritschiefer, die Serizitschiefer und Quarzite ent- halten kleine Granatkbrnchen. Darauf folgt der măchtige kristalline Kalkzug der Oprișeasca, der aus weissem, ziemlich feinkornigen Marmor besteht. Weiter gegen N, gegen den Sattel +1505 folgen nun unter dem KalK der Oprișeasca Chloritschiefer, Serizit-Chloritschiefer, Phyllite, eine typisch epizonale Serie, die gar keinen Biotit fiihrt. Aus der Beschreibung dieses Profiles geht hervor, dass es sich um einen Ubergang der mesozonalen Serie in die epizonale Serie handelt. Es ist somit schwer, ja ganz unmbglich, eine feste Grenze zwischen diesen beiden Serien auf der Karte zu ziehen. Es hat den Anschein, als ob die mesozonale Serie an der Uberschiebung auf gros- sere Erstreckung hin diaphthoritisiert wăre ; tektonische Beeinflussung lăsst sich besonders an den Granaten der Glimmerschiefer dieser Zone erkennen. Die Diaphthorese scheint einzelne Horizonte bevorzugt zu haben, wodurch sich die eigentumlichen Wechsellagerungen zwischen meso- und epizonalen Gesteinen erklaren lassen. In den Profilen haben wir uns entschlossen die Grenze zwischen den beiden Serien iiber den Kalkzug der Oprișeasca zu legen, weil dieser direkt von der typischen epizonalen Serie ohne An- zeichen einer anormalen Lagerung unterteuft wird. Der Kalk der Oprișeasca gehbrt also nach unserer Interpretation zur epizonalen Serie. Dariiber folgt dann eine diaphthoritische Serie des mesozonalen Kristallins, welche nach oben in die typische, nicht verănderte mesozonale Serie iibergeht. Gegen SE, gegen das Talgebiet der Cormaia senkt sich die Uberschiebung tiefer und ist in den sehr unwegsamen Tălern und den mit Urwald bedeckten Berghăngen nur sehr schlecht aufgeschlossen und schwer zu verfolgen. Doch lăsst sich auch hier nirgend eine unmittelbare scharfe Grenze festlegen. Unter den typischen Biotit-Muskowitschiefern folgen feiner schuppige Glimmer- schiefer, die schon etwas chloritisch werden, darunter kristalline Kalke und typisch epizonale Chloritschiefer. Im Valea Cormaiei (Valea Vinului) ist der Kontakt zwischen den beiden Serien wieder gut aufgeschlossen. Hier ist der Ubergang plbtzlicher als an der Oprișeasca. Im Valea Cormaiei finden wir in der Gegend des Zusammen- flusses des Valea Vinului und des Valea Petrelor noch typisch mesozonale Gesteine, Biotit-Muskowitschiefer mit dazwischengelagerten marmorartigen kristallinen Kalken. Darunter folgt ein Biotit-Muskowitschiefer, der jedoch einen viei kleineren Biotitgehalt hat. Talaufwarts folgen geschieferte Amphi- bolite mit Epidotadern, ăhnlich wie an dem Muntele Craiul, deren Fortsetzung sie darstellen, darunter grauliche Kalkschiefer bereits von mehr epizonalem Charakter, die aber von Amphibolitschnuren durchzogen werden. Amphi- bolite und Kalkziige halten an bis zum Zusammenfluss mit dem Valea Vi- nului. Bei der Miindung des Valea Vinului steht noch kristalliner Kalk an, ' M Institutul Geologic al României 16 RZ 235 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 75 unter ihm folgt talaufwărts wieder mehr mesozonal aussehendes Kristallin in Form von Biotit-Muskowitschiefern. 200 m talaufwărts von diesem Auf- schluss stehen typisch epizonale, geriefte Phyllite mit Quarzadern, mit Zwischenlagerungen von Amphibolschiefem, blătterige Chloritschiefer, Serizitschiefer sowie weisse schieferige Quarzite mit Muskowitschuppen an, weiterhin auch quarzitische Serizitschiefer. Im Valea Anieșului stehen zu Beginn des kristallinen Massivs Granat- sw W Vinului Fig. 4. — Profil entlang des Valea Cormaiei. Uberschiebung der meso- zonalen auf die epizonale Serie. i : 25.000 b, Biotitparagncise und Schiefer; bH Diaphthoritische phyllitischc Biotitschiefer; g, Granatglimmerschiefer; a, Amphibolite; k, Kristalline Kalke; s. Serizit-Chloritschicfer. glimmerschiefer mit sehr kleinen Granaten an, ferner Glimmerschiefer mit feinen Biotitschuppchen, welche allmăhlich in eine Serie von Chloritschicfern und Serizitphylliten, die ein diaphthoritisches Aussehen haben, ubergehen. Die mesozonale Serie ist hier nur auf eine sehr kleine Entfernung aufge- schlossen. Im Izvorul Băilor, oberhalb von Rodna Veche, steht im Unterlauf dieses Tales ebenfalls mesozonales Kristallin auf ca 2 km Erstreckung an. Es besteht hier aus schwach biotithăltigen, oft quarzreichen Glimmerschiefern, die auch ein wenig Granat fiihren. Bei km 2,3 folgen dann darunter, nicht besonders gut aufgeschlossen, epizonale Gesteine, zunăchst Phyllite, dann bei den Kalk- ofen, durch Rutschungen ziemlich verdeckt, kristalline Kalke. Hangauf- wărts lăsst sich der Zug des kristallinen Kalkes gegen den Priporul Pietrei Albe hin gut verfolgen, wobei er von schwarzen Quarziten begleitet wird. Unterhalb der Spitze des Priporul Pietrei Albe macht der Zug des kristallinen Kalkes einen Knick und zieht in fast horizontaler Lagerung unter dem Gipfel durch. Vom Priporul Pietrei Albe gegen S, am Abhang gegen Rodna Veche, folgen iiber dem Kalk weisse Quarzitschiefer mit Muskowit, die bis auf die Spitze des Priporul Pietrei Albe anhalten. Gegen S folgen dann noch einige typisch epizonale Chloritschiefer, noch weiter nach S liber ihnen Biotitschiefer mit Einlagerungen verwitterter pegmatitischer Gesteine. Der Biotitgehalt Institutul Geological României 76 THEODOR KRĂUTNER 236 der Gesteine ist wechselnd, oft iiberwiegt der Muskowit. Es finden sich auch Granatglimmerschiefer, Amphibolite, dann diinnschieferige phylli- tische Gesteine mit Garbenamphibolen auf den Schichtflăchen, Staurolith- Granatglimmerschiefer, gegen Rodna Veche zu quarzreiche Biotitschiefer, dann auch massiger aussehende feinschuppige Biotitschiefer, manchmal auch granatfiihrend. Auf dem Weg von Rodna Veche zum Muntele Beneș stehen zunăchst Biotit fiihrende Glimmerschiefer an, deren Biotitgehalt sehr wechselt, die sehr quarzreich sind und oft ein phyllitisches Aussehen haben. Nach Durch- querung eines Andesitganges folgt wieder Biotitglimmerschiefer mit Zwi- schenlagerungen von Granatamphiboliten, darunter ein Zug von feinschich- tigen, z. T. aber auch derben Amphiboliten. Darauf folgt sehr wenig typisches rnporui Pietrei Albe Fig. 5. — Profil Rodna Veche — Priporul Pietrei Albe. Uberschiebung der mesozonalen auf die epizonale Serie. 1: 30.000 b, Biotitparagneise und Schiefer; bn Diaphthoritische Biotischiefer; g, Granatglimmerschiefer; 71, Pegmatite; s, Serizit-Chloritschiefer; q, Quarzite; k, Kristalline Kalke; Cl, Andesite. glimmerschieferartiges Kristallin, oft ohne Biotitgehalt, auch Quarzite, dar- unter Glimmerschiefer mit sehr grossen Granaten in Wechsellagerung mit fein geschieferten Granatamphiboliten, dann wieder auch Muskowitglimmer- schiefer und Quarzite. Darauf werden zwei Kalkziige gekreuzt, die wieder in wenig typischem intermediaren Kristallin liegen. Dann folgt bergauf wieder mesozonales Kristallin und zwei kleine Kalkziige, die leider schlechter Aufschliisse wegen ihr Nebengestein nicht zur Beobachtung gelangen lassen. Beim Aufstieg auf die Poala Ineuțului folgen nun darunter typische epizo- nale Chloritschiefer und quarzreiche Serizitschiefer. Die zusammenhăngende mesozonale Serie im SW und S des Rodnaer Gebirges kann als Wurzelzone der Decke bezeichnet werden, weil siidlich von ihr nirgend die epizonale Unterlage wieder heraustritt. Natiirlich hat dieser Begriff nur eine relative Bedeutung, da ja die Serie recht bald unter das Eozân untertaucht und iiberhaupt nicht weiter verfolgt werden kann. Doch gibt der tektonische Stil dieser Einheit die Berechtigung von einer Wurzelzone zu sprechen, denn wie wir oben erwâhnt haben, weist diese Zone Institutul Geologic al României 237 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 77 wahrscheinlich eine Struktur in engen Isoklinalfalten auf, welche mit einer Deckschollennatur nicht gut vereinbar wăre. Dies umsomehr, als die wirkliche Deckscholle des Ineu einen ganz anderen Faltungsstil aufweist. Hier fehlen die vielen isoklinalen Falten vollstăndig, es herrscht flacher Faltenbau und nur hie und da tief eingezwăngte Synklinalen. Wăhrend es nun, wie bereits aus den oben beschriebenen Profilen hervorgeht, schwer fălit, eine genaue Grenze zwischen Epi- und Mesozone in der Wurzelzone zu geben, so ist dies umsomehr noch fur die Deckscholle des Ineu der Fall. Hier ist das Meso- kristallin der uberschobenen Decke mit dem darunter liegenden Epikri- stallin z. T. verfaltet worden, wobei sich, besonders in den tiefer gelegenen Teilen, z. B. in den Synklinalscharnieren, eine starke nachtrăgliche Diaphtho- rese bemerkbar macht, welche die Unterschiede im Gesteinscharakter noch mehr verwischt und oft ganz unkenntlich macht. Deshalb erhalten wir im Bereich der Deckscholle des Ineu uberall das Bild eines allmăhlichen Uberganges des mesozonalen Kristallins in das epizonale. Doch gerade hier, im Gebiet der hochliegenden Deckscholle, ist es besonders deutlich zu sehen, dass die Mesozone uberall oben, die Epizone hingegen unten liegt, dass sich der Ubergang der metamorphen Fazies also in inversem Sinne vollzieht. Gerade hier kann auch aus dem vollkommenen Mangel an alten Eruptiv- gesteinen ersehen werden, dass hier keine Kontakmetamorphose vorliegen kann, Die Neigung der Schichten ist meist so schwach, dass im Falie einer von unten einwirkenden Kontaktmetamorphose unbedingt auch die darunter liegende epizonale Serie hătte verăndert werden miissen. So sehen wir also gerade in dieser Gegend wo die petrographische Abgrenzung der beiden Serien sehr schwer ist, dennoch die beste Stiitze fur unsere Ansicht von der Deckennatur der mesozonalen Serie. Im Profil vollziehen sich die Ubergănge folgendermassen : Die epizonale Serie ist unten in den Tălern typisch ausgebildet, sie hat Einlagerungen von kristallinen Kalken. Gegen oben folgen z. B. im Talgebiet des Valea Cobă- șelului iiber dem măchtigen Kalkzug noch typisch epizonale Gesteine. Es folgen dariiber noch mehrere schmale Kalkhorizonte, die teils epizonalen Gesteinen zwischengelagert sind, teils stellen sich jedoch bereits Einlagerungen von Granatglimmerschiefern mesozonalen Charakters ein. Die epizonalen Schiefer beginnen auch hăufig biotitfiihrend zu werden. Je weiter man nach oben kommt, desto hăufiger werden die Granatglirmnerschiefer, es stellen sich auch schmale Amphibolitlagen ein, die Zwischenlagerungen von kristallinen Kalken verschwinden. Doch auch inmitten der Granatglimmer- schiefer trifft man noch sehr oft auf Gesteine mit epizonalem Charakter, die Granaten verschwinden, es herrschen muskowitische, quarzreiche Glimmer- schiefer vor. Oft erhalten die Gesteine phyllitisches Aussehen und fuhren auf den Schichtflăchen bis 2 cm lange Amphibolnadeln kreuz und quer gela- Institutul Geological României 78 THEODOR KRÂUTNER 23S gert, welche das einzige mesozonale Element des Mineralbestandes bilden (Hornblen degarbenschiefer). Am allerwenigsten ausgeprăgt erscheint der Unterschied zwischen Meso- und Epizone im NE der Deckscholle des Ineu, wo auch die fiir die Gliederung wichtigen Horizonte der kristallinen Kalke bis auf einige kleinere Einlage- rungen fehlen. Im folgenden wollen wir einige Profile dieser Ubergănge zwischen Meso- und Epizone aus dem Gebiet der Deckscholle des Ineu beschreiben. a) Muntele Beneș. Wăhrend an den Poalele Ineuțului typische Chloritschiefer herrschen, finden sich am Weg westlich des Muntele Beneș bereits biotitfuhrende Amphibol- und Chloritschiefer. Im Sattel nbrdlich des Muntele Beneș liegen kristalline Kalke, die als Einlagerungen in der meso- zonalen Serie aufgefasst werden. Gegen die Spitze des Muntele Beneș zu folgen Granatglimmerschiefer, Granatamphibolite, dann wieder auch Gliin- merschiefer, die mehr dem epizonalen Kristallin ahnlich sehen, dann quarz- reiche Serizit-Chloritschiefer mit Zwischenlagerungen von kristallinen Kalken. Es ist auch hier sehr schwer, eine Grenze zwischen Meso- und Epizone zu ziehen. b) Izvorul Băilor (beim B e r g w e r k). Von der Miindung des Izvorul Roșu aufwărts stehen im Izvorul Băilor Serizit-Chloritschiefer an, es folgen dann talaufwărts Gesteine mit kleinem Feldspatgehalt (even- tuell porphyrogene Gesteine), weiter aufwărts gehen die Serizit-Chloritschiefer mehr in Muskowitglimmerschiefer iiber, die aber noch ofters mit typischen epizonalen Serizit-Chloritschiefern wechsellagern, in denen auch epizonale kristalline Kalke vorkommen. Erst in der Umgebung des alten Pochwerkes, wo der Weg zum heutigen Bergwerk aufzusteigen beginnt, wird das Kristallin wieder glimmerschieferartiger, es stellen sich Granatglimmerschiefer und zwei Ziige von kristallinem Kalk ein. Zunăchst zeigen sie noch ein siidliches Einfallen, welches sich jedoch weiter nach oben bald in ein nordliches wendet. Es finden sich wieder mehrere Einlagerungen kristalliner Kalke. Wăhrend unten im Tal die Granatglimmerschiefer noch ziemlich selten sind, werden sie nach oben, gegen den Hang der Ciungii immer hăufiger. In 1570 m Hohc findet sich am Ciungiikamm noch ein kristalliner Kalk den Granatglimmer- schiefern zwischengelagert, dariiber folgen dann auch Granatamphibolite. c) Prelucii Gagii. Wie bereits oben erwăhnt, ist auf der NE-Seite der Deckscholle des Ineu die Abgrenzung der mesozonalen Serie von der epizonalen am schwersten durchzufiihren. Wăhrend der Vrf. Ineului und Ineuțului, das Kar des Valea Lălii noch aus typischen mesozonalen Gesteinen bestehen (Granatglimmerschiefer, Gneise, Amphibolite, Hornblendegarben- schiefer), so stellen sich auf dem Kamm der Prelucii Gagii, gegen den Vrf. Sghiabului zu, sehr bald Gesteine mit epizonalem Charakter ein. Die Serie wird quarzrcich, die Granatglimmerschiefer wechsellagern mit quarzreichen „JA Institutul Geologic al României ■GR/ 239 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 79 Serizit-Chloritschiefern, die am Sghiabul wieder biotitfiihrend werden. Von hier an herrscht typisches Epikristallin, Serizit-Chloritschiefer, Glimmer- schiefer und spărliche Zwischenlagerungen von kristallinen Kalken. Diese Serie halt bis an den Rotundapass an. Das Einfallen der Serie ist konstant nordostlich. d) Piciorul P 1 e ș c u ț e i. Auf diesem Kamm befinden sich bereits in 1585 m Hohe Chlorit-Serizitschiefer, die Glimmerschiefern sehr ăhnlich werden. Gegen oben, am Hang von +1674 nehmen diese Schiefer noch ausgesprochener den Charakter von Glimmerschiefern an. Granaten werden ebenfalls, wenn auch selten angetroffen. Dagegen sind die Schiefer hier sehr quarzreich. Gegen den Munceluț +1728 zu, werden die Schiefer wieder mehr chloritschieferăhnlich, Granaten fehlen. In dieser Ausbildung halt das Kristallin nun bis gegen die Ciungii an. Im Sattel +1753 ist es ebenfalls in der gleichen Ausbildung vorhanden, ebenso am SE-Hang der Ciungii, wo es sehr quarzreich wird. Je weiter wir den Kamm hinaufgehen, desto mehr finden wir typische Glimmerschiefer, die dem mesozonalen Kristallin ăhnlich sehen und die auch wieder hăufiger Granat fiihren. In diesem Profil lăsst sich eine natiirliche Grenze zwischen Meso- und Epizone iiberhaupt nicht ziehen und die auf der Karte bei circa 1800 m Hohe angenommene Grenze ist ziem- lich willkiirlich. DIE STELLUNG DES RODNAER KRISTALLINS ZUM REST DER KRISTALLINEN OSTKARPATHEN Wie bereits auseinandergesetzt wurde, bildet das Kristallin des Rodnaer Gebirges mit dem Rest der kristallinen Ostkarpathen eine geologische Ein- heit. Das Rodnaer Gebirge stellt einen horstartig stehengebliebenen Teii des westlichen Flugels des kristallinen Gewolbes der Ostkarpathen dar. So- wohl im N, im Gebiet des kristallinen Massivs der Maramureș, als auch im S ist dieser Westfliigel des Kristallins zum grossten Teii unter den Tertiăr- becken von Ruspoiana, Bârgău, unter den Becken der Ciuc und unter der Harghita von jiingeren Bildungen verdeckt. So erhălt das Rodnaer Gebirge als einziger stehen gcbliebener Horst des Westflugels der Ostkarpathen sowohl in petrographischer als auch in tcktonischer Beziehung cine besondere Be- deutung. Petrographisch wird erwiesen, dass die charakteristische epizonale kristalline Serie, die Tulgheșserie, welche im N vom kristallinen Massiv der Maramureș angefangen durch die ganzen kristallinen Ostkarpathen, iiber das Gebirge von Bistrița, die Gegend von Tulgheș-Hăghimaș eine weite Verbreitung besitzt, auch im westlichen Fliigel des Gewolbes vorhanden ist. Doch besondere Wichtigkeit erhălt das Rodnaer Gebirge durch das Vor- handensein der zweiten, iiberschobcnen Serie, die hier in weiter Verbreitung Institutul Geologic al României 8o THEODOR KRĂUTNER 240 studiert werden kann. Wie bereits fruher ausgefiihrt, ergibt sich aus dem tektonischen Studium des Rodnaer Gebirges mit grosser Deutlichkeit die NE-Richtung der tektonischen Bewegung, sowohl des Schubes als auch des Faltenbaues. Die Ostkarpathen in engerem Sinn stellen mit ihrem vor- herrschenden NE- und E-Fallen der Gesteine nur insofern einen Spezialfall Fig. 6. — Tektonische Skizze der kristallinen Ostkarpathen. dar, als dies Gebiet eben dem ostlichen Fliigel des grossen Antiklinoriums der Ostkarpathen entspricht. Was nun die alte hercynische Tektonik der gesamten Ostkarpathen anbelangt, so lasst sich folgendes sagen : Die epizo- nale kristalline Serie zeigt in ihrer ganzen Erstreckung von der Maramureș 241 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 81 bis zum Hăghimașul Mare dieselbe tektonische Stellung : Ein NW-SE strei- chender Faltenbau, der in seinem inneren, SW-Teil eine ganze Reihe von liegenden, iiberkippten Falten aufweist, die im Rodnaer Gebirge gut auf- geschlossen sind. In der Mitte des Gewolbes herrscht ein ziemlich regel- măssiger, normaler Faltenbau, es sticht dabei besonders eine grosse Anti- klinalzone hervor, welche ungefăhr durch die Mitte des kristallinen Massives der Maramureș und von hier gegen die Bretila im Valea Bistriței Aurii streicht. Gegen den Aussenrand, gegen NE, herrscht dann ein mehr isoklinales Fal- tengebiet mit nach NE einfallenden Schichten. Die Gewolbe der injizierten Augengneise, wie wir sie in typischer Aus- bildung im Valea Anieșului und im Valea Rebrei kennen gelernt haben, wie- derholen sich im Massiv der Maramureș, wo die Greben-Gneise im Valea Vaserului, zwischen Lunca Balmoș und Șneapăn, ein Gewolbe bilden, welches mit jenem des Valea Rebrei grosse Ăhnlichkeit hat. Weiter im NW, am Pop Ivan und im Valea Ruskirva bilden diese Gneise ein zweites antiklinales Ge- wolbe und konnen ihrer petrographischen Ausbildung und ihrer tektonischen Stellung nach nur mit den Gneisgewolben des Anieș- und des Rebratales im Rodnaer Gebirge verglichen werden (Krâutner, 92), sie entsprechen aber tektonisch nicht derselben Antiklinale wie die Rodnaer Gewolbe, sondern einem neuen, weiter nach NE liegenden Antiklinalzug. Weiter gegen S, in den Munții Bistriței scheint diese Antiklinalzone vielleicht infolge eines all- gemeinen axialen Gefălles gegen S vollkommen unterzutauchen. Hier so- wohl als auch am Aussensaum der kristallinen Masse der Ostkarpathen finden sich nur kleinere Injektionen von Augengneis, in Form von schmalen La- mellen und Băndern, welche wohl ihrer Kleinheit wegen keine besonders guten Kontakthofe ausgebildet haben. Hierher ist z. B. die schmale Gneiszone zu zăhlen, welche am Aussenrand des kristallinen Massivs in der Bukowina iiber die Tartarek-Băche in das Valea Moldovei streicht und sich siidlich dieses Tales in das Rarăugebiet, zum Muncel fortsetzt. Bei Pojorâtă und am Muncel finden sich auch schmale Kontaktzonen von mesozonalen Gesteinen. Uber die Umgebung von Broșteni ziehen dann die schmalen Gneisinjektionen in die Umgebung von Tulgheș (Gneis von Măgura und Gneis von Măgura Prisăcani) wo sie nur ganz schmale Lamellen bilden und nur bei einem ein- zigen Vorkommen auch einen schmalen Kontakthof von Granatglimmer- schiefern aufweisen Atanasiu (71). Jedoch auch am W-Saum der Ostkar- pathen finden sich noch solche kleine Injektionen von Augengneis, wie z. B. die von M. Savul (109) beschriebenen in der Gegend von Șarul Dornei. Wenn wir nun die mesozonale uberschobene Serie des Rodnaer Gebirges ins Auge fassen, so konnen wir sehen, dass diese Serie im SW-Zipfel des Rod- naer Gebirges ihre Wurzelregion hat. Sie iiberschiebt hier sehr deutlich, auf die ganze Erstreckung des Rodnaer Gebirges hin, die epizonale Serie. Die westlich des Rodnaer Gebirges sich erhebenden kristallinen Inselgebirge 16 'A Institutul Geologic al României IGR/ 82 THEODOR KRĂUTNER 242 der Preluca, Ticău usw. sind, wie wir nachweisen konnten (KrâUTNER, 89—91), petrographisch der mesozonalen Serie des Rodnaer Gebirges sehr ăhnlich. Wir sehen also, dass die mesozonale Serie sich nach W in das Innere des Siebenbiirgischen Beckens fortsetzt, wo sie, nach den iibrig gebliebenen Resten der nordwestsiebenbiirgischen kristallinen Inselgebiete zu schliessen, cine sehr weite Verbreitung hatte. Im Rodnaer Gebirge sehen wir, dass diese Serie randlich die epizonale Serie der Ostkarpathen iiberschiebt. Ihr tektonischer Stil, eine Reihe von isoklinalen Falten, spricht mehr fiir eine Wurzelregion als fiir eine von weither gebrachte Decke. Der SW-Zipfel des Rodnaer Ge- birges ist die einzige Stelle der kristallinen Ostkarpathen, wo die Wurzel- region dieser Decke aufgeschlossen ist. Wie wir weiter gesehen haben, bildet diese mesozonale Serie in der Gegend des Ineu eine grosse, auf der epizo- nalen Serie liegende, mit ihr verfaltete Deckscholle, die, unseren Profilen zufolge, im NE eine Stirn bildet, die sich in die epizonale Serie einwickelt. Demzufolge haben wir weiter im NE nicht mehr mit dem Vorkommen dieser Decke zu rechnen. Die Erfahrungen bestătigen dieses : Nordbstlich von der Deckscholle des Ineu finden sich in der ganzen Breite der Ostkarpathen keine Deckschollen der mesozonalen Serie mehr. Ebenso wenig finden sich solche Deckschollen im kristallinen Massiv der Maramureș, welches, wie wir bereits gesehen haben, tektonisch einer von der Deckscholle des Ineu nach NE, nach aussen liegenden Zone entspricht. Wenn wir nun die Verbreitung der mesozonalen Serie nach S hin verfolgen, so sehen wir, dass infolge des Niederbruches des Westfliigels der kristallinen Ostkarpathen die Wurzel- zone nirgend mehr aufgeschlossen ist. Hingegen finden wir eine Fortsetzung der Deckscholle des Ineu gegen SE in der Gegend des Valea Neagră, bei Dârmocsa, wo M. Savul (no) Verhăltnisse beschreibt, die denen im Rodnaer Gebirge ăhnlich sind. Auch hier liegt eine mesozonale Serie, -welche petro- grapisch derjenigen aus dem Rodnaer Gebirge vollkommen entspricht, auf der epizonalen Serie und scheint sogar, wie am Ineu, im NE eine Stirn zu bilden. Im Gegensatz zum Rodnaer Gebirge wird diese Decke aber wieder von epizonalen kristallinen Gesteinen bedeckt, sodass hier weitere tektonische Komplikationen vorzuliegen scheinen. Ein weiterer Unterschied gegeniiber Rodna ist der, dass in der Gegend Dârmocsa-Valea Neagră unter der epizonalen Serie wieder Gesteine zum Vorschein kommen, welche der mesozonalen iiberschobenen Serie sehr ăhnlich sehen. Im Rodnaer Gebirge geht die epi- zonale Serie nach unten zwar auch in mesozonale Gesteine iiber, doch sind dies Gesteine aus dem Kontaktmantel der Injektionsgneismassive die hier in der Gegend des Valea Neagră fehlen. Im Rodnaer Gebirge stellen sich an der Bretila zum ersten Mal ăhnliche Verhăltnisse wie im Valea Neagră- Dârmocsa ein. In der Antiklinale von Bretila kommen unter der epizonalen Serie Gesteine zum Vorschein, die petrographisch mehr der iiberschobenen Mesozone als dem Kontaktmantel der Injektionsgneise gleichen. Wir miissen 243 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 83 also annehmen, dass unter der epizonalen Serie im ostlichen Teii der Ost- karphaten ein Kristallin liegt, welches mit demjenigen der iiberschobenen mesozonalen Serie identisch ist, dass also wahrscheinlich ein komplizierter mehrfacher Deckenbau vorhanden ist. Die granodioritischen Intrusivmassive I. Atanasiu’s (71) mochte ich, der von I. Popescu-Voitești (104) gegebenen Interpretation folgend, auch eher als Deckschollen der mesozonalen Serie, die auf der epizonalen Tulgheșserie schwimmen, deuten. Ihr petrographischer Habitus und vor aliem ihre auf- făllige tektonische Stellung lassen diese Deutung zu. Hier gehen die Ana- logiei! mit dem Rodnaer Gebirge wieder sehr weit. Im nordlichen Teii des Aussenflugels der Randmulde im Gebiete des Hăghimaș, scheinen diese mesozonalen Gesteine sogar auf dieselbe Art eine Stirn zu bilden und sich in die epizonale Serie einzuwickeln, wie dies nordostlich des Ineu der Fall ist. Hier erreicht dann die Stirn der Decke bereits den Aussenrand der kristal- linen Ostkarpathen. Dieses stimmt wieder sehr gut mit der bereits von I. Atanasiu betonten Tatsache iiberein, dass der heutige Aussenrand der kristal- linen Ostkarpathen ein junger Bruchrand ist, der mit der inneren Struktur der kristallinen Ostkarpathen in gar keiner Beziehung steht. Das Kristallin der Ostkarpathen streicht nicht parallel zu diesem Rând, sondern die Falten des Kristallins bilden mit ihm einen spitzen Winkel. DAS ALTER UND DIE REGIONALTEKTONISCHE STELLUNG DER KRISTALLINEN SCHIEFER DES RODNAER GEBIRGES Im Rodnaer Gebirge sind die tektonischen Verhăltnisse so kompliziert, dass man nur schwer und ohne absolute Sicherheit eine stratigraphische Schichtfolge der kristallinen Schiefer feststellen kann. Ein erster Versuch wurde in dieser Beziehung von Zapalowicz (67) gemacht, der jedoch rein schematisch und fur unsere Zwecke nicht brauchbar ist. Dagegen hat M. Reinhard (105) in den Siidkarpathen den Nachweis versucht, dass die kristal- linen Kalke des Făgărașer Kristallins den jiingsten geologischen Horizont des Kristallins darstellen, da sie fast stets als eingeklemmte Synklinalen in den iibrigen kristallinen Schiefern erscheinen. In der Umgebung von Tulgheș versuchte I. Atanasiu (71) eine Schichtfolge des Kristallins der Tulgheșserie aufzustellen, wobei er zu folgenden Ergebnissen kommt: Wăhrend im unteren Teii der kristallinen Schiefer keine besonders ausge- prăgte und charakteristische Schichtfolge aufgestellt werden kann (es herrschen hier quarzreiche Schiefer, Serizit- und Chloritschiefer vor), so kann man im oberen Teii der Serie folgende stratigraphische Schichtfolge feststellen : Chloritschiefer mit Quarz, dariiber die Gruppe der porphyrogenen Gesteine, 16’ |pA- Institutul Geologic al României IG RZ 84 THEODOR KRĂUTNER 244 dann schwarze Quarzite und schliesslich kristalline Kalke, die also auch hier, wie in dem Făgărășer Kristallin, den obersten Horizont zu bilden scheinen. Was die tektonischen Verhaltnisse anbelangt, so halt I. Atanasiu den kristallinen Kern der Ostkarpathen fur einen Rest der kimmerischen Ketten, welche von der Dobrogea im SE sich bis zu den Sudeten im NW erstrecken. Dabei vergleicht er die hercynischen Ketten der Dobrogea mit dem Gebirge der Lysa Gora und den kristallinen Kern der Ostkarpathen mit den Sudeten und zwar mit dem lugischen Bau von F. E. Suess (114). Dieser Vergleich stiitzt sich vor aliem auf die Bewegung von NE gegen SW, die, charakte- ristisch fur den lugischen Bau, von I. Atanasiu auch fiir die Ostkarpathen angenommen wird. Im Rodnaer Gebirge, welches mit dem Rest der Ost- karpathen unbedingt eine tektonische Einheit bildet, herrscht, wie wir friiher gesehen haben, durchaus nicht rnehr ausschliesslich das NE-Fallen der Gesteine vor, wie im Rest der Ostkarpathen. Besonders im SW des Rodnaer Gebirges ist das Fallen konstant SW. Wie uns unsere tektonische Analyse in grosser Klarheit gezeigt hat, geht die Bewegung in den Ostkarpathen, speziell im Rodnaer Gebirge von SW nach NE und erst ostlich der Deckscholle des Ineu stellt sich ein konstantes Einfallen nach NE ein, welches aber an der Rotunda und an der Bretila wieder einem normalen Faltenbau weicht. Man kann also nicht mit I. Atanasiu annehmen, die Bewegung sei in den Ostkarpathen von NE gegen SW gegangen. Sobald man auch das Rodnaer Gebirge in Betracht zieht, welches ja nichts weiter als den stehengebliebenen Westfliigel der kristallinen Ostkarpathen bildet, so kommt man aus dem allgemeinen Baustil zur Erkenntnis, dass die Bewegung in den kristallinen Ostkarpathen von SW nach NE gegangen ist und dass die Ostkarpathen heute ein grosses Antiklinorium darstellen. Das Einfallen der Schichten allein kann nicht als Beweis fiir die tektonische Richtung der Faltung oder des Schubes angesehen werden. Damit fălit aber auch die Grundlage des Vergleiches von I. Atanasiu mit dem lugischen Bau von F. E. Suess. Aber auch sonst lassen sich die kristallinen Ostkarpathen nicht gut tektonisch in den Rahmen des lugischen Baues einfugen. Der lugische Bau ist charakterisiert durch das Eindringen grosser Batholiten in einen seichten Faltenbau und durch eine Rahmenfaltung im Sinne von Stille. Wenn wir das tektonische Bewegungsbild und die allgemeine tektonische Fazies der Gesteine der kristallinen Ostkarpathen in Betracht ziehen, so fugen sich die Ostkarpathen viei besser in den morawo-silesischen Bau von F. E. Suess (i 14) als in die Sudeten des lugischen Baues. Der morawo-si- lesische Bau zeigt alpine Anklănge und alpine Metamorphose der Gesteine, grosse Deckenschiibe, alpine Profile, so wie wir das auch in den Ostkarpathen feststellen konnten. Die grosse Wahrscheinlichkeit des vortriadischen Alters der Decken- bewegung in den Ostkarpathen gibt uns eine weitere Berechtigung, in den Institutul Geologic al României 245 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) Ș5 Ostkarpathen ein Stiick alten variszischen Gebirges zu sehen, welches zwar durch die alpinen Faltungen in Mittelkreide und Terțiar wieder ergriffen und neubelebt, aber dennoch in seiner inneren Struktur nicht stark verăndert wurde. Jedenfalls haben die alpinen Faltungen kein solches Ausmass gehabt, dass sie eine Umwandlung der Gesteine, eine Metamorphose, weder in konstruk- tivem noch in destruktivem Sinne-Diaphthorese-herbeizufiihren vermochten. Aus der Rekonstruktion und Auflosung des variszischen Orogens im Be- reiche der Ost- und Nordostkarpathen und ihres Vorlandes, bis gegen die Sudeten in weiterem Sinn, geht sowohl in der Darstellung bei Kober (85) als auch bei Demay (78) klar hervor, dass im Raume der heutigen Ostkar- pathen der nach NE bewegte Nordstamm des variszischen Orogens, die Rheniden, charakterisiert vor aliem durch die rheinische Fazies des Devons, durchzogen. Nachdem wir nun durch die tektonische Analyse dazu berechtigt werden, in den Ostkarpathen einen Teii des alten variszischen Orogens der Rheniden, vor aliem in der tektonischen Faziesausbildung des morawo-silesischen Baues im Sinne von F. E. Suess zu erkennen, so miissen wir nun weiterhin sehen, ob die petrographische Ausbildung der Gesteinsreihen und ihre stratigra- phische Reihenfolge, so weit man diese in den kristallinen Ostkarpathen feststellen kann, sich mit entsprechenden Gesteinsreihen aus dem morawo- silesischen Bau vergleichen lăsst. Uber die petrographische Ausbildung und stratigraphische Reihenfolge der epizonalen Serie des Rodnaer Gebirges ist bereits ausfuhrlich gesprochen worden, sodass sich hier eine Wieder- holung eriibrigt. Wenn wir nun im morawo-silesischen Gebirge nach Aquivalenten der Schichtreihe der kristallinen epizonalen Serie der Ostkarpathen suchen, so fallen uns vor aliem das Altvatergebirge im Allgemeinen und die Wiirben- thaler Schichten im besonderen ins Auge. Die Wiirbenthaler Schichten ent- sprechen, wie das neben der ălteren Literatur besonders auch aus den Ver- offentlichungen von E. Bederke (76), J. Woldrich (124, 125) und I. Stejskal (iii, 112), hervorgeht, einer unter- und mitteldevonischen Schicht- folge der rheinischen Fazies, welche besonders im Altvatergebirge gegen das Innere und gegen die Gneiskuppeln zu metamorph wird, aber trotzdem auch hier, trotz Mangels an Fossilien noch Glied fiir Glied mit den weiter draussen liegenden, weniger metamorphen, fossilfuhrenden, echten Wiir- benthaler Schichten parallelisiert werden konnen. In den Ostsudeten (Alt- vatergebirge) gibt E. Bederke (76) z. B. im Gewolbe des Tessgneises Kolbl (86) folgende Schichtfolge der Wiirbenthaler Schichten in metamorpher Fazies : Tessgneise (vorkambrisches Altkristallin). Basisphyllite: sandige Phyllite unbestimmten Alters. € Institutul Geologic al României NjgrZ 86 THEODOR KRÂUTNER 246 Quarzite, Orthoklas und Plagioklas fiihrend (Arkosen), Unteres Unterdevon. Dunkle kohlenstoffhăltige Phyllite, Hoheres Unterdevon. Diabase, Diabastuffe, Kalke Eisenerzlager Unteres Mitteldevon. Porphyroide Ton-Grauwackenschicfer mit măchtigen Lagcrn von graublaucn Kalken. Oberes Mit- teldevon. Dariiber folgen dann noch im Altvatergebirge geschichtete Grauwacken, die sogenannten Engelsberger Schichten, welche dem Oberdevon entsprechen. Die Ubereinstimmung der metamorphen Wiirbenthaler Schichten mit einem grossen Teii der epizonalen Serie der Ostkarpathen ist eine ziemlich gute. Es sind Ubereinstimmungen bis in kleine Einzelheiten vorhanden. So die Arkosenatur mancher Quarzite, auf die Bederke besonders aufmerk- sam macht und die mit vielen Psammitgneisen des Rodnaer Gebirges iiber- einstimmen. Weiterhin das Vorkommen von aus Diabasen und Tuffen ent- standenen Grunschiefern, z. B. an der Fața Mesei, ihre Vergesellschaftung mit kleineren Linsen kristalliner Kalke, das Vorhandensein dunkler kohlen- stoffhâltiger Phyllite, welche den schwarzen Phylliten und Quarziten des Rodnaer Gebirges entsprechen, das Vorkommen von Porphyroiden, welche den porphyrogenen Gesteinen der Ostkarphaten gleichgestellt werden konnen. Eine besondere Stiitze erfăhrt diese Parallelisierung noch durch das Vor- handensein der oberen măchtigen Kalklagen des Rodnaer Gebirges, welche, wie wir oben darlegen konnten, nicht mit schwarzen Quarziten, sondern mehr mit glimmerschieferartigen Gesteinen wechsellagern, und welche in den Tongrauwackenschiefern mit măchtigen Lagern von blaugrauem Kalk in der oberen Abteilung der Wiirbenthaler Schichten ihr Aquivalent haben. Wir sehen dabei, dass auch in den Wiirbenthaler Schichten, ebenso wie im Rod- naer Gebirge mehrere Kalkhorizonte vorkommen. Wie bereits oben erwăhnt, fehlen in der Umgegend von Tulgheș die oberen măchtigen Kalkhorizonte und es sind nur die unteren schmalen, mit schwarzen Quarziten vergesell- schafteten Horizonte vorhanden. Interessant wăre ein chemischer Vergleich der porphyrogenen Gesteine der Ostkarpathen mit den Porphyroiden der Wiirbenthaler Schichten, welche nach Stejskal (112) atlantischen Charakter aufweisen. Schon friiher wurden die kristallinen Schiefer der Ostkarpathen dem Palăozoikum^zugerechnet. Walther (123) halt sie bereits 1873 fur Devon in rheinischer Fazies, und zwar besonders auf Grund ihrer Manganerze, die sedimentărer Entstehung sind und mit den schwarzen Quarziten verge- sellschaftet vorkommen. Ahnliche Schiefer und Kalke wie sie in den Ost- karpathen vorkommen, wurden von den ungarischen Geologen in der Poiana Rusca ebenfalls ins Devon gestellt (Umgebung von Hunedoara). Oft wurden sie auch mit dem Unteren Carbon verglichen, besonders auf Grund des Vorkommens der schwarzen Phyllite und Quarzite. Neuerdings 16 R. 4r Institutul Geologic al României 247 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 87 hat Pazdro (103) im polnischen Anteil des kristallinen Massivs der Mara- mureș in den schwarzen Quarziten Pflanzenfunde gemacht, deren Bestim- mung aber unmoglich ist. Pazdro schliesst auf ein untercarbones Alter der schwarzen Quarzite, weil nach Dr. Lilpop diese Pflanzenreste wahrscheinlich eine Carbonflora reprăsentieren konnten. Im Bereiche der Ost- und Siidkarpathen findet sich nur im Banat nicht metamorphes Untercarbon mit Spirifer mosquensis (nach Schafarzik). Mit dem Obercarbon setzt auch im Gebiet der Siidkarpathen eine allgemeine Transgression ein. Das Vorhandensein des nicht metamorphen Untercarbons im Banat ist es aber wahrscheinlich, was auch Demay (78) bestimmt, auf seiner Ubersichtskarte die kristallinen Ostkarpathen als «vorcarbone palăo- zoische Gesteine» zu bezeichnen. Die Ubereinstimmung der epizonalen Serie der Ostkarpathen mit den Wiirbenthaler Schichten ist jedoch so gross, dass wir damit unserer Ansicht nach eine wichtige Handhabe gefunden baben, um grosse Teile der epizo- nalen Serie als metamorphe Fazies des rheinischen Unter- und Mitteldevons anzusehen. Was nun die iiberschobene mesozonale Serie des Rodnaer Gebirges an- belangt, so sind die Vergleichsmoglichkeiten und die Aussichten, eine Paral- lelisierung durchfiihren zu konnen, schon wegen der hoheren Metamorphose dieser Gesteine geringer. Man kann jedoch feststellen, dass die mesozonale iiberschobene Serie des Rodnaer Gebirges, was das sedimentare Ausgangs- material anbetrifft, der epizonalen Serie sehr ăhnlich ist. Die Ubereinstim- mung geht so weit, dass sich fast fiir jedes Glied der epizonalen Serie das entsprechende Glied der mesozonalen Serie aufzeigen lăsst. Eine Tabelle moge dies veranschaulichen : In der epizonalen Seric Quarzitschiefer Serizit-Muskowitschiefer Serizit-Chloritschiefer Amphibolschiefer Chlorit-Epidotschiefer Diabase, Diabastuffe Kristalline Kalke Schwarze, manganfuhrende Quarzite Porphyrogene Gesteine. In der mesozonalen Serie Biotitquarzite Muskowit-Biotitschiefer Muskowit-Biotitschiefer, Biotitparagneisc Geschieferte Amphibolite Amphibolite Basische, augithaltige Gesteine Kristalline Kalke, Marmore Dunkle Quarzite mit Mangan (bei Mașca, im Preluca Gebirge) ev. einige Gneise im Preluca Geb. Daraus geht hervor, dass eigentlich fast gar keine Unterschiede in der urspriinglichen petrographischen Zusammensetzung der beiden Serien vor- lagen. Nur fehlen in der mesozonalen Serie des Rodnaer Gebirges die por- phyrogenen Gesteine. Durch das Vorkommen von Manganerzlagerstătten vom Typus Macskamezo nach Rozlozsnik (108) in beiden Serien wird noch 88 THEODOR KRĂUTNER 248 mehr auf eine stratigraphische Verwandschaft beider Serien hingewiesen. Manganerzlagerstătten kommen zufăllig im Rodnaer Gebirge weder in der einen noch in der anderen Serie vor. Doch sind die Manganerzlagerstătten der epizonalen Serie in den kristallinen Ostkarpathen zahlreich vorhanden und scheinen hier immer an die schwarzen Quarzite gebunden (Vatra Dor- nei, lacobeni, Broșteni usw.). In der mesozonalen Serie findet sich ein sehr ăhnliches Manganerzlager bei Masca (Macskamezo) in der kristallinen Schieferinsel der Preluca in Nordsiebenbiirgen, deren Gesteine petrogra- phisch bis in die kleinsten Details der mesozonalen Serie des Rodnaer Ge- birges entsprechen. Die mesozonale Serie bietet uns keine weiteren Vergleichsmoglichkeiten. In Bezug auf das Ausgangsmaterial sehr ăhnlich, erhălt sie ihre Verschie- denheit durch die abweichende metamorphe Fazies, worin sich ihre abwei- chende tektonische Geschichte und Stellung im Vergleich zu der epizonalen Serie kundgibt. Was nun die regionaltektonische Stellung des kristallinen Massivs des Rodnaer Gebirges und der Ostkarpathen im Allgemeinen innerhalb des jungen, alpinen Bauplanes der Ostkarpathen anbetrifft, so rnuss festgestellt werden, dass dieses kristalline Massiv in den Nord- und Nordwestkarpathen kein tektonisches Analogon hat. Nach den Studien von D. Andrusov (69), setzt sich die pienninische Klippenzone der Nord- und Nordwestkarpathen nicht, wie das bisher oft angenommen wurde, in die Klippenzone der Mara- mureș fort. Diese letztere, die Zone von Maramureș, und damit auch der gesamte kristalline Block der Ostkarpathen gehort einer mehr nach aussen gelegenen, externeren tektonischen Einheit an. Wie bereits lange bekannt und wie Horwitz (83) zusammenfassend zeigen konnte, fuhrt auch der Flysch der Nordkarpathen (Magora-Decke) kristalline Gerolle vom Typus des Ostkarpathenkristallins, wodurch eine Forsetzung dieser kristallinen Zone unter dem Flysch wahrscheinlich gemacht wird (Unite exotique, D. An- drusov). In den Ostkarpathen taucht, besonders im Rarăugebiet, das Kristallin ebenfalls unter die Sinaia-Schichten der Flyschzone Krăutner (88). Das Kristallin der Ostkarpathen gehort demnach, von regionaltektonischem Standpunkt aus, zusaminen mit seinem Mesozoikum und dem Flysch, zu derselben grossen tektonischen Einheit, und zwar zu den Externiden im Sinne von Kober (84). Umsomehr sind wir berechtigt, in dem kristallinen Kern dieser tektonischen Einheit Reste der variszischen Rheniden zu sehen. DAS ALTER DER OROGENETISCHEN PHASEN Die ălteste orogenetische Phase, die wir im Rodnaer Gebirge erkennen konnen, entspricht der Bildung jener beiden kristallinen metamorphen Ge- steinsserien und der grossen Uberschiebung der mesozonalen Gruppe auf A Institutul Geologic al României 249 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 89 die epizonale Gruppe. Nachher lăsst sich eine gemeinsame Faltung beider Serien feststellen, welche von einer Diaphthorese begleitet war, die sich hauptsăchlich in der mesozonalen Serie bemerkbar macht. Vielleicht liegen die Verhăltnisse hier wieder ganz ăhnlich wie im Altvatergebirge. Vielleicht cntsprechen die Injektionsgneise mit ihrem Kontaktmantel den Tessgneisen, die allerdings von Bederke (73) und Kolbl (82) fiir ăltere Eruptivgesteine, nachher tektonisch umgeformt, angesehen werden. In dem Altvatergebirge erfolgte die grosse Uberschiebung des Moldanubikums liber den morawo- silesischen Bau in der bretonischen Phase, vor Ablagerung des Untercarbons, also zwischen Devon und Carbon, vielleicht noch innerhalb des Oberdevons. Es ist ein Verdienst E. Bederke’s auf die Bedeutung der bretonischen Phase fiir die Ostsudeten hingewiesen zu haben. Wie oben gesehen, entspricht im Rodnaer Gebirge ein grosser Teii der epizonalen Serie mit grosser Wahrscheinlichkeit dem Unter- und Mitteldevon und man kann, nachdem die Wicbtigkeit der bretonischen Phase fiir das Altvatergebirge dargelegt worden ist, auch die Uberschiebung der mesozonalen Serie im Rodnaer Gebirge vielleicht auch am besten in die bretonische Phase verlegen. Bei dieser Gelegenheit geriet die sedimentare Serie in grossere Tiefen und unter grosse - Belastung, sodass sie den Charakter epizo- naler regionalmetamorpher kristalliner Schiefer annahm. Die meso- zonale Serie zeigt das Bild tektonischer Beeinflussung unter Stress, in grbsserer Tiefe, sie gehort also tektonisch ebenfalls zum morawo- silesischen Bau und kann nicht etwa mit dem Moldanubikum ver- glichen werden. Ihre Regionalmetamorphose ist ebenfalls enorogen und nicht periplutonisch im Sinne von F. E. Suess (115). Diese Serie ist vielleicht schon wăhrend der Uberschiebung in ihren unteren Teilen diaphthoritisiert worden. Die nachfolgende Verfaltung beider Serien, wobei wieder eine Diaphthorese einsetzte, entspricht wohl am natiirlichsten der eigentlichen hercynischen, der sudetischen Hauptfaltungsphase, postculm—voroberkarbon. Wir glauben, dass in dieser Faltungsphase auch die Injektion der Gneise im Anieș- und Rebra-Tal und die Schaffung ihres Kontaktmantels stattfand. Die alpinen Faltungen, die dasGebiet ergriffen haben, sind z. T. sehr intensiv. Die grosse mittelkretazische Faltung kann im Rodnaer Gebirge selbst nicht nachge- wiesen werden, weil es hier an entsprechenden mesozoischen Ablagerungen fehlt. Am Aussenrand der kristallinen Masse der Ostkarpathen, in den Rand- mulden des Rarău und des Hăghimașul Mare lăsst sich jedoch diese Faltung, mit Deckenbildung im Mesozoikum, gut beobachten. Diese Faltung ănderte jedoch nicht mehr den petrographischen Charakter der kristallinen Schiefer, sie brachte keine Metamorphose mit sich, weder eine konstruktive, noch eine destruktive. Eine weitere Faltung, welche fast im ganzen Kristallin der Ostkarpathen nachgewiesen werden kann, ist die Faltung der laramischen Phase (Senon-Postsenon). Die auf das Kristallin transgredierenden Kreide- M JA In sti tutui Geological României Nigr/ 9° THEODOR KRĂUTNER 250 becken, z. B. das Becken von Țibău und der Rotunda, weiterhin das Becken von Glodu, sind mit dem Kristallin zusammen gefaltet. Es finden sich sehr steile Schichtstellungen, besonders im Becken von Glodu. Die Sedimentation reicht in diesen Becken vom Cenoman bis ins Turon-Untersenon, Eozăn ist in ihnen in normalem Schichtverband nicht mehr zu finden. Das Mittel- eozân (Lutetien) ist im Gegenteil im Becken von Țibău und Rotunda stets transgressiv; schon Zapalowicz (67) bemerkte, dass sich « das Eozăn dem allgemeinen Schichtenverband entzieht». Aus den von uns veroffentlichten Profilen des Beckens von Țibău (Krâutner, 25) geht ebenfalls klar die trans- gressive Natur des Eozăns hervor. Ferner werden wir weiter unten die trans- gressive Natur des Eozăns in ziemlich flacher Lagerung iiber das Kristallin des Rodnaer Gebirges beschreiben. Die Eozăn-Aquitan-Schichtfolge in der Umrandung des Rodnaer kristallinen Blockes ist zwar auch von Faltungen ergriffen, doch fanden diese Faltungen nur in den Becken statt. Das Kristallin selbst wurde in dieser Periode nicht mehr gefaltet, sondern der Druck ăusserte sich in Verwerfungen und Briichen, die sich nicht nur auf den Rând des kristallinen Massives beschrănken, sondern, wie an der Tertiărscholle der Oprișeasca gesehen werden kann, sich auch im Inneren des kristallinen Blockes bemerkbar machen. II. DIE SEDIMENTARE UMRANDUNG DES KRISTALLINEN MASSIVS VON RODNA STRATIGRAPHIE Wie bereits oben mehrfach erwahnt, wird der kristalline Horst des Rod- naer Gebirges fast allseitig von jiingeren Sedimenten umgeben, und zwar im N und NE von dem Eozăn des Beckens von Borșa und dem Cenoman- Turon des Beckens von Țibău-Rotunda, hingegen im W und im S, gegen das Siebenburgische Becken hin, beziehungsweise gegen das Lăpușer Ge- birge im W und das Bârgăuer Gebirge im S, von Eozăn, Oligozăn und Aquitan. Die Mittel- und Oberkreide bedeckt im N und NE das kristalline Mas- siv von Rodna oder stosst an Bruchlinien an dieses. Es ist dies die Mittel- und Oberkreide des Beckens von Țibău, in welcher bereits seit lange Altii (68), Szajnocha (117), eine Cenomanfauna bekannt war (mit Exogyra co- lumba) und es ist dies jene Kreide, die von V. U111.IG (121) als die Klippen- hiille der Ostkarpathen bezeichnet wurde. Auf unserem Gebiet bildet diese Mittel- und Oberkreide einen schmalen Streifen im Oberlauf des Valea Vișeului (Valea Borșei), bildet den Prislop- Pass und zum grossten Teii den Oberlauf des Valea Bistriței Aurii. Diese Mittel- und Oberkreide stosst im S mit einem măchtigen Bruchrand an das 251 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 91 kristalline Massiv. Gegen E hin geht der zunăchst sehr gut ausgeprăgte Bruchrand mehr in eine Flexur uber und verliert sich schliesslich ganz, so- dass hier das Cenoman sehr schbn transgressiv iiber dem Kristallin liegt. An dem Rotundapasse bildet diese Kreide einen Golf, der gegen SSE ziem- lich tief in das Gebiet der kristallinen Schiefer eindringt und mit diesen ver- faltet erscheint. Im Valea Bistriței Aurii setzt sich diese Serie iiber die Bre- tila bis in das Tal des Țibău fort, wo sie das eigentliche Becken von Țibău- Cârlibaba bildet. 1. Basalkonglomerat. Im Valea Bilei (Valea Ineului) folgt auf das Kristallin gegen NE zunăchst ein grobes Konglomerat, welches hauptsăchlich aus Blocken von mesozonalen kristallinen Schiefern besteht, und zwar Amphi- boliten, Granatamphiboliten, rotlichen Gneisen, also Gesteinen, wie sie heute im direkten Liegenden des Konglomerates nicht vorkommen, und welche noch am ehesten mit Gesteinen der Antiklinale von Bretila oder der iiberschobenen Decke verglichen werden konnen. Beigemischt finden sich im Konglomerat auch epizonale kristalline Schiefer. Die einzelnen Blocke besitzen meist Faust- bis Kopfgrosse und werden durch ein rotes, sehr festes Bindemittel zusammengehalten. Auf den mit dichtem Urwald bestandenen Hăngen und Kămmen nordlich und sudlich des Valea Bilei liegen auf eine schmale Er- streckung viele Blocke mesozonaler kristalliner Schiefer umher, ohne dass hier weitere Aufschliisse vorhanden wăren. Ihrer ganzen Natur und Lage nach konnen diese Blocke hier nur aus diesem Konglomerat stammen. Solche, aus diesem Konglomerat stammende Blocke fanden wir im Sattel nordostlich des Capul Muntelui und im Sattel SW-lich des Dealu Pleșcuții, womit zu- gleich auch die ungefăhre Verbreitung dieser Konglomerate gegeben erscheint. An der E-Seite der Synklinale der Rotunda findet sich, gerade an der Landstrasse und nordlich davon folgendes Profil aufgeschlossen : Die Chlo- ritschiefer werden in ihren oberen Partien rbtlich; iiber ihnen liegen rote Quarzkonglomerate und stark verquarzte Schiefer. Oft findet sich auch schwarzer, ganz silizifizierter Kalk. Diese Serie ist zwar petrographisch von derjenigen des Valea Bilei verschieden, doch stellen wir sie auf der Karte mit gleichen Farben dar. Das Alter dieser Konglomeratbildung kann wegen Mangel an Fossilien und anderer Anhaltspunkte nicht festgestellt werden, es scheint jedoch eine Bildung zu sein, der zeitlich eine lateritische Verwitterung des Kristallins vorausgegangen ist. Nach dem Absatz dieser Bildungen erfolgte, wenigstens an der Rotunda, auch eine Silizifizierung. Das Konglomerat ist nur sehr beschrănkt verbreitet. Es wird von Cenoman iiberdeckt. Wir sind nicht in der Lage zu entscheiden, ob wir es hier mit einer ebenfalls mițtelkretazischen oder ălteren Bildung zu tun haben. Institutul Geological României THEODOR KRĂUTNER 2. Cenoman. Stellenweise iiber dem oben beschriebenen roten Konglo- merat, meist jedoch transgressiv direkt iiber kristalline Schiefer, folgt in der Gegend des Rotunda-Passes eine Serie von feineren bis groberen Konglo- meraten, welche mit grauen, glimmerigen, gut gebankten und geschichteten Sandsteinen wechsellagern. Gegen oben stellen sich bfters auch bereits Mer- gelschiefer ein. Diese Serie lâsst sich ohne Unterbrechung iiber die Bretila bis in das Valea Bistriței Aurii und in das Becken von Țibău verfolgen, wo sie, gerade an der Miindung des Țibău-Baches und weiter aufwărts im Valea Țibăului, bei Jedu, eine typische Cenomanfauna enthălt, die bereits von Alth (68) entdeckt und von Szajnocha (117) beschrieben wurde. Sie ent- hielt folgende Formen : Ptychodus polygyrus Agass. Acanthoceras mantelli Sow. Hoplites cf. neptuni Geinitz Ammonites (Gruppe A. planulatus) Alectryonia carinata Schloth. Exogyra columba Lam. Trigonia und Car diurn. Paul (102) erwăhnt aus den Sandsteinen von Țibău: Exogyra columba Desh. Ostrea vesicularis Lamk. Ostrea carinata Lamk. Siidlich der Rotunda-Synklinale finden sich bei Glodu in der Moldau, am Innenrand der kristallinen Masse der Ostkarpathen ăhnliche Sedimente in Form einer kleinen ziemlich steilgefalteten Mulde den kristallinen Schiefern eingezwăngt, die von G. Ștefănescu undS. Athanasiu (72, 73, 75) beschrieben wurden. S. Athanasiu konnte hier das cenomane Alter der Konglomerate und Sandsteine ebenfalls feststellen. Obwohl aus unserem Gebiet, der Ro- tunda, bisher keine Fossilien bekannt geworden sind, so gehen wir nicht fehl, diese Wechsellagerung von Sandsteinen und Konglomeraten mit jenen von Țibău und Glodu zu vergleichen, und sie als Cenoman anzusprechen, da sie den oben erwăhnten Vorkommen sowohl petrographisch als auch ihrer Lage nach, gleichen. In der von H. Zapalowicz (67) 1886 veroffentlichten Karte der Poku- tisch-Marmaroscher Grenzkarpathen ist ein Teii unseres Cenoman-Ge- bietes auch mit einbegriffen. Zapalowicz versuchte in seiner Arbeit eine Zweiteilung der Kreideablagerungen in zwei verschiedene Gruppen, wobei er eine untere schieferreiche und eine obere, meist aus Sandsteinen und Konglomeraten bestehende Gruppe unterschied, ohne hiemit jedoch eine streng stratigraphische Schichtfolge aufstellen zu wollen. nstitutul Geologic al României 253 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 93 3. Turon (?). Bisher war das Turon in dem Becken von Țibău-Cârlibaba, der Rotunda und dem Prislop nicht nachgewiesen. Ein direkter palăontholo- gischer Nachweis ist auch uns nicht gelungen. Bei Glodu in der Moldau folgen, nach S. Athanasiu (72, 73, 75) iiber den Cenoman-Sandsteinen und Konglomeraten Wechsellagerungen von Sandsteinen und roten Mergeln, welche nach oben in eine reine rote Mergelserie iibergehen, die bereits von V. Uhlig (120) mit den Puchover Mergeln verglichen wurde. Aus den bei Glodu gefundenen und von S. Athanasiu aufgezăhlten Fossilien geht unzweifelhaft hervor, dass die Wechsellagerung von Sandsteinen und roten Schiefern dem Turon entspricht, und eventuell noch in das Untersenon hinaufreicht. Die roten Mergel zeigen im Grossen Ganzen dieselbe Fauna wie die Wechsellagerungen von Sandsteinen und roten Mergeln. An der Rotunda folgen iiber den cenomanen Sandsteinen und Konglo- meraten ebenfalls griinliche, graue, glimmerreiche Sandsteine wechsellagernd mit rotlichen und griinlichen mergeligen Schiefern, welche petrographisch den Turon-Sandsteinen und Mergelschiefern von Glodu sehr ăhnlich sehen und deshalb von uns mit diesen parallelisiert werden. Ein weiterer Grund, die Serie der Rotunda mit derjenigen von Glodu zu parallelisieren, ist das ziemlich hăufige Auftreten der Foraminiferenart Rosalina linnei d’ORB. (Glo- botruncana linnaeana) die fiir die Oberkreide- (Apt-Senon) sehr bezeichnend ist, an der Rotunda Krăutner, (93). 4. Senon. An der Rotunda und im Valea Bistriței schliesst die Schichtfolge mit dem oben beschriebenen Turon, die Serie der reinen roten Mergel ist nicht bekannt. Auf diese Zone folgen, in diskordant-transgressiver Aufla- gerung, eozăne Nummulitenkalke. Westlich des Rodnaer Gebirges jedoch, im Valea Carelor, 2 km sudlich der Gemeinde Săcel treten unter eozănen Sandsteinen und Schiefern rote und griine feinblâttrige Mergel zu Tage, welche, wie wir kiirzlich nachweisen kormten Krâutner (28), eine reiche Mikrofauna von Foraminiferen fiihren, darunter besonders wieder die charakteristische Rosalina linnei d’ORB, wo- nach wir diese Mergel als oberkretazisch, wahrscheinlich als Senon ansehen konnen. In dem von uns in der Karte dargestellten Gebiet ist jedoch dieses Senon nicht mehr einbegriffen. Mit dem Senon, stellenweise bereits mit dem Turon schliesst die gefaltete Schichtfolge ab, das Terțiar transgrcdiert diskordant. Daraus kann man auf das Vorhandensein der laramischen Phase in dem kristallin-mesozoischen Block der Ostkarpathen schliessen. 5. Eozăn. Wie bereits erwăhnt, transgrediert das Eozăn auf den kristal- linen Block des Rodnaer Gebirges. Besonders gut ausgeprăgt erscheint diese Transgression am Westrand des kristallinen Massivs, gegen die Munții Lă- pușului zu. Am Siidrand ist die eozăne Transgression durch die jungtertiăre A Institutul Geologic al României 16 94 THEODOR KRÂUTNER 254 Bruchtektonik in ihrer urspriinglichen Auflagerung gestort und nur noch in meist unzusammenhăngenden sporadischen Vorkommen nachzuweisen. Im Norden des kristallinen Massivs liegt das Eozân z. T. iiber dem Ce- noman-Turon, jedoch deutlich diskordant und greift im Becken von Țibău- Bistrița transgressiv iiber die Verbreitung des Cenoman-Turons hinaus, « es entzieht sich », wie Zapalowicz dies ausdriickte, <■ dem allgemeinen Schich- tenverband», das heisst, es transgrediert iiber das in der laramischen Phase gefaltete Gebiet. Innerhalb der eozănen Serie des Rodnaer Gebirges lassen sich mehrere Faziesausbildungen unterscheiden, und zwar • a) die litoral-detritische Fazies, b) die litortale Riff-Fazies, c) die neritische Fazies, d.) die Serie von Gura Fântânii. a) Die litoral-detritische Fazies. Die eozăne Trans- gression beginnt auf dem kristallinen Sockel des Rodnaer Gebirges mit harten Quarzkonglomeraten, die aus sehr gut gerundeten, nuss- bis faustgrossen Quarzgerollen, untermengt mit Gerollen kristalliner Schiefer der Rodnaer epizonalen und mesozonalen Serie bestehen. Uber den Konglomeraten folgen nun, teilweise noch in Wechsellagerung mit ihnen, weisslich-gelbe, leicht zerreibliche, schwach zementierte Quarzsandsteine, die bei Parva und bei Stâna Lucoaia nicht bestimmbare Reste von gekielten Lamelli- branchiaten enthalten. In diesen Sandsteinen finden sich auch ofters kalkige Lagen, die selten Nummuliten fiihren, hie und da auch kleine weisse Kalkriffe bilden. Stellenweise geht diese Serie, z. B. in der Eozanscholle der Oprișeasca, gegen oben in schwărzliche Mergelschiefer und feingeschichtete Sandsteine iiber. Diese Serie lăsst sich, sowohl in ihrer petrographischen Zusammensetzung, als auch in ihrer stratigraphischen und tektonischen Lage als diinne Schicht auf einer flach geneigten Transgressionsflăche, sehr gut mit jener Eozănserie vergleichen, welche westlich des Rodnaer und Lăpușer Gebirges auf die kristalline Schieferinsel der Preluca transgrediert und welche von Hoffmann (82) als Turbuczaer Schichten, z. T. auch als Râkoczy-Gruppe bezeichnet wurde. Nach Koch (22) wiirde diese Serie den Perforatenschichten, dem mittleren Grobkalk und den oberen Ornatentonen entsprechen. Man sieht also im Rodnaer Gebirge, ebenso wie in der Preluca eine sehr charakteris- tische Faziesănderung des Eozăns in der Strandnăhe, besonders aber in jener Zone, wo die Transgression auf einer flach geneigten Schelfkiiste stattfand. Diese Serie findet sich heute im Rodnaer Gebirge meist nur in sporadischer Verbreitung in einzelnen isolierten Schollen am West- und Siidrand des kristal- linen Gebirges. Solche isolierte Schollen lassen sich besonders gut auf dem Dealul lui Traian, im Oberlauf des Izvorul Negru, an der Măgura Mare be- obachten. Im sudlichen Abschnitt des Westrandes besitzt diese Serie eine weite Verbreitung im Valea Rebrișoarei, am Piciorul Negru, von wo sie in 255 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 95 ununterbrochenem Zug gegen Siiden bis in die Năhe von Parva beobachtet werden kann. Bei Parva lost sie sich wieder in einzelne kleine Schollen auf. Am Siidrand des kristallinen Massivs bildet diese Serie ein isolierts Vor- konimen im Vrf. Măgurei und siidlich davon gegen Locuri Rele. Siidlich von Sângeorz-Băi (auf der Karte nicht mehr dargestellt), tritt sie in Form einer Antiklinale unter jiingeren Schichten heraus (Krăutner 24). Im Valea Anieșului finden wir sie wieder in kleiner Verbreitung in flacher Auflagerung iiber dem Kristallin. Diese Faziesausbildung des Eozăns entspricht den Ablagerungen der Schelfzone des eozănen Meeres, welches auf den kristallinen Block des Rod- naer Gebirges transgredierte. Wir bezeichnen sie deshalb als die litoral- detritische Fazies. b) Die literale Riff-Fazies. Wo nun zur Zeit des Eozăns der Rând des kristallinen Blockes gegen die Becken absank, entwickelten sich, besonders wieder am West- und Siidrand des kristallinen Blockes, măchtige, jedoch meist sehr schmale Zonen von Nummulitenriffkalken, welche heute als schmale lang hinziehende Bănder den eozănen Rând des alten Kontinentalsockels markieren. Sie finden sich in besonders guter Ausbildung am Westrand des kristallinen Massivs, wo sie im Norden, im Gebiet des Valea Izei bis gegen die Bătrâna hin, ein ununterbrochenes Bând bilden. Weiter im S setzen sie an der Obcina Șesurilor wieder ein, von wo sie mit mehreren Unterbrechungen bis nach Parva verfolgt werden konnen. Am S-Rand des Rodnaer Massivs lassen sie sich zunăchst als konti- nuierliches Bând von Parva gegen E bis in den Talkopf des Valea Măguriței verfolgen. Weiter im E treten sie, infolge der jungen tertiăren Bruchtektonik, nur sporadisch an wenigen Stellen auf, so z. B. bei Anieș und bei Rodna Veche. xAm N-Rand des kristallinen Massivs sind sie ebenfalls nur verein- zelt in der Năhe des Vrf. Tisei und im Valea Bistriței Aurie bei Vâlcănescu bekannt. Wie aus dem Studium von Vutskits (64) hervorgeht, entsprechen die Nummulitenkalke dem Lutetien. Dieser Autor beschreibt von Rodna Veche folgende Formen : Nummulites complanata Lamck. » tschihatscheffi d’ARCH. » perforata d’ORB. » lucasana d’ORB. » cf. contorta Desh. » exponens Sow. » mammilata d’ARCH. » spira de Roissy Șerpuia spirulaea Lamck. Institutul Geologic al României 96 THEODOR KRĂUTNER 256 c) Die neritische Fazies. Gegen das Innere des tertiăren Beckens zu, im W gegen das Lăpușer Gebirge, im S gegen das Becken von Bârgău, nehmen die eozănen Sedimente wieder eine andere Fazies an. Auf die Zone der Riffkalke folgt eine măchtige Serie von Sandsteinen, die hie und da auch leicht konglomeratisch werden (Birtiu-Sandstein nach Zapa- lowicz (67), welche Zwischenlagerungen von Tonschiefern und Mergeln aufweisen. Hie und da finden sich auch Bănke von Kalksandsteinen mit spărlichen Nummuliten und kleinen Nummulitenkalkriffen und Blocken. Weiterhin finden sich in dieser Serie auch măchtige Konglomeratbănke eingeschaltet, z. B. am Muncelu; im Valea Telcișorului finden sich in dieser Serie auch rote und schwarze blătterige Schiefer ; in der Nahe von Săcel beschreibt J. v. Bockh (3) in ihr auch schwarze Menilitschiefer, die den oli- gozănen Schiefern von Ileanda Mare ăhnlich sehen. Diese Serie von so mannigfaltiger petrographischer Zusammensetzung bildet nun einen grossen Teii des Lăpușer Gebirges. Nur mit der Annă- herung an die kristalline Schieferinsel von Preluca stellen sich Verhăltnisse ein, welche jenen vom W-Rand des Rodnaer Gebirges gleichen. Diese Seric entspricht den Ablagerungen einer weiten, offenen, neritischen Flachsee. In unserem Aufnahmegebiet ist sie sowohl im W des kristallinen Blockes, im Gebiet des Valea Sălăuței-Telcișorul und des Valea Strâmbei, als auch im N (Birtiu-Sandstein nach Zapalovicz) gut zu beobachten. Am S-Rand ist die Serie ebenfalls entwickelt. Diese Sedimente der neritischen Flachsee sind in den Becken liberali stark gefaltet, und zwar zusammen mit dem darii- berliegenden Oligozăn und Aquitan, wăhrend die Bildungen der litoral- neritischen Fazies, die auf dom Schelfrand des Kristallins liegen, nicht gefaltet, sondern nur schwach gegen das Becken zu geneigt erscheinen. So bietet uns diese Serie einen Beweis dafiir, dass die jungtertiăren Faltungen zwar die Becken, aber nicht mehr das kristalline Massiv ergriffen haben. Die sehr grosse Fossilarmut dieser Serie macht es unmoglich, ihr Alter stratigraphisch genau festzulegen. Es erhebt sich nun die Frage, ob diese neritische Fazies gleichaltrig oder jiinger als die Riff-Fazies und die litoral- detritische Fazies ist. Die Verhăltnisse am W-Rand des Rodnaer Gebirges zeigen, dass, z. B. an der Bătrâna, die neritische Fazies direkt auf das Kristallin transgrediert und iiber die litoral-detritische Fazies hinausgreift. Aus diesem Grunde sind wir geneigt, die neritische Fazies des Eozăns als etwas junger, nachlutetien, also obereozăn, ansuzehen. Die Fossilleere des Eozăns bringt es mit sich, dass in der Literatur sich verschiedene, auch einander widersprechende Einteilungen und Paralleli- sierungen finden. So z. B. parallelisiert J. v. Bockh (3) die Konglomerate und konglomeratischen Sandsteine des Muncel im W des kristallinen Massivs mit den Cenoman-Konglomeraten und Sandsteinen Zapalowicz’s, ohne jedoch fur diese Parallelisierung palăonthologische Unterlagen zu haben. G A- Institutul Geologic al României \JGRZ 2^ DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 97 Gerade am Muncel jedoch ist die ruhige ungestorte Lagerung der Schichten sehr deutlich zu sehen und dabei finden sich im Sattel unterhalb des Muncel und an den Clifele kleine Vorkommen von Nummulitenkalken, welche deut- lich unter den Sandsteinen und Konglomeraten des Muncel liegen. So kdnnen wir die Sandsteine und Konglomerate des Muncel nur als Eozăn an- sehen. J. v. Bockh (3) stellte weiterhin in Anlehnung an Zapalowicz die Nummulitenkalke, ofters mit roten Schiefern vergesellschaftet, in eine « un- tere Gruppe des Eozăns» und unterschied ausserdem innerhalb un- serer neritischen Fazies in der Umgebung des Izatales eine « mittlere eozăne Gruppe» von Sandsteinen und Schiefern und schliesslich eine «obere eo- zăne Gruppe » von petroleumfiihrenden Sandsteinen mit Schiefer und Mer- gelzwischenlagerungen, ohne jedoch mit diesen Gruppen eine streng stra- tigraphische Gliederung durchfiihren zu wollen. Unseres Erachtens nach entsprechen die Cenomankonglomerate- und Sandsteine Bockh’s unserer obereozănen neritischen Fazies, seine untere eozăne Gruppe gehbrt z. T. (die Nummulitenkalke) zu unserer lutetienen Riffazies, wăhrend die roten Schiefer wohl, wie wir das fiir die roten Schiefer von Săcel nachweisen konnten, (Krăutner 28) ins Senon gestellt werden miissen. Die mittlere und obere eozăne Gruppe Bockh’s entspricht unserer neritischen Fazies. d) Die Serie von Gura Fântânii. Im Gebiete, wo das Eozăn nicht direkt auf das Kristallin des Rodnaer Gebirges transgrediert, sondern auf das Cenoman-Turon des Beckens von Țibău und Bistrița folgt, stellen sich wieder andere fazielle Verhăltnisse ein, wie z. B. das von Zapalowicz (67) beschriebene Profil von Gura Fântânii zeigt. Hier fehlt vor aliem eine gute Ausbildung der litoralen Fazien. Bloss im Inneren der Cenomanmulden finden wir kleine Vorkommen von Nummulitenkalkriffen, wie sie Zapa- lowicz z. B. vom Prisloppasse beschreibt und wie wir sie am Dealu Pleșcuții gefunden haben. Bei Gura Fântânii folgt nach Zapalowicz auf seine obere Abteilung der Kreide, die unserem Cenoman entspricht, eine Serie dunkler sandiger Kalksteine mit weissen Calcitadern und helleren Bănken von Nummu- litenkalken, darauf sandige Kalksteine und schliesslich seine « strzolka-artigen Schichten », welche aus weichen, mergelig tonigen Schiefern mit Zwischen- lagerungen von dunnen Kalkbănken und glimmerhăltigen Sandsteinen be- stehen (Serie von Gura Fântânii). Wir kbnnen diese Serie als das zeitliche Aquivalent unserer litoralen Fazien ansehen, jedoch in freier, neritischer See abgelagert. Die transgressive Natur des Eozăns geht aber auch hier durch das Fehlen der roten Senonschiefer hervor. Weiter im Inneren des Beckens von Țibău finden wir, an den Răndern gegen das Kristallin, auch die litorale Riff-Fazies des Eozăns wieder ausgebildet, z. B. bei Vâlcă- nescu im Valea Bistriței, am Ciarcănul und am Podul Ciarcănului, wo die Nummulitenkalke hoch iiber dem Cenomanbecken direkt dem Kristallin 17 3, Ihstitutu! Geologic al României IG RZ 98 THEODOR KRĂUTNER 258 angeklebt erscheinen (Ciarcăn) oder, wie am Podul Ciarcănului, zur Hălfte auf Kristallin, zur Hălfte auf gefaltetem Cenoman liegen. * * ¥ Im Becken von Bârgău, im S des kristallinen Blockes, sind die stratigra- phischen Verhăltmsse des Eozăns sehr schwer zu entziffern, weil die jungter- tiăren Briiche hier kompliziertere tektonische Verhăltnisse geschaffen haben. Wăhrend ostlich von Parva bis gegen Locuri rele die Sedimente der detri- tischen litoralen Fazies noch zu verfolgen sind, wird weiter im E das kristal- line Massiv von Bruchlinien begrenzt, der Kontakt zwischen Kristallin und Terțiar ist also nicht mehr eine normale Auflagerung. Vom Valea Cor- maiței bis zum Valea Caselor grenzt das kristalline Massiv mittelst eines geradlinigen Bruches an eine Sandsteinserie, welche den oberoligozăn-aqui- tanen Sandsteinen recht ăhnlich sieht und von uns auch als solche angesehen wird. I. Popescu-Voitești (42) stellt sie hingegen ins Eozăn. Unter diesen Sand- steinen folgt eine Mergelserie, die von Popescu-Voitești ebenfalls fiir Eozăn angesehen wird. Unter dieser Serie treten beim Tunnel von Sângeorz Băi als auch am Bergriicken sudlich von Sângeorz, jenseits des Someș, die eozănen Quarzkonglomerate der detritischen litoralen Fazies mit wenigen Nummu- litenkalken vergesellschaftet, auf. Dariiber folgen schwarze Schiefer, die am Kontakt mit den Daciten etwas gebrannt erscheinen und in welchen wir Schup- pen von Clupeiden (Meletta crenata?) gefunden haben. Wir sehen diese Schiefer als Oligozăn an, wăhrend sie Popescu-Voitești ebenfalls ins Eozăn stellt. Weiter im E, am W-Rand der kristallinen Masse der Munții Bistriței transgrediert das Eozăn nicht mehr auf das Kristallin, sondern wird wieder von Cenoman-Turon unterlagert. Jedoch ist hier eine litorale Riff-Fazies wieder gut ausgebildet, woriiber dann die neritische Fazies in grosser Ver- breitung folgt. P. Rozlozsnik (107) beschreibt z. B. in der Gegend von Ilva Mare folgendes Profil : 1. Schieferige Mergel, Quarzkonglomerate und Sandsteine mit Ostrea, Pecten corneus, wenige kleine Nummuliten, Operculinen. 2. Mergelige Kalke, schieferige Mergel mit Orthophragmina, Nummuliten Lithothamnien, Foraminiferen, Echinodermen. 3. Mergel, Kalke, schieferige Mergel, konglomeratische Sandsteine mit Orthophragminen, Paronaea, Assi- lina, Nummulites, Ostrea, Pecten corneus, Lithothamnien. e) Die Eozănscholle unterhalb des Vrf. Opri- șeasca (Paltinului) im Sattel + 1505. Wăhrend die kristal- line Schieferinsel der Preluca, westlich des Rodnaer Gebirges, zur Zeit des Eozăns fast vollstăndig vom Meer bedeckt war, und auch heute noch die R:- koczy- und Turbuczaer-Schichten K. Hoffmann’s (82) die Kămme der Preluca zum grossten Teii bedecken, war bisher aus dem Inneren des kristal- linen Massivs von Rodna, mit Ausnahme der randnahen, isolierten Schollcn < M Institutul Geologic al României \JCRZ 259 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 99 von Eozăn an der Măgura Mare, am Vrf. Dușului usw. kein Eozăn bekannt und es konnte nicht festgestellt werden wie weit das kristalline Massiv von Terțiar bedeckt war. Es war eher anzunehmen, dass die Trangression iiber den Schelfrand nicht weiter in das Innere des kristallinen Massives reichte. Es gelang uns jedoch, auf dem N-S verlaufenden Nebenkamme des Rod- naer Gebirges, der das Valea Rebrei im W vom Valea Cormaiei im E trennt und durch die Gipfel Țapu-Petrosu-Paltinu (Oprișeasca)-Craiul gekenn- zeichnet ist, im Sattel 1505 nbrdlich des Vrf. Paltinului (Oprișeasca) ein neues Eozănvorkommen aufzufinden. Das Vorkommen ist klein und bleibt in seiner Ausdehnung nur auf diesen Sattel beschrankt. BeimAbstieg von N gegen diesen Sattel trifft man in einer Hbhe von ca 1590 m iiber der typischen epizonalen Serie des Kristallins zunăchst Quarzkonglome- rate, welche in grossen Blbcken umherliegen und mit den Konglomeraten der Măgura usw. grosse Ahnlichkeit haben. In diesen Konglomeraten finden Fig. 7. — Profil durch die Eozănscholle des Vrf. Oprișeasca. 1: 25.000 cl, Serizit-Chloritschiefer; Porphyrogene Gesteine; k, Kristalliner Kalk; Ec, Eozăn, Konglomerate und Sandsteine; En, Eozăn, Nummulitenkalke; Es, Eozăn, Sandsteine und Schicfer; F, Bruchlinie. sich in Wcchsellagerung auch Bănke von gelblich rbtlichen leicht zerreib- lichen groben Quarzsandsteinen, welche wieder denjenigen der Măgura sehr ăhnlich sehen. Diese Konglomerat-Sandsteinserie wird nun gegen oben kalkig und geht schliesslich in detritischen Nummulitenkalk iiber, welcher besonders in der Umgebung der Quelle auf der Seite des Rebratales, im Talkopf des Izvorul Gușetului, gut aufgeschlossen erscheint. Die Nummu- litenkalke werden oft auch sandig, haben graubraune Farbe und entsprechen nicht so sehr den reinen Riffkalken als vielmehr den kalkigen detritischen Einlagerungen in den Sedimenten der Schelfzone, wie z. B. an der Măgura Mare. Uber den Nummulitenkalken folgt eine Serie von brăunlich-blăulichen Sandsteinen, welche nach oben Wechsellagerungen mit diinnen Mergel- und Schieferschichten aufweisen. Diese Serie erinnert petrographisch mehr 17* Institutul Geologic al României 100 THEODOR KRÂUTNER 260 an die Sandsteine und Schiefer der neritischen Zone, jenseits der Zone der Riffkalke. Das Streichen dieser Eozănablagerungen betrăgt N 400 W, die Konglomerate weisen ein schwăcheres Einfallen, die Kalke und Sandsteine jedoch ein stărkeres, von ca 400 gegen SW auf. Am Hang gegen den Vrf. Oprișeasca zu folgen auf die Sandsteine mit Mergelzwischenlagen unver- mittelt wieder Chloritschiefer, welche dasselbe Streichen und Fallen wie die eozăne Serie aufweisen. Da sich die Schichtfolge des Eozăns gegen SW nicht wiederholt, so handelt» es sich hier nicht um eine Einfaltung, sondern die Chloritschiefer treten entlang einer Bruchlinie in Kontakt mit dem Eozăn. Das Eozăn ist in der Transgression iiber die Schelfzone nicht gefaltet. Es scheint dies auch beim Vorkommen an der Oprișeasca nicht der Fall zu sein, sondern es hat den Anschein, als ob sich hier die Eozănscholle entlang der Bruchlinie schief gestellt habe und so durch den Bruch zwischen die kristallinen Schiefer eingeklemmt wurde. Diese Scholle befindet sich 4,5 km vom heutigen Westrand des kristallinen Massives entfernt. Bis wenig- stens auf diese Entfernung hin war also das Kristallin von W her von Eozăn bedeckt, wobei es uns als wahrscheinlich erscheint, dass das Eozăn nur in Form von Buchten und Golfen so tief in das kristalline Massiv eindrang. Die Eozănscholle der Oprișeasca bietet den Beweis des Vorhandenseins posteozăner Bruchbewegungen, die nicht nur auf die Rănder des kristallinen Massivs beschrănkt sind, sondern sich auch ziemlich tief in das Innere ver- folgen lassen. Da durch diese Bruchbildungen Schrăgstellung der Eozăn- schichten bis zu 400 vorkommen, wie wir oben gesehen haben, so diirfte es schwer sein, im Rodnaer Gebirge von prăeozănen Landoberflăchen grosserer Ausdehnung zu sprechen, wie dies E. de Martonne (34) und Nordon (38) zu tun geneigt sind. 6. Oligozăn. Die Abgrenzung zwischen Eozăn und Oligozăn ist in den Randgebieten des Rodnaer Gebirges nur schwer zu ziehen. A. Koch (22) hielt die Lithothamnienkalke von Parva, im SW’ des Rodnaer Gebirges fiir ein Ăquivalent der unteroligozănen Hoja-Schichten, wăhrend er die dunk- len, bituminosen, fischschuppenfiihrenden Schiefer von Parva seinen Nagyi- londaer (Ileanda Mare) Schiefern, also dem Mitteloligozăn zurechnete. Im Becken von Borșa sind die fischschuppenfiihrenden Schiefer ebenfalls be- kannt und bereits von Zapalowicz (67) dem Oligozăn, den Menilitschiefern, zugerechnet worden. Die Schwierigkeit der Abgrenzung liegt darin, dass auch im Eozăn (z. B. bei Săcel, im Valea Izei), in der oberen Abteilung schwarze Schiefer vor- kommen, eine Tatsache, die fiir dieses Gebiet bereits Zapalowicz (67) und J. v. Bockh (3), bekannt war. Es wurde bereits oben ausgefiihrt, dass fiir die schwarzen Schiefer von Sângeorz-Băi auch nicht entschieden werden kann, ob sie dem Eozăn oder dem Oligozăn zugehoren. jA Institutul Geologic al României igrZ z6i DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) ioi Am besten lăsst sich das Oligozăn noch im N, im Becken von Borșa ab- trennen, da es hier als măchtig entwickelter schieferiger dunkler Komplex den eozănen Birtiu-Sandstein im Liegenden von dem aquitan-oberoligo- zănen Borșa-Sandstein im Hangenden trennt. Fossilien sind aus dem Oli- gozăn nirgends bekannt, wenn man von einigen stratigraphisch ganz wert- losen MeZeita-Schuppen absieht. Im W des Rodnaer Gebirges macht die Abtrennung des Oligozăns grosse Schwierigkeiten. Im Valea Lușca Gerția ist ein Horizont von blaugrauen dunkleren Schiefern aufgeschlossen, welche dem Oligozăn angehbren konnten. Die schwarzen Schiefer von Parva, welche ziemlich oft MeZeZta-Schuppen fiihren, werden von uns in Ubereinstimmung mit Koch auch ins Oligozăn gestellt, wăhrend wir die Kalke von Parva, die Koch (22) den Hoja-Schichten zugerechnet hatte, ins Eozăn stellen. Noch unubersichtlichei- liegen die Verhăltnisse im S, in der Umgebung von Rodna Veche und Sângeorz-Băi, wo eine măchtig entwickelte Mergel- serie die nach oben in Sandsteine iibergeht, von I. Popescu-Voitești (42) ins Eozăn gestellt wird. Am Kontakt mit den Daziten scheinen diese Mergel und Schiefer schwarz gebrannt und es finden sich in ihnen Fischschuppen. Wie bereits erwăhnt, steht das Alter dieser Serie noch nicht eindeutig fest. 7. Oberoligozân-Aquitan. Im Becken von Borșa, im N des Rodnaer Gebirges, folgt auf die mitteloligozănen Fischschiefer ein sehr măchtiger Komplex grauer, glimmeriger, gut geschichteter bis gebankter Sandsteine in hăufiger Wechsellagerung mit grauen Tonschiefern, der von Zapalowicz (67) in das Oberoligozăn gestellt und Borșa-Sandstein genannt wurde. lin S und SW des Rodnaer Gebirges besitzt dieser Sandstein ebenfalls eine sehr weite Verbreitung. Er stimmt mit jenem aus dem Becken von Borșa petro- graphisch gut iiberein und lăsst sich auch sonst auf weite Strecken im Sie- benbiirgischen Becken verfolgen. Von Koch (22) wurde dieser Komplex als Aquitan bezeichnet und in das Oberoligozăn gestellt. In unserem Gebiet findet er sich z. B. sehr gut ausgebildet in den nord- lichen Nebentălern des Someșul Mare z. B. im Valea Sălăuței, Valea Lușca Gerția, und im Valea Rebrei, unterhalb von Parva. Fossilien sind aus diesem Komplex ausser Spuren von Bohrwiirmern (Teredo norwegica) und ver- kohlten Pflanzenresten, nicht bekannt. Dieser Komplex besitzt eine grosse Măchtigkeit, circa 1500 m—2000 m. Er weist ein sehr konstantes flaches Einfallen gegen das Siebenbiirgische Becken auf. Im Valea Rebrei und im Valea Sălăuței steht dieser Sandstein ununterbrochen in grosser Einformigkeit 15 km weit an. Die Abgrenzung dieses Komplexes gegen oben, gegen das Burdigal, ist ebenfalls sehr unsicher und willkurlich. In den oberen Horizonten schalten sich hie und da Konglomeratbănke ein, welche als Be- ginn der Burdigaltransgression gedeutet werden konnen. Darauf folgt dann A Institutul Geologic al României \JGR/ 102 THEODOR KRĂUTNER 262 wieder eine recht einformige Sandstein- und Schieferserie, welche von der unteren, wie bereits A. Koch (22) bemerkte, nur dadurch unterschieden ist, dass in ihr die Schiefer allmăhlich die Oberhand iiber die Sandsteine erlangen. Die Sandsteine werden dabei dunner und verwittern auch leichter. Die ge- ringere Harțe und die leichtere Verwitterbarkeit des Materials gibt sich auch in der inorphologischen Form kund. Die Berge und Hănge, besonders im N des Valea Someșului Mare werden flacher und sanfter. Vor aliem ist das Verwitterungsmaterial als Schutt sehr mobil und so wird dies von Burdigal eingenommene Terrain durch hăufige Rutschungen und durch grosse Schutt- kegel der Wildbăche charakterisiert. 8. Pleistozân-Diluvium. Im N des Rodnaer Gebirges sind die Tertiărfor- mationen des Beckens von Borșa zum grossen Teii von einer alten, wahr- scheinlich pleistozăn-diluvialen Landoberflăche eingeebnet, besonders von Borșa bis gegen Săcel hin. Wie in dem tektonischen Teii gezeigt wird, ist der nordliche Randbruch des Rodnaer kristallinen Massives sehr junger Entstehung, ebenso die dadurch eintretende Schrăgstellung des kristallinen Blockes von N nach S. Durch diese Schrăgstellung entstand eine grosse orographische Niveau differenz zwischen dem gehobenen nordlichen Teii des kristallinen Massives und dem Becken von Borșa, welche auch heute noch entlang dieses Randbruches in auffălliger Klarheit besteht. Infolge dieser grossen Niveaudifferenz setzte nach der Hebung eine ăusserst lebhafte Erosion an dem Steilrand ein, der eine măchtige Schuttablagerung auf der eingeebneten Flăche im Norden des Borșaer Beckens entsprach. So finden wir heute fast alle siidlich der Borșa-Vișău gelegenen Flănge und Riicken, die gegen S an den hochaufragenden kristallinen Florst grenzen, bedeckt von măchtigen Schotterlagen kristalliner Gesteine, die besonders schon ausge- bildet sind am Dealul Brezoi (am Passiibergang der Strasse aus dem Valea Izei in das Valea Borșei beiMoisei), beim Klosterim Izvorul Negru und am Dealul Brustur. Neben den Schottern finden sich auch măchtige Massen von Lehm und Sanden. Die Bedeckung geht oft so weit, dass oft nicht einmal mehr in den Tălern und Wasserrissen Aufschliisse der Tertiărserie vorhanden sind. Sie scheinen jedoch vorglazialen Alters zu sein, da in ihnen die Tăier erodiert sind und viei tiefer liegen, z. B. das Valea Drăgușului und das Valea Repede. Zur Gla- zialzeit haben die Tăier des Rodnaer Gebirges zum grossen Teii bereits ihre heutige Form gehabt, die nur noch im oberen Teii glazial umgestaltet wurde. Da im Becken von Borșa jedoch das ganze Miozăn und Pliozan fehlt, so ist es unmbglich, hier Anhaltspunkte fiir das genaue Alter dieser Bildungen zu gewinen. 9. Terrassen. Die Terrassen sind in unserem Gebiet hauptsăchlich im Tal des Someșul Mare ausgebildet. Das Tal des Someșul Mare folgt nach Institutul Geologic al României 263 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) TO3 seinem Austritt aus dem kristallinen Massiv oberhalb von Șanț zunăchst ziemlich genau dem siidlichen Bruchrand des kristallinen Massivs. In der Gegend von Anieș hingegen tritt es gănzlich in das terțiare Becken von Bâr- gău ein, ohne das Kristallin noch einmal zu erreichen. Im Abschnitt vom Austritt aus dem kristallinen Massiv bis nach Șanț lassen sich im Valea So- meșului bloss Reste einer einzigen Terrasse feststellen. Das Flussbett ist hier sehr eng. In der Gegend von Șanț verbreitet sich das Flussbett sehr und die Terrasse erlangt besonders bei der Miindung des Valea Cobășelului eine grosse Ausdehnung. Nachdem sich das Tal gegen Rodna Veche zu wieder verengt, werden auch die Reste dieser Terrasse kleiner, sind aber allenthalben noch anzutreffen. Bei Rodna Veche erweitert sich der Someș wieder sehr bedeutend, welche Erweiterung auch talabwărts gut anhălt und infolgedessen auch die Terrassenbildung begiinstigt. Bei Sângeorz-Băi, besonders bei der Miindung des Valea Cormaiei lassen sich deutlich drei Terrassen unter- scheiden, welche in 470, 520 und 560 m Hohe liegen. Die zwei oberen diirften wohl diluvialen, die untere alluvialen Alters sein. Zur năheren Altersbestim- mung fehlen alle Anhaltspunkte. III. DIE TERTIĂREN ERUPTIVGESTEINE ALLGEMEINES UND HISTORISCHES Die jungen tertiaren Eruptivgesteine des Rodnaer Gebirges liegen in der direkten NW-Fortsetzung der grossen Eruptivkette Căliman-Hărghita und haben weiter nach NW ihre Fortsetzung in den eruptiven Massen von Baia Mare und den Munții Gutinului und Oașului. Die geologische Entwicklungsgeschichte dieser Eruptivkette ist noch wenig geklărt, obwohl dies Gebiet seit Richthofen (53) 1860 Gegen- stand geologischer und petrographischer Forschungen war. Bereits die altesten Forscher, wie Richthofen (53) versuchten eine Altersfolge der verschiedenen Eruptionen festzustellen, wobei nach Richthofen die Differentiation von sauer zu basisch ging und mit Basalten abschloss. Hauer und Stache (18) teilen die Rhyolitgruppe Richthofen’s in zwei Gruppen, in die der ălteren Quarztrachyte (Dacite) und die der jiingeren Quarztra- chyte (Rhyolite). Fur den nordlichen moldauer Teii des Călimangebirges brachte S. Athanasiu (74) eine Gliederung; nach ihm begannen die Erup- tionen ebenfalls mit sauren Gesteinen (Trachyten und Daci ten), worauf sich dann in mehrfacher Wechsellagerung mit Tuffen und Agglomeraten Decken von immer basischer werdenden Ergiissen von Amphibol- und Pyro- xenandesiten legten, ■ - Institutul Geologic al României \JCR/ io4 THEODOR KRĂUTNER 264 Das Alter der Eruptionen wurde fur das Gebiet der Căliman-Hărghita folgendermassen begrenzt: Die ăltesten Eruptionen durchbrechen das Eozăn, die jiingsten Tuffschichten hingegen wechsellagern im S der Harghita mit dazischen Sedimenten. Neuere Studien von J. v. Szâdeczky (116) haben ergeben, dass es sich in der Hărghita und im Căliman um viele kleine aneinander gereihte Eruptiv- zentren handelt und infolgedessen die Verbreitung der einzelnen Eruptiv- und Tuffgesteine sehr unregelmăssig ist. Fur das Călimangebirge wies O. Nichita (94) in einer neueren Studie zwei Eruptionszyklen nach. Einen ălteren, der aus petrographisch sehr mannigfaltigen Gesteinen, Daciten, Andesiten, Porphyriten usw. sowie vielen Tuff- und Agglomeratbildungen, welche die einzelnen Eruptionszentren umhullen, besteht. Ein jiingerer Zyklus lieferte eine einheitliche, iiber den ălteren Eruptionen liegende Lava- decke von basischem Augit-Andesit. Im Bârgăuer und Rodnaer Gebirge sind nur Glieder des ălteren Zyklus bekannt. Die grosse, obere, jiingere Lavadecke, welche dem Călimangebirge seinen so ausgeprăgten morphologischen Charakter aufdruckt, fehlt im Rodnaer und Bârgăuer Gebirge, was sich auch auf den ersten Blick morpho- logisch zu erkennen gibt. Das einformige Sandstein- und Schieferbecken des Bârgăuer Gebirges wird von einzelnen isolierten Kegeln iiberragt, welche aber nicht so sehr Quellkuppen und Stratovulkanen, als vielmehr stockformig in das Sedimentar eingedrungenen Eruptivmassen entsprechen, welche seit- lich măchtige, mehrfach iibereinander sich wiederholende Lagen von An- desitdecken lakkolithartig in das aufgeblătterte Nebengestein entsenden, Krâutner (89) und Gherman (79). Es hat den Anschein, als ob hier das Eruptiv durch die dariiberliegenden Sedimentmassen in seiner Ausbreitung gehindert wurde und es hier deshalb mehr zur Bildung intrusiver, lakkolith- artiger Stocke als zu Deckenergtissen oder Quellkuppen kam. Die Eruptiv- vorkommen setzen sich auch in das kristalline Massiv des Rodnaer Gebirges in Form von Găngen und Stbcken fort. Besonders auffăllig ist das Vorkommen der Eruptiva an dem komplizierten siidlichen Randbruch des Rodnaer Kristal- lins. Hier konnen die Eruptivas zum grossen Teii als an diesen Randbriichen emporgedrungen aufgefasst werden. Die Vorkommen im Innern des kristal- linen Massivs sind naturgemăss schwerer mit erkennbaren Brtichen in Ver- bindung zu bringen. Was nun die Nomenklatur und die Systematik der Eruptivgesteine des Hărghita-Căliman-Gebirges anbetrifft, so stammt die erste Klassifikation von Richthofen (53), welcher der Altersfolge nach folgende Gruppen unter- scheidet (1860): 1. Gruppe der Basalte ; 2. Gruppe der Rhyolite ; 3. Gruppe der grauen Trachyte ; 4. Gruppe der Griinsteintrachyte. Im Rodnaer Gebirge bezeichnete Richthofen (53) als Rhyolit das Gestein von Sângeorz-Băi und dasjenige des Ilvatales (beim heutigen Tunnel). Aus- ' M Institutul Geologic al României IGR/ 265 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 105 serdem beschrieb er aus dem Rodnaer Gebirge noch Griinsteintrachyte. Hauer und Stache (18) folgen 1863 in ihrer «Geologie Siebenbiirgens» in grossen Ziigen der Einteilung Richthofen’s, dabei sondern sie jedoch einen Teii der von Richthofen zu den Rhyoliten gestellten Gesteine ab und ver- einigen ihn mit einigen von Richthofen als Griinsteintrachyte bezeichneten Gesteinen, die aber auch quarzfiihrend sind, zu einer besonderen Gruppe, den ălteren Quarztrachyten, fiir welche sie die Bezeichnung Dacite vorschla- gen, welche sich seither in der Literatur eingebiirgert hat. Sie kommen also zu folgender Einteilung: 1. Gruppe der Basalte; 2. Gruppe der jiingeren Quarztrachyte (Rhyolite); 3. Gruppe der grauen Trachyte ; 4. Gruppe der ălteren Quarztrachyte (Dacite); 5. Gruppe der Griinsteintrachyte. Die Gruppe der jiingeren Quarztrachyte entspricht den Rhyoliten in engerem Sinne, d. h. effusiven, z. T. glasigen, Sanidin fiihrenden Gesteinen, wăhrend die ălteren Quarztrachyte eine kristalline Grundmasse und porphy- risches Geprăge aufweisen. Als Feldspat fuhren sie meist einen Plagioklas. Im Gebiet des Rodnaer Gebirges fehlen echte Rhyolite. Das Gestein des Ilvatales wird von Hauer und Stache (18) zu den Daciten gerechnet, das- jenige von Sângeorz-Băi entspricht auch mehr den Daciten als den Rhyo- liten. Die iibrigen damals aus dem Rodnaer Gebirge bekannten Gesteine wurden den Griinsteintrachyten zugeteilt. Posepny (46) weist 1865 darauf hin, dass die Dacite vorwaltend Biotit, die Griinsteintrachyte hingegen vorwiegend Amphibol fuhren. Gesteine, in denen beide vorkommen, vergleicht er mit den Timaciten und Banatiten Cotta’s (5). Posepny verwendet bereits die Bezeichnung Biotit- und Amphibol- Andesit. 1880 beschreibt Dolter (8) propylitisierte Andesite aus Siebenbiirgen. Ebenfalls 1880 beschreibt A. Koch (20) die jungen Eruptivgesteine des Rodnaer Gebirges und gliedert sie in Anlehnung an die moderne Nomen- klatur und Einteilung von Rosenbusch. Er unterscheidet: Quarzandesite (Dazite) 1. Normale, granitoporphyrische Dacite (Măgura Mică). 2. Rhyolitische Dazite (Cormaia, Valea Măgurei, Maier). 3. Grunsteinmodifikation-Propylit (unterhalb der Prăpastia Dracului im Valea Vinului). Andesite 1. Amphibol-Andesite mit Biotit. a) Normal (Măgura Porcului, Fântâna Haueri, Rodna Veche). b) Grunsteinmodifikation-Propylit (Ilva Mică). 2. Amphibol-Augit-Andesit (Zsigel, Val. Izvor). 3. Biotit-Amphibol-Andesit. a) Normal, (Cormaia, Cioroi, Teabu Debreczin). b) Grunsteinmodifikation-Propylit (Zsigel, Amaliastollen, Ferdinandstollen). A Institutul Geologic al României IGR THEODOR KRĂUTNER 266 Ungefăhr dieselbe Gliederung bringt Koch (19) auch 1900 in seinem Werk « Die Tertiărbildungen der Siebenbiirgischen Landesteile Ungarns, II ». 1885 veroffentlichte Primics (49) seine Arbeit iiber das Rodnaer Ge- birge, wobei er fur die Eruptivgesteine die Einteilung von Koch beibehălt. Er beschreibt: 1. Rhyolitische Quarz-Biotit-Andesite, 2. Granitporphy- rische und porphyrische Quarz-Biotit-Andesite, 3. Amphibol-Andesite und 4. Amphibol-Augit-Andesite. 1907 versucht Rozlozsnik (55) eine Einteilung der jungen Eruptivgesteine von Rodna in zwei altersverschiedene Gruppen, und zwar eine altere Gruppe: quarzfiihrende Dioritporphyrite und eine jiingere Gruppe: granitopor- phyrische Dacite (Quarzdioritporphyrite und Gesteine vom Andesittypus). Nach Rozlozsnik hat die altere Gruppe eine grossere Verbreitung. Sie findet sich auf der Măgura Mare, Măgura Mică, Corni. Sie fiihrt meist Amphibol, selten Biotit. Die jiingeren granitoporphyrischen Dacite fiihren meist Biotit (Tomnatic, Fluorasatal, Debreczeni). Sie werden sehr oft propylitisiert. Die Andesite sind ebenfalls oft in propylitisiertem Zustand zu finden. Diese Altersunterschiede wurden 1923 auch von Szentpetery (61) aufrecht erhalten, indem er die altere Gruppe seinen palăogenen Eruptivas, die jiin- gere jedoch den neogenen Eruptivas einreiht. Weder von Rozlozsnik noch von Szentpetery wird der Versuch gemacht, die Alterszweiteilung zu recht- fertigen und geologisch zu beweisen. Dieses versucht I. Popescu-Voitești (42) und gelangt fiir die Dacite zu einem nacheozănen jedoch voroligozăncn Alter. 1915 beschreibt Weber (65) die jungen Eruptivgesteine des Bergwerkes von Rodna. Er befasst sich auch mit den Eruptivbrekzien. Lațiu (29—30) beschreibt 1926—1929 die Eruptivgesteine des Rodnaer Gebirges mit besonderer Beriicksichtigung der Feldspăte, welche mittelst der Stanciu ’schen Drehtischmethode (Variation der Doppelbrechung) un- tersucht werden. DE VERBREITUNG DER JUNGEN ERUPTIVGESTEINE IM RODNAER GEBIRGE Die in den Bereich unseres Untersuchungsgcbietes fallenden Eruptiv- gesteine tertiăren Alters konnen petrographisch wie folgt klassifiziert werden : 1. Dacite. 2. Kaolinisierte Dacite. 3. Porphyritische Biotit-Amphibol-Andesite. 4. Amphibol-Andesite. 5. Amphibol-Pyroxen-Andesite. Propylitisierte Fazies ist in allen diesen Gruppen bekannt. Was nun die geographische Verbreitung und geologisch-tektonische Institutul Geologic al României 267 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 107 Stellung dieser Eruptivas anbelangt, so tritt vor aliem ihr Zusammenhang mit dem siidlichen Bruchrand des Rodnaer Gebirges hervor. Im W setzen bei Parva in unmittelbarer Năhe des siidlichen und westlichen Randbruches des Kristallins mehrere kleinere Dacitgănge auf, welche, wie besonders deutlich im Valea Vinului gesehen werden kann, den eozănen Schich- ten fast konkordant zwischengelagert sind. Sie sind kaolinisiert, besonders der Dacit an der Sauerquelle « Carpația », zum Teii sind sie auch durch Abschei- dung von Eisenhydroxyd fein gelb gebăndert. Am Westrand des Rodnaer Gebirges tritt am Vrf. Pasca ein grosser, z. T. kaolinisierter Dacitstock auf, der genetisch auch mit dem Vorhandensein einer NE-SW verlaufenden Bruch- linie in Zusammenhang zu bringen ist. Im Valea Cormaiței tritt ein grosser frisch erhaltener Dacitstock auf, der an die Uberschneidung zweier wichtiger Bruchlinien am Siidrand des kristallinen Massivs gebunden erscheint. Mit einer dieser Bruchlinien, und zwar der N-S verlaufenden, steht wahrscheinlich auch das grosse Dacitvorkommen bei Sângeorz-Băi in Zusammenhang. Im Valea Cormaiei (bei der Miindung des Valea Orgei) treten zwei weitere kleine Dacitdurchbriiche im Kristallin auf, ohne dass hier jedoch ein Verhâltnis zu irgendwelchen Briichen festgestellt werden konnte. Im Valea Cormaiei und an der Măgura Porcului wird der Siidbruch des kristallinen Massivs durch einige Amphibol-Andesit-Durchbriiche gekennzeichnet. Zwischen Anieș und Rodna Veche treten in dem Siidteil des kristallinen Massivs mehrere Andesitstdcke auf, die ebenfalls nicht mit sichtbaren tektonischen Linien in Zusammenhang gebracht werden konnen. Die im Izvorul Băilor auftre- tenden grossen Stocke von Amphibol-Andesit und dioritporphyritischem Biotit-Andesit haben ungefăhr E-W Erstreckung und konnen ebenfalls nicht mit tektonischen Linien in Zusammenhang gebracht werden. Ebenso ist dies nicht moglich bei den vielen kleinen Eruptivstdcken in der Năhe des Bergwerkes von Rodna Veche (Valea Vinului). Im Valea Someșului finden sich, zwischen Rodna Veche und Șanț noch mehrere kleine Eruptivvorkommen, meist Amphibol-Andesite, welche z. T. Auslăufer des siidlich davon gele- genen grossen Eruptivmassives des Vrf. Corni sind. Teils treten sie auch an dem S-Bruch des Kristallins auf. Eine besondere Richtung, nămlich NE-SW nimmt ein langgestreckter Stock von porphyritischem Biotit-Am- phibol-Andesit ein, der im SW vom Valea Cormaiei angefangen iiber den Sattel zwischen Muncel und Nedeia Grajdului bis in das Valea Blidăresei (Valea Anieșului) hinuberzieht. Ein weiterer propylitisierter Biotit-Andesit stock wăre noch im Mittellauf des Valea Cobășelului zu erwahnen, welcher ăhnlich wie im Bergwerk von Rodna, in seinem Gefolge eine Mineralisation mit sichbrachte, die mit jener von Rodna identisch ist und auch bergbaulich verwertet wurde. Die im S des Valea Someșului gelegenen, morphologisch gut in Erschei- nung tretenden kuppelformigen Erupțivstdcke, z. B. Vrf. Corni, Măgura, JA Institutul Geologic al României 16 R/ io8 THEODOR KRĂ.UTNER 268 Mare, Măgura Mică, Măgura Sturzilor, die Gesteine des Ilvatales und des Bergriickens zwischen Someș und Ilva ziehen wir hier nicht in den Kreis unserer Betrachtung, obwohl das zum weiter unten folgenden statistischen Studium der Feldspăte verwendete Material z. T. von ihnen stammt. Nen- nenswerte Kontakterscheinungen, die die jungen Eruptivas an den kristallinen Schiefern hervorgebracht haben, sind nicht bekannt. Die eozănen oder oli- gozănen Mergel und Schiefer erscheinen am Kontakt mit den Daciten bei Sângeorz-Băi fast stets gebrannt. In dem Bergwerk von Rodna Veche ist am Rande der Eruptivstocke oft eine ziemlich măchtige Eruptivbrekzie zu sehen, die sowohl aus eruptiven als auch aus kristallinen Schiefern besteht. Propylitisierung ist an mehreren Orten bekannt, vor aliem aber an den Gesteinen des Rodnaer Bergwerkes. PETROGRAPHISCHE BESCHREIBUNGEN i. Dacite. a) Die Dacite von Sângeorz-Băi. Durch die neuen Aufschliisse der C.F.R.-Steinbriiche am Tunnel von Sângeorz-Băi ist der Dacit sehr gut aufgeschlossen. Er bildet hier steile Wănde in einer Front von circa 200 m Lănge. Er wird von der Terrasse des Someșul bedeckt. Ein weiterer Aufschiuss dieses Dacites befindet sich bei der Briicke an der Miindung des Valea Cormaiei in das Valea Someșului. Der Dacit von Sângeorz-Băi ist megaskopisch ein hellgraues Gestein, dessen Grundmasse von grauer Farbe dicht bis sehr feinkornig erscheint. An porphyrischen Einsprenglingen finden sich frische Quarze, grossere, oft etwas triibe Plagioklase und Tafeln von etwas verwittertem Biotit. U. d. M. beobachtet man eine sehr feine Grundmasse von kleinen, meist isomeren Feldspatkornchen von circa 10—15 ,« Durchmesser, seltener lăngliche Feld- spatleistchen von circa 50 ,« Lănge. Dem Feldspat scheint auch etwas Quarz beigemengt zu sein. Weiterhin finden sich in der Grundmasse feine Schiipp- chen eines stark verănderten und zersetzten (chloritisierten) Biotites. Als Einsprenglinge finden sich vor aliem bis 5—6 mm grosse Quarzindividuen, die meist in gerundeten Kornern auftreten und keine Dihexaederformen erkennen lassen. Magmatische Korrosionserscheinungen sind oft vorhanden, Spriinge und Hohlrăume sind besonders in den grossen Quarzen mit Calcit und noch einem farblosen stark doppelbrechenden Mineral erfiillt. Die Feld- spateinsprenglinge sind etwas kleiner als die Quarzkorner, sie erreichen bis zu 3 mm Lănge. Die Kristalle zeigen meist die Flăchen (010) und (001). Zonarstruktur ist nur ganz schwach ausgebildet. Die Plagioklase zeigen 40—47% An. An Zwillingsgesetzen wurde : Albit, Periklin, Karlsbad und Albit-Karlsbad beobachtet. Die Feldspăte sind oft zersprungen, entlang der Spriinge infiltriert -T Institutul Geologic al României \J6RZ 269 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 109 Grundmasse und auch sekundârer Calcit. Als dunkler Gemengteil kommt Biotit vor, der in Schuppen und Tafeln bis zu 2 mm, meist jedoch etwas kleiner, ausgebildet erscheint. Der Biotit ist nie frisch erhalten. Wo seine braune Farbe noch erhalten ist, zeigt er eine feine Aufblătterung. Er hat einen Pleo- chroismus von na : hellgelb, fast farblos, ny : braungelb. Ein weiteres Sta- dium der Verănderung besteht in einer Griinfărbung, bei der der Biotit unter Ausscheidung von kleinen Magnetitkbrnchen in eine chlorităhnliche Masse, oft filzig verwebt, iibergeht. Calcit findet sich dann im Biotit auch ausge- schieden. Erz findet sich sowohl in kleinsten Kbrnchen in der Grundmasse als auch in grbsseren Kornern von 280 /z Grosse. b) Die Dacite des Valea Cormaiței. Das Gestein des Dacitstockes des Valea Cormaiței ist demjenigen von Sângeorz-Băi ăhnlich, doch hat es weniger Quarz und Biotit als Einsprenglinge. Dagegen scheint mehr Quarz in der Grundmasse zu stecken. Die Grundmasse ist etwas grober kristallin als beim vorigen Gestein. U. d. M. beobachtet man in ihr viele kleine Serizit-ăhnliche Schiippchen, vielleicht Kaolin, was sich megaskopisch durch das milchig-weisse, triibe Aussehen der Grundmasse bemerkbar macht. Die Zonenstruktur der Feldspăte ist auch hier nur sehr schwach ausgeprăgt. An An-Gehalt wurde im Feldspat bestimmt 37—43% An. An Zwillings- gesetzen wurden festgestellt: Albit, Aklin-Periklin, Ala, Karlsbad, Albit- Karlsbad. c) Die Dacite des Valea Orgei. Das Gestein von der Miin- dung des Valea Orgei in die Cormaia zeigt eine etwas kaolinisierte Grund- masse und viei Calcitabscheidung, besonders in den Feldspăten. Einige Feld- spăte sind dadurch schon fast ganz aufgelost. Das Gestein zeigt viele Einspreng- linge von Quarz und Plagioklas. Die Plagioklase zeigen gute kristallogra- phische Begrenzung. Der An-Gehalt wurde zu 37—40% An ermittelt, an Zwillingsgesetzen kommen vor: Albit, Manebach, Karlsbad, Albit-Karlsbad. Dieses Vorkommen ist charakteristisch durch das Vorhandensein schbner ganz frischer Biotitschuppen von 1—1,25 mm Lănge mit gut ausgebildeten pleochroitischen Hbfen um Zirkonkristalle. 2. Kaolinisierte Dacite. Die verhăltnismăssig frischesten Typen der kaoli- nisierten Dacite stellen die Dacite des Vrf. Pasca, am W-Rand des kristallinen Massives dar. Megaskopisch sind dies plattig abgesonderte Gesteine von grau- rosenrotlicher Fărbung, die eine sehr dichte, jedoch feinkristalline Grundmase erkennen lassen. Daraus heben sich nur sehr undeutlich einige grossere Ein- sprenglinge vonFeldspat hervor, sowieganz kleine Biotitschiippchen. U. d. M. erweist sich die Grundmasse des Gesteins zusammengesetzt aus kleinen Feld- spatkornchen und Leistchen von circa 15—20 Grosse. Die Feldspatleistchen werden aber auch grosser und erreichen eine Lănge bis zu 150 //. Nach der Methode der maximalen Ausloschung in der Zone (010) bestimmt, entsprechen _ Institutul Geological României I IO THEODOR KRĂUTNER 270 sie einem Andesin. Der Grundmasse ist auch Quarz in kleinen Kornchen beige- mengt. Ausserdem finden sich in der Grundmasse viele feine Schuppchen von Serizit oder Kaolin, in welche einige Feldspăte umgewandelt erscheinen. Ferner finden sich noch leuchtend braune, limonitische (?) oder eisenhydroxydartige Zcrsetzungsprodukte, welche auch in grbsseren Batzen vorkommen. Unter den Einsprenglingen fehlt im Gestein des Vrf. Pașca Quarz. Die Feldspateinspreng- linge sind verhăltnismăssig auch sehr klein, bis 800 /z. Sie sind nur sehr schwach zonar struicrt, sind oft gesprungen und oft stark serizitisiert, wodurch ihre Umrisse undeutlich begrenzt erscheinen. An Zwillingsgesetzen zeigen sie : Albit, Karlsbad und Periklin. Biotit findet sich in frischen, bis 1,2 mm langen Schuppen, mit einem Pleochroismus na : hellgelb, «y : gelbbraun. Ăhnlich diesem Gestein ist auch der unterhalb der Bârlea im Kristallin aufsetzende Dacit, der jedoch viei stărker kaolinisiert erscheint. Er weist besonders eine stark serizitisierte und kaolinisierte Grundmasse auf. Die o Plagioklaseinsprenglinge sind sehr selten und haben 45% An. In diesem Ge- stein finden sich auch Granatkbrnchen von circa 160 /z Durchmesser. In eine Klasse mit diesen Gesteinen kann auch dasjenige aus dem Valea Rebrei, oberhalb der Miindung des Valea Artiriș, gesetzt werden, bei welchem jedoch infolge der Kaolinisierung die Plagioklaseinsprenglinge ganz ver- schwunden sind und von Calcit und Serizit erfullte Hohlrăume tibrig bleiben. In weiter vorgeschrittenen Stadien der Kaolinisierung erhalten die Gesteine eine weisse oder gelblich-weisse, ziemlich dicht aussehende Grundmasse und weisen eine sehr feine gelbbraune Bănderung auf, die durch Einlagerungen von Eisenhydroxyd-Partikelchen zu Stande kommt. Vor aliem sind auch die Plagioklaseinsprenglinge dieser Kaolinisierung ganz zum Opfer gefallen, nur Granat hat sich manchmal in grbsseren Kornern gut erhalten. (Piciorul Prislop, Artiriș). U. d. M. zeigt sich die Einlagerung der Eisenhydroxyd- hăufchen in die feinkbrnige kaolinisierte Quarz-Feldspatgrundmasse, wobei die Verwitterungsprodukte ganz unregelmăssig geformte Batzen bilden und sich streifenweise, dichter und schiitterer, in die Grundmasse einlagern. Granat findet sich auch hier hăufig in grbsseren Kornern. Daneben auch Apatit (?) in Săulchen. Am Artiriș und im Valea Vinului in Parva finden sich grbssere Quarzbipyramiden und auch grosse Plagioklaseinsprenglinge in diesem Gestein. Ăhnliche Dacite finden sich noch im Valea Vinului oberhalb der Carpa- țiaquelle an mehreren Punkten, an der Bârlea, am Vrf. Pașca, im Valea Suru- patului bei Parva. Bei der Carpațiaquelle ist ein solcher Dacitgang durch die auflbsende Wirkung des CO2-hăltigen Quellwassers in reines Kaolin ver- wandelt worden. Die kaolinisierten Dacitgănge von Parva scheinen konkordant in die eozănen Sandsteine injiziert zu sein. Im Valea Vinului folgt im Hangenden des Dacites eine Serie von schwarzen bituminbsen Schiefern, welche von Koch }?_ Institutul Geologic al României IGR/ 271 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 111 (19) als oligozăne Fischschuppen-Schiefer (Ileanda Mare) angesehen wurden. Der Dacit weist hier, unmittelbar am Kontakt mit den schwarzen Schiefern eine fluidale Randfazies auf. Es ist dies ein sehr feines, deutlich geschichtetes Gestein, worin sehr feine weisse kaolinisierte Bănder mit grauen Lagen wech- sellagern. Man beobachtet megaskopisch vollkommen milchig-triibe grbssere Feldspateinsprenglinge und ebenfalls ganz verwitterte Hornblendeprismen. U. d. M. sieht man eine sehr feine hyalopilitische bis pilotaxitische Grund- masse, die deutliche Fliessstruktur erkennen lăsst. Die Grundmasse besteht aus kleinen Feldspatkbrnchen, darin finden sich derbere Massen von Kaolin und Calcit in grbsserer Verbreitung. Die Grundmasse zeigt eine deutlich schich- tig-fluidale Struktur. Grober struierte Schichten wechseln mit feineren ab. In einem Teii der Grundmasse finden sich Feldspatkbrnchen in unregelmăs- siger Verteilung, jedoch ziemlich dicht eingestreut, die nur bei gekreuzten Nikols hervortreten. Was die Einsprenglinge anbelangt, so sind noch die Konturen grbsserer Plagioklasindividuen deutlich zu sehen, sie sind jedoch alle mit Kaolin, Calcit, Serizit, usw. ausgefiillt. Es finden sich hingegen ganz frische kleinere Quarzeinsprenglinge. Die dunklen Einsprenglinge sind auch nicht mehr erhalten, sondern bloss ihre Konturen sind sichtbar. Sie sind mit unbestimmten Opacit-ăhnlichen Produkten erfiillt. Ebenso sind der Form nach auch Reste von Biotit zu erkennen. 3. Porphyritische Biotit-Amphibol-Andesite (Dioritporphyrite). Die Biotit- Amphibol-Andesite besitzen eine ausgesprochen porphyrische Struktur, welche vor aliem durch die grossen Plagioklaseinsprenglinge hervorgerufen wird. Daneben lassen sich noch grosse Biotittafeln, oft in dicken Packeten auftretend und kleine Hornblendeprismen beobachten. Die Grundmasse ist fiir das freie Auge kryptomer, dicht, jedoch nicht glasig und von hell- grauer Farbe. Die Biotit-Amphibol-Andesite bilden vor aliem zwei grosse Stbcke. Der eine findet sich im Valea Băilor, nbrdlich von Rodna Veche zwischen km 5 und 6, in E-W Erstreckung. Der zweite grosse Zug findet sich im Valea Cormaiei, von wo er gegen NE bis in das Valea Blidăresei zieht. Kleinere Stbcke finden sich beim Bergwerk von Valea Vinului, am Muntele Beneș und im Valea Cobășelului. Als Typ kann das Gestein des Izvorul Băilor, km 5—6 angesehen werden. U. d. M. erweist sich die Grundmasse als sehr fein mikrokristallin. Bei starker Vergrbsserung erkennt man, dass kleine circa 20 p grosse Feldspat- kbrnchen und Leistchen sehr dicht in einer grauen isotropen Glasbasis (?), liegen. In dieser Grundmasse finden sich grosse Einsprenglinge von Plagio- klas, es wurden an Grossen gemessen : 1,25—1,75—2,50—4,50 mm Lănge. Die Plagioklase weisen eine ausgezeichnete dunnschalige Zonenstruktur auf; sie sind zum grbssten Teii frisch, doch zeigen einige Individuen besonders A Institutul Geologic al României ICRN I 12 THEODOR KRÂUTNER 272 im Zentrum ein serizitisches Haufwerk. Bei anderen Individuen sind diese autometamorphen Verwitterungsprodukte mehr auf randliche Zonen be- schrânkt. In den grosseren Plagioklas-Individuen treten bis 15 Rekurrenzen in den Zonen auf. Die Plagioklase zeigen 35—45% An. Die Verzwilligung ist ăusserst reich. Es wurden festgestellt: Albit, Aklin-Periklin, Manebach, Karlsbad, Albit-Karlsbad, Albit-Ala. Als weitere Einsprenglinge fallen Packete von Biotittafeln auf, welche bis 3 mm Grosse erreichen. Der Pleo- chroismus ist: na : hellgelb, und ny : dunkelbraun-griinlich, fast schwarz. Der Biotit ist fast stets gut und frisch erhalten, doch finden sich in weniger frischen Handstiicken auch beginnende Umwandlungen in Chlorit. Zahlen- măssig iiberwiegen iiber den Biotit die Hornblendeeinsprenglinge, deren Prismen bis iiber 2 mm Lănge erreichen, die jedoch, ebenso wie auch der Biotit und der Plagioklas in der Grosse alle Ubergănge bis zu kleinen 0,1 mm grossen Individuen aufweisen. Die Hornblende ist nie als solche frisch in diesen Gesteinen erhalten, sondern stets vollkommen in ein unregelmăssiges Haufwerk von Chlorit, Calcit, Serizit, Titanit und Magnetit umgewandelt. Magnetit findet sich auch ausserhalb der Hornblenden, isoliert in der Grund- masse liegend, in Form grosserer Kbrner. Das Gestein des zweiten grossen Stockes im Valea Cormaiei-Pârâul-Por- cărețu sowie dasjenige der iibrigen kleineren Stocke stimmt mit demjenigen des Izvorul Băilor iiberein, nur sind manchmal (Pârâul Porcărețu) die Feld- spateinsprenglinge grbsser und die Grundmasse hat keine Glasbasis. In der Nahe des Bergwerkes von Valea Vinului (Rodna) finden sich diese Gesteine in einer propylitisierten Abart. Die Grundmasse des Gesteines zeigt dabei eine dunkelgraugriinliche Fărbung, weil besonders auch die Feldspăte der Grund- masse von der propylitischen Umwandlung ergriffen werden. Die dunklen Gemengteile Biotit und Amphibol sind vollkommen in Chlorit, Calcit, Magnetit, Titanit und Serizit umgewandelt. Die Biotit-Amphibol-Andesite stellen Ubergănge zu den Daciten dar und unterscheiden sich von den amphibolfiihrenden Daciten, z. B. jenen des Ilvatales beim Tunnel, nur durch das Fehlen von Quarzeinsprenglingen. Dabei scheinen die Einsprenglinge auch etwas grosser zu sein als bei den Daciten. Von den oben beschriebenen Biotit-Daciten des Rodnaer Gebirges unterscheiden sie sich weiterhin durch die dunklere Farbe der Grundmasse und durch ihren reichlichen Gehalt an Amphibol. 4. Amphibol-Andesite. Die Amphibol-Andesite des Rodnaer Gebirges weisen meist eine dunkle, graugriine Grundmasse auf, welche kryptomer erscheint und immer mikrokristallin ausgebildet ist. Als Einsprenglinge finden sich Hornblendenadeln von 2—3 mm, sehr selten solche von 5 mm Lănge. Der Feldspat tritt als Einsprengling weit hinter dem Amphibol zuriick, meist ist er iiberhaupt nur in der Grundmasse enthalten. Die einzelnen 273 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 113 Typen der Amphibol-Andesite variieren so stark, dass eine gesonderte Be- schreibung der einzelnen Typen gegeben werden muss. a) Amphibol-Andesit von der Spitze der Măgura Porcului. Das Gestein hat eine dunkelgraue Farbe, kryptomere Grund- masse, an Einsprenglingen viele Prismen von Hornblende und weniger Plagio- klas. U. d. M. erscheint die Grundmasse mikrokristallin, gebildet von gros- seren, undeutlich ineinander ubergehenden Plagioklaskornchen und kleinen Kornchen von Magnetit und Augit (wie am Opacitrand der Einsprenglinge). Die Plagioklas-Einsprenglinge sind fast nie frisch erhalten. Zonenstruktur in mehrfachem Wechsel ist zu beobachten. Die Plagioklase heben sich als Einsprenglinge nicht deutlich von der Grundmasse ab, weil sie selbst sehr oft von Serizit-Chlorit-Calcithaufwerken erfiillt sind. Der Amphibol bildet die hăufigsten Einsprenglinge, in Form von Prismen, die eine Lănge von 2,5 mm erreichen konnen, jedoch meist nur i—1,5 mm Lănge aufweisen. Die Amphibole haben einen Pleochroismus von na : gelb-brăunlichgriin, : brăunlichgriin, ny : olivbrăunlich. Die Ausloschung ny : c = 10—120. Die Amphiboleinsprenglinge sind von einem schmalen, aber sehr gut ausgebildeten Opacitrand, gebildet aus feinen Kornchen von Magnetit und Augit, umgeben. b) Amphibol-Andesit des Valea Cormaiei. Am siid- lichen Randbruch des Kristallins tritt im Valea Cormaiei ein kleiner Amphi- bol-Andesitstock auf, der megaskopisch eine dichte graugriine Grundmasse zeigt, in der sich viele Flornblendeeinsprenglinge und nur wenige Plagioklase befinden. U. d. M. erweist sich die Grundmasse von typisch pilotaxitischer Struktur und besteht aus leicht fluidal angeordneten Plagioklasleistchen, welche eine Lănge von circa 100 /z im Durchschnitt erreichen und manchmal noch grosser werden. Es finden sich alle Llbergănge bis zu einer Grosse von 350—480 /«, welche Feldspăte dann schon den Charakter von kleinen Ein- sprenglingen aufweisen. Feldspăte, welche sich von der pilotaxitischen Grund- masse als Einsprenglinge gut abheben, fehlen vollkommen. Die Feldspat- leistchen der Grundmasse weisen in der symmetrischen Zone senkrecht (010) eine maximale Ausloschung von circa 25—30° auf und entsprechen demnach dem Labrador. In der Grundmasse dieser Gesteine finden sich noch kleine gelblich braune limonitische Verwitterungsprodukte und kleine schwărzliche Korner von Erz. Die Amphibol-Einsprenglinge bilden ziemlich gedrungene flach tafelige Individuen, die nur einen schwach ausgeprăgten Pleochroismus na : farblos-griinlich, : griinlich, ny : brăunlich-griinlich aufweisen. Die Ausloschung der Hornblende ny : c = 20—250. c) Amphibol-Andesite des Izvorul Băilor. Es sind dies ebenfalls dunkle Gesteine, die grossere Amphibolprismen als Einspreng- linge erkennen lassen. Plagioklas ist in Form grbsserer Einsprenglinge seltener vorhanden. Institutul Geological României THEODOR KRĂUTNER 274 114 U. d. M. erweist sich de Grundmasse ebenfalls als holokristallin, zusam- mengesetzt aus kleinen Feldspatkornchen, zwischen welchen dann auch grbssere Plagioklasleisten liegen und einen Ubergang zu den seltenen gros- sen Plagioklaseinsprenglingen vermitteln. Ausserdem finden sich in der Grundmasse Biotit (?), Fe-hăltige Verwitterungsprodukte undErz. Die grbs- seren Feldspateinsprenglinge sind oft nicht mehr frisch erhalten, sie weisen eine ausgeprăgte Zonenstruktur, jedoch wenig Rekurrenzen auf, die Uber- gănge sind mehr stetig. Der An-Gehalt wechselt dementsprechend stark in ein und demselben Individuum. So wurde gemessen : 55—85%, 55—72%, 60 — 70% An. Die Feldspăte entsprechen also dem Labrador-Bytownit. An Zwillingsgesetzen wurden bestimmt: Albit, Karlsbad, Albit-Karlsbad, Aklin-Periklin, Banater Verwachsung. Die Feldspăte sind oft sehr stark serizitisiert. Am Priporul Pietrei Albe sind die Feldspăte der Amphibol- Andesite besonders stark zonar struiert. Es wurde gemessen 55—60%, 85—90% An. An Zwillingsgesetzen kommen daselbst vor : Albit, Albit-Karl- sbad, Karlsbad, Periklin-Aklin. Die Hornblende bildet viele prismenformige, sehr unregelmăssige, oft auch zerbrochene Einsprenglinge. Der Pleochroismus ist na : gelblichgrun, «fi : griin, ny : olivgriin. Auslbschung ny : c — 15 — 20°. Die Grosse der Hornblende- prismen betrăgt 2,75—3,25 mm, manchmal, jedoch sehr selten, finden sich auch Prismen bis 5 mm Durchmesser. Diese Gesteine zeigen oft, besonders an den Feldspăten und noch mehr an den Hornblenden, Zeichen beginnender Propylitisierung. Pyroxen findet sich in diesen Andesiten ăusserst selten in Form kleiner Individuen vor. Am Priporul Pietrei Albe kommt in diesen Andesiten auch sehr wenig Biotit vor. d) P r o p y 1 i t i s i e r t e r A m p h i b o 1 - A n d e s i t des Valea Cobășelului. Im Valea Cobășelului (Unterlauf) steht ein Andesit an, der Anzeichen stark fortgeschrittener Propylitisierung zeigt. Die Grund- masse erweist sich u. d. M. als holokristallin aus kleinen unregel- măssigen Plagioklastăfelchen zusammengesetzt. Die grossen Feldspăte sind selten frisch erhalten. Oft weisen sie im Zentrum, gegen den Rând hin scharf abgegrenzt, Anhăufungen von Serizit auf, oft sind die Feld- spăte auch ganz in Serizit umgewandelt, besonders die grosseren Individuen. Die kleineren Einsprenglinge sind meist etwas frischer erhalten. Zonarstruktur ist gut ausgeprăgt. Der An-Gehalt betrăgt circa 48—54% An. (Gemessen mittelst der Rittmann’sehen Zonenmethode in der Zone (010). Die grossen Hornblendeeinsprenglinge sind als solche nicht mehr erhalten. Die Horn- blenden sind alle in eine hellgriine Masse verwandelt, unter Ausscheidung von viei Calcit und Magnetit. In vielen Făllen sind nur noch Pseudo- morphosen, von Calcit erfullt, ubrig geblieben. Das Gestein enthălt auch viei Magnetit. Institutul Geological României 275 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) '■5 5. Amphibol-Pyroxen-Andesite. Die Amphibol-Pyroxenandesite haben im Rodnaer Gebirge bloss eine sehr untergeordnete Verbreitung. Sie finden sich an der Fața Tăului, im Valea Someșului, oberhalb von Rodna Veche, als ein- ziges Vorkommen, in welchem der Pyroxen in grosserer Menge vorkommt. Die Amphibol-Pyroxen-Andesite sind megaskopisch dunkle Gesteine, welche zum grossten Teii nur femische Einsprenglinge erkennen lassen. U. d. M. erweist sich die Grundmasse als holokristallin ausgebildet, weist Anklănge an pilotaxitische Struktur auf und besteht aus relativ sehr grossen, 160—350 ,u langen Plagioklasleisten, die dann auch noch weitere Ubergănge in der Grosse bis zu den circa 1 mm langen einsprenglingsartigen Plagio- klasen erkennen lassen. Da aber auch die Grundmasse selbst aus ziemlich grossen Plagioklasleisten besteht und alle Ubergănge bis zu den eigentlichen Einsprenglingen vorkommen, so heben sich diese besonders megaskopisch von der Grundmasse gar nicht ab. Die grosseren Feldspăte weisen einen An-Gehalt von circa 75% An auf, die kleineren Leistchen der Grundmasse sind, der maximalen Ausloschung in der symmetrischen Zone senkrecht (010) nach zu schliessen, etwas saurer und zeigen circa 55—57% An. Die Hornblende bildet bis 1,6 mm lange Prismen. Sie zeigt einen schwach ausge- prăgten Pleochroismus von na : brăunlich-gelblich, n^, ny : braungelb. Die Hornblende zeigt fast immer Resorptionserscheinungen, indem sie sich rand- lich in Chlorit, Augit und Magnetit auflost, ohne aber einen typischen Opacit- rand zu besitzen. Die Ausloschung ny : c = 18—20°. Biotit, der sehr wenig in kleinen Schiippchen, meist in der Năhe des Chlorits vorkommt, scheint aus Hornblende hervorgegangen zu sein. Der Pyroxen bildet kleine gedrun- gene Korner von circa 640 /z Lănge, welche jedoch oft in mehreren Kornern zusammengeballt, als kleine Aggregate vorkommen. Pyroxen ist weniger als Hornblende vorhanden. Der Pyroxen erscheint im Schliff fast farblos; er hat eine Ausloschung von 35—400. Im Gegensatz zur Hornblende weist der Pyroxen nie Resorptionserscheinungen auf. Magnetit ist in diesem Gestein ziemlich viei enthalten. MIKROSKOPISCHES STUDIUM DER FELDSPĂTE AUS DEN JUNGEN ERUPTIVGESTEINEN MIT HILFE DER UNIVERSALDREHTISCH-METHODE Die Feldspăte der jungen Eruptivgesteine des Rodnaer Gebirges wurden einem mikroskopischen Studium mit Hilfe der Fedoroff’schen Universal- drehtischmethode unterworfen. Dabei wurde nach der von M. Reinhard (106) ausgearbeiteten und beschriebenen Arbeitsweise vorgegangen und zur Bestimmung die von demselben Autor veroffentlichten Diagramme beniitzt. Es wurde der Anorthitgehalt der Feldspăte sowie die Zwillingsgesetze be- stimmt und dies Material dann statistisch ausgewertet. Neben den in unserem eigenen Aufnahmsbereich liegenden Gesteinen wurden auch einige benach- iS» Institutul Geologic al României 16 R/ Il6 THEODOR KRÂUTNER 276 barte, nicht mehr in das Gebiet der geologischen Karte fallende Eruptiv- gesteine des Bârgăuer Gebirges (Valea Ilvei u. Sângeorz-Băi) mit untersucht. Wie aus der unten folgenden Tabelle hervorgeht, wurden im ganzen 16 Gesteine, und zwar 3 Biotit-Dacite, 2 Amphibol-Dacite, 1 propylitisierter Dacit, 4 porphyritische Biotit-Amphibol-Andesite, 4 Amphibol-Andesite und 2 Amphibol-Pyroxenandesite untersucht. Es wurden dabei 86 Zwillingsstdcke vermessen. Die Hăufigkeit der einzelnen Zwillingsgesetze ist folgende : I n 86 Zwillingsstocken Albitgesetz .... 66 X = ... • ■ 76,7% Karlsbader Gesetz . 35 X (26 X) = . . • ■ 40,6% (30%) Albit-Karlsbader G. 36 X (18 X) = . . ■ ■ 42,0% (21%) Periklin-Aklin Gesetz 27 X = ... ■ • 31,4% Manebach Gesetz 3 X = ... • • 3,5% Ala Gesetz .... 2 X = ... • • 2,3% Albit-Ala Gesetz . . IX = ... • • 1,2% Banater Verwachsung 3 X = ... • • 3,5% Die gleiche Hăufigkeit des Karlsbader und des Albit-Karlsbader Ge- setzes ist dem Umstand zuzuschreiben, dass fast alle nach dem Karlsbader Gesetz verzwillingten Individuen auch nach dem Albit-Gesetz verzwillingt erscheinen, wobei, wenn die eine Lamelle des Albitzwillings mit dem Nach- barindividuum nach Karlsbad, die zweite Lamelle des Albitzwillings dann jedoch nach Albit-Karlsbad verzwillingt sein muss, ohne jedoch in direkte Verwachsung mit ihm zu treten. Fassen wir jedoch das Albit-Karlsbader bezw. das Karlsbader Gesetz nur dann als zurecht bestehend auf, wenn zwei nebeneinander liegende, mit einander direkt verwachsene Lamellen nach diesem Gesetz verzwillingt erscheinen, so ergibt sich folgende Hăufigkeit: Karlsbader Gesetz . . 26 X Albit-Karlsbader Gesetz 18 X. Diese Zahlen sind in obiger Tabelle in Klammern beigesetzt. Die in Klammern befindlichen Prozentzahlen geben dann entsprechend die pro- zentuelle Hăufigkeit bei dieser Aufteilung an. Da es sich in der Mehrzahl der Falie um intermediare Plagioklase handelt, so konnte das Aklin- vom Periklingesetz nicht unterschieden werden, da die Verwachsungsgsebene des Periklingesetzes (rhombischer Schnitt) bei intermediăren Plagioklasen mit der Verwachsungsebene (001) des Aklingesetzes sehr nahe zusammen- făllt. Es wurde deshalb in der Tabelle die Bezeichnung Aklin-Periklin ver- wendet. Zweifelhafte Fălle, in denen das Zwillingsgesetz nicht eindeutig bestimmt werden konnte, fanden sich verhăltnismăssig selten. In einigen Făllen konnte bei den basischen Plagioklasen nicht eindeutig entschieden werden, ob die Institutul Geological României 277 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 117 Flăche (010) oder (001) vorlag. In beiden Fâllen fielen die Projektionspunkte auf Kurven der Diagramme, zeigten jedoch einen verschiedenen An-Gehalt an. Die Entscheidung erfolgte in diesen Fâllen auf Grund allerdings nicht ganz eindeutiger morphologischer Merkmale. Das von Lațiu (29—30) als selten auftretend zitierte Baveno-Gesetz wurde von uns kein einzigesmal beobachtet. Wenn wir die Resultate der nachfolgenden Tabelle (An-Gehalt und Zwillingsgesetze) auf die vier verschiedenen von uns unterschiedenen Kate- gorien von Gesteinen : 1. Dacite, 2. Porphyritische Biotit-Amphibol-Andesite, 3. Amphibol-Andesite, 4. Amphibol-Pyroxen-Andesite aufteilen, so erhalten wir folgende Ergebnisse. Der An-Gehalt der Feldspăte in den Daciten und porphyritischen Biotit-Amphibol-Andesiten betrăgt 35—65% An bei den ersten, 35—50% bei den zweiten, bewegt sich also ungefâhr in denselben Grenzen. Der An-Gehalt der Feldspăte der Amphibol-Andesite betrăgt 35—90% An, wobei die extremen Werte auf sehr stark zonar struierte Individuen entfallen, sodass die Mittelwerte zwischen 50—70% An liegen. Ungefăhr in gleicher Weise verhalten sich auch die Feldspăte der Amphibol-Pyroxen-Andesite (40—90% An). Was die prozentuelle Verteilung und Hăufigkeit der Zwillingsgesetze bei den einzelnen Gruppen anbetrifft, so kann beim Albitgesetz eine Abnahme der Hăufigkeit mit zunehmender Basizităt des Gesteines festgestellt werden. Das Karlsbader und Albit-Karlsbader Gesetz hingegen weist eine leichte Zunahme der Hăufigkeit bei zunehmender Basizităt der Gesteine auf. Das Periklin-Aklin Gesetz weist eine rapide Abnahme in den Amphibol- und Amphibol-Pyroxen-Andesiten auf gegeniiber den Daciten und porphyriti- schen Biotit-Amphibol-Andesiten. Manebach, Ala und Albit-Ala wurde von uns nur in den Daciten und den porphyritischen Biotit-Amphibol-Andesiten ange- troffen und zwar in nur sehr geringer Anzahl. Die Banater Verwachsung fand sich selten, sowohl in den Daciten als auch in den Amphibol-Andesiten. Wenn wir als Karlsbader, bezw. als Albit-Karlsbader Gesetz nur jene Falie gelten lassen, in denen die in Komplexstellung befindlichen Lamellen mit- einander direkt verwachsen sind, so sehen wir, dass das Karlsbader Gesetz bei den Daciten, den porphyritischen Biotit-Amphibol-Andesiten und den Amphi- bol-Pyroxen-Andesiten circa 25% ausmacht, wăhrend es bei den Amphibol- Andesiten zu ^5% vertreten ist. Das Albit-Karlsbader Gesetz tritt in den Daciten und den porphyritischen Biotit-Amphibol-Andesiten sehr stark gegeniiber dem Karlsbader Gesetz zuriick. In den Amphibol-Andesiten und den Amphibol-Pyroxen-Andesiten weist das Albit-Karlsbader Gesetz die gleiche Hăufigkeit wie das Karlsbader Gesetz auf. Was die Zonenstruktur der Feldspăte anbelangt, so ist zu bemerken, dass sie in den Feldspăten der Dacite und porphyritischen Biotit-Amphibol-Andesite viei weniger prăgnant in Erscheinung tritt als bei denjenigen der Amphibol- und Amphibol-Pyroxen-Andesite. In den porphyritischen Biotit-Andesiten JA Institutul Geological României IGR/ 118 THEODOR KRĂUTNER 278 ist zwar oft eine bis 7 fache Rekurrenz der Zonen zu beobachten, doch ist der Unterschied im An-Gehalt der einzelnen Zonen sehr klein. Der An- Gehalt betrăgt in den ăusseren Zonen circa 35% in den nach innen gele- genen 38% An. In einem anderen Feldspat desselben Gesteines wurde 40—48% An in der mehrfach sich wiederholenden Zonenfolge festgestellt. In einem etwas propylitischen Dacit des Valea Cobășel wurden von aussen nach innen 11 Zonen mit folgendem An-Gehalt festgestellt: 45—40 —37—47—37—45—38—37—40—40—30% An, wobei besonders der saure Kern erwăhnt zu werden verdient. Beim Amphibol-Andesit der Măgura Mare zeigt die Zonenfolge von aussen nach innen folgende An-Gehalte : 50—45— 40—47—42—55—60% An, in einem anderen Falie 55—50—30—58% An. In den Daciten ist die Zonenstruktur hăufiger in den basischeren Amphi- bol-Daciten als in den Biotit-Daciten anzutreffen. Im Amphibol-Dacit des Valea Ilvei finden wir von aussen nach innen : 48—65—48—44% An. In den Amphibol-Andesiten des Izvorul Băilor sind die Zonen nicht scharf Der Anorthitgehalt der Plagioklase und die Hăufigkeit der Zwillingsgesetze Benennung des Gesteines l'acit des Valea Cormaiței . . Dacit des Val. Cormaia-Orgei . Dacit von Sângeorz-Băi, Stein- bruch ......................... Dacit des Valea Ilvei .... Propyl. Dacit des Valea Cobășe- lului ......................... Dacit des Valea Ilvei .... Porph. Biotit-Amphibol-Andesit Valea Vinului.................... Porph. Biotit-Amphibol-Andesit Izv. Băilor km 5—6 .... Porph. Biotit-Amphibol-Andesit v. Izv. Băilor ................ Porph. Biotit-Amphibol-Andesit Val. Cormaiei.................. Amphibol-Andesit der Măgura Mare........................... Amphibol-Andesit Izv. Băilor km2 Amph.-Andesit Pripor. Pietr. Albe Amphibol-Andesit Muntele Corni Amphibol-Pyroxen-Andcsit, Weg Măgura-Rodna Veche . . . Amphibol-Pyroxen Andcsit Fața Tăului......................... 6 3 2 6 7 6 8 5 8 6 7 5 3 6 6 Zwillingsgesetze Anorthit- Gehalt | Albit Karlsb. Albit- Karlsbad Perikl.Akl. X 0 43 Q c ci 2 C3 Albit-Ala CL) > c w ca 35—40% 3 2 (2) 3 3 I 37—40% 3 1 (1) I I 40—47% 2 I I (1) I 40—48% 5 I I (I) 3 38—49% 6 2 (2) 2 4 I 1 44—65% 5 3 (2) 3 (x) I 45—50% I I 35—45% 5 • M I 4 2 I 37—50% 5 I (I) I 2 38 54% 7 5 (4) 5 4 35—70% 4 3 (2) 2 (2) I I 52-85% 4 3 (3) 3 (1) I I 55—90% 5 4 (4) 5 (4) I 48-64% 3 3 (0 3 (3) 70—90% 4 2 (2) 2 I 40—85% 4 3 (1) 3 (3) Institutul Geological României 279 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 119 abgegrenzt, es gibt dort auch keine Rekurrenzen. Der Ubergang erfolgt stetig z. B. 55—72%, 60—70%, 55—85% An, von aussen nach innen. Was das Verhăltnis der Basizităt zwischen den Plagioklas-Einsprenglingen und den Feldspatkbrnchen und Leistchen der Grundmasse anbelangt, so Institutul Geological României 120 THEODOR KRÂUTNER 280 kann dazu, soweit die Feldspăte der Grundmasse iiberhaupt bestimmt werden konnten, bemerkt werden, dass in den Amphibol-Pyroxen-Andesiten der Fața Tăului die Einsprenglinge 75%, die Feldspăte der Grundmasse circa 55—57% An aufweisen. IV. DIE JUNGE TEKTONIK DES RODNAER GEBIRGES In dem Abschnitt iiber die Tektonik des Kristallins des Rodnaer Gebirges wurde ausgefiihrt, dass die Tektonik des Kristallins, die Bildung der kri- stallinen Schiefer, die Uberschiebung, die mit Faltung verbundene Diaph- thorese palăozoischen Alters ist und mit ihren verschiedenen Phasen dem hercynischen Zyklus angehbrt. An der mesozoischen und tertiăren Bedcckung der kristallinen Masse der Ostkarpathen lăsst sich jedoch auch eine ziemlich intensive jiingere, mesozoische und tertiăre Tektonik erkennen. Diese Tekto- nik hat jedoch den Mineralbestand und die fazielle Ausbildung der kristal- linen Schiefer nicht mehr verăndert, sondern sie entsprach mehr einer ober- flăchlichen Falten- und Bruchtektonik. Uber das Ausmass der in den Kar- pathen so weit verbreiteten mittelkretazischen Bewegung lăsst sich im Rodnaer Gebirge, da hier alle altmesozoischen Sedimente fehlen, nichts bestimmtes aussagen. An dem Aussenrand der kristallinen Masse hat es jedoch den An- schein, als ob diese Tektonik von intensiver Faltung und randlicher Decken- bildung (Digitationen) der altmesozoischen Sedimente gebildet wiirde (Pazdro 103). Etwas verwickeltere Verhăltnisse scheinen im kristallinen Mas- siv der Maramureș vorzuliegen, wo bei Kabola-Polyana auch jurassische Kalke mit Ammoniten in metamorpher Fazies vorliegen und den kristallinen Schiefern eingeklemmt erscheinen (Papp, ioi). Am Innenrand der kristallinen Ostkarpathen finden sich jungmesozoische Becken wie z. B. das Becken von Glodu und von Țibău. Wir haben schon oben gesehen, dass die Schichtfolge im Becken von Glodu vom Cenoman bis zum Untersenon reicht. Diese Becken weisen alle eine sehr starke Faltung, zusam- men mit den kristallinen Schiefern auf. Das Eozăn findet sich in ihnen z. T. gar nicht (Glodu), z. T. ist es deutlich transgressiv (Țibău). Daraus kann auf das Vorhandensein einer senon-postsenonen Faltungsphase, wahrschein- lich der laramischen Phase geschlossen werden. Diese Verhăltnisse sind be- sonders gut an den Răndern des Beckens von Țibău zu beobachten, wo z. B. am Ciarcăn und Podul Ciarcănului lutetiene Nummulitenkalkriffe zur Hălfte auf kristallinen Schiefern, zur Hălfte jedoch auf der gefalteten Cenoman- Turon(?) Serie liegen (Krâutner Th., 25). Wăhrend auf dem Riicken des kristallinen Massivs Diskordanz zwischen Senon und Eozăn herrscht, so ist es weiter im W, im Raum des Lăpușer M Institutul Geological României IGR/ z8i DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 121 Gebirges wohl moglich und wahrscheinlich, dass diese Diskordanz nicht mehr in Erscheinung tritt. Wie wir bereits oben gesehen haben, ist das Eozăn, welches direkt trans- gressiv auf dem kristallinen Massiv liegt, nicht mehr gefaltet, woraus wir den Schluss ziehen konnen, dass das kristalline Massiv in nacheozăner Zeit von keiner Faltung mehr ergriffen wurde, wăhrend die Tertiărbecken an der Innenseite des kristallinen Massivs gefaltet sind. Diese Faltung hat ein posta- quitanes Alter. Diese junge Faltung wurde an den Răndern des kristallinen Massivs von Briichen begleitet, sodass das Kristallin sich nun entlang dieser Randbriiche horstartig aus der tertiăren Umgebung der Becken heraushebt. Wir haben in diesem Kapitel iiber die junge Tektonik vor aliem diese Randbriiche zu beschreiben. Am besten findet sich der Randbruch des kristallinen Massives im N des Rodnaer Gebirges ausgebildet. Bereits auf der Karte von Zapalowicz (67) tritt dieser gerade, vertikale, E-W verlaufende Bruchrand sehr deutlich hervor. Dieser Bruchrand besitzt nicht nur eine lokale Bedeutung fiir das Rodnaer Gebirge, sondern lăsst sich auch weiter nach W verfolgen. So treten bei Săcel an diesem Bruchrand senone Mergel unter dem Eozăn hervor. Weiter im W erscheint die kristalline Schieferinsel der Preluca im N ebenfalls von einem Bruchrand gegen die Tertiărbecken abgeschnitten. Im Becken von Borșa tritt der nordliche Randbruch des kristallinen Mas- sives sehr schon in Erscheinung. Das kristalline Massiv von Rodna erscheint entlang dieses Bruches weit iiber die Tertiărbucht des Borșaer Beckens er- hoben. Dabei erfolgte eine Schrăgstellung des gesamten kristallinen Blockes, mit einer Neigung von N gegen S, die morphologisch sehr schon in Erscheinung tritt und welche die bereits in der Einleitung erwăhnte Assymmetrie im Talnetz des Rodnaer Gebirges bedingt. Das Eozăn des Borșaer Beckens, der soge- nannte Birtiu-Sandstein, steht an diesem Bruchrand ganz steil, die Schichten erscheinen also nach aufwărts verschleppt. Gegen W lăsst sich, wie bereits erwăhnt, dieser Bruch auch noch weiter als das kristalline Massiv verfolgen. Im Valea Izioarei und im Valea Teilor erscheinen entlang dieses Bruches wieder kleine Vorkommen von kristallinen Schiefern unter dem Eozăn. Gegen E hingegen verliert sich dieser Bruch allmăhlich, er geht zunâchst in eine Flexur iiber und noch weiter im E, bereits im Gebiet des Valea Lălii und des Valea Bilei, liegt das Cenoman transgressiv auf dem Kristallin. Der W-Rand des Rodnaer Gebirges weist die geringsten tektonischen Storungen auf. Hier ist die normale ungestorte Transgression des Eozăns auf das Kristallin meist sehr gut zu beobachten. Fiir den W-Rand des kri- stallinen Massives sind kurze, quer zu diesem Rând, also mehr oder weniger E-W verlaufende Querbriiche, die das Kristallin manchmal spornartig in das Tertiărgebiet vorragen lassen, charakteristisch. Diese kleinen Querbriiche setzen sich manchmal auch tief in das Innere des kristallinen Institutul Geologic al României 16 R/ 122 THEODOR KRĂUTNER 282 Massives fort. Im Inneren des kristallinen Massives finden sich auch einige solcher junger Briiche, die aber naturgemăss nur dann zur Beobachtung ge- langen konnen, wenn jiingere terțiare Gesteine vorhanden sind, wie dies z. B. bei dem oben beschriebenen Eozănvorkommen der Oprișeasca der Fall ist. Im siidlichen Teii des W-Randes finden wir in der Umgebung des Vrf. Pasca wieder durch kleine NE-SW streichende Briiche hervorgerufene tekto- nische Komplikationen der eozănen Auflagerung. Entlang dieser Briiche ist auch der Dacitstock des Vrf. Pasca aufgedrungen. Der S-Rand des Rodnaer Gebirges weist die grossten Komplikationen der jungtertiăren Bruchtektonik auf. Bei Parva geht die normale Auflagerung des Tertiârs im Valea Morii mittelst einer Flexur in einen Bruchrand iiber, welcher sich mit fast genau E-W-Streichen bis in das Valea Cormaiei ver- folgen lăsst. Das Kristallin wird hier samt einem schmalen Streifen aufla- gernden Eozăns in der Fazies der Schelfzone und Nummulitenkalke von dem Randbruch vertikal abgeschnitten und stbsst direkt an steilstehende graue blaue Schiefer, die dem Eozăn oder dem Oligozăn entsprechen. Dies kann vor aliem im Talkopf des Valea Măguriței beobachtet werden. Im Valea Cormaiței wird diese Bruchlinie von einer zweiten, N-S streichenden Bruch- linie fast rechtwinklig geschnitten. Im Valea Miruneștilor tritt entlang dieser Linie das Kristallin wieder in direkten Kontakt mit blauen, steilgestellten Schiefern (Eozăn oder Oligozăn). An dem Kreuzungspunkt dieser beiden Briiche drang auch der grosse Dacitstock des Valea Cormaiței-Dealu Orgei an die Oberflăche. Der N-S streichende Bruch lăsst sich auch weiter in das Innere des kristallinen Massives verfolgen ; er biegt dabei gegen NW ab. Auf der Tarnița Dușului ist diese Bruchlinie durch eine kleine Pârtie eoză- ner (?) Schiefer, begleitet von einem kleinen Dacitvorkommen, die zwischen das Kristallin eingeklemmt erscheinen, gekennzeichnet. Ausgehend vom Dacitstock des Dealu Orgei gegen E wird das Kristallin wieder durch einen senkrecht stehenden geradlinigen Bruch begrenzt, welcher iiber das Valea Cormaiei und die Măgura Porcului bis gegen das Valea Caselor zieht. Dieser Bruch kann als die Fortsetzung des bei Parva einsetzenden siidlichen Rand- bruches betrachtet werden, erscheint aber in Verhăltnis zu diesem um fast 2 km nach N versetzt. Diese Versetzung wurde durch den oben erwăhnten N-S streichenden Bruch des Valea Cormaiței verursacht. Der dadurch ent- stehende einspringende Winkel, der z. T. vom Dacitstock des Valea Cormaiței- Dealu Orgei, z. T. von Tertiăr erfiillt ist, tritt auch inorphologisch sehr gut in Erscheinung und kann am besten von dem Weg, der vom Bad Sângeorz in das Valea Cormaiței fiihrt, gesehen werden. Diese zweite, E-W streichende Bruchlinie ist an inehreren Stellen durch das Auftreten von Andesiten markiert, so in dem Valea Cormaiei und an der Măgura Porcului. Entlang dieser Bruchlinie stosst das Kristallin wie abge- șchnitten an eine schwach gegen N fallende Serie von Sandsteinen mit Schie- M Institutul Geological României 16 R/ 283 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 123 ferzwischenlagen, welche sehr stark dem Aquitan (Oberoligozăn) ăhnlich sind, die aber auch eventuell dem Eozăn entsprechen kbnnten. Im Valea Caselor bildet das Kristallin aufs neue einen einspringenden Winkel, das heisst, es wird von einer NE-SW streichenden Verwerfung abgeschnitten. Die beiden Verwerfungen kreuzen sich gerade im Valea Ca- selor. Ostlich davon, im Valea Anieșului ist wieder die normale Auflagerung des Eozăns, und zwar in der Fazies der Schelfzone (Quarzkonglomerate und Nummulitenkalke) gut aufgeschlossen. Diese normale Auflagerung hălt je- doch nur sehr kurz an. Bei Rodna Veche fehlen die Quarzkonglomerate, doch sind Nummulitenkalke und Mergel der Schelfzone beirn Zsigel gut auf- geschlossen. Weiter im E, oberhalb von Rodna Veche, wird das Kristallin von Andesit scharf abgeschnitten, wahrscheinlich auch entlang eines jungen Bruchrandes. Weiter ostlich folgt auf kurze Strecken wieder eine normale Auflagerung des Eozăns ăhnlich wie bei Rodna Veche. Ungefăhr von Șanț angefangen, wird das Kristallin nun wieder durch eine ganz geradlinig verlaufende Bruchlinie, die dem betreffenden Abschnitt des Valea Someșului Mare parallel lăuft und streckenweise mit ihm zusammenfăllt, abgeschnitten. Diese Linie lăsst sich iiber Valea Mare, das Knie des Someșul Mare bis jenseits des Valea Mă- riilor verfolgen. Das Kristallin tritt hier wieder in steilen Kontakt mit Eozăn. Diese Linie wird noch durch einige kleine Andesitdurchbriiche markiert. Was das Alter der tertiăren Falten- und Bruchtektonik anbelangt, so kann nur gesagt werden, dass die Faltung und die Bruchbildung nachaquitan erfolgt ist. Wir glauben, dass die randliche Bruchbildung zeitlich z. T. mit der Faltung im Beckeninneren zusammenfăllt. Die Dacit- und vor aliem die Ande- siteruptionen konnen z. T. ohne weiteres mit diesen Briichen in ursâchlichen Zusammenhang gebracht werden, es wurde sich also fur diese Eruptionen auch ein nachaquitanes Alter ergeben. V. MORPHOLOGIE ALTE LANDOBERFLÂCHEN IM RODNAER GEBIRGE Die ersten modernen morphologischen Studien iiber alte Landoberflăchen im Rodnaer Gebirge stammen von Emm. de Martonne (33—34) und A. Nordon (38). Westlich des Rodnaer Gebirges, im Massiv von Preluca ge- lang es Nordon, eine voreozăne Peneplain aufzufinden, welche nachher transgressiv vom Eozăn in der Faziesausbildung der Turbuczaer Schichten bedeckt wurde. Sehr ăhnliche Verhăltnisse finden wir auch im Rodnaer Ge- birge, wo die Transgression des Eozăns ebenfalls auf einer sehr flachen Flăche Institutul Geologic al României 124 THEODOR KRĂUTNER 284 vor sich geht. Deshalb haben auch Nordon und de Martonne der prăeo- zăncn Oberflăche in Rodnaer Gebirge eine grosse Ausdehnung zugeschricben. Auf der Măgura Mare, im W des Rodnaer Gebirges iiegt das Eozăn in der Tat auf einer ebenen, flach nach W geneigten Abrasionsflăche und zwar ebenfalls in der Fazies der Turbuczaer Schichten, wie in der Preluca. Nordon (38) verlăngert nun diese voreozăne Oberflăche gegen W bis in das Valea Izioarei, wo unter dem Eozăn, das hier nicht in der Fazies der Turbuczaer Schichten, sondern als neritische Sandstein- und Schieferbildung vorliegt, Kristallin zum Vorschein kommt. Gegen E hingegen verlăngert Nordon die voreozăne Oberflăche bis in die Karboden der Tăier westlich des Pie- trosu. Vom geologischen Standpunkt ist dagegen folgendes einzuwenden : Eine Verlăngerung der Abrasionsflăche der Măgura Mare gegen W bis ins Valea Izioarei ist vom geologischen Standpunkt aus unzulăssig. Der Aufbruch des Kristallins im Valea Izioarei ist, wie die Karte zeigt, rein tektonisch und entspricht dem nbrdlichen Randbruch des kri- stallinen Massives von Rodna. Da dieser Aufbruch jedoch jungtertiăren Alttrs ist, so kann er nicht als Anhaltspunkt fiir das Durchgehen einer priieozănen Landoberflăche angenommen werden. Weiterhin fehlt im Valea Izioarei auch die litoral-detritische Ausbildung des Eozăns. Wir glauben, dass zur Zeit des Eozăns zwischen Valea Izioarei und Măgura Mare ein Knick im morphologischen Profil bestand, der sich auch durch die ver- schiedenen Faziesausbildungen des Eozăns kundgibt. Ausser diesem Rand- bruch bietet uns auch die Eozănscholle der Oprișeasca ein sehr gutes Beispiel fiir mannigfaltige posteozăne Blockbewegungen des kristallinen Massivs entlang von Bruchlinien, die sich nicht nur auf den Rând des Kristallins beschrănken, sondern auch im Inneren des Massives festgestellt werden kbnnen, sodass wir mit der Rekonstruktion der voreozanen Oberflăche dort, wo das Eozăn heute fehlt, sehr vorsichtig sein miissen. Es ist im Rodnaer Gebirge ein jiin- geres Relief vorhanden, welches auch das Eozăn selbst einebnet und welches sehr leicht mit der voreozanen Oberflăche verwechselt werden kann. Dies zeigt sich gerade an der Măgura Mare sehr klar. Das Eozăn der Măgura zeigt eine ziemlich weit vorgeschrittene Einebnung, die nicht unbedingt einer strukturalen Oberflăche entsprechen muss. Diese Einebnungsflăche kann nach E bis in die oberen Talbbden der Tăier, bis zum Pietros hin, verfolgt werden. Kiirzlich versuchte R. Mayer (35) eine morphologische Analyse des Rod- naer Gebirges, welche in ihren Schlussfolgerungen sich mehr den in den Ostalpen festgestellten Verhăltnissen năhert. Nach Mayer wăre die ălteste Oberflăche des Rodnaer Gebirges eine gereifte Htigellandschaft in circa 2000 m Hbhe, welche den Hauptkamm und seine Umgebung bildet. Es lăsst sich eine deutliche Neigung dieser Flăche gegen S feststellen, eine Folge der bereits erwăhnten Schrăgstellung des kristallinen Massives, welche durch den nbrdlichen Randbruch bedingt wurde. Das Alter dieser Oberflăche wird Institutul Geologic al României IGR/ 285 DAS KRISTALLINE MASSIV VON RODNA (OSTKARPATHEN) 125 von Mayer mit Burdigal angegeben, so wie auch in den Ostalpen die ăltesten Oberflăchen altmiozănen Alters sind. Der Randbruch muss also, wenn diese Altersbestimmung richtig ist, nachburdigal sein. Ein zweites, im Rodnaer Gebirge weit verbreitetes Niveau wăre nach Mayer die Landoberflăche II, sarmatischen Alters, welche im Rodnaer Kristallin eine Hohenlage von circa 1600 m hat. Sie lăsst sich in einigen Făllen auch in die Karbbden hinein verfolgen. Ihr diirfte auch die Flăche an der Măgura Mare und die Flăchen unter dem Pietrosu angehbren. Die pliozănen Landoberflăchen sind meist nur im S des Rodnaer Ge- birges, in der Gegend des Valea Someșului erkennbar, in 1000 und 900 m Hohe. Im eigentlichen Hochgebirge setzt um diese Zeit bereits eine măch- tige Erosion ein, welche das heutige Talrelief zu schaffen beginnt; die letzțen Anzeichen dieser Oberflăche im kristallinen Massiv sind Reste alter, flacher Talbbden in circa 1000—1100 m Hohe, in die die heutigen Talboden eingetieft wurden. In der letzten Zeit hat sich T. Morariu mit der morphologischen Ana- lyse des Rodnaer Gebirges beschăftigt, seine Beobachtungen liegen jedoch noch nicht verbffentlicht vor, sodass auf sie nicht weiter eingegangen wer- den kann. NEUE BEOBACHTUNGEN UBER DEN GLAZIALEN FORMENSCHATZ DES RODNAER GEBIRGES Die Glazialmorphologie des Rodnaer Gebirges ist verhăltnismăssig gut bekannt. Ausser den ălteren Beobachtungen von Lehmann (31) und Szi- lâdy (62) verdient vor aliem das ausfuhrliche Studium von L. Sawicki (57) Beachtung, welches die Glazialmorphologie des Rodnaer Gebirges auf das Erschopfendste behandelt. Einige neuere Beobachtungen konnte Th. Krăutner (26) gelegentlich eines Sammclreferates iiber die Vergletscherung der Stid- und Ostkarpathen geben. Infolgedessen kann ich mich im Rahmen dieser Arbeit auf die Mitteilung einiger weniger neuer Beobachtungsdaten beschrănken. a) Das Kar im N des Vrf. Țapului (Valea Rebrei). Im Talgebiet des Valea Rebrei findet sich im Norden des Vrf. Țapului ein nach N bis NW exponiertes Kar, welches durch den Izvorul Creții zur Rebra hin entwăssert wird. Das Kar ist sehr einfach gebaut. Es findet sich ein einziger, halbkreisformiger flacher Talboden in circa 1600 m Hohe, der sich flach nach N neigt. Um ihn herum steigen die Karwande regelmăssig, ohne weitere Nebenkare oder auch nur flache Kerben zu bilden, bis zu dem 2000 m hohen Hauptkamm des Vrf. Țapului an. Gegen N schliesst das Kar mit einer 15—20 m hohen Steilstufe, iiber welche, gerade oberhalb des hier voriiberfiihrenden Hirtensteiges, der Izvorul Creții einen Wasserfall bildet. Institutul Geologic al României VIGrȚ 126 THEODOR KRĂUTNER 286 Unterhalb dieses Wasserfalles hat der Izvorul Creții eine typisch V-fbrmige Talform. Es sind keine weiteren Anzeichen einer Gletscherzunge zu sehen. Es hat sich hier also aller Wahrscheinlichkeit nach um ein kleines Firnfeld gehandelt, welches nur bis zu der Talstufe reichte und keine Gletscherzunge hatte. In dieser Beziehung ist dieses Tal den auf der Ostseite des Vrf. Țapului bekannten kleinen Karen ăhnlich. Das Kar des Vrf. Țapului ist das einzige, welches zum Talgebiet des Valea Rebrei hin entwăssert. Die nach S exponierten Talkbpfe der Quelltăler des Valea Rebrei zeigen keine typischen glazialen Karformen. Nur an der S-Seite des Vrf. Buhuiescu-Vrf. Cormaiei lăsst sich eine kleine Eintiefung, die einer Schneewanne ăhnlich sieht, feststellen. b) Valea Buhuiescu (Valea Repede). Wir hatten Gelegenheit, die von Sawicki (57) beschriebenen und gemes- senen schbn ausgebildeten Karboden und Talstufen des zum Talgebiet des Valea Repede gehbrigen Nebentales, des Valea Buhuiescu, an der Ostseite des Pietrosul Mare, nachzumessen, wobei sich gegeniiber den Messungen von Sawicki beachtenswerte Hohenunterschiede ergaben. Sawicki KRĂUTNER Oberster, kleiner geneigter Boden . . — Flach geneigter Boden................. Oberster Karboden........................ 1970 m Oberer See............................... 1955 m Unterer See ............................. 1850 m Unteres Trogtal......................... 1730 m 2017 m 1970 m 1920 m 1910 m 1830 m Mamnkript eingegangen : 23. Febr. 1937. Institutul Geologic al României SCHRIFTENVERZEICHNIS A. DIE AUF DAS RODNAER GEBIRGE SICH BEZIEHENDE LITERATOR i. ATHANASIU, G. Radioactivitd de quelques sources minărales thermales et d’eau douce de Transylvanie, de Crișana et de Banat. Anuarul Inst. Geol. al Rom. Voi. XII, 1927. 2. BEUST, FR. 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Stath. geol. ustavu, Ceskoslo- venske Republiky, 1929, I. Institutul Geological României TAFEL I Institutul Geological României IGR/ TAFEL I Fig- <• Fig. 2. — Der nordliche Randbruch des kristallinen Massivs von Rodna. Im Vorder- und Mittelgrund das Becken von Borșa, Terțiar mit grossen Schutt- kegeln bcdeckt, im Hintergrund das Massiv des Pietrosu (Kristallin) mit steilem Randbruch gegen das Becken von Borșa absetzend (Niveaudiffe- renz Pietrosu-Borșa 1700 m auf 6,5 km horizontalen Abstand). Rechts Măgura Mare, mit prâeozaner, schwach nach rechts geneigter Abrasi- onsflăche, darauf Transgression des Eozăns in litoral-detritischer Fazies. — Liegende Falten von kristallinem Kalk und epizonalen kristallinen Schie- fern im zentralen Teii des Massivs von Rodna. Vrf. Repede, Negreasa, Mihăiasa, gesehen vom Saumweg am Osthang des Vrf. Mireaja und Vrf. Laptelui, Kote 1930. Institutul Geological României Th. Krâutner. Krist. Massiv v. Rodna Tafel I Vrf. Pietrosului Măgura mare 2305 1601 Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XIX. Repr. Krafft & Drotlc# s. a, Sibiu Institutul Geological României IGR / TAFEL II TAFEL II Fig. i. — Vrf. Repede, 2075 m. Oben eine kleine liegende Falte von kristallinem Kalk, darunter zieht ein măchtigerer Zug kristallinen Kalkes in fast hori- zontaler Lagerung durch. Gesehen von der Mihăiasa. Fig. 2. — Piatra Rea. Mâchtige Lager von kristallinen Kalken, eine nach Norden iiberkippte liegende Falte bildend. Gesehen vom Muntele Cimpoiasa. Institutul Geological României Tn. Krăutner. Krist. Massiv v. Rodna Tafel II Fig. 2 Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XIX. Repr. Krafft & Drotlcfl s. a., Sibiu .'A. Institutul Geological României IGRy ’ TAFEL III Institutul Geological României TAFEL III Fig. i. - Westhang des Vrf. Mireaja, gegen Val. Cormaiei. Kristalline Kalke. Fig. 2. Valea Anieșului. Anieș-Gneis (Injizicrter Augengneis). Fig. 3. Vrf. Oprișeasca (Vrf. Paltinului) 1782 m. Cberschiebung der mesozonalen Gruppe auf die epizonale Gruppe des Kristallins. Links mesozonales Kristal- lin mit kleineren Linsen von kristallinem Kalk, welches den grossen epizo- nalcn Kalkzug der Oprișeasca (Hauptgipfel) iiberschiebt. Unter dem grossen Kalkzug (Kamm und rechter Nebengipfel) epizonale Chloritschiefer. Gese- hen vom Vrf. Bulgărului. Institutul Geologic al României Th. Krăutner. Krist. Massiv v. Rodna Tafel III Fig- 3 Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XIX. Repr. Krafft & Drotleff s. a., Sibiu (GR Institutul Geological României TAFEL IV Institutul Geological României TAFEL IV Fig. i. - Vrf. Corongișului Mare, Nord- und Ostseite. Liegende Falten von kristallinen Kalken. Fig. 2. Vrf. Laptelui, 1931 m. Kristalline Kalke in horizontaler Lagerung. Fig. 3. - Parva, Valea Vinului, iiber der Carpatia-Quelle. Transgrcssion des Eozăns iiber das Kristallin. Unten mesozonales Kristallin, steil einfallend, darii- ber, gerade am Weg beginnend, eozăne Quarzkonglomerate (litoral-detri- tische Fazies) in flacher Transgression iiber das Kristallin. Fig. 4. — Sângeorz-Băi, Valea Someșului. Dacit (Steinbruch der C.F.R. am Ufer des Someșul Mare). Gesehen vom Hiigel iiber dem Tunnel. Phot. TH. KRÂUTNER Institutul Geological României Th. Krăutner. Krist. Massiv v. Rodna Tafel IV igr/ Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XIX. Rcpr. Krafft & Drotleff s. a., Sibiu Institutul Geological României TAFEL V Institutul Geological României TAFEL V Fig- i- — Hornblendegarbenschiefer, Kamm des Ineu (Kuhorn) zwischen Schutz- hiitte des SKV. und dem Gipfel. (Mesozonale, iiberschobene Serie). Vergr. 12,2 x, / / Nikols. Fig. 2. — Granatamphibolit, Kamm des Ineu (Kuhorn) zwischen Schutzhutte des SKV und dem Gipfel. (Mesozonale, iiberschobene Serie). Vergr. 12,2 X, // Nikols. Fig- 3- — Staurolith-Granatglimmerschiefer, La Fântânelele, oberhalb des Bahnhofes von Rodna Veche. (Mesozonale, uberschobene Serie). Vergr. 12,2 X, / / Nikols. Fig. 4. — Pegmatit. Oben links Plagioklas mit Zwillingsstreifung. La Curu Ascuns, Valea Rebrei. (Oberschobene, mesozonale Serie). Vergr. 11 X, + Nikols. Institutul Geological României Th. Krăutner. Krist. Massiv v. Rodna Tafel V Fig. 4 Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XIX. Repr. Krafft & Drotleff s. a., Sibiu Institutul Geological României TAFEL VI TAFEL VI Fig. i. - Anieșgneis (Injizierter Augengneis), Valea Anieșului. Vergr. 14 X,+ Nikols. Fig. 2. - Rebragneis (Injizierter Augengneis), Valea Lespezilor, Val. Rebrei. Vergr. 10,5 X, + Nikols. Fig. 3. — Orthoamphibolit (Epidiorit), Prăpastia Dracului (Teufelsschlucht), Izvorul Băilor. Vergr. 12,2 X, // Nikols. Fig. 4. — Epidot-Chloritschiefer eruptiven Ursprunges, Fața Mesei (Epizonale Serie). Vergr. 12,2 X, / / Nikols. Institutul Geological României Th. Krăutner. Krist. Massiv v. Rodna Tafel VI Fig- 1 Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XIX. Repr. Krafft & Drotleff s. a., Sibiu Institutul Geologic al Românie TAFEL VII Institutul Geological României TAFEL VII Fig. i. — Gimmerschiefer mit langgestreckten Granaten (Rechter Rând, schwarz) Vrf. Bulgărului (Zwischen epizonaler und uberschobener mesozonaler Serie). Vergr. ii X, + Nikols. Fig. 2. — Porphyrogenes Gestein. Sattel zwischen Kote 1752 und 2004 — Petrosu. (Epi- zonale Serie). Vergr. 14 X, -ț- Nikols. Fig. 3. — Amphibolschiefer, Piciorul Calului-Anieșul Mic. (Epizonale Serie). Vergr. 15,5 / / Nikols. Fig. 4. — Kristalliner Kalk (Marmor) mit Tremolith. Vrf. Craiului (Mesozonale Serie). Vergr. 10,5 X, -f- Nikols. Institutul Geologic al României Th. Krăutner. Krist. Massiv v. Rodna Tafel VII Fig. 3 Fig- 4 Institutul Geological României yiGRZ Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XIX. Repr. Krafft & Drotleff s. a., Sibiu TAFEL VIII Institutul Geological României TAFEL VIII Fig. i. — Biotit-Dacit, Valea Cormaiei, Miindung des Val. Orgei. Vergr. 14 X, + Nikols. Fig. 2. — Dacit mit Fluidalstruktur, Parva, Valea Vinului. Vergr. 13 X, // Nikols. Fig. 3. — Porphyritischer Biotit-Amphibol-Andesit, Izvorul Băilor, zwischen km 5 und 6. Vergr. 11 X, + Nikols. Fig. 4. — Amphibolandesit, Spitze der Măgura Porcului. Vergr. 12,2 X, // Nikols. Mikrophot. TH. KRĂUTNER Institutul Geologic al României Th. Krăutner. Krist. Massiv v. Rodna Tafel VIII Fig. 1 Fig- 2 Fig. 4 Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XIX. Repr Rralit & Drotleff s. a.» Sibiu Institutul Geologic al României XJGR/ TH. KRÂUTNER» Das Kristalline Massiv von Rodna țMoisei THEODOR KRĂUTNER /svoru/ Monastici CARPATII ORIENTALI GEOLOGISCHE KARTE DES KRISTALLINEN MASSIVS VON RODNA Sub Măguri 'Monaști rea OSTKARPATHEN Sub Pietros Gura Fântânii orilor Mâgurr'Mare Vâfcănescu tno Capu Muntelui Piatra Cinau lui 1593 CiHie •>1519 •>1781 ,'>1855 1516 D.Negr Crucii Intne ^eb ișoarei BasaT-Konglomerât (Cenoman?) Rodna Veche DOrgei urei Parva Des A Hagiu IMPR. ATEL.INST.GEOLOGIC AL ROM ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI. VOL.XIX Ineu A 2273 Scara MaBstab Oligoce Oligozan casna *115^ ERUPTIVE NOUI JUNGE ERUPTIVA Di prite presate. (Epidiorite) Gepresste Diorite (Epidiorite) Andesitcu augit Augit-Andesit- ■rana ^*1711, D.Brustun D.Botei >1254 Stidul Aluviuni Alluvionen V* Cociorb >14J2\ Zone diaftoritice Diaphthontische Zonen Cuarțite negre.fUitenegre Schwarze Quarzite, schwarze Phyllite Roce porfirogene și gneise psamitice Porphyrogene Gesteine und Psammitgneite Șisturi amfibolice și amfibolite Amphibolschiefter u. Amfibolite Amfibolite masive. Massige Amphibolite. Amfibolite șistoase Geschieferte Amohiboiite Granițe presate și gneise pegmatitice Gepresste Granițe u.Pegmatirgnrise. Dacii Dacit Dacit caolinizat kaolinisierter Dacit SERIA CRISTALINULUI EPIZONAL SERIE DES EPIZONALEN KRISTALLINS Andesitcu amfibol Amphibol-Andesit Andesit cu biotit și amfi bolfporf ri l ic) PorphyrhisGher Biotit -AmphiboF -Andesit SERIACRISTALINULUI mesozonal SERIE DES MESOZONALEN KRISTALLINS SEDIMENTAR SEDIMENTAR D?Nediob_- >13W ( Calcare cristaline/Marmore) Kristalline Kalke.(Marmore) Piatra :>LrCepi VfOmuTui 2135 'ant Detunate 1688 Calcare cristaline și șisturi calcaroase Kristalline Kalke u.Kalkschiefer Fruntea Petrii >1138 V Piciorul Ne \ *1370 Tomnaticul -0-1635 Vf'Cîurtgilor >21« } V^B^funatei rl— *"17®**- Vf Paltinului >1085 Iviri de pirit Pyritvorkommen Terase inferioare Untere Terrassen Terase superioarefDilu vi u ?) Obere Terrassen(Diluvium?) Pietrișuri glaciale(Diluviu ) Glaziale $chuttbildungen(Diluvium ) Pleistocen (Pietrișuri) Pleistozan (Schotter) Aquitanian Aquitan Dintre Izvoare o 1013 Eocensup.Congl.gresii.(Gresie deBirtiu. Fac.neritic) OhEozan, Kongl.u.Sandsteine(8irtiuSdst Neritische Fazies) Șisturi cloritice de origina eruptiva Chloritschiefer eruptiven Ursprunges Șisturi cloritice cu amfibol și epidot Chlorit-A mphtbotechiefer mit Epidot Șisturi cloritice cu epidot (inp cu calcit) Chlorit Epidot5chiefer(z.T.m Calcit) Șisturi sericito-cloritice,cuarțite cu sericit,șisturi muscovitice Serizit-Chloritschiefer.Serizitquarzite Muskovitschiefer învelișul de contact al gneisului. Șisturi biotitice.micasisturi cu grenat Kontaktmantel des Gneises.Biotitschiefer, Granatglimmerschiefer, Gneis de injecțieiGneis de Anieș și Rebra) InjektionsgneisfAnieș u. Rebra-Gneis) Fata Buscatului >706 DPurcaȘițuhj O»o3 v^Piatra Ursului ^1583 Isvoare carbonatate Săueriinge Direcții și înclinări Streichen ufellen V^Puzdrei 2189 Pâragneise și șisturi cu biotitrmicașist cu granat Biotitparagneise u.Schiefer,Granatglimmerschiefer Pegmatite Pegmatite Paragneise,șisturi și amfibolite (Bretila) Paragneise Schiefer Amphibolite (der Bretila) SubzPiatră _ / *1357 Vf Prislopului *917 Măgura Bârjaba °1540 Vf Bârlei &1628 Șghiabul Mare △ 1847 2 SeriadelaGura Fântânii w ,S I Serie von Gura Fântânii E S [ Calcare numulitice(Fac. litoral recifal c Nummulitenkaike(LittoraleRrff-Fazies g g Conglomerate dequarț.gresii.(Faclitdetric) 5 Quarzkongiom u.Sandsteine(Utt.-detritische Fazies) Turonian? Gresii si marne Turon ? Sandsteine Mergel Cenomanian,(congiomerate,gresii) Cenoman. (Conglomerate, Sandsteine) Institutul Geologic al României TH.KRĂUTNER: Das Kristalline Massiv von Rodna ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI. VOL.XIX. IMPR.ATELJNST.GEOLOGIC AL ROM. A Institutul Geologic al României iGRy CONTRIBUTIONS Ă L’ETUDE GEOLOGIQUE DE LA FORMATION A GAZ DE LA CUVETTE TRANSYLVAINE x) PAR AUG. VANCEA SOMMAIRE Introduction .........................................................................293 L’evolution des idees sur la structure interne de la Cuvette transylvaine ............294 1. Etudes g^ologiques ant6rieures ...............................................294 2. Recherches g6ologiques generales de reconnaissance............................295 3. Recherches geologiques de detail .............................................296 Resultats stratigraphiques............................................................298 1, Les depots pliocfenes et leurs facies ........................................298 2. I a limite entre le Pliocene et le Miocene....................................300 3. Succession stratigraphique des depots qui constituent la Formation ă gaz . 303 4. Changements de facies dans les depots de la Formation â gaz................308 5. Fossiles dans les couches de la Formation â gaz..........................308 6. La limite entre le Sarmatien et le Măditerranăen..............................310 7. La roche-magasin et le gisement de gaz........................................312 8. Les r^serves possibles en gaz................................................ 315 9. Les eaux saWes dans le gisement de gaz .............................317 10. La temperatura du sous-sol dans la Cuvette transylvaine........................319 Conclusions...........................................................................320 Bibliographie........................................................................ 322 INTRODUCTION Le Bassin transylvain a pris naissance â la fin de l’Oligocene. C’est alors que sa forme a ete esquissee, tandis que l’affaissement s’est accompli durant *) Communiqud â l’Institut geologique de Roumanie, seance du 5 Mai 1933. Institutul Geologic al României AUG. VANCEA 294 le Neogene : le Mediterraneen, le Sarmatien et le Pontien. Les eaux etaient peu profondes; les nombreux restes de plantes incarbonisees qui s’y sont conservees l’attestent suffisamment. L’epaisseur des sediments — plusieurs milliers de metres — est due ă ce que la sedimentation a eu lieu â mesure de l’affaissement du bassin. Cette sedimentation presente un facies tres uni- forme et monotone, du fait que la profondeur des eaux est restee sensiblement la meme. C’est dans ces eaux que se sont deposes les sediments de la For- mation â gaz, marnes, sables et greș, provenant de la degradation des mon- tagnes qui encerclent le bassin et aussi de cendres volcaniques interstratifiees parmi les premiers. Les contours actuels du bassin sont deja dessines â la fin du Sarmatien. A ce moment, les eaux de cette lagune se sont retirees vers le SW, du fait de l’affaissement plus accentue du bassin ă cet endroit. Au debut du Qua- ternaire, lorsque les regions carpatiques se redresserent en bloc, atteignant les hauteurs actuelles, la Depression transylvaine s’elevait elle aussi; de ce fait, les eaux du lac pliocene se sont dirigees vers le golfe Sebeș-Orăștie en se frayant un chemin vers la Depression pannonienne. Plus tard, l’erosion put facilement creuser, dans cet ensemble de terrains peu consistants, de larges vallees, dessiner des cotes, modeler des collines, qui donnent au bassin sa topographie actuelle. L’EVOLUTION DES IDfiES SUR LA STRUCTURE INTERNE DE LA CUVETTE TRANSYLVAINE 1. Etudes giîologiques anterieures Les travaux geologiques executes dans la region du Bassin transylvain jusqu’en 1900, sont compris dans la monographie d’ANTON Koch (i). La conception de la structure interne du bassin, telle qu’on la supposait jusqu’â la decouverte du gaz methane, a subi l’influence de ce premier travail geo- logique important. Au point de vue stratigraphique, ce travail s’occupe surtout des depots neogânes inferieurs, aquitaniens, des couches de Coruș, de Hida, de Câmpie. L’etendue et la constitution des depots pliocenes et sarmatiens, etaient alors fort peu connues. Au point de vue tectonique, le Bassin tran- sylvain etait considere comme une cuvette synclinale normale, tres large, â couches non plissees, par endroits presque horizontales. Depuis le travail de A. Koch et jusqu’en 1908, epoque de la decouverte du gaz methane plusieurs geologues ont fait des recherches dans le Bassin transylvain : Ludwig L6czy sen , Karl Papp, Roth v. Telegd, J. Halavâts, T. Szontagh etc. Ils ont examine plusieurs details, sans toutefois arriver â les raccorder, de fașon â obtenir une idee d’ensemble. CjM Institutul Geologic al României \JGRZ 295 LA FORMATION Â GAZ, TRANSYLVANIE 3 2. RECHERCHES GfiOLOGIQUES G^NERALES DE RECONNAISSANCE La decouverte du gaz methane, on le sait, est uniquement due au hasard. II a ete decouvert en 1908, lors du forage de la sonde No. 2 â Sărmășel. Le but primitif de ces forages etait la recherche des sels de potasse sur la base de certains indices fournis par des sources d’eaux salees. Des recherches geologiques ont ete entreprises apres cette decouverte afin de preciser la structure tectonique generale du bassin. Elles furent entre- prises par une commission de geologues, travaillant sous la direction tres com- petente de Hugo v. Bockh et sous les auspices de la direction des monopoles miniers hongrois. Les resultats des travaux effectues par cette commission, en 1911—1912, sont reunis dans un rapport publie par les soins du Ministere des Finances hongrois, en 1913 (2). La premiere pârtie de ce rapport est consacree â l’etude generale et succinte de H. v. Bockh ; dans la seconde, on trouve consignees les donnees obtenues par les collaborateurs : V. Lazăr, I. Lorenthey, Sl- mion Papp, Fr. Pâvai Vajna, O. Phleps, G. Strompl, I. Szâdeczky et I. VlTÂLIS. En etudiant ces remarquables resultats, on s’aperțoit facilement que tous les geologues arrivent aux memes idees d’ensemble et ă la meme conclusion : les sediments neogenes du Bassin transylvain sont plisses en une serie d’anti- clinaux â direction generale N—S, qui interessent tout le bassin. La carte des anticlinaux, redigee par H. v. Bockh, peut etre consideree en somme comme le resume de ces travaux geologiques. Base sur ces recherches, H. V. Bockh (3) explique le developpement geologique et tectonique du bassin de la maniere suivante. Une forte et intense sedimentation a eu lieu dans ce bassin, autrefois large geosynclinal, apres le depot du sel et l’affaissement qui s’en est suivi. Le plissement des couches serait du ă une sous-poussee du cadre montagneux W et SW soit â un glissement des sediments dans cette direction. Ce glissement serait survenu â la suite de la transgression des eaux pontiennes vers le SW. C’est probablement la formation ă sel qui a constitue le soubassement ă la surface duquel le complexe plisse a glisse. Ceci expliquerait les concentrations locales de sel en massifs dans la zone des plis diapirs, â la limite de la cuvette. II en resulte que, jusqu’â la decouverte du gaz methane, le probleme con- cernant la structure du Bassin transylvain se trouvait dans une phase pu- rement hypothetique, formule sur la base de quelques observations locales, indument etendues â tout le bassin. C’est ce qui explique l’interpretation erronee anterieurement donnee â sa structure. H. v Bockh a le merite incontestable d’interpreter la question d’une maniere toute differente, interpretation basee sur des recherches bien Institutul Geologic al României XJGRZ 4 AUG. VANCEA 296 plus nombreuses sur le terrain. Grâce â ces recherches, il a eu la possibilite de montrer pour la premiere fois, le mode de gisement du gaz methane, accumule dans les voutes des plis anticlinaux. Nous devons mentionner cependant que si nous devons beaucoup ă nos devanciers, ceux-ci n’ont pas tout fait. Leurs travaux ont un caractere pure- ment general de reconnaissance. Entrepris dans le but de mettre en valeur le plus rapidement possible les champs de gaz, ils sont depourvus de cette pr^cision qui exige une prospection rationnelle et profonde. 3. RECHERCHES GEOLOGIQUES DE DETAIL Au fur et ă mesure de la mise en valeur des champs de gaz on a observe, qu’en vue d’une exploitation pratique telle que celle du gaz methane, il est besoin d’entreprendre des etudes geologiques detaillees et d’une stricte pre- cision. C’est â ces fins que nos geologues entreprirent, apres 1919, des re- cherches de detail dans les champs de gaz les plus importants, de Bazna, Saroș, Șincai et Sărmășel. Jusqu’en 1926, ces recherches ont ete effectuees par des geologues de l’Institut Geologique de Roumanie, notamment par MM. E. Jekelius et I. Atanasiu, dans le but d’etablir avec plus de precision la nature des gisements, leur âge, de meme que la structure des domes en ex- ploitation. Ces recherches de detail ont abouti ă la note publiee en 1927 par MM. L. Mrazec et E. Jekelius (4). Dans cette note, la question du develop- pement geologique et celle des conditions tectoniques du bassin neogene sont reprises en partant d’un point de vue tout â fait nouveau et differant des considerations anterieures. Ces auteurs distinguent dans la structure du bassin les trois unites tecto- niques suivantes : 1. Une bordure de couches non plissees, â facies littoral par l’intermd- diaire de laquelle la masse intdrieure du bassin prend contact avec le cadre montagneux. 2. Une zone de plissement intense, â plis diapirs typiques, disposes en faisceaux se relayant et qui accusent tous les caracteres des plis ă noyau de percement. 3. La cuvette interne proprement dite, â couches legerement plissees en brachyanticlinaux ou en domes, disposes en relais ou unis, irregulierement separes et entoures de depressions synclinales. Ces domes forment deux rangees principales, l’une occidentale, l’autre orientale, separees par un syn- clinal tres large, le synclinal de Dumbrăveni. En ce qui concerne l’âge du plissement, il remonte â une epoque ante- rieure â la sedimentation des agglomerats et des tufs andesitiques de Hâr- ghita ; c’est alors que se sont constitues les plis diapirs qui entourent la cu- Institutul Geologic al României IGRZ 297 LA FORMATION Â GAZ, TRANSYLVANIE 5 vette productive. Le plissement en domes est attribue â une seconde phase de plissement d’âge post-pliocene. Par consequent, le mouvement d’effon- drement, la naissance des plis diapirs et le plissement en domes, sont, selon MM. Mrazec et Jekelius, les phenomenes les plus marquants dans le pro- bleme du developpement de la Depression transylvaine. Ce point de vue represente la derniere etape dans l’evolution scientifique du probleme et il semble etre le juste. II correspond en effet â la realite et il a ete confirme par toutes les recherches g ologiques ulterieures. Apres 1926, annee de la creationde la Societe Naționale de Gaz Methane, une activite geologique assez intense commenșait dans le Neogene tran- sylvain. Cette activite a suivi le programme trace par M. Mrazec : etablis- sement de la stratigraphie exacte, en determinant la limite superieure et infe- rieure de la Formation ă gaz, et les eventuelles modifications de facies; etude du synclinal occidental de protection dans la region qui separe la cuvette productive de Ia zone des plis diapirs, de meme que les conditions d’erosion et la tectonique interne de la cuvette. C’est â ce programme que nous de- vons les resultats obtenus jusqu’â ce jour. Nous avons donc le devoir d’exprimer nos sentiments de profonde recon- naissance â M. L. Mrazec, sous les auspices duquel commencerent ces re- cherches ; â maintes reprises, ses precieux conseils ont tres heureusement guidd les travaux entrepris. Nous ne manquerons pas d’adresser egalement nos vifs remerciements â M. C. I. Motăș, ingenieur, directeur general de la Societe Naționale de Gaz Methane et de la Societe Anonyme Roumaine de Gaz Methane, ex « U. E. G.», pour s’etre interesse â nos travaux et nous avoir aides ă l’occasion des re- cherches effectuees ; egalement pour nous avoir fourni la possibilite de faire cette communication. MM. A. Erni, D. T. Ciupagea et Aug. Vancea, geologues de ces deux societes, — ont effectue les travaux sur le terrain. Vu que nos travaux sont etroitement lies aux exploitations de gaz methane, nous nous sommes limites â la region de l’interieur de la zone des plis diapirs, c’est-ă-dire â la pârtie interne productive du bassin, pârtie que M. Mrazec appelle la «cuvette proprement dite ». Ainsi, M. A. Erni a etudie, en 1927—1928, la region de Bazna, Boian- Cetatea de Baltă. M. Ciupagea a etudie le dome de Copșa-Mică, la region S et N de Sighi- șoara, ainsi que la region de Noul Săsesc et celle de Șincai etc. Moi-meme j’ai etudie la region â l’E du confluent des Târnava ; la region SW de Câmpia, la region â l’E et au N de Tg. Mureș et le champ de Săr- mășel, Ruși, Agnita etc. En collaboration avec M. Ciupagea, j’ai effectue des recherches dans la region au N d’Ocna Sibiului, dans celle au N de Făgă- raș et dans la region de Bunești-Criț et â Cristur. Nous avons effecțue en Institutul Geologic al României VigrZ 6 AUG. VANCEA 298 outre, tantot separement, tantot en collaboration, d’autres recherches de reconnaissance dans les diverses parties de la cuvette. Comme consequence de ces recherches, j’essayerai d’exposer en lignes generales les progres faits jusqu’ă ce jour dans la stratigraphie des depots de la Cuvette transylvaine. RESULTATS STRATIGRAPHIQUES L’etablissement de la succession stratigraphique des depots ă l’interieur de la cuvette par des observations generales de reconnaissance, ne donne pas de resultats ; au contraire, il peut donner lieu ă d’eventuelles interpretations erronees. On est donc obligd de recourir ă des methodes speciales de travail, grâce auxquelles on peut arriver â eclaircir tous les problemes geologiques. Vu l’extreme rarete des fossiles et l’uniformite et la monotonie parfois exaspe- rante des depots, il est indispensable de lever des profils aussi detailles que possible des affleurements, afin de pouvoir decouvrir des couches-reperes. Grâce ă ces couches on a pu obtenir des resultats de grande importance, comme la delimitation du Pliocene, le contact entre le Pliocene et la For- mation ă gaz, ainsi que des donnees interessantes sur la limite restee encore conventionnelle entre le Sarmatien et le Mediterraneen. I. LES DEPOTS PLIOCENES ET LEURS FACIES Les depots pliocenes apparaissent au N du Mureș, sur une ligne unissant les localites Poarta—Mădăraș—Bând—Oarba. Ils s’etendent â partir de cette limite vers le S dans le Podișul Târnavelor, atteignant une certaine epaisseur (600 m environ) dans la region du synclinal de Dumbrăveni. A la bordure orientale, ils supportent les agglomerats et les tufs andesitiques de Hărghita, qui representent le Dacien et le Levantin, lesquels sont inconnus ă l’interieur de la cuvette. C’est seulement â l’E et au SE que l’on trouve, entre le cadre carpatique et le massif de Hărghita, quelques petits bassins lacustres, daciens et levantins : le bassin Brașov—Baraolt, le bassin de Ciucul de Jos, celui de Ciucul de Sus, celui de Giurgeul, et enfin, d’autres bassins plus petits. Ces bassins sont interessants par les gisements de charbon qu’ils conti- ennent. M. Jekelius a constate qu’au debut du Sarmatien, le bassin Brașov — Baraolt se trouvait au-dessus du niveau du grand lac de la Cuvette transyl- vaine. C’est pourquoi les sediments pliocenes dans ce bassin debutent par des couches daciennes, reposant directement sur le fondement mesozoîque (5). La serie des depots pliocenes de la Cuvette transylvaine et leur situa- tion y est toute autre. Le Pliocene repose ici sur le Sarmatien et est constitue M Institutul Geologic al României IGR/ 299 LA FORMATION A GAZ, TRANSYLVANIE 7 par des sediments d’âge pontien. La presence du Meotien n’a pu etre iden- tifice jusqu’â ce jour ; cependant cet etage pourrait y etre represente par des couches peu epaisses, â la pârtie superieure du Sarmatien, jusqu’aux premiers depots â fossiles typiquement pontiens. Les depots pliocenes inferieurs presentent un facies assez varie, ce qui prouve qu’ă cette epoque, il n’y avait pas un regime uniforme sur toute la surface de la cuvette. Dans la region centrale de la cuvette, sur la rive droite du Mureș, les depots pliocenes commencent par des marnes grises, parfois d’un brun jau- nâtre, plus ou moins sableuses, ă intercalations multiples et serrees de cal- caires blancs marneux. Les couches pliocenes inferieures de la region â l’E du confluent des Târ- nava, presentent le meme facies. On signale, dans cette region et surtout dans l’WSW, certaines transgressions de depots pliocenes sur les depots sarmatiens et tortoniens comme par exemple sur la bordure occidentale du bassin entre Podeni, Cacova et Gârbova de Sus. A l’E, notamment entre Sard et Cristur, au N de la Târnava Mare les depots pliocenes debutent par des marnes cendrees typiques, compactes. L’absence des calcaires blancs marneux dans ces marnes est tres signi- ficatif. Dans la region NE, entre Poarta et Reghin, le Pliocene inferieur com- mence par des marnes grisâtres alternant avec des sables en bancs epais que separent de minces bandes blanches calcaires. Un important changement de facies se remarque au S de la Târnava Mare, entre Sighișoara, Saschiz et Feleag. Dans ces endroits, le Pliocene inferieur est represente par un complexe de sables, ă gros grain et â concretions, mon- trant une epaisseur d’environ 200 m. Dans la region de Saschiz et de Feleag, ces sables deviennent grossiers, conglomeratiques et contiennent des Con- geries â coquille epaisse et des Melanopsis. M. Ciupagea a le premier signale ces sables pliocenes de base, ă l’occa- sion de recherches entreprises dans les environs de Sighișoara. Nous rencontrons le meme facies sableux vers le S â Nocrich et aussi dans la region d’Ocna Sibiului, oii les sables de base representent egalement des elements conglomeratiques menus. D’apres nos donnees, il n’y a aucune difference d’âge, mais seulement de facies, entre les marnes pliocenes de base des regions centrales de la cu- vette, les sables grossiers de Sighișoara, Saschiz, Feleag et ceux des environs d’Ocna Sibiului. Les marnes grises, ă intercalations de calcaires blancs mar- neux, rencontrees sur la rive gauche du Mureș (Oarba), et en general dans la region comprise entre la Târnava Mică et le Mureș, representent le facies du Pliocene de base, depose au large dans des eaux calmes et proba- blement dans des conditions de temperature speciales; au contraire, des Institutul Geologic al României AUG. VANCEA materiaux grossiers de la bordure S et SE sont caracteristiques du facies littoral, depose dans les eaux agitees, de la lagune pontienne. Un complexe marneux, plus ou moins sableux, d’environ 200 m d’epaisseur, surmonte les depots pliocenes inferieurs. Dans la region du confluent des Târnava (Bălcaciu) et au S de la Târnava Mare (Ruși, Hașag), ces marnes sont tres riches en fossiles. J’y ai recolte les formes suivantes : Cardium sp. div. Limnocardium Lenzi R. Hoern. Congeria banatica R. Hoern. Limnocardium Syrmiense R. Hoern. Congeria sp. div. Ostracodes sp. Planorbis ponticus Lorenth. II s’agit d’une faune qui ne laisse aucun doute sur l’âge des depots qui les renferment. Elles permettent d’affirmer que ces depots appartiennent, sans contredit, au Pontien. Un autre complexe de sables fins, d’un blanc jaunâtre, ă grandes pail- lettes de mica blanc et de nombreuses concretions ferrugineuses, repose sur ces marnes. C’est dans une semblable concretion que nous avons rencontre, dans la region de Bălcaci, un fragment d’os de reptile. Ces sables superieurs sont bien developpes dans la region Micăsasa, de meme qu’â Hașag—Ruși et surtout dans le synclinal de Dumbrăveni. Ils contiennent egalement quel- ques couches de graviers menus, conglomeratiques, disposes en bancs assez developpes, ayant offert Congeria Partschi et qui sont visibles en differents endroits au N de la Târnava Mare (Lodroman, Proștea). Les sediments pliocenes contiennent en outre des intercalations de tufs volcaniques, de 2—3 cm d’epaisseur, d’un aspect tres caracteristique qui se trouvent dans les sables inferieurs de la region de Copșa Mică et de Sighișoara. Vers la parție superieure des depots pliocenes, dans la colline Hula Sonii, situee dans l’angle forme par le confluent des deux Târnava et â 522 m d’altitude, on remarque un petit lambeau (environ 50 m de diame- tre) de tuf andesitique â bombes volcaniques typiques. Ce tuf, que L. Roth v. Telegd (8) a le premier signale, est tres ressemblant â l’agglomerat tuface d’Ungra (Gâlt), et il provient probablement aussi des tufs volcaniques de Elărghita. 2. LA LIMITE ENTRE LE PLIOCENE ET LE MIOCENE MM. E. Jekelius et I. Atanasiu ont rencontre, â Mădăraș, dans la region du dome de Șincai, au N de Mureș, quelques marnes bien stratifiees ă fines rayures blanchâtres. Ils les ont attribuees au Pontien, â cause de leur res- \IGR. Institutul Geologic al României 301 LA FORMATION Â GAZ, TRANSYLVANIE 9 semblance avec certaines marnes pontiennes de Bazna. Ces auteurs ont etabli en outre, dans la region du dome de Bazna, la limite entre le Pontien et le Sarmatien ă la pârtie superieure d’un horizon de sables, au-dessus du- quel, ă quelques metres seulement, apparaît effectivement un paquet de marnes bien stratifiees, ă rayures blanches. Pendant l’ete 1927, A. Erni en etudiant cette question, a ete le premier ă reconnaître qu’un paquet de marnes schisteuses ă patine blanche, et ă inter- calations de tuf dacitique (tuf dacitique de Bazna), peut-etre considere comme constituant la limite entre le Pliocene et le Sarmatien. La puissance de ce paquet de marnes varie entre 2 et 8 m ; l’intercalation de tuf dacitique y pre- sente une epaisseur constante de 4,5 cm. Bases sur des considerations d’ordre petrographique et paleontologique, nous sommes d’avis que ce paquet de marnes se trouve â la limite entre le Miocene et le Pliocene. L’argument petrographique essentiel est le change- ment de facies tres evident, que l’on observe dans les couches situees imme- diatement au-dessus des marnes feuilletees ă tuf de Bazna, ceci est evident dans la region des domes de Bazna, Boian — Cetatea de Baltă, au N du Mureș etc. Ainsi que nous l’avons demontre, dans ces regions les depots pliocenes inferieurs consistent surtout en marnes plus ou moins sableuses grises, parfois d’un brun jaunâtre. On y observe aussi quelques minces couches de calcaire peu argileux, blanc, connues sous le nom de marnes blanches calcaires. Ces couches ont le plus souvent une epaisseur de 1 ă 2 cm, parfois de 5 â 10 cm; ainsi ă Oarba sur le Mureș, ou bien sur la rive de la Târnava Mică entre Mica—Corod—Sânmărtin, elles forment, dans les marnes et les greș, de nombreuses intercalations qui leur donnent un aspect raye â fines rayures blanches. Nous avons rencontre aussi de semblables calcaires dans la region de Balcaci, en couches allant jusqu’ă 0,50 m d’epaisseur, tandis que dans la region du dome de Copșa Mică, M. Ciupagea a rencontre un banc ayant plus de six metres d’epaisseur. Ces calcaires blancs sont tres ressemblants aux tufs dacitiques, avec les- quels on arrive parfois â les confondre, vu leur cassure anguleuse lorsqu’ils sont secs. En realite ils n’ont rien de commun avec ces tufs. Ils consistent en calcaire pur renfermant de l’argile fine en faible quantite, de sorte qu’il est aise de les reconnaître ă l’aide de l’acide chlorhydrique. Les premieres couches contenant de semblables calcaires blancs appa- raissent au-dessus des marnes feuilletees â tuf de Bazna ; celles-ci reposent ă leur tour directement sur des couches qui, par leur aspect lithologique, semblent appartenir encore au Miocene. II n’y a pas de fossiles caracteristiques dans le paquet de marnes feuilletees ă tuf de Bazna. Cependant, les calcaires blancs contiennent des Ostracodes, parfois meme de petits agglomerats d’Ostracodes. Un peu plus haut, ă quel- Institutul Geologic al României IO AUG. VANCEA 3°2 ques metres seulement, et egalement dans des calcaires blancs, on rencontre des Cardiums de petite taille ainsi que des ecailles de Poissons. C’est encore dans le Pliocene inferieur, dans un horizon de calcaires blancs, que A. Erni a rencontre les formes suivantes : Limnocardium Lenzi, Cardium sp., Congeria sp., â cote de Gastropodes et d’Ostracodes. Les marnes grises qui se trouvent au-dessus, ne renferment — comme nous l’avons deja montre — qu’une faune typique pontienne. Les couches situees sous le tuf de Bazna, ne presentent pas d’intercala- tions de calcaires blancs ; de plus on n’y a jamais rencontre de fossiles pon- tiens. Ces couches ont l’aspect ordinaire des depots sarmatiens et contien- nent parfois de rares fossiles. Ainsi, dans les sables situes sous les marnes feuilletees â tuf de Bazna, O. Phleps a rencontre Cardium obsoletum Eichw (9). St. Gaal signale dans ces memes sables, â Saroș (10) la presence d’une faune miocene superieure et moyenne. Les memes sables enfin, ont fourni â M. Erni, â Bazna, des fragments de Lamellibranches et de Gasteropodes, et â Velț un Cerithium sp. Nous n’avons pas encore rencontre des fossiles dans ces sables, mais nous avons la conviction qu’ils renferment effecti- vement les fossiles mentionnes, qui sont toutefois tres rares. Dans le dome de Copșa Mică, pourvu d’une couverture pliocene d’environ 150 m d’epaisseur, les sables rencontres immediatement au-dessous des marnes feuilletees â tuf de Bazna, forment le premier horizon de gaz exploi- tables. De faibles quantites de gaz parvenu sans doute par voie d’infiltration mais sans importance pratique apparaissent par endroits, dans des sables si- tues au-dessus des marnes â tuf de Bazna. En nous basant sur l’en semble de ces faits d’o r d r e petrographique, paleontologiqueet pratique, nous pouvons admettre que les marnes feuilletees â tuf de Bazna sont situees â la limitecommune du Plio- cene et de la Formation â gaz. Outre les faits mentionnes, l’horizon du tuf de Bazna est le plus impor- tant des horizons reperes rencontres jusqu’â ce jour dans la Cuvette tran- sylvaine. La couche de tuf a une epaisseur constante ; le tuf est une roche â grain fin, il est leger, d’un aspect cendre, tres caracteristique ; on le ren- contre intercale dans les marnes feuilletees ă surfaces blanches, ce qui aide de beaucoup â le reconnaître et â l’identifier sur le terrain. Ce tuf simplific considerablement nos etudes stratigraphiques, car c’est grâce â lui que nous arrivons â formuler des conclusions d’une grande importance pratique pour nos exploitations de gaz methane. A. Erni a rencontre et suivi cet horizon sur une grande etendue, aux alentours du dome de Bazna, Cetatea de Baltă-Boian et â Oarba, sur le Mureș. Nous l’avons rencontre aussi, dans plusieurs endroits au N de Tg. Mureș, 3°3 LA FORMATION Â GAZ, TRANSYLVANIE 11 notamment ă Chinari, sur la rive droite du Mureș, puis entre Ciaușul de Câm- pie, Moișa, Almaș, Băla, de meme que sur le versant N de la Valea Sarului, entre Glodeni, Toldal, Poarta, puis â Ruși et Agnita. M. Ciupagea l’a egale- ment rencontr^ en de nombreux points, sur Ies flancs NE, E et SE du dome Șincai, entre Ciauș-Mădăraș, Bandul de Câmpie. II apparaît partout sous le meme aspect, en couches d’une egale epaisseur, intercale dans le paquet de marne s feuilletees. Nous connaissons cependant certains points â marnes feuilletees, ou le tuf de Bazna fait defaut: Ocna Sibiului et Apold au S de Sighișoara. Mais â cet endroit, la presence de certaines couches dolomitiques prouve que nous avons affaire au meme paquet de marnes feuilletees, rencontre â la limite du Pliocene et du Miocene et qui constitue en meme temps la limite supe- rieure de la Formation â gaz dans la Cuvette transylvaine. 3. SUCCESSION STRATIGRAPHIQUE DE LA FORMATION Â GAZ On peut etudier la succession des couches qui constituent la Formation ă gaz, surtout dans la region au N du Mureș. La pârtie superieure est visible entre Ogra-Oarba â droite du Mureș et dans les flancs E et SE du dome de Șincai. La pârtie inferieure, â l’W de Luduș et jusqu’ă Hădăreni et aussi ă partir de la plaine de Turda, Cianul Mare, ou bien ă partir de Ghirișul de Câmpie, jusque vers l’interieur de la cuvette. A la suite des recherches entreprises en 1928 dans la region SW de la Plaine transylvaine, nous avons donne pour la premiere fois une coupe sche- matique normale des depots de la Formation ă gaz (11). Depuis, grâce ă de nouvelles recherches, nous somines arrives ă completer cette coupe. En 1929—1930, nous avons reussi ă identifier, pour la premiere fois dans la region, la limite du Pliocene. Nous avons rencontre ă cette occasion les couches ă tufs dacitiques sarmatiennes superieures ă Fărăgău, Ercea, Bo zediu, Sabed, jusqu’aux sables grossiers ă tuf de Râciu. M. Ciupagea a rencontre les memes couches ă l’occasion de ses recherches dans la region du dome de Șincai, en 1931, quand il reussit â y etablir la stratigraphie de la pârtie superieure de la Formation ă gaz de meme que la liaison qui existe entre les domes de Șincai et de Sărmășel. Les faits exposes, de meme que l’exploration entreprise en profondeur, en 1932, ă Sărmășel, ă l’aide du sondage No. 26 de la Societe Naționale de Gaz Methane, nous permettent d’exposer aujourd’hui le plus exactement possible, la succession stratigraphique des depots de la Formation â gaz (fig- 4 Au-dessous de l’horizon des marnes feuilletees ă tuf de Bazna, au con- tact avec le Pliocene, se trouve un complexe de marnes et de sables ă in- M Institutul Geologic al României 16 R/ 12 AUG. VANGEA 3°4 tercalations de calcaires dolomitiques. Ces calcaires apparaissent en couches de 2 jusqu’â 5 et meme 10 cm d’epaisseur. D’un gris bleuâtre, jaunâtres lors- qu’elles sont alterees, elles sont compactes, lourdes, tres dures. Elles contien- 0,050m Mamei avec mtercalotioni de Iul dacitique 2Sm Sables fins avec grei duri 25*n Mamei Ovec grei en plaquettes 30m Săbiei fini 2Sm Marnei avec gri 1 en ploquettei 13m Sables fini axe des grei duri 2Sm Mamei ovec mțercalat-onș finei de grei durs 45 m Altemance de tablei et mamei labonneusei 60m Marnei avec mțercolot » » traces » 27/VII, 1932 19/VII, 1932 26/VII, 1927 25/V, 1928 5/II, 1928 14/IV, 1931 19/VII, 1932 Prof.HANKO 1903 » » » »FOLBERTH 1855 ') Les donnees sur les eaux provenant des N-os 8 â 10 sont cit6es d’apres le travail de M. O. PHLEFS. Institutul Geologic al României 319 LA FORMATION Â GAZ, TRANSYLVANIE 27 En raison de cette supposition, les endroits ă sources salees, ă salants, ou bien montrant de simples efflorescences de sulfates etaient consideres comme des indices de la presence du Mediterraneen ou du sel, et c’est en utilisant ces points qu’ont ete traces la plupart des axes des plis anticlinaux. II existe d’apres S. Fischer (18) environ 248 sources d’eaux salees dans le Bassin transylvain. Parmi elles, il y en a 56 environ situees ă l’interieur de la cuvette, qui contiennent de l’iode et du brome. Au cours de nos recherches sur le terrain nous avons recueilli plusieurs echantillons de ces eaux ; le tableau I contient l’analyse sommaire de quelques - unes d’entre elles. Bien que leur concentration soit relativement reduite, l’analyse qualitative indique toutefois la presence constante de traces d’iode et de brome. Par consequent, il est evident que les apparitions d’eaux salees-iodees ă l’interieur de la cuvette ne resultent pas de la dissolution du sel renferme dans les argiles salees. Ces eaux n’indiquent pas l’existence d’un gisement de sel; elles proviennent des eaux de gisement, des eaux fossiles renfermees dans les horizons de gaz. Ce fait est d’ailleurs confirme par la situation geologique des couches dont elles proviennent. Le tableau II contient quelques analyses d’eaux provenant des sondes de Sărmășel, echantillons recueillis dans des conditions favorables aux ana- lyses. Ces eaux proviennent de la moitie inferieure de la Formation â gaz. Elles contiennent environ 60—90 gr. % de chlorure de sodium, des traces constantes d’iode et de brome ; par contre on n’y observe que des traces in- fimes, peut-etre meme le manque absolu de sulfates. Si on les compare aux eaux de la moitie superieure de la Formation â gaz, â celles de Bazna p. ex. on y constate une concentration un peu plus forte. Ce phenomene fait supposer que la salinite des eaux fossiles salees du gisement de gaz croit avec la profondeur. Nous remarquons generalement que les eaux salees de la Formation ă gaz dans la cuvette ont une concentration beaucoup plus faible que les eaux provenant des gisements petroliferes ; la concentration de celles-ci s’elăve jusqu’ă 150—200 gr. °/00 CINa, qui est la substance fixe principale. C’est une preuve de plus que le milieu dans lequel ont ete deposes les sediments de la Formation ă gaz, etait moins salin. 10. LA TEMPERATURE DU SOUS-SOL DANS LA CUVETTE TRANSYLVAINE Les premiăres estimations de la temperature dans les sondages de la Cu- vette transylvaine ont etefaites dans la sonde No. 1 ă Sarmaș, en 1908. En partant de ces mesurages K. Papp a etabli, â 36 m, le gradient geothermique pour le sous-sol de la cuvette. II arrive ă la conclusion que, dans la Cuvette transylvaine, la temperature du sous-sol est relativement peu elevee ; fait Ja Institutul Geologic al României IG RZ 28 AUG. VANCEA 32° que la presence de gisements de gaz methane suffirait d’apres lui â ex- pliquer (14). Nous avons egalement effectue quelques mesurages de temperature â Sărmășel, dans le sondage No. 26, â l’aide d’un geothermometre special. On a obtenu ; ă 463 m, dans des marnes compactes 18,7° C, ă 895 m dans des marnes de base 43,7° C. Lors du premier essai, le geothermometre n’a ete laisse dans le puits que pendant 6 heures ; lors du second essai on l’y a laisse pendant 8 heures. Le resultat obtenu par le second mesurage est par consequent plus digne de foi. Si de 895 m, on deduit les 20 m de la zone neutre de surface et si des 43,7° C on deduit la temperature moyenne annuelle de Sărmășel, qui en 1929, 1930 et 1931 marquait 8,6° C, le gradient geothermique du sous-sol de la Cuvette transylvaine peut etre evalue ă 24,9 m. Ce gradient geothermique est superieur par consequent â celui qu’etablit K. Papp ; il est en meme temps superieur â la valeur de 33 m, admise comme moyenne pour chaque degre de temperature en profondeur. CONCLUSIONS L’etude stratigraphique detaillee des depots de l’interieur de la Cuvette transylvaine conduit â des resultats, somme toute assez importants. 1. On a etabli ainsi le complexe de sediments qui avec quelques variations de facies, constituent le Pliocene de la cuvette. A l’aide de l’horizon du tuf dacitique de Bazna, on a etabli la limite du Pliocene et du Miocene, qui constitue en meme temps la limite superieure de la Formation â gaz. On a constate que cet horizon a un developpement considerable, qu’il s’etend de l’Olt jusqu'aux environs de Reghin. 2. On a etabli la stratigraphie exacte des depots qui constituent la For- mation ă gaz et le nombre des intercalations plus importantes de tufs daci- tiques. Ceci rend plus facile le parallelisme et la classification des divers com- plexes geologiques et permet en meme temps de connaître le developpement du niveau d’erosion qui recoupe le relief tectonique dans une bonne pârtie de la cuvette ; ce fait montre dans quelles conditions on peut arriver ă con- servei- les depots de la Formation â gaz dans les champs connus. 3. On a constate aussi l’epaisseur impressionnante et non soupțonnee de la Formation â gaz, qui est d’environ 1500 m. Dans cette epaisseur, chaque complexe sableux est impregne de gaz accompagnes d’importantes quantites d’eaux salees-iodees et que, dans des conditions d’accumulation et de con- servation favorables, chaque complexe de sabie peut constituer un horizon exploitable de gaz. 4. La limite conventionnelle, mais dejă satisfaisante entre le Sarmatien et le Mediterraneen a ete etablie, dans le NW de la Cuvette, â l’aide de Institutul Geologic al României IOR 321 LA FORMATION Â GAZ, TRANSYLVANIE 29 l’horizon ă tuf dacitique de Ghiriș, dans le SE â l’aide de l’horizon â tuf dacitique de Cața. 5. On a determine le developpement des synclinaux de protection dans les parties W, N et SE de la cuvette. Ces synclinaux circonscrivent la pârtie productive de la cuvette en empechant l’affleurement du Medi- terraneen dans la zone des plis diapirs. II s’agit d’un fait tres important, car l’apparition de ce Mediterraneen impliquerait une degazeification, et en parti- culier une destruction du gisement ă gaz. 6. On a confirme l’existence du grand synclinal de Dumbrăveni, qui di- vise la cuvette en deux parties bien distinctes. ' 7. A l’aide des sondages executes jusqu’â ce jour, on est arrive â connaître le nombre des horizons â gaz, leur epaisseur, leurs pressions et â evaluer leurs reserves possibles en gaz dans le champ de Sărmășel. Ce fait permet d’avoir aujourd’hui une idee beaucoup plus claire de l’immense richesse en gaz de la Cuvette transylvaine. En ce qui concerne les problemes qui restent ă etudier il faudra etablir des profils-type pour les divers champs de gaz et leur comparaison. II faudra entreprendre ensuite l’etude detaillee de la zone des plis diapirs et la strati- graphie exacte du sedimentaire de la cuvette, ce qui permettra de compa- rer le Pliocene et le Sarmatien — eventuellement le Mediterraneen — du bassin, avec Ies etages correspondants des regions extracarpatiques. Rețu: Juillet 1933. BIBLIOGRAPHIE i. 2. 3- 4- 5- 6. 7. 8. 9- io. 11. 12. *3- 14- 16. 17- 18. ANTON KOCH. Die Tertiarbildungen des Beckens der siebenbiirgischen Landsteilc. 1900. Rapport sur les resultats des explorations de gaz măthane dans le Bassin de Tran- sylvanie. Public par le Ministere des Finances hongrois. Budapest, 1913. HUGO V. BOCKH. Rapport abrdgd sur les resultats des recherches geologiques des annees 1911—1912, en ce qui concerne l’existence du gaz naturel dans le Bassin de Transylvanie. Publ. par le Ministere des Finances hongrois, 1913. L. MRAZEC et E. JEKELIUS. Aperșu sur la structure du bassin năogăne de Transyl- vanie et sur ses gisements de gaz. 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Heft, pag- 479- Institutul Geologic al României LES LIMNOCARDIIDES DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN PAR M-ELLE S. GILLET SOMMAIRE Page Paliogiographie ................................................................. 324 Paleontologie................................................................... 324 I. D^finition du genre Limnocardium Stoliczka........................... 325 II. Origine et habitat du genre Limnocardium ............................. 325 III. Dăveloppement des Limnocardiidds au Sarmatien........................... 326 Stratigraphie.................................................................... 328 I. Prăcarpates . ...................................................... 328 II. Plateau Moldave....................................................... 329 III. Dobrogea.............................................................. 332 Dessription des especes......................................................... 334 Groupe de L. obsoletumEich....................................................... 334 Groupe de L. irregulare Sinz................................................... 339 Groupe de L. gracile Pusch = L. plică turn Eich.................................. 341 Groupe de L. lithopodolicum Dubois = protractum Eich............................ 345 Genre Phyllicardium Andr. 1903—Phyllicardium Fischer 1887........................ 351 Conclusions..................................................................... 353 Ouvrages cites.................................................................. 358 Le Sarmatien, avec l’une ou 1‘autre de ses divisions, recouvre la plus grande pârtie du territoire roumain. C’est pourquoi la connaissance de sa faune importe beaucoup aux geologues locaux. Cette faune se retrouve sur une grande pârtie du territoire russe et jusqu’en Siberie au N, en Transcaucasie au S; elle occupe donc une grande portion du territoire europeen empietant largement en Asie. En outre le Sarmatien se trouve ă la base de presque tous les sondages de recherche de petrole en Roumanie et en Russie et l’etude de sa faune est d’actualite. ai* 2 M-ELLE S. GILLET 324 PALEOGEOGRAPHIE On entend par Sarmatien les couches semi-marines deposees dans un bassin ferme separe de la Tethys ă la fin du Miocene. Ce terme s’oppose â celui de « Slavonien » employe par Andrusov ’) pour les couches inferieures â Congeries deposees dans le bassin occidental de la mer ou Bassin panno- nique â la fin du Sarmatien et au Meotien. Le terme de « Pannonien » infe- rieur employe par les geologues hongrois est mieux connu. Au Sarmatien inferieur ou Volhynien le bassin oriental et le bassin occi- dental de la mer communiquaient entre eux. La faune est donc tres uniforme â cette epoque, elle est aussi tres monotone. Au Sarmatien moyen ou Bessarabien, d’apres Laskarev (33)2) le detroit des Portes de Fer etait ferme. II faut cependant supposer une communication temporaire entre les deux bassins de la mer sarmatique, puisqu’on rencontre par places la faune bessarabienne dans le Bassin pannonique s). Elle repre- sente les vestiges de depots qui ont du recouvrir tout le bassin, puis etre erodes. II semble, d’autre part, qu’il y ait eu communication par l’actuelle vallee du Mureș entre les deux regions meridionales du Bassin pannonique. Les depots sarmatiens qui jalonnent la campagne entre Orăștie et Lăpușna de Jos en font foi. Au Sarmatien superieur ou Chersonien, le detroit des Portes de Fer etait vraisemblablement ferme, puisque l’adoucissement des eaux dans le Bassin pannonique est general. Synchronisme des facies sarmatiens Bassin dacique Bassin pannonique Chersonien marin Bessarabien marin Volhynien marin Chersonien d’eau adoucie Bessarabien marin (sporadique) Volhynien marin PALEONTOLOGIE Les Limnocardiides du Sarmatien de la Russie occidentale ont fait l’objet d’un recent travail (30) qui englobe la Bessarabie. II sera trăite ici des esp^ces recueillies en territoire roumain dans quelques gisements caracteristiques. *) Dans son ouvrage: Etage Apscheronien, p. 40. 2) Ies n-os entre parenthăses renvoient â la bibliographie. a) Soceni, Șimleul Silvaniei, Styric. 325 LES LIMNOCARDIIDfe DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 3 Un deuxieme travail *) etudiera les Limnocardiides des couches â Con- geries de Roumanie, qui se sont differencies aux depens des Limnocardium les moins evolues du Bessarabien. I. DEFINITION DU GENRE LIMNOCARDIUM STOLICZKA Les especes les plus simples du genre Limnocardium: L. obsoletum, L. irregulare sont encore tres voisines de Cardium edule Lin., aussi les fait-on descendre de cette espece si polymorphe. La charniere est tres voisine de celle d’un Cardium. Generalement, la deuxieme cardinale disparaît; parfois elle persiste sur l’une des valves. Sur les Limnocardium sarmatiques, les dents laterales persistent presque toujours, de meme que dans le genre Phylli- cardium, qui doit deriver de L. gracile. Formule: Valve droite: LAI-LAIII-3 b-LPI Valve gauche: LAII-LAIV-z a-LPII Les dents 3a ou 4b peuvent persister l’une ou l’autre; generalement c’est la dent 4b qui persiste. Nous donnons une figure de la charniere de Cardium edule et une d’un Limnocardium du groupe obsoletum pour comparaison (fig. 1). 3b Fig. 1.— Comparaison des charnieres de Cardium edule LIN. (a) et de Limnocardium, groupe d’obsoletum EICH. (b). Valves droites. La notation des dents est empruntee â Bernard 2). Elle a ete reprise par Douville 3). Les chiffres correspondent aux lames apparues chez les Lamelli- branches primitifs; les lettres correspondent â l’ordre d’apparition des dents. II. ORIGINE ET HABITAT DU GENRE LIMNOCARDIUM Sous l’influence de facteurs modifiant l’elementgerminatif, l’espece marine, Cardium edule ou ses varietes, produit sans doute des mutations qui, dans nos *) A paraître dans les Memoires de l’Institut geologique de Roumanie. 2) BERNARD. I-ere note sur le developpement et la morphologie de la coquille chez les LameIJibranches. B.S.G.Fr. 3e s£r.,t. XXIII, 1895,15.104. IV-e etderniferenote sur le develop- pement et la morphologie de la coquille chez les Lamellibranches. Ibid., t. XXV, 1897, p. 559. 8) DOUVILLE F. Classification des Lamellibranches. Ibid. qe s^r. XII, 1912, p. 419. . !• Institutul Geologic al României IGR/ 4 M-ELLE S. GILLET 326 mers, ne persistent pas sous forme d’espece nouvelle; les mutants se croisant sans cesse avec la forme souche n’arrivent pas ă s’individualiser, dans une mer ouverte, en une espece distincte. C’est ce qui a lieu dans la mer tortonienne. A la fin du Tortonien, au Buglovien, la mer sarmatique commențait â s’isoler de la Tethys; un certain nombre de mutants de C. edule, l’espece prise au sens large, se sont individualises du fait de Ia separation d’avec l’espece souche. On peut imaginer que, dans cette mer fermee, les mutations â char- niere moins developpee se sont trouvees aptes â vivre. L’anatomie est restee sensiblement la meme et le mode de vie de l’animal n’a guere varie. On peut comparer, du point de vue de la teneur en sel, la mer sarmatique avec la mer Noire et Ia mer Baltique ou les animaux stenohalins ont dispăru: fîchinodermes, Fponges, Polypiers, Cephalopodes, Pteropodes, Brachiopodcs. II y a abondance d’individus de genre euryhalins: Gastropodes, Lamelli- branches, Bryozoaires, Crustaces, Foraminiferes, mais les genres representes ne sont pas tres nombreux. Ni dans la mer Noire ni dans la Baltique on ne trouve de Cardium equivalent aux Limnocardium, mais l’espece essentiellement euryhaline C. edule etses nom- breuses varietes. Ce fait tient sans doute au manque d’isolement de ces mers. Outre l’isolement, d’autres facteurs que nous ignorons ont certainement joue â l’epoque sarmatique pour produire cette faune speciale localisee dans la pârtie orientale de l’Europe. On peut invoquer le climat, qui paraissait chaud â l’epoque sarmatique, vue l’abondance des Cerithium qui vivent actuelle- ment dans les tropiques. II devait favoriser la production de nouvelles formes, alors que le froid excessif de l’hiver sur la mer Noire et la Baltique est une entrave certaine â l’exuberance des formes. On peut d’autre part se demander pourquoi C. edule, qui supporte une salure aussi faible que 2%, ne se trouve pas dans la mer sarmatique. Pourquoi cette forme ancestrale a-t-elle dispăru puisqu’elle persiste â la meme epoque dans la Tethys ? et pourquoi ne rencontrons-nous que des Cardiides â charniere reduite et â coquille de forme aberrante ? C’est lâ un probleme qu’il n’est pas possible actuellement de resoudre. III. DEVELOPPEMENT DES LIMNOCARDIIDfiS AU SARMATIEN Les Limnocardiides existent deja avec Ies Congeries dans les couches saumâtres du Miocene inferieur du duche de Bade x) et de la Baviere 2) ou se trouve un grand lac separe de la Tethys. *) PFANNENSTIEL M. Die Fauna der Kirchbergerschichten bei Lohn am Randen. Sitz. Ber. d. Heidelberg. Ak. d. Wiss. Math. Nat. Kl. 1931. a) AMMON L. V. Die Fauna der brackischen Tertiaerschichten in Nișderbayern. Geogn. Jahresb. 1888, p. 1. ' Institutul Geologic al României 16 RZ 327 LES LIMNOCARDIIDES DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 5 Ce meme lac se continue en Haute-Autriche et en Moravie ou des couches â Oncophora ont ete decrites, riches en Limnocardium 1). Toutes les especes sont voisines de Cardium edule, mais de plus petite taille. La charniere se distingue par la disparition d’une cardinale â chaque valve ou seulement â la valve droite. Certaines especes de Limnocardium helvetiens se rapprochent de ceux du groupe obsoletum et rappellent deja les especes sarmatiennes. Au Buglovien, de nombreuses especes voisines des groupes sarmatiens sont deja differenciees en Russie et en Roumanie. Lorsque les Limnocardiides arrivent dans le Volhynien, ils forment un groupe ancien et bien differencie. Nous savons que lorsqu’on rencontre en abondance des fossiles dans des couches d’un âge donne, ces fossiles corres- pondent au maximum de dispersion du groupe sur le globe et non â son apparition qui est beaucoup plus ancienne, et dont les premiers representants nous sont inconnus. II se peut que la faune volhynienne du bassin de Vienne ait son origine dans les couches de Kirchberg (Baviere) que nous venons de citer; mais d’autres bassins saumâtres se sont differencies dans les regions orientales de l’Europe au Miocene inferieur. Davidaschvili (14) vient de decrire des couches ă Oncophora â l’W. de Tiflis; elles contiennent des ancetres du groupe de L. obsoletum Eich.; ce sont les premiers Limnocardium connus d’ou serait sortie la faune volhynienne de Russie. Outre les groupes voisins des formes primitives, comme ceux de L. obso- letum et L. irregulare Eich., on trouve deja au Volhynien des formes evoluees comme L. suessi Barb., L. lithopodolicum Dub. et especes voisines, L. gracile Fusch et L.fittoni d’Orb., une des especes les plus eloignees de la forme souche- Au Bessarabien, les Limnocardium atteignent le maximum de differenciation dans les groupes de L. irregulare, L. gracile et L. lithopodolicum-, le groupe de L. obsoletum presente quantite de variations ou de mutations. On trouve une forme geante : L. laevigato-loveni Kolesn. Certaines especes comme L. papyraceum Sinz. sont plus eloignees du type Cardium que les Limnocardiides de la faune pontique. Mais la charniere etant restee beaucoup plus stable qu’â cette epoque, on a maintenu le seul genre Limnocardium pour toutes ces formes, creant le seul genre Phyllicardium pour des coquilles â test tres mince, â cotes en eventail. Toutes ces especes tres differenciees du Bessarabien russo- roumain ont dispăru apres cette epoque. Au Chersonien et au Meotien les Limnocardium ont â peu preș dispăru; quelques rares bancs ă Limnocardium pseudoobsoletum Kolesn, dans le Chersonien de Balcic, quelques especes rabouj. - ries decrites par Andrusov en Russie et parDAViD en Moldavie, dans leMec- tien. Ces petits Limnocardium ont du, comme toute la faune marine meotienne ă q RZEHAK A. Die Conchylienfauna der Oncophoraschichten Măhrens. Verhandl. <1. Naturforsch. Vereins in Biilnn. Bd. 31, 1892, p. 142. - Institutul Geologic al României yicRZ 6 M-ELLE S. GILLET 328 Dosinina, se differencier aux depens de formes mediterraneennes, grâce â une communication momentanee du lac-mer avec la Tethys1). II semble, etant donnee une telle lacune dans le bassin euxinique, que la faune pontienne de Roumanie et de Russie ne puisse deriver de Limnocar- dium developpes sur place ă partir du Bessarabien moyen, mais qu’elle pro- vienne de la faune « slavonienne » ou « pannonienne » inferieure qui s’est dif- ferenciee directement dans le Bassin pannonique aux depens des faunes bes- sarabiennes dont quelques lambeaux seulement nous sont conserves 2). STRATIGRAPHIE Quelques mots sur la repartition des facies â Limnocardium dans le Sar- matien du -bassin dacique. (Voir fig. 2, la carte des diverses regions du bassin dacique avec les localites citees dans le texte). I. PRfiCARPATES Sur la bordure des Carpates, le Sarmatien affleure plus ou moins large- ment, il est de plus en plus plisse vers l’E; il ne s’y trouve pas de gisement â proprement parler, mais tout le Volhynien, transgressif, est riche en Limno- cardium du groupe obsoletum ou irregulare. Les especes du groupe L. lithopo- dolicum et du groupe L. gracile sont plus rares. En Oltenie, par exemple, une mince bande de Sarmatien â peine ondule, borde les monts du Mehedinți. II surmonte le Buglovien qui ne contient pas de Limnocardium. Dans l’anticlinal qui s’etend de Târgu-Jiu â Ocnele Mari, sous des facies tres varies, le Volhynien a fourni des Limnocardium du groupe obsole- tum Eich., L. gracile Pusch, L. lithopodolicum Dub. Le Bessarabien forme des greș, des sables ou descalcaires ă Mactres avec L. quadripartitumKovEW. (36). A Câmpina, le Sarmatien est plisse et se rencontre dans les noyaux anti- clinaux des plis diapirs (31 et 39). Le Volhynien est forme par des calcaires sableux ou oolithiques â Limnocardium du groupe de L. obsoletum avec des Mactres (100—200 m d’epaisseur). Le Bessarabien ne contient pas de Limnocardium (200—300 m). Dans le Buzău, entre la valiee du Slănic et la valiee du Buzău (38), le Volhynien et le Bessarabien sont redresses verticalement, en contact anormal avec le Miocene inferieur. Le Bessarabien, seul fossilifere, est forme de greș, de sables, de calcaires â Mactres, avec L. cf. irregulare Eich., latesulcatum Munst., vindobonensis Lask. Voir DAVIDASCHVILI (13). a) Voir p. 324. ^3. Institutul Geologic al României IGRZ 329 LES LIMNOCARDIIDES DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 7 Region de Bacău. Dans le S du district de Bacău, le Volhynien est discordant sur le Salifere et transgressif sur celui-ci et le Flysch. A la pârtie superieure, 20—30 m de marnes compactes ou sableuses ont fourni des Limnocardium du groupe obsoletum (37). Dans le N du district de Bacău, Fig. 2. — Carte des principaux gisements cit& dans le Sarmatien du bassin dacique de Roumanie. (Les points noirs indiquent ces gisements). le Volhynien est egalement seul represente, comme au N, dans le district de Roman et en Bucovine: a) par des marnes ă L. fittoni'D’ORB., L. groupe obsoletum-, b) des sables et des greș ă L. fittoni et L. groupe obsoletum. Les couches sont puissamment plissees, surtout vers le Salifere (25). II. PLATEAU MOLDAVE Une pârtie seulement de ce plateau, dont les couches horizontales plongent NW—SE, se trouve en territoire roumain. II forme ă l’E des Carpates orien- tales une vaste depression â socle cretace et s’etend depuis le pied de la chaîne jusqu’en Podolie et en Volhynie oii il est limite par le massif granitique qui reparaît dans l’anticlinal de Soroca, en Bessarabie (51). Văscăuțanu a dis- tingue aussi l’anticlinal de Bălți, sur le Prut, oii n’affleure pas de terrain plus ancien que le Buglovien. Entre les deux anticlinaux Soroca, Bălți, se trou- verait le synclinal central de Bessarabie ou du Răut qui englobe la region des plateaux bessarabiens, Chișinău, Orhei. Au S, le plateau s’enfonce sous la mer, Institutul Geologic al României 8 M-ELLE S. GILLET 33° Le Sarmatien, qui s’etend sur la Moldavie et le centre de la Bessarabie, se reduit progressivement vers le N, en Bucovine, ou il est entoure par les collines oligocenes des Carpates et de la rive gauche du Dniester. Dans le district de Suceava, en Bucovine, on trouve des greș sableux, notan - ment â Lespezi, sur le Șiret. Cobălcescu y signale L. gracile Puseu. Les collections de Iași contiennent de Rădășeni: L. gracile var. bessarabiensis Gillet avec Ervilia podolica Eich. et des Cerithes (ic). Volhynien. II affleure largement sur les plateaux dans la region de Iași et de Bălți. De meme dans la region de Cernăuți, dans la region de Roman et dans celle de Bacău, sur la rive droite du Șiret. La faune est tres monotone Fig. 3.—Coupe des carrieres de Repedea, d’apres M. David. 1, argile basale buglovienne; 2, sables calcaires et lentilles de greș; 3, calcaires oolithiques sableux; 4, greș calcaires en plaquettes; 5, lehm alluvionnaire. et les gisements tres rares. Aussi le gisement de Repedea, facilement accessible ă cause de sa proximite de Iași, est-il devenu de bonne heure classique (fig. 3). II est situe au S de la viile de Iași. Les carrieres, en pârtie couvertes par la vegetation, forment un important abrupt au-dessus de la val- lee du Bahlui que dominent vers le N Ies hauteurs de Iași. Elles ont 100 m de puis- sance. La coupe des collines de Repedea a ete donnee par Cobălcescu, puis par David (9, 10 et 11). La colline de Repedea est dirigee NW—SE du Șiret vers le Prut. Les carrieres sont en greș calcaire friable, surmonte par des bancs de fin calcaire oolithique greseux alternant avec des sa- bles. Les calcaires oolithiques forment parfois de vrais lumachelles ou dominent les Mactres et les Cerithes; les formes les plus abondantes se trouvent dans les lentilles de sabie qui sont entre Ies greș calcaires et les calcaires fins ooli- thiques: Limnocardium vassoyevitchi Kolesn., L. fittoni d’Orb., L. groupe obsoletum. II n’y a pas d’espece caracteristique du Volhynien. En Bessarabie, le Volhynien est represente par des calcaires grenus fins ou greseux. Ils affleurent dans le fond des vallees dans la region Chișinău, Orhei, sur les plateaux dans la region de Soroca. Le Bessarabien est developpe dans le S de la Moldavie sous forme de lambeaux de recouvrement (20 m d’epaisseur); ce sont des sables et des greș ou des calcaires oolithiques dans le Vaslui, des argiles dans la region d’Ungheni. Les carrieres de Scheia, dans le district de Vaslui, ont ete longuement decrites par David (ii) qui en a donne la coupe. Elles forment une plate- forme qui domine au NW le village (fig. 4): 1) argile de base buglovienne; Institutul Geologic al României 331 LES LIMNOCARDHDLS DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 9 2) banc de calcaire oolithique exploite dans la region (8 m de puissance) et separe par des bancs de sabie. La pârtie superieure de ces calcaires, plus oolithique et plus fossilifere, contient une faune volhynienne: Limnocardium vassoyevitchi Kolesn., Mactra podolica, Modiola volhynica E1CH., f) une argile un peu sableuse de 4 m environ avec L. groupe obsoletum-, 4) 13 m de greș et sables jaunâtres â stratification entrecroisee qui representent, d’apres David, le Bessarabien. La faune des Limnocardium y est tres pauvre en especes: L. vassoyevitchi, ustjurtense, obliquoobsoletum, ingratum, desperatum, pseudoobsoletum Kolesn., L. fittoni d’Orb. qui pullulc avec Mactrafabreana d’Orb., de nombreux Trochus caracteris- tiques du Bessarabien. Nous decrirons rapidement le gisement bessarabien du Prut Ungheni, qui a ete mis â jour par VăsCĂUțanu (50) et recem- ment etudie par Moroșan (34) (fig. 5). Quoiqu’il appartienne â un facies tres rare en Mol- Fig. 4. — Coupe des carrieres de Scheia. d’apres M. David. 1, argile basale buglovienne; 2, sables et calcaires oolithiques volhynicns; 3, argiles, sables, grds, ooli- thes bessarabiens; 4, complexe m^otien; 5, sables daciens; 6, lehm alluvionnaire. davie, il presente l’interet de reproduire une faune proche de celle des memes facies en Crimee et en Dobrogea. La roche est une argile noire, bru- ne ou bleue, en blocs compacts â la base de l’escarpement. A la pârtie superieure, elle devient schisteuse et de plus en plus jaune â mesure qu’on se rapproche des sables quaternaires (pl. II, fig. 1) i). 1. Le gisement est sur la rive gauche du Prut, â 500—600 m du village d’Un- gheni, au N du chemin de fer. C’est lâ que passait l’ancienne frontiere roumaine. La faune des Limnocardium est: L. bajarunasi, L. pseudoobsoletum*, L. obliquoobsoletum et var. armavirense Kolesn., L. fittoni d’ORB., L. barboti **, L. michailovi**, Toula, L. plicatofittoni *. Sinz., L. fischerianum* Doeng.> L. desperatum, Kolesn., L. pseudosemisulcatum Andr., L. suessi Barb. La faune est riche en Trochus, caracteristiques du sous-etage. On trouve de plus une espece caracteristique du facies et qui se retrouve en Crimee: Cryptomactra pes-anseris (May.) Andr.2). ’) Je figure pl. II, fig. 2, le gisement de Blândești signală par MOROȘAN (34) et qui est un prolongement des couches d’Ungheni. *) Les especes marquees d’un double astdrisque sont caracteristiques du facies et de l’6tage, celles qui sont marquees d’un asterisque sont caracteristiques de IMtag?. Institutul Geologic al României IO M-ELLE S. G1LLET 332 En Bessarabie, le Bessarabien forme tous les plateaux d’Orhei â Chișinău. Les calcaires de Chișinău (environs de la viile) sont classiques depuis longtemps ă cause de leur richesse en fossiles. Ils ont ete etudies en details par Sinzow. Les Limnocardiides sont representes par des formes tres variees, recemment etudiees par Kolesnikov. On les trouve surtout dans la deuxieme carriere de Visterniceni, faubourg de Chișinău. Cette carriere est formee de veritables calcaires lumachelles bourres de Modiola volhynica Eicil., Dreis- sensia, Trochus (pl. III, fig. i). La premiere carriere, abandonnee, fournit des blocs eboules de Limno- car diurn aviculare Sinz., en lumachelle, de gros echantillons de L. laevigatoloveni Kolesn. et des Bryozoaires parfaite- ment conserves. Les carrieres de Ghidighici sont beaucoup moins riches; les fossiles y sont moins facilement degageables. On ne trouve plus que les especes banales de Limnocardium des groupes obsoletum et irregulare Entre Visterniceni et Ghi- dighici s’etendent des carrieres tout le long de la route, generalement hau- tes de 30 â 40 m. La liste des especes de Chișinău se trouve dans le travail de Kolesnikov qui cite, â propos de chaque espece, le gisement. Fig. 5 — Coupe de Ia rive du Prut â Ungheni, d’aprfes Văscăuțanu. i, loess; 2, sables et graviers; 3, argile fossi- lifdre. Le gisement de Cricov sur Ia rive droite de la Valea Ichel, au N de Chișinău, a ete decrit dans un travail anterieur (23). La faune de Limnocardium y est moins variee que celle de Chișinău. L. fittoni d’ORB. predomine, avec des individus de taille enorme. Autour d’Orhei, toutes les coflines forment sur leurs flancs de veritables gisements â mollusques. Les Limnocardium sont plus rares que dans les re- gions citees plus haut. L. ruthenicum Lask., L. desperatum Kolesn. y ont ete recueillis en lumachelle. III. DOBROGEA Les sediments du Miocene superieur se sont deposes au N du plateau balcanique sur la region deprimee situee au SW du horst dobrogecn. Ils se presentent sous forme de depots tabulaires non influences par les plissements carpatiques. Uș forment un plateau faiblement incline vers le Danube et divise 333 LES LIMNOCARDIIDES DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN ji par des vallees ă direction N-S ou le Cretace superieur affleure. C’est la region de Balcic, Bazargic â Constanța, Medjidia. La Volhynien n’afflcure que dans la region de Varna, preș de la frontiere bulgare. II plonge doucement vers le SE, de sorte qu’â Balcic il se trouve sous la mer. A Varna, il y a une coupe complete du Volhynien au Cher- sonien, au-dessus du Tortonien, comme l’ont montre Gellert (22) et Gocev (24). Au NE de Balcic, ă Mangalia, Constanța, le Chersonien â Mactres forme toute la cote. Le Bessarabien de Dobrogea affleure uniquement dans la region de Balcic, â la base de la falaise qui borde le village, le sommet etant forme par le Cher- sonien â Mactra bulgarica Touta. avec des bancs contenant des plaquettes de Limnocardium du groupe obsoletum. On trouve de bas en haut: 1. Marnes pauvres en fossiles passant aux couches superieures (en tout 20 â 3° m)- 2. Argile sableuse schisteuse grise, avec fossiles nacres; elles sont petries de L. barboti Hoernes (non mentionne par Toula) (49) et de L. michailovi Toula, avec nombreux Turbo rappelant la faune de Chișinău. Les couches No. 2 affleurent au niveau o â l’E de Balcic. Dans Balcic, quartier W des villas, on les trouve â 15 m environ au-dessus de la mer, formant une couche molassique tendre petrie de coquilles nacrees, avec des Cerithium et L. fittoni d’ORB. en abondance. A 300 m ă l’W, au-delâ du palais de la reine, on retrouve ces memes marnes argileuses au-dessus de la falaise, ă 30 m de hauteur au-dessus de la mer. Elles sont par places dures et toujours petries de fossiles. On a bien la preuve que les couches plongent NW—SE. Liste des Limnocardium trouves dans le quartier des villa: L. ingratum, vassoyevitchi Kolesn., suessi Barb., bajarunasi Kolesn., subfittoni Sinz., sarmaticum Kolesn., kolesnikovi Davidasch., balcicensis Gillet, gracile Pusch var. pseudobogatchevi Gillet; c’est une faune bessarabienne. 3. Bancs calcaires â petits Tapes et â L. pseudoobsoletum Kolesn. 4. Au-dessus de ces couches se trouvent les calcaires blancs crayeux qui forment les falaises fossiles de Balcic. Ils contiennent presque uniqu- cment Mactra bulgarica Toula et M. podolica Eich. La premiere est seule carac- teristique du Chersonien. Les niveaux â Turbo barboti Toula semblent tres variables. On les trouve ă peu preș ă toutes les hauteurs, toujours par lots. Les episodes terrestres ă Helix semblent avoir ete tres frequents. On rencontre des Helix sp. ? en haut de la grande falaise situee ă mi-chemin d’Ecrene, vers le village tatare, â plus de 70 m au-dessus de la mer. II faut rappeler que Toula avait visite le village de Balcic (49) et donne la coupe d’un ravin. II attribuait 1'ensemble des couches au Volhynien, â cause de la presence de L. protractum Eich. qui devait etre en realite L. balcicensis Gillet fossile du Sarmatien moyen. Institutul Geologic al României icr/ 12 M-ELLE S. GILLET 334 Le Bessarabien de Balcic irait des couches io aux couches 6 de Toula. Liste complete des Limnocardium bessarabiens de Balcic: L. ingratum Kolesn., L. suessi Barb. de Marny, L. kolesnikovi Davidas., L. fittoni d’ORB., L. plicatofittoni Sinz., L. subfittoni Andr., L. bajarunasi Kolesn., L. vassoyevitchi Kolesn. DESCRIPTION DES ESPECES. GROUPE DE L. OBSOLETUM ElCH. KOLESNÎKOV, qui n’a pu retrouver l’espece d’ElCHWALD, a divise les diverses formes, jusqu’ici determinees sous le nom general A’obsoletum, en une serie d’especes dont beaucoup sont certainement des formes distinctes, mais dont certaines autres doivent passer de Pune â l’autre, si l’on se donne la peine de de reunir une grande quantite de materiei. Le type moyen du groupe differe de C. edule par la plus grande obliquite de la coquille, le bord posterieur arrondi, les crochets prosogyres. Le test est souvent couvert d'ecailles plus aigiies que celles du test de C. edule. Elles sont surtout developpees sur la coquille du jeune et sur le bord posterieur generalement tronque. Le groupe se distingue de celui de L. irregulare Eich. par la presence de cotes serrees, separees par des intervalles qui n’atteignent que rarement une largeur moitie de celle des cotes. Ces intervalles sont aussi couverts d’ecailles. La charniere est semblable ă celle de L. vassoyevitchi Kolesn., mais la dent LAI est souvent absente. Enumerons rapidement les especes crees par Kolesnikov et rencontrees dans les gisements de Bessarabie et d’ailleurs. L. incurvatum Kolesn. 1929 Cârd, incurvatum KOLESNIKOV, (30), p. 16, pl. V, fig. 122—128. 1935 Id., (30 a), p. 97, pl. XII, fig. 12—16. Coquille epaisse, carenee, presque aussi haute que large; bord posterieur plus court que le bord anterieur et tronque. Cette espece citee par Kolesnikov â Chișinău n’a pas ete retrouvee. L. acerbum Kolesn. 1929 Cârd, acerbum KOLESNIKOV, (30), p. 19, pl. VI, fig. 151—157. 1935 Id., (30 a), p. 99, pl. XIII, fig. 8—11. Petite espece â test tres mince, â bord posterieur oblique et de forme irreguli^re, quelques cotes se terminant par des extremites aigues. Cette espece, citee â Chișinău, et que Kolesnikov considere comme rare, n’a pas ete rencontree de nouveau. 335 LES limnocărdiidEs de quelques gisements DU SARMATIEN ROUMAIN 13 L. uiratamense Kolesn. 1829 C. protradum ElCH., (17), p. 283, pl. V, fig. 1. 1857 C. protradum PUSCIL, (40), p. 63, pl. VII, fig. 3. 1903 C. vindobonense LASK., pars, (32), p. 79, pl. III, fig. 18. 1929 C. uiratamense KOLESN., (30.), p. 9, pl. III, fig. 61—62 et var. inepta, fig. 62—67. 1932 C. uiratamense DAVIDASCH., (12), p. 19, pl. VI, fig. 14—18. 1935 C. uiratamense KOLESN., (30 a), p. 89, pl. X, fig. 10—15. Tres voisine de L. preobsoletum Lom., du Buglovien. Espece citee sous le nom de L. obsoletum Eich; tres abondante dans tous les gisements volhyniens de Roumanie. Le type vient du Mangyschlag. L. pseudoobsoletum Kolesn. 1929 Cârd, pseudoobsoletum KOLESNIKOV (30), p. 11, pl. III, fig. 68—79 1935 Cârd, nefandum KOLESN. (30 a), p. 91, pl. X, fig. 24—29. Cette espece, tres voisine de forme de L. obsoletum Eiciiw., est celle qui a ete citee sous ce nom dans les gisements bessarabiens de Roumanie. La carene est plus ou moins prononcee; les cotes, vues â la loupe, sont ecail- leuses. La charniere comprend une cardinale et des laterales bien developpees. Kolesnikov remarque que cette espece bessarabienne ressemble â la variete inepta de l’espece volhynienne L. uiratamense. L’espece a ete rencontree ă Scheia et ă Ungheni (voir p. 330 et 331). L. pseudosemisulcatum Andrus. 1892 Cârd, verneuillianum SlNZ. non D’ORB., (44', p. 57, pl. II, fig. 6—9. 1902 Cârd, pseudosemisulcatum ANDRUS., (2), p. 485, pl. IX, fig. 20—22. 1929 Cârd, pseudosemisulcatum KOLESNIKOV, (30), p. 44, pl. XIV, fig. 344—356. 1932 Cârd, pseudosemisulcatum DAVIDASCHVILI, (12), p. 29, pl. VI, fig. 24, 25. Espece qui poss^de une coquille oblique fortement carenee; cotes minces et serrees. Elle est abondante â Chișinău dans la deuxieme cartiere; recueillie aussi â Ungheni. Elle existe egalement dans les argiles ă Cryptomactra pes-anseris de la presqu’île de Kertch. L. desperatum Kolesn. Pl- IU, fig. 5 1929 Cârd, desperatum KOLESN., (30), p. 12, pl. IV, fig. 80—85. 1935 Id., (30 a), p. 92, pl. XI, fig. 1—4. Petite espece de forme trapezoîdale qui a pour rapport de la largeur â la hauteur: 2. La coquille est tres mince, les cotes ne sont visibles qu’â la loupe, elles sont plates, et ne forment pas de concavites â l’interieur de la coquille. Les Institutul Geologic al României M-ELLE S. GILLET 336 crochets sont peu developpes; l’emplacement de la carene est marque par un bombement. Charniere: valve droite IC, une laterale anterieure et une posterieure; valve gauche IC, une laterale anterieure. Le type vient du Bessarabien de Chișinău. On trouve aussi l’espece dans Valea Ichel, entre Goyan et Kictros, dans le Volhynien. Elle a ete signalee aussi p. 330 dans le Bessarabien de Scheia. L. venestum Kolesn. 1929 Cârd, venestum K.OLESN., (30), p. 12, pl. IV, fig. 86—94. 1935 Id., (30 a), p. 92, pl. XI, fig. 5—9. Forme de la coquille subcarree, les 28—38 cotes plates du test sont â peine perceptibles â l’oeil nu et rappellent le test de L. desperatum. Elle n’est citee qu’ă Chișinău en Roumanie. L. ingratum Kolesn. Pl. III, fig, 6 1929 Cârd, ingratum KOLESN., (30), p. 13 et 14, pl. IV, fig. 95—101; var. firma, fig. 102—104; var. perfida, fig. 105—107. 1935 Id., (30 a), p. 93, pl. XI, fig. 10—16. Coquille carenee aussi haute que large dans la forme normale, oblique et plus large que haute dans la variet^ perfida. Les cotes concentriques forment des chevrons de plus en plus marques sur les cotes en allant vers le bord palleal et vers les cotes anterieur et posterieur de la coquille. On ne rencontre en Roumanie que la forme normale dont le type vient de Chișinău. C’est ă elle que paraissent se rapporter les Limnocardium cites comme obsoletum dans de nombreux gisements et qui possedent une carene bien marquee. Citee â Scheia, p. 330. Se trouve aussi ă Colibași (Mehedinți). L. obsoletiformis Kolesn. Pl. IV, fig. 3 1929 Cârd, obsoletiformis KOLESN., (30), p. 16, pl. V, fig. 188—121. 1935 Id., (30 a), p. 95, pl. XII, fig. 9—11. Test de la coquille epais, cote posterieur tronque et tres developpe. Les cotes medianes sont plates, les cotes concentriques forment en les recoupant des chevrons visibles seulement â la loupe. Les cotes anterieures sont plus sail- lantes, les cotes concentriques forment en les recoupant des bourrelets sail- lants; sur les cotes posterieures, plus espacees, elles forment des bourrelets rugueux, se continuant dans les intervalles entre les cotes. Charniere de la valve droite: une cardinale, une laterale anterieure, une laterale posterieure. Certaines varietes moins developpees antdro-posterieurement passent â L. nalivkini Kolesn. qui n’est pas represente â Chișinău. Institutul Geologic al României 337 L£S LIMNOCARDIIDES DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 15 L. obsoletiformis est abondant dans toute ia region de Chișinău jusqu’ă Valea Ichel. Un bel exemplaire de Cricov est figure ici. L. obliquoobsoletum Kolesn. Pl. III, fig. 7 1929 Cârd, obliquoobsoletum KOLESN., (30), p. 17, pl. 129—139 et var. armavirense, fig. 140—150. 1935 W-> (30 a)> P- 97, Pl- XII, fig. 17—22. Coquille toujours de petite taille, translucide; area posterieur fortement epineux jusqu’ă bord cardinal, le bord anterieur a de fortes cotes sans epines. Cette ornementation rappelle celle de L. kolesnikovi Davidasch. Charniere de la valve droite: une cardinale, une laterale anterieure et une laterale poste- rieure; valve gauche : une cardinale, deux laterales anterieures, pas de posterieure. Cette espece rappelle Limn. obsoletum Eichw. ; c’est ă elle que doi- vent etre rapportees beaucoup des especes citees dans les gisements bessa- rabiens de Roumanie sous ce nom. Elle est tres abondante dans toute la region dc Chișinău. Elle a ete citee ă Scheia et ă Ungheni, p. 330 et 331. L. kolesnikovi Davidasch. Pl. IV, fig. 1 1929 Cârd, beaumonti D’ORB. KOLESN., (30), p. 20, pl. VII, fig. 158—162. 1932 Cârd, kolesnikovi DAVIDASCHVILI, (12), p. 28, pl. VI, fig. 19, 22, 23. Coquille de grande taille ă cotes anterieures ^cailleuses, ă cotes poste- rieures formant des aretes aigties au niveau du recoupement de la cote con- centrique. Les intervalles des cotes anterieures sont lisses, tandis que ceux des cotes posterieures sont rugueux. La charniere droite porte une cardinale en bouton saillant, une laterale anterieure faible et une fortement marquee; une laterale posterieure seulement. La valve gauche ne se trouve pas dans les coquilles de mon materiei, mais Kolesnikov l’a figuree. Cette espece est tres abondante ă Chișinău. Elle se trouve Egalement ă Balcic. L. kischinevense Kolesn. Pl. IV, fig. 2 1929 Cârd, kischinevense KOLESN., (30), p. 19, pl. VII, fig. 163—168. 1935 Id., (30 a), p. 99, pl- XII, fig. 8—11. Forme voisine de celle de l’espece precedente, mais les cotes sont platesi et lisses, larges au bord palleal inferieur et juxtaposees. Les cotes concen- triques se soulevent en forme de tuiles sur le bord posterieur au niveau oîi 23 A Institutul Geologic al României 16 RZ M-ELLE S. GILLET 338 elles croisent les cotes, sur le bord anterieur elles forment seulement des rugosites. Kolesnikov rapproche l’espece de L. obliquoobsoletum Kol. var. arma- virense Kol. qui a les cotes moins larges et le bord posterieur moins regulier. La charniere porte â la valve droite: une cardinale mince, deux lateralcs anterieures, une laterale posterieure. A la valve gauche: une cardinale, une laterale anterieure, une laterale posterieure â peine marquee. Espece tres abondante dans la region de Chișinău ou elle est localisce en Roumanie. On la trouve aussi dans la province de Cherson. L. ustjurtense Kolesn. pi. nr, fig. 8 1929 Cârd, ustjurtense KOLESN., (30), p. 6, pl. I, fig. 14—25. 1935 Id., (30 a), p. 86, pl. IX, fig. 7—14. Petite espece de forme subcarree, plus convexe que L. bajarunasi Kolesn. ; crochets plus eleves que chez L. vindobonense Partsch. Certains exemplaires correspondent â la figure 25 et ă la figure 27 de Kolesnikov qui font passagc â L. bajarunasi. L’espece est signalee en Russie dans le Volhynien et dans le Bessarabien. Elle est abondante dans le Bessarabien de Scheia (Vaslui). L. bajarunasi Kolesn. 1929 Cârd, bajarunasi KOLESNIKOV, (30), p. 7 pl. II; fig. 28—37 et var. urupense, fig. 38—43- 1935 Id., p. 86, pl. IX, fig. 15—21. Espece plate, orbiculaire, ă test formant comme un treillissage au niveau du recoupement des cotes rayonnantes et des cotes concentriques. Elle n’a pas ete rencontree en Bessarabie. Le type vient du district d’Armavir, mais nous l’avons recueillie â Balcic et â Ungheni dans le Bessarabien egalement. Elle forme transition â L. michailovi Toula. I. . michailovi Toula 1884 Cârd, archiplanum ANDRUSOV, (i), p. 98. 1892 Cârd, michailovi TOULA, (49 a), p. 434, pl. VI, fig. 11—16. — Cârd, dobritschense TOULA Ibid., p. 434, pl. VI, fig. 9. 1902 Cârd, michailovi ANDRUSOV, (2), p. 487, pl. IX, fig. 16—19. 1929 Cârd, michailovi VASCĂUȚANU, (50), p. 17, pl. VII, fig. 24, 25. 1929 Cârd, michailovi KOLESNIKOV, (30), p. 8, pl. II, fig. 44—51. 1932 Cârd, michailovi David.ASCHVILI, (12), p. 27, pl. VI, fig. 20—21. 1935 Cârd, michailovi KOLESN., (30 a), p. 88, pl. X, fig. 1—9. Institutul Geologic al României 339 leș LIMNOCARDIIDES DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 17 Davidaschvili a donne une description complete de l’espece ă laquelle on pourra se reporter. La coquille est tres plate, de forme lucinoîde; la tres fine ornementation s’accentue au bord anterieur et devient epineuse. La coquille n’a pu etre degagee des argiles ou marnes friables ou elle se rencontre toujours, mais Davidaschvili (12) a donne la formule de la charniere: dent car- dinale tres petite aux deux valves, laterales anterieure et posterieure tres peu developpees â la valve gauche. Ungheni (rare); Balcic, d’ou vient de type, assez frequente: 1) Dans les argiles bitumineuses et nacrees de la base de la falaise E du village. 2) Dans la craie marneuse friable de la base des grandes falaises du village, entre Balcic et Ecrene, en trois points. Un des exemplaires a les deux val- ves accolees, une portion de test est conservee et montre les crenulations du bord cardinal posterieur. L. michailovi caracterise egalement le Bessara- bien dans les argiles de Kertch. GROUPE DE L. IRREGULARE SlNZ. Caracterise par les cotes peu serrees et peu ornees. L’espece de Sinzov, si souvent citee dans les gisements, n’a pu etre retrouvee en Russie, d’apres Kolesnikov. C’est donc â l’espece qui suit qu’il faudrait attribuer tous les L. irregulare cites tant dans le Volhynien que dans le Bessa- rabien de Roumanie. L. vassoyevitchi Kolesn. 1129 Cârd, vassoyevitchi KOLESN., (30), p. 47, pl. 15, fig. 375—379. 6195 Id., (30 a), p. 121, pl. XVIII, fig. 1, p. 8—22. Espaces entre les cotes au moins aussi larges qu’elles. Charniere comme celle du groupe de L. obsoletum. Au meme groupe appartient Cârd, verneuillianum d’Orb. (1844) â cro- chets peu proeminents et dont la charniere ne montre pas trace de dents laterales sur la figure du type. II n’a pas ete mentionne par Davidaschvili. L. vassoyevitchi est tres abondant â Chișinău (Visterniceni). Une serie de gisements roumains doivent contenir cette espece, outre ceux qui ont ete cites dans la description des gisements1): Volhynien de Rădășeni (Suceava), Șerbotești (Vaslui), Dobrovăț (id.), Florești (Soroca), Japca (id.), Vadul Rașcovului (Nistru), Kesti (Bacău), Melicești (Prahova), Colibași (Mehedinți) etc. L. moroșani sp. nov. Pl. IV, fig. 4 Par le developpement de la carene et de l’area posterieur cette espece se rapproche de L. danovi Kolesn. rencontre â Colibași (Mehedinți). Mais l) Balcic, p. 330, Scheia, p. 331. a»* Institutul Geologic al României 18 M-ELLE S. GILLET 34° la coquille a une forme subcarree, l’area posterieur est legerement aile, le bord palleal etant droit au lieu d’etre oblique. Le bord anterieur est regulie- rement arrondi jusqu’au niveau de la lunule. Les cotes sont bien marquees sur ce bord anterieur et crenelees, alors que sur le bord posterieur elles sont moins prononcâes et moins ornees et plus espacees. Le bord cardinal poste- rieur est crenele. La charniere comprend une cardinale et des laterales. La coquille est beaucoup moins convexe que L. vassoyevitchi Kolesn. et de forme plus orbiculaire. Les cotes medianes sont ornees au lieu d’etre lisses. Un seul exemplaire d’une valve droite rencontre ă Chișinău (Visterniceni). L. visterniceniensis nov. sp. Pl. IV, fig. 5 Cette espece ne se rapporte â aucune forme decrite, ă ce que je sache; comme dans l’espece L. vassoyevitchi Kolesn., les cotes sont espacees, mais les espaces ne sont ici que de la grandeur des cotes. La coquille est plus large que haute: rapport 1,25, au contraire de ce qui a lieu pour L. vassoyevitchi ou le rapport est 1. Les cotes medianes sont lisses, les cotes anterieures, au nombre de 6, sont crenelees, les cotes posterieures, au nombre de 7 sont encore plus vigou- reusement crenelees, presque epineuses au point ou elles touchent les cotes concentriques. La premiere câte du cote posterieur de la coquille forme carene; elle est courbe, ainsi que les autres cotes des flancs. Les cotes lisses portent seulement des stries chevronnees formees par les cotes d’accroissement. Charniere: Valve droite, IC. Les laterales anterieure et posterieure sont en lames allongees. Valve gauche, IC, une laterale anterieure seulement. Sur la jeune coquille, la cote qui delimite l’area posterieur est tres epineuse. Quatre exemplaires seulement, dont deux jeunes, ont ete recueillis â Chi- șinău, dans la deuxieme carriere de Visterniceni. Lorsque les cotes deviennent irregulieres l’espece passe â L. suessi Barb. L. suessi Barbot de Marny (non Halavâts) Pl. IV, fig. 6 1791 Cârd, suessi BARB. DE MARNY, (4), p. 153, fig. 20—22. 1882 Cârd. cf. suessi HlLBER, (26), p. 203, fig. 20. 1870 Cârd, obsoletum HOERNES, (28), p. 205, pl. 30, fig. 3. 1929 Cârd, timoki TOULA, (49), p. 15, pl. .., fig. 4. 1877 Cârd, suessi KOLESNIKOV, (30), p. 45, pl. XIV, fig. 357—361. 1932 Cârd, suessi DAVIDASCHVILI, (12), pl. VII, fig. 16, 17. 1935 Cârd, suessi KOLESN., (30 a), p. 119, pl. XVIII, fig. 7—10. Petite coquille mince portant 20—25 cotes. Sur le type de Barbot, il y a trois cotes plus saillantes que les autres; il peut y avoir une seule cote sail- 341 LES LIMNOCARDHDfiS DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 19 lante au niveau de la carene; l’espece rappelle alors L. fischerianum Doeng. ; parfois il y en a deux, une qui forme carene, l’autre saillant au milieu des flancs; c’est Ie type du C. obsoletum Hoernes. II peut y avoir quatre ă cinq cotes saillantes qui separent des cotes de deuxieme ordre; l’espece rappelle alors L. steindachneri Brus. et L. subfittoni Andr. Certaines varietes ont toutes les cotes de meme grandeur et rappellent L. obsoletum Eich. formant passage â ce groupe. Sur la jeune coquille, Ies cote sont tres epineuses; Ies fines cotes de l’area posterieur portent de longues epines jusque vers le bord cardinal. La charniere porte une seule dent cardinale et des dents laterales obsoletes. Des le Volhynien, dans le bassin de Vienne, toutes les varietes de l’espece existent. Dans le Bessarabien de la region de Chișinău on retrouve l’espece fre- quemment, notamment â Cricov (Valea Ichel). Elle a ete recueillie dans le Bessarabien de Balcic 1), d’Ungheni2) et dans celui de Soceni (Banat). Elle existe dans tout le Bessarabien du S de la Russie. GROUPE DE L. GRACILE PUSCH — L. PLICATUM EICH. L. gracile Pusch 1830 Cârd, plicatum EICH., (18), p. 209. 1837 Cârd, gracile PUSCH, (40), p. 66, pl. VII, fig. 4. 1844 Cârd, gracile D’ORB. in HOMMAIRE DE HELL, (29), p. 472, pl. 6, fig. 6—8. 1850 Cârd, plicatum EICH., (19), p. 61, pl. V, fig. 20. 1853 Cârd, plicatum EICH., (20), p. 96, pl. IV, fig. 20. 1858 Cârd, demidoffi BAILY, (5), p. 144, pl. 9, fig. 3. 1897 Cârd, plicatum SlNZ., (45), p. 30, pl. IV, fig. 5. 1929 Cârd, gracile KOLESNIKOV, (30), p. 37, pl. XII, fig. 293—308. 1932 Cârd, gracile DAVIDASCHVILI, (12), p. 23, pl. VII, fig. 7—9. 1935 Cârd, gracile KOLESN., (30 a), p. 112, pl. XVI, fig. 23—28. Coquille aviculiforme, â cotes arrondies, minces, non epineuses, mais â fines ecailles. Le type a de 13—18 cotes, d’apres Kolesnikov; elles s’elargissent vers le bas de la coquille. Les cotes posterieures sont peu marquees et coupees de rides et d’ecailles, au niveau oii passent les cotes concentriques. Le type de Hoernes de L. plicatum est une coquille de grande taille, â test epais, qui n’a aucun rapport avec la forme russe. C’est peut-etre une race occidentale, comme le suggere Kolesnikov. L. latesulcatum Munst. •semble se rapporter â cette meme espece, de meme que L. jaînmense Hilb. Peu abondante dans le Volhynien du Plateau moldave et celui de la bordure carpatique. (Voir la description des gisements). B P- 333- *) C’est le L. cf. subfittoni de VĂSCĂUȚANU, Institutul Geologic al României 20 M-ELLE S. GILLET 342 L. praeplicatum Hilber 1882 C. praeplicatum HlLB., (26), p. 14, pl. I, fig. 40, 41. 1897 C. plicatum SlNZ., (45), p. 68, pl. IV, fig. 5. 1899 C. praeplicatum SOK., (48) var., p. 13, pl. 1, fig. 31—33. 1903 C. plicatum SlMIONESCU, (42), p. 14, pl. I, fig. 14. 1905 C. arcella BOGATCHEV, (8), p. 176, pl. III, fig. 13—17. 1917 C. aff. plicatum ANDRUS., (3), p. 217. 1929 C. praeplicatum KOLESNIKOV, (30), p. 35, pl. XII, fig. 278—292. 1935 C. praeplicatum KOLESN., (30 a), p. 112, pl. XVI, fig. 13—22. L’exemplaire figure par Simionescu de Lespezi (Suceava) est con- vexe, subcarre, il porte de 13—14 cotes. Des echantillons tres voisins, mais plus quadrangulaires, proviennent d’Ilreatca (Suceava) en Bucovine. Ils res- semblent ă L. plicatum SlNZ., mais les cotes sont plus serrees. Celles des cotes anterieur et posterieur portent des chevrons ou des ecailles qui se continuent entre les cotes. C’est ă peu preș le caractere du type de Hilber. Le type de Hilber) ressemble aux jeunes coquilles de L. gracile qui, ă quelques millimetres de taille, ont les cbtes bien crenelees et plus serrees que chez 1’adulte. La coquille de L. praeplicatum a le bord posterieur plus eleve que L. gracile. En Roumanie, l’espece est cantonnee dans le Volhynien. Elle apparaît dans le Tortonien de Galicie (type de l’espece); dans les couches ă Venus konkensis du bassin de Konka oii elle persiste dans le Volhy- nien. Les varietes des couches de Tchorak qui ont les cotes moins nombreuses sont appelees par Kolesnikov L. bogatchevi. L. gracile Pusch var. pseudobogatchevi n. var. Pl. IV, fig. 8 Cette unique coquille a ete recueillie â Balcic, dans le Bessarabien. Elle reproduit d’une fașon frappante l’espece souche, L. bogatchevi Kolesn. 1). C’est un simple retour atavique. L’espece tortonienne porte 16—20 cotes; ici, il y a 13 cotes seulement sur les flancs et deux cotes posterieures, une tou- chant la treizieme cote qui forme carene et une au milieu de l’area posterieur. Celui-ci est orne de cotes d’accroissement de chaque cote de cette cote me- diane. Les espaces compris entre les cotes sont plus grands que ceux de L. bogatchevi. L. gracile Puseu var. bessarabiersis n. var. Pl. III, fig. 9 Variete tres proche des echantillons de L. gracile figures par Kolesnikov, mais la coquille est plus arrondie au niveau du crochet, de sorte qu’â ce niveau les cotes sont courbes, dirigees en avant comme lui, au lieu d’etre droites. B (3°)> pl. XH, fig. 276. ICR, V Institutul Geologic al României 343 LES LIMNOCARDIIDES DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 21 Elles sont anguleuses chez le jeune, arrondies legerement chez l’adulte. Elles sont au nombre de 9 comme chez L. gracile. Elles diminuent regulierement de taille vers le cote anterieur de la coquille et sont de plus en plus serrees. La pârtie anterieure de la coquille porte seulement une cote tres mince, la pârtie posterieure porte des cotes ă peine saillantes ornees de fortes ondulations du test qui se repetent sur le bord de la coquille. La charniere est visible sur un exemplaire du musee de Chișinău; la formule des dents est complete sur cette valve droite: deux cardinales, deux laterales anterieures et deux laterales posterieures. Sur les exemplaires figures de Rădășeni (Suceava), encroutes dans des greș calcaires, la charniere n’est pas degageable. Dans le Volhynien en Bucovine, dans le Bessarabien en Bessarabie. L. gracile Puseu var. plicatofittoni Sinz. Pl. IV, fig. 8 1897 Caid, plicatofittoni SINZ., (45), p. 68, pl. IV, fig. 1—3. 1903 Cârd, latesulcatum SlMIONESCU, (42), p. 14, pl. I, fig. 9. 1929 Cârd, gracile vai. plicatofittoni SINZ. in KOLESNIKOV, (30), p. 40, pl. XIII. fig. 315—320. 1932 Cârd, gracile var. plicatofittoni DAVIDASCHVILI, {12), p. 24, pl. VII, fig. 10—15. 1935 Cârd, plicatofittoni, KOLESN., (30 a), p. 114, pl. XVII, fig. 6—9. L. gracile var. plicatofittoni est intermediaire entre L. fittoni et L. gracile. De L. gracile il se rapproche par le galbe et la disposition des cotes. De L. fittoni il possede la taille, la convexite, le nombre de cotes (moins grand que chez L. gracile), le caractere des cotes en ecailles epineuses qui saillent au-delâ de la pârtie inferieure de la coquille. La variete peut etre tres voisine de L. fittoni et ne s’en distinguer que par 8 cotes tres fines; les cotes anterieures et posterieures peuvent etre aussi couvertes d’epines aigiies. La coquille figuree ressemble ă la figure 294 de Kolesnikov â cotes tres fines, egalement au nombre de 8. La derniere cote delimite l’area posterieur qui porte trois cotes epineuses, la derniere limitant l’ecusson. Le bord ante- rieur est lisse au niveau de la lunule et porte sur cet exemplaire des bourrelets sinueux. Les cotes medianes des flancs sont moins epineuses que les autres. Tres proche est la variate figuree par Simionescu sous le nom de L. latesulcatum Munst.; mais il n’y a que 6 ou 7 cotes sur les flancs et 4 cotes posterieures. Sur ces exemplaires ă cotes tres fines le test est mince et translucide. Des exemplaires aberrants portent 11 cotes legerement epineuses, les cotes anterieure et posterieure sont tres fines et presque uniquement marquees par des epines. Institutul Geologic al României 22 M-ELLE S. GILLET 344 La charniere porte une cardinale verticale fine et aigiie, une laterale ante- rieure saillante (LAII) depassant le bord cardinal, une laterale posterieure (LPII) obsolete. L’espece sous cette variete se rencontre frequemment en Bessarabie (Chi- șinău, Cricov, Orhei, etc.); â Balcic, â Ungheni â Șimleul Silvaniei (Transyl- vanie). Elle caracterise le Bessarabien. L. fittoni d’Orbigny 1845 Cârd, fittoni D’ORB., in MURCHISON, de VERNEUIL et KAYSERLING, (35), p. 499, pl. XLIII, fig. 38, 39- 1882 Cârd, fittoni COBĂLCESCU, (10), p. 117, pl. VIII, fig. 6. 1912 Cârd, fittoni SCHWETZ, (41), p. 499, pl. 43, fig. 38, 39. 1929 Cârd, fittoni KOLESNIKOV, (30), p. 41, pl. XIII, fig. 321—331. 1932 Cârd, fittoni DAVIDASCHVILI, (12), p. 25, pl. VII, fig. 18—20. 1935 Cârd, fittoni KOLESN., (30 a), p. 115, pl. XVII, fig. 10—13. Certains exemplaires ont les epines des cotes tres serrees, mais elles n’arri- vent jamais ă donner le fin treillissage regulier de L. plicatofittoni. Sur l’area posterieur, avant l’ecusson, il n’y a plus de cotes, mais un gros bourrelet sinueux. La charniere porte ă la valve droite une dent cardinale verticale; le rebord du plateau cardinal simule une deuxieme dent. La dent laterale LAIII est bien developpee, LAI ă peine marquee, LPI lamelliforme. A la valve gauche la dent cardinale est verticale, triangulaire, LAII epaisse et de- passant le bord cardinal, LPII est faiblement developpee. Sur certains exemplaires la dent 4b subsiste sous forme d’une mince protuberance du bord cardinal, visible â la loupe. Seules la charniere et les cotes internes rappellent le genre Cardium. La forme de la coquille et l’ornementation externe evoquent certains Oxytoma du Jurassique. Tres repandue dans tout le Sarmatien de Roumanie: Volhynien de Re- pedea (Iași), Valea Budului (Bacău), Cetățuia (Dobrovăț), Bessarabien de Chișinău, Cricov (gros exemplaires â cotes et epines enormes dans l’oolithe calcaire); Scheia (exemplaires toujours assez petits dans les sables), Valea Satului (Vaslui); Șimleul Silvaniei (Transylvanie), plus de nombreux gisements cites par les auteurs. Tres abondante en Russie ou elle caracterise le Bessarabien. Dans le detroit de Kertch, elle caracterise un horizon sableux auquel semblent corres- pondre les sables de Moldavie. L. subfittoni Andrusov 1902 Cârd, subfittoni ANDR., (2), p. 481, pl. IX, fig. 9. 1929 C. subfittoni KOLESNIKOV, (30), p. 22, p. VII, fig. 4. Institutul Geologic al României 345 LES LIMNOCARDIIDES DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 23 1932 C. subfittoni DAVIDASCHVILI, (12), p. 22, pl. VII, fig. 4. 1935 Cârd, subfittoni KOLESN., (30 a), p. 116, pl. XVII, fig. 14—18. L. subfittoni Andr. est un L. fittoni dans lequel il y a une differenciation des cotes en cotes de premier et de deuxieme ordre. II peut y avoir deux â trois cotes de deuxieme grandeur, parfois une seule. Parfois, la differenciation n’est plus marquee et toutes les cotes sont egales. II existe alors une carene formee par une large cote ecailleuse et qui delimite un area posterieur conte- nant 5—6 fines cotes ecailleuses. Balcic, p. 333, Chișinău, p. 332, Soceni (Banat). L. barboti R. Hoernes pi. ni, fig. 3 1874 Cârd, b.irboti R. HOERNES, (27), p. 58, pl. II, fig. 21. 1891 Cârd. aff. squamulosiim DESH. in HlLBER, (26), p. ti, fig. 18. 1902 Cârd, barboti ANDRUSOV, (2), p. 478, pl. IX, fig. 10 —16. 1929 Cârd, barboti VASCĂUȚANU, (50), p. 21, pl. VIII, fig. 5, 6. 1932 Cârd, barboti DAVIDASCHVILI, (30), p. 21, pl. VII, fig. 1—3. 1929 Cârd, barboti KOLESNIKOV, (12), p. 44, pl. XIV, fig. 338—343. 1935 UL (.3° a), P- >17, Pl- XVII, fig. 19—23. L’espece a ete decrite en details par les auteurs russes; d’autre part, elle est tres rare en Roumanie; il sera donc renvoye â leurs descriptions. L, barboti se rencontre toujours dans des argiles plastiques, d’oîi une forme tres variable. Elle est toujours tres inequilaterale. La variete la plus frequente est celle qui porte trois cotes principales sur les flancs de la coquille, separees par de fines cotes (16—26); l’area posterieur est delimite par une cote et il en porte deux autres. Lorsqu’on regarde le test â la loupe, on y voit des cotes concentriques formant de veritables ondulations qui, de temps â autre, se soulevent pour former une epine. C’est l’ensemble de ces epines juxtaposees qui constitue les cotes. La charniere n’est pas connue puisqu’on n’a jamais pu degager une coquille. Cantonne dans le Bessarabien: Ungheni (rare), Balcic, en lumachelle, pl. Iii, fig. 3), Soceni (Banat) Șimleul Silvaniei (Transylvanie). L’espece caracterise egalement les argiles bessarabiennes dans le detroit de Kertch. L. centropleurum Andr. semble une simple variete â cotes plus nombreuses, â bord anterieur bien developpe. Elle ne se rencontre pas en Roumanie, mais dans le detroit de Kertch. GROUPE DE L. LITHOPODOLICUM DUBOIS = PROTRACTUM ElCH. L. lithopodolicum Dubois 1831 Cârd, lithopodolicum DU BOIS DE MONTPEREUX, (16), p. 63, pl. VII, fig. 29. 1850 Cârd, protradum ElCH., (19), p. 61, pl. VI, fig. 18. Institutul Geologic al României 24 M-ELLE S. GILLET 346 1853 Cârd, protractum EICH., (20), p. 9, pl. IV, fig. 18. 1882 Cârd, subprotractum HlLB., (26), p. 17, pl. I, fig. 46. 1903 Cârd, lithopodolicum LASKAREV, (32), p. 75, pl. III, fig. 21, 22, et pl. IV, fig. 23, 24. 1929 Cârd, lithopodolicum KOLESNIKOV, (30), p. 24, pl. VIII, fig. 174—179. 1932 Cârd, protractum DAVIDASCHVILI, (12), p. 13, pl. V, fig. 6, 7. 1935 Cârd, lithopodolicum KOLESN., (30 a), p. 102, pl. XIV, fig. 7—10. Pour les discussions sur les synonymies voir Kolesnikov. Cotes plates et polies, espaces entre les cotes ă peu preș moitie de leur largeur dans la pârtie inferieure de la coquille, quelquefois moins; cotes d’accroissement bien marquees; extremite posterieure de l’area posterieur lisse. La charniere n’a pas ete figuree. On trouve en general des moules dans des calcaires fins. L’espece comprend des varietes qui relient le groupe ă celui de L. obso- letum par L. vindobonense Partsch et L. ruthenicum Hilb. Elle est caracteristique du Volhynien, mais les varietes sont si nombreuses qu’il est impossible de savoir si on a affaire â la forme volhynienne ou â la mutation bessarabienne L. balcicensis Gillet lorsqu’on n’a pas un materiei tres bien conserve. C’est cette espece, citee par Toula (49 a) sous le nom de L. protractum, qui Iui a fait attribuer la serie inferieure de Balcic au Volhynien, alors qu’elle est en realite bessarabienne. L. obsoletum var. de Hoernes (28) paraît un L. lithopodolicum-, L. holubi- cense Hilb. est une forme tres approchante. L. lithopodolicum est abondant dans le Bassin de Vienne et en Russie du S. En Roumanie: Camanulinic, lumachelle, (Valea Sevendicului); Ștefă- nești (Botoșani); Tega (Buzău); Matița (Măgura), Valea Căruțașului; Tisa (lumachelle); Melicești, Bistrița; Apostolache (Valea Glodului), (Prahova); entre Goyan et Kictros (Chișinău), etc. L. ruthenicum Hilb. 1882 Cârd, ruthenicum HILB., (26), p. 15, pl. I, fig. 42. 1882 Cârd, subprotractum HILB., (26), p. 17, pl. I, fig. 47. 1903 Cârd, lithopodolicum DUB. var. ruthenica LASKAREV, (32), p. 75, pl. III, fig. i-—8. 1929 Cârd, ruthenicum KOLESNIKOV, (30), p. 21, pl. VIII, fig. 169—173. 1932 Cârd, ruthenicum DAVIDASCHVILI, (12), p. 12, pl. V, fig. 1—5. 1935 Cârd, ruthenicum KOLESN., (30 a), p. 101, pl. XIV, fig. 1—6. L’espece se rapproche de L. lithopodolicum par la carene et par les cotes polies. D’apres les dernieres figurations, L. ruthenicum se distingue nettement de L. lithopodolicum par la forme subcarree, les cotes fines, plus nombreuses et rondes. La charniere n’a pas ete figuree. C’est une transition du grou- pe de L. lithopodolicum â celui de L. obsoletum-, il doit y avoir tous les passages entre L. ruthenicum et L. lithopodolicum. L’espece apparaît dans le Miocene moyen de Galicie. Elle est abondante dans le Volhynien du S de la Russie. Institutul Geologic al României 347 LES LIMNOCARDIIDES DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 25 Volhynien de Stânca (Botoșani), (signale par Simionescu); entre Goyan et Kictros (Valea Ichel) dans le meme niveau; â Orhei, une lumachelle dans le meme niveau. L. sarmaticum Kolesnikov 1882 Carii, protractum HILBER, (26), p. 16, pl. I, fig. 44, 45. 1903 Cârd, protractuin SIMIONESCU, (42), p. 15, pl. I, fig. 15. 1929 Cârd, sarmaticum KOLESNIKOV, (30), p. 13, pl. VIII, fig. 180—183. 1932 Cârd, sarmaticum DAVIDASCHVILI, (12), p. 13, pl. V, fig. 11. 1935 Cârd, sarmaticum KOLESN., (30 a), p. 103, pl. XIV, fig. 11. II se distingue de l’espece precedente par sa grande obliquite, ses cotes en faisceaux. II doit y avoir tous les passages â L. lithopolicum dont il possede l’area posterieur lisse. L. sarmaticum se relie â L. papyraceum var. inflata SlNZ. II y a des varie- tes auriculees qui rappellent cette derniere variete de l’espece de SlNZOV. L. sarmaticum semble aussi passer ă L. laevigato-loveni Kolesn. Le type figure par Simionescu sous le nom de L. protractum vient du Volhynien de Stânca (Botoșani). L’espece a ete retrouvee entre Goyan ct Kictros (Valea Ichel). Elle existe dans le Volhynien de la bordure des Car- pates oii elle a ete citee sous le nom de L. protractum ElCH. L. balcicenșis nov. sp. Pl. IV, fig. 9 a-e L’espece se distingue de L. lithopodolicum par son large crochet, fortement proeminent, la forme tres inequilaterale, le bord anterieur etant peu deve- loppe, la carene mieux prononcee. Cotes largement separees, coquille souvent carree, bord posterieur tres deprime par rapport au flancs comme dans L. lithopodolicum. On trouve une serie de varietes intermediaires entre la forme oblique et la forme carree; certaines varietes â crochet moins developpe rappellent tout â fait L. ruthe- nicum, mais le crochet est toujours plus large et plus proeminent. C’est certainement cette espece que Toula (49 a) a decrite de Balcic sous le nom de L. protractum. Elle differe de l’espece bessarabienne L. quadri- partitum par la plus grande largeur des crochets et les cotes moins serrees. L. quadripartitum Kolesnikov 1875 Cârd, obsoletum R. HOERNES, (27), p. 71, pl. II, fig. 20. 1929 Cârd, quadripartitum KOLESNIKOV, (30), p. 29, pl. IX, fig. 215—228; var. protracti- formis KOLESN., fig. 229—235; var. squamatum pl. XI, fig. 270—275. >935 Cârd, quadripartitum KOLESN. et var protractiformis KOLESN., ibid., p. 104 et 105, pl. XIV, fig. 21—24 et pl. XV, fig. 1—3. Institutul Geologic al României 26 M-ELLE S. GILLET 34» C’est une coquille carenee de meme forme que L. lithopodolicum mais â cotes treillissees. Elles sont tres fines et serrees dans la variete protractiformis Andr. Sur la pârtie posterieure de la coquille, la grande largeur des intervalles entre les cotes rappelle L. laevigato-loveni Kolesn. La ressemblance entre la variete squamata de L. quadripartitum â cotes tres espacees et L. laevigato- loveni, fig. 265 de Kolesnikov est frappante mais la coquille de la variete squamata est plus oblique. Kolesnikov rattache cette variete â L. quadri- partitum et non â L. loveni, comme le faisait Andrusov dans un ouvrage inedit, parce qu’il y a tous les passages de la variete squamata â la forme type de L. quadripartitum. Lorsque la carene de L. quadripartitum est ecail- leuse, il y a transition â L. praefischerianum Kolesn. qui est lui-meme une forme de passage â L. fischerianum. L. quadripartitum est certainement derive de L. lithopodolicum; les especes de passage n’ont pas ete trouvees. Bessarabien de Chișinău. L. praefischerianum Kolesn. FI. IV, fig. 11 1929 Cârd, praefischerianum KOLESNIKOV, (30), p. 32, pl. X, fig. 236—242. 1932 Cârd, praefischerianum DAVIDASCHV1LI, (12), p. 16, pl. V, fig. 21. 1935 Cârd, praefischerianum KOLESN., (30 a), p. 109, pl. XV, fig. 12—19. L’espece est tres voisine de L. sarmaticum dont elle se distingue par une carene bien marquee, garnie d’epines. Les cotes sont lisses. II existe toutes les transitions â L. fischerianum qui presente les memes caracteres exageres, et ou les cotes sont moins nombreuses. Ce qui distingue aussi L. praefischerianum de L. fischerianum c’est la grande taille; les coquilles jeunes de L. praefischerianum ayant la carene ă chevrons simples de l’adulte, on ne peut attribuer L. praefischerianum â une forme adulte de la petite espece L. fischerianum, comme il semblerait ă pre- miere vue. Andrusov suppose que L. praefischerianum est une forme ancestrale des Plagiodacnes qui apparaissent dans les Couches â Congeries superieures du Bassin pannonique. II faut noter Ia disparition des dents LAII et LAIII toujours bien marquees dans l’espece sarmatienne. La cardinale disparaît parfois dans L. praefischerianum comme dans Ies Plagiodacnes. L’espece est iocalisee dans le Bessarabien ou elle est rare â Chișinău. L. fischerianum Doeng. Pl. IV, fig. 12 1852 Cârd, fischerianum D0ENGING, (15), p. 192, pl. IX, fig. I. 1929 Cârd, fischerianum KOLESNIKOV, (30), p. 33, pl. X, fig. 246—257. Institutul Geologic al României VlGRZ 349 LES LIMNOCARDIIDfiS DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 27 1932 Cârd, fischerianum DAVIDASCHVILI, (12), p. 17, pl. V, fig. 19 et 20. 1935 Cârd, fischerianum KOLESN., (30 a), p. 110, pl. XVI, fig. 1—6. Forme toujours trapezoidale; chez la jeune coquille les epines de la carene sont tres longues et aigiies, ainsi que celles qui bordcnt le bord cardinal poste- rieur. La coquille reste toujours de petite taille, ce qui avec le plus grand developpement des epines et le developpement plus grand de l’area poste- rieur la distingue de L. prefischerianum. L’espece se distingue de L. pseudo- fischerianum'. i) par les cotes contigiies, peu saillantes, legerement epineuses au bord palleal anterieur-; 2) par le bord posterieur a cotes tres attenuees. Charniere: Valve droite, dent cardinale aigiie, saillante, LAI â l’etat de rudiment sur certaines coquilles, LAIII courte lamelleuse, LPI allongee, lamelleuse; la dent cardinale disparaît souvent. Valve gauche, dent cardinale verticale, aigiie, trâs mince, LAII bien marquee, triangulaire, LPII obsolete. La charniere est mieux developpee chez la jeune coquille que chez l’adulte. Frequente dans la region de Chișinău, l’espece est localisee dans le Bessarabien ; citee â Ungheni (p. 331). L. pseudofischerianum Sinz. 1875 Cardium pseudofischerianum SINZOW, (43), p. I, pl. II, fig. 1, 2. Petite espece caracterisee par des cotes lisses, presque contigues, sur le type bui vient de Chișinău. Sur les exemplaires recueillis dans le meme gisement la forme est moins trapezoidale, les cotes sont moins epaisses et parfois espa- cees jusqu’â moitie de la largeur des cotes. Le bord posterieur est delimite par une carene epineuse. Les cotes sont epineuses sur Ies areas anterieur et poste- rieur, elles sont au nombre de 5 ou 6 sur chaque area, epaissies sur le c6te anterieur. La charniere est sensiblement la meme que celle de L. subfittoni. Valve droite: dent cardinale aigiie, saillante; LAI triangulaire, LPII lamel- leuse, toutes deux bien developpees; valve gauche, dent cardinale mince, aigue; LAII lamelleuse, LAIV faiblement marquee, LPII obsolete. L. semisquamulosum Sinz., du meme gisement, differe de L. pseudofische- rianum par la presence sur les cotes des area anterieur et posterieur de lames d’accroissement au lieu d’epines. On peut la considerer comme une simple variete de cette espece (pl. IV, fig. 13). On peut attribuer â la variete semisquamulosum Sinz. un exemplaire adulte de petite taille et deux toutes petites coquilles dont deux sont ici figurees. Les cotes sont plates, tres elargies au bord ventral, nettement espacees, sauf chez les coquilles jeunes qui presentent le caractere type du L. squamulosum Sinzov. De meme les cotes, droites sur la jeune coquille, comme dans le type de Sinzov, sont courbees vers l’avant chez l’adulte. L’une d’elles plus mince et plus saillante forme une carene qui delimite un arca posterieur portant 526 cotes rugueuses, comme sur le type de Sinzov. Les cotes d’accroissement sont moins Institutui Geological României IGRZ 28 M-ELLE S. GILLET 35° marquees sur les flancs que sur les cotes de la coquille, ce qui fait paraître les cotes des flancs lisses. Charniere: â la valve droite une cardinale, une laterale posterieure allongee; â la valve gauche une cardinale, une laterale anterieure mince et allongee. L’espece semble localisee a Chișinău ou elle est assez rare dans la deuxieme carriere. L. loveni (Nord.) Sinzow Pl. IV, fig. 14 1875 Cârd, loveni NORDMANN in SINZOW, (43), p. 13, pl. II, fig. 11, 12. 1929 Cârd, loveni KOLESNIKOV, (30), p. 34, pl. XI, fig. 258—263. 1932 Cârd, loveni DAVIDASCHVILI, (12), p. 17, pl. V, fig. 8, 9, 10. 1935 Cârd, loveni KOLESN., (30 a), p. 108, pl. XV, fig. 7—9. L’espece se distingue de L. lithopodolicum dont la forme generale est tres approchante, par les cotes recoupees d’epaisses lames d’accroissement ondulees donnant au test l’aspect des tuiles d’un toit. Ces cotes sont petites, â peine saillantes et separees par des espaces moitie aussi larges qu’elles. Vers le bord anterieur de la coquille des ondulations qui parcourent les cotes et les espaces qui les separent deviennent tres aigues, tandis que ces espaces diminuent. Le contraire a lieu sur le bord posterieur oii les cotes sont presque effacees. La coquille est mince, translucide dans le jeune âge. Charniere: valve droite, dent cardinale quelquefois tres aigue, parfois preș que obsolete; LAIII en lame triangulaire, LAI souvent developpee en une lame tres mince; LPI lamellaire; valve gauche, dent cardinale tres saillante ou presque effacee, LAII lamellaire, LPII presque disparue, souvent confondue avec le bord cardinal. Certaines varietes â test peu orne se rapprochent de L. quadripartitum var. protractiformisKolesn., mais elles se distinguent par le test moins convexe. Tres abondante dans la region de Chișinău oii elle semble localisee jusqu’â la Valea Ichel (Cricov). L. laevigatoloveni Kolesn. 1929 Cârd, laevigatoloveni KOLESN., (30), p. 35, pl. XI, fig. 264—269. 1932 Cârd, laevigatoloveni DAVIDASCHVILI, (12), p. 17, pl. V, fig. 12—13. 1935 Cârd, laevigatoloveni KOLESN., (30 a), p. 108, pl. XV, fig. 10, ir. Cette espece semble une simple variete de l’espece precedente; elle peut atteindre 5 ă 5,5 cm. Le bord posterieur est plus aliforme que celui de l’espece type et rappelle celui de L. nitikini Andr. de l’Aktchagylien. Le caractere des cotes est le meme, mais elles sont plus plates. L’ornementation caracteristique de L. loveni a dispăru sur la plupart des echantillons; sur certains les ondulations qui interessent les cotes et les espaces entre ces cotes ont persiste. Le test ne forme cependant jamais de tuiles, sauf sur le bord anterieur oii les ondulations sont largement soulevees au niveau des cotes. Le bord posterieur porte de larges ecailles peu saillantes. L Institutul Geologic al României IGR. 351 LES LIMNOCARDIIDES DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 29 Les cotes des flancs, qui sont tres peu saillantes, vont en s’elargissant jusqu’ă l’area posterieur, delimite par une grosse cote, puis elles diminucnt progres- sivement sur l’area posterieur. Cette variete est plus rare que la forme type; on la trouve actucllement dans la premiere carriere de Visterniceni (Chișinău). L. papyraceum SlNZ. Pl. IV, fig. 15 et 16 1875 Gard, papyraceum SlNZ., (43). p. 15, pl. II, fig. 4—7. 1929 Cârd, papyraceum KOLESNIKOV, (30), p. 27, pl. VIII, fig. 204—214 (var. aviculare), 184—196 (var. inflata)', 197—203 (var. aviculaeformis). 1932 Cârd, papyraceum DAVIDASCHVILI, (12), p. 14, 15, pl. V, fig. 14, 15 (var. aviculare) fig. 16; 17 (var. înfiata), fig. 18 (aviculaeformis). 1 35 Cardium inflatum, Cârd, inflatum var. aviculaeformis, Cârd, aviculare KOLESN. (30 a), p. 106 et 107, pl. XIV, fig. 12—20. A premiere vue dans cette curieuse espece les caracteres du genre semblcnt disparus, surtout dans la variete aviculare SlNZ. qui rappelle le genre Avicula. Mais, â la loupe, on voit de fines cotes externes separees par les espaces etroits ornes comme les cotes d’ondulations de la surface du test. Le bord des valves est crenele; de plus, l’interieur de la coquille porte des cotes, ce qui est caracte- ristique du genre. Ces cotes sont de meme largeur que les depressions qui les separent et qui representent les cotes externes. Le test est extremement mince. La charniere porte une dent cardinale tres mince, visible seulement â la loupe. Les dents LAIII et LPI sont tres longues et tres saillantes, mais la dent posterieure est deux fois plus longue que 1'anterieure. Chez certaines formes la charniere est presque obsolete. La variete inflata Sinz. est tres oblique, le crochet y est fortement prosogyre. Elle peut subir un allongement dorso-ventral encore plus grand et s’aplatir. Elle passe alors ă la variete aviculare Sinz. Dans les deux varietes les cotes des arcaș anterieur et posterieur portent de fines dentelures qui forment parfois sur le bord cardinal des denticulations aigiies. La variete aviculaeformis Kolesn. a le bord posterieur tres developpe. Elle a des cotes tres fines recoupees de stries concentriques. Elle forme des lumachelles dans la premiere carriere de Visterniceni (Chișinău), comme dans les environs d’Armavir, d’apres Kolesnikov. Les autres varietes citees plus haut sont frequentes dans la deuxieme carriere de Visterniceni et â Cricov (Valea Ichel). L’espece existe ă Baia (Suceava), (coli. univ. Iași). GENRE PHYLUCARDIUM ANDR. 1903 = PHYLLOCARDIUM FlSCHER 1887. Coquille plate ou bombee, cotes peu saillantes, souvent plates. Formule de la charniere : LAI-3a-3b-LPI LAlI-za-LPII ' _’A Institutul Geologic al României IGR/ M-ELLE S. GILLET 352 30 Phyllicardium doenginki Sinz. FI. IV, fig. 18 1897 Cardium doenginki SINZ., (45), p. I, pl. VII, fig. 3—5. 1903 Phyllicardium Doenginki ANDRUSOV, (2), p. 21, tabl. I, fig. 1, 2. 1929 Cardium doenginki KOLESNIKOV, (30), p. 49, pl. XV, fig. 388, 389. 1932 Cardium (Phyllicardium) doenginki DAVIDASCHVILI, (12), p. 30, pl. VII, fig. 21, 22. 1935 Cârd, doenginki KOLESN., (30 a), p. 122, pl. XVIII, fig. 28, 29. Le type vient de Chișinău oii l’espece est assez rare, ainsi qu’â Cricov (Valea Ichel). Les auteurs ont figure des coquilles tres plates qui correspondent ă certains exemplaires de ma collection (fig. 18 b). Un autre exemplaire de Chișinău (Visterniceni) est legerement bombe. Un echantillon provenant d’Orhei a la coquille convexe et l’aile posterieure concave, 8 larges cotes sur la coquille principale, 3 cotes â peine marquees sur Tarea posterieur. II semble que la coquille jeune ait ete plate, puis soit devenue de plus en plus convexe, (fig- 18 a)- La variabilite de l’espece est tres grande, puisqu’elle peut avoir jusqu’â 15 cotes sur la coquille mediane et que Tarea posterieur peut etre lisse ou orne. La dent cardinale seule est visible sur l’exemplaire d’Orhei. Les auteurs russes citent des dents laterales dans les formes de Kertch, mais les exemplaires bcssarabiens n’en ont plus. Le test est mince, la coquille translucide; de lâ sans doute la rarete des echantillons dans les calcaires oolithiques grossiers. Espece caracteristique du Bessarabien en Roumanie. En Russie, elle apparaît dans le Volhynien de l’ile de Koncha. Elle a ete signalee â Soceni (Banat roumain), (ma collection). Phyllicardium orheiensis nov. sp. FI. IV, fig. 17 Petite espece dont un unique exemplaire d’Orhei est represente. Equilate- rale, tres developpee antero-posterieurement; 14 cotes plus ou moins fortes ornent les flancs, elles forment un eventail partant du crochet; les espaces entre les cotes sont inferieurs â leur largeur. Une 15-e cote, beaucoup moins epaisse, delimite un area posterieur orne de fines cotes rayonnantes. Malheu- reusement, le test est enleve en grande pârtie. Les cotes ne semblent pas avoir porte d’ecailles; elles sont recoupees par d’epaisses cotes concentriques. Comme chez tous les Phyllicardium, les cotes s’elargissent vers le bord inferieur de la coquille oii elles forment une serie de meplats. Rapports et differences. L’espece se distingue de P. doenginki Sinz. : 1) par sa petite taille, 2) par ses cotes largement etalees, 3) par sa forme equilaterale qui la distingue de toutes les autres especes du genre. La conca- vite de la coquille et des cotes la font ranger dans le genre Phyllicardium. '_-A Institutul Geologic al României IGR/ 353 LES LIMNOCARDIIDES DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 31 CONCLUSIONS I. FAClBS Les facies sont tres varies â l’epoque volhynienne, comme nous l’avons vu au debut de ce travail; au Bessarabien, il y a surtout des sables et des cal- caires â elements zoogcnes. Les argiles ont une repartition assez clairscmee. Elles ne representent pas des depots de profondeur, mais des sediments de regions calmes oii les grains fins peuvent s’accumuler ă l’abri des vagues. Les boues calcaires telles que celles qui composent les falaises de Balcic se sont aussi accumulees dans des anses abritees. Dans les regions agitees se deposent les calcaires oolithiques et les sables grossiers du Bessarabien. Le fait que nous ne connaissions pas de faune profonde dans la mer sarma- tiquc tient d’abord â ce que c’etait une mer epicontinentalc; peut-ctre aussi â ce qu’il y avait, comme dans la mer Noire actuelle, production d’H2S sur le fond, sous l’action des bacteries sulfureuses. Nous laissons de cote, comme nous l’avons dit au debut de ce travail, le Chersonien ou les Cardium semblent â peu preș inexistants. II. FAUNES 1. Localisations sur le fond, associations. La faune des sables volhyniens, qui reunit un certain nombre d’especes propres au facies, dans le bassin de Vienne, ne presente pas en Roumanie d’association particuliere, pas plus que celle des calcaires volhyniens. Dans Ies facies vaseux du Volhynien, on trouve L. gracile Pusch, associe â d’autres especes peu ornees appartenant ă des genres differents. Les calcaires oolithiques du Bessarabien contiennent en abondance les Limnocardium tres ornes ou meme epineux, tels que L. fittoni d’ORB., L. sub- fittoni, plicatofittoni SlNZ., L. suessi Barb., avec quantite de Trochus tres ornes et de Cerithium â tours saillants. Ces coquilles offrant une bonne re- sistance â la vague, elles ont subsiste et pullule grâce â une nourriture copi- euse. La reproduction que nous avons donnee de blocs de calcaires de Chișinău montre l’exhuberance de faune de cette region qui etait certainement liee ă une exhuberance du microplancton. Les coquilles de L. fittoni atteignent des dimensions enormes dans les oolithes grossieres de Cricov (Valea Ichel). Dans les milieux sableux, comme ă Scheia, cette coquille est au contraire de petite taille, les autres especes epineuses de Limnocardium n’existent pas 1), les Tzirbo sont de toute petite taille. On ne peut pas dire qu’il y ait une faune qui caracterise le Bessarabien sableux, comme nous l’avons vu plus haut ') Quelques-unes ont etd rencontrăes par l’auteur dans les sables de Soceni (Banat), mais elles sont de toute petite taille: L. suessi BARB., L. subfittoni ANDR. «3 32 M-ELLE S. GILLET 35 4 (p. 330); ce facies ne se distingue guere que par des caracteres negatifs par rapport aux especes caracteristique des calcaires grossiers. Dans les depots vaseux bessarabiens, on trouve deux especes de Limno- cardium-. L. michailovi Toula et L. barboti Hoernes, avec Cryptomactra pes- anseris (May.) Andr. Ce sont des especes ă test tres mince, pour ainsi dire jamais conserve. Elles portaient de tres legeres epines, tres fragiles. Ces coquilles ne pouvaient vivre que dans les endroits calmes â vase fine ou leur test ne risquait pas d’etre brise. Elles forment en certains point de v^ritables luma- chelles, ce qui prouve que lâ ou elles vivaient ces coquilles trouvaient une nourriture aussi riche que la faune des anses agitees. Outre ces localisations d’ordre general, il y a dans chaque point de la mer sarmatique des gîtes recherches pour l’une ou l’autre espece. Dans Ies calcaires bessarabiens, par exemple, on rencontre des bancs uniquement remplis de Mactres, d’autres ou se localisent les Cerithes, d’autres enfin oii sont uni- quement des Limnocardium-, c’est ce qui se produit sur nos plages. A Balcic on rencontre des bancs entiersde petits Limnocardium du groupe d’obsoletum Eich. intercales au milieu des couches â Mactra podolica Eich. 2. Localisations stratigraphiques. Plusieurs des especes que l’on a citees plus haut sont caracteristiques de sous-etage: L. plicatum Eich. = L. gracile Pusch est, avec L. lithopodolicum Dub. = L. protractum Volhynien. Pour le Bessarabien, sont caracteristiques, L. fittoni, L. michailovi Toula, L. barboti Hoernes Eich., caracteristique du plicatofittoni, L. pseudo- L. balcicensis Gillet, L. quadripartitum Kol., L. fischerianum Doeng., L. pseudofischerianum Sinz., L. praefischerianum Kolesn., L. loveni et var. Sinz., L. papyraceum Sinz., etc. III. FILIATION DES DIFFERENTS GROUPES Suivant la loi generale, on voit d’abord apparaître de petits Limnocardium au Buglovien, epoque ou s’ebauche la mer sarmatique; puis le nombre et la taille des especes augmentent au Volhynien; quelques especes sont encore proches de la forme souche: Cardium edide. Au Bessarabien, les divers rameaux se differencient largement; tandis que certaines especes atteignent une grande taille, il se produit en meme temps une abondance de mutations et de soma- tions. L’ensemble des rameaux aboutit â des formes tres specialisees qui dispa-» raissent avec le Bessarabien: pour le rameau de L. obsoletum, L. michailovi', pour le rameau L. irregulare, L. suessi; pour le rameau L. gracile, L. barboti, L. fittoni, subfittoni-, pour le rameau L. lithopodolicum, L. papyraceum, L. loveni et laevigato-loveni, L. praefischerianum et fischerianum. Le groupe de A Institutul Geologic al României icr/ 355 LES LIMNOCARDIIDES DE QUELQUES GISEMENTS DU SARMATIEN ROUMAIN 33 L. irregulare n’aboutit pas ă des formes tres specialisees et reste assez proche de Ia forme souche. On peut grouper le rameau de L. obsoletum de la fațon suivante, d’apres Kolesnikov. II peut aboutir â des formes tres carenees ou ailees ou â orne- mentation vigourcuse, mais jamais â des formes epineuses, comme dans les groupes suivants: Rameau de L. obsoletum L. kolesnikovi L. kischinevense Bessarabien L. obsoletiformis L. obliquoobsoletum L. michailovi L. desperatum L. venestum L. bajarunasi L. pseudoobsoletum L. ingratum Volhynien L. ustjurtense L. uiratamense Buglovien L. vindobonense Les especes representees en Roumanie seront seules mentionnees ici; Le tableau complet des filiations d’especes est donne par Kolesnikov, (30, P- 51)- La forme ailee, L. acerbum Kolesn., n’est pas figuree dans le tableau parce qu’elle n’a pas ete retrouvee â Chișinău ni dans le reste de la Roumanie. Bessarabien Rameau de L. irregulare Sinz. L. visterniceniensis L. danovi L. moroșani Volhynien Buglovien L. vassoyevitchi L. suessi ț Institutul Geologic al României 34 M-ELLE S. GILLET 356 Rameau de L. lithopodolicum L. laevigatoloveni Bessarabien L. loveai L. fischerianum papyraceum L. quadripartitum et var. L. praefischerianum et var. carenee L. sarmaticum Volhynien L. lithopodolicum Buglovien L. ruthenicum Rameau de L. gracile Bessarabien L. subfittoni L. barboti Volhynien L. gracile et var. L. fittoni L. praeplicatum Buglovien L. bogatchevi Le genre Phyllicardium, represente par de rares especes et de non moins rares exemplaires, s’epanouit dans les couches ă Congeries. Son Evolution sera traitee dans un memoire ulterieur. Les rameaux de L. lithopodolicum et L. gracile evoluent vers des formes semblables tout en gardant chacun leur individualite. Ils paraissent groupes suivant un plan orthogenetique qui n’a ete qu’ebauche dans le rameau L. obsoletum: 357 LES limnocardiides de quelques gisements du SARMATIEN ROUMAIN 35 A partir de formes subcarrees ils evoluent vers une coquille oblique et carenee qui donne, d’une part des especes ailees, d’autre part des especes fortement epineuses. Certaines especes, comme L. praefischerianum, reproduisent par anticipation le caractere d’une espece plus recente, Plagiodanca carinata du Pontien, par exemple. Andrusov en a condu qu’il fallait voir dans L. praefischerianum l’ancetre des Plagiodacnes. Cette espece, de grande taille par rapport aux autres especes de meme âge et â carene epineuse, paraît trop evoluee pour avoir donne naissance â un nouveau rameau; comme il a ete dit plus haut, elle paraît plutot une fin de phyllum. L’origine des Plagiodacnes semble plutot â chercher dans une espece moins evoluee, comme L. quadripartitum var. protractiformis. L. laevigatoloveni presente de grandes analogies avec les Pteradacna du Pontien russe, mais ce n’est evidemment qu’un fait de convergence. IV. durEe stratigraphique des differents groupes Nous avons suivi les differents groupes du Buglovien au Bessarabien, mais chacun de ces groupes, sauf celui de L. irregulare, se retrouve dans les couches â Congeries inferieures du Bassin pannonique. Indiquons seulement ici les rameaux qui paraissent directement issus des formes sarmatiennes pour ne pas anticiper sur notre prochain memoire: Le rameau obsoletum se poursuit dans les couches ă Congeries inferieures avec des formes tres voisines de l’espece souche L. vindobonense: L. tegulatum Hal., otiophorum Brus., purocostatum Hal., hofmanni Hal., desertum Stol. Le rameau L. irregulare Eich., semble donner L. pseudosuessi Hal. Du rameau L. lithopodolicum derive, comme on l’a vu, le genre Plagiodacna et une espece tres voisine de L. quadripartitum, L. undatum Reuss. Du rameau L. gracile derive directement le groupe de L. abichi ou genre Paradacna. Ce meme rameau a donne au Bessarabien le genre Phyllicardium qui se poursuit jusque dans le Dacien. II donne aussi L. gracile var. bessarabiensis d’oîi semble deriver l’espece pontienne L. subodessae Sinz. qui donnerait au Dacien le petit groupe des Prosodacnes representes par P. cobălcescui Font. Refu: Janvier 1937. Institutul Geologic al României OUVRAGES CITES i. ANDRUSOV N. Geologische Untersuchungen auf der Halbinsel Kertch in den Jahren 1882 und 1883. Bull. Nlle Russie. Odessa, 1884. 2. — Die siidrussischen Neogenablagerungen, part. 2, Verhandl. d. Miner. Gesellsch. XXXIX, 1902, p. 101. 3. — Horizon de Konka. Trav. du Musee geol. A.N. II, 1916. 4. BARBOT DE MARNY N. Esquisse geologique du gouvernement de Cherson, 1869. 5. BAILY W. Description of fossil Invertebrata from the Crimea. Quart. journ. Geol. Soc. London, voi. XIV, 1858, p. 133—162. 6. BlTTNER. A. Uber den Charakter der sarmatischen Fauna des Wiener Beckens. Jahrb. d. k. k. geol. Reichsanst., 33, 1883, p. 131. 7. — Neue Daten iiber den Charakter und die Herkunft der sarmatischen Fauna. Verhandl. d. k. k. geol. Reichsanst., 9, 1891, 4 p. 8. BOGATCHEV V. Nouvelles etudes sur les mollusques des couches miocenes des environs de Novotcherkask. Bull. Goni. geol. St. Petersb., t. XXIV, 1905. 9, COBĂLCESCU Gr. Calcarul de la Repedea. Revista pentru sc., Ut. și arte. București, 1865. 10. — Studii geologice și paleontologice din unele părți ale României. București, 1883. 11. DaVID M. Cercetări geologice în podișul moldovenesc. An. Inst. Geol. Rom., IX, 1920, P- 73- 12. DAVIDASCHVILI L. Characteristic fossils of the oii districts of the Crimea and the Cau- casus. V. Fossils of the Sarmatian beds. Trans. of the State Petroleum research In- stitute. 1932, 78 p., 10 pl. 13. — Uber die Zusammensetzung und Herkunft der Fauna der maeotischen Stufe. Neues Jahrb. f. Min. Bd. 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GILLET S. et DerviLLE H. Nduveau gisement d’un recif ă Nubecularia ă Cricov, preș de Chișinău (Bessarabie). Bull. Soc. geol. de Fr., 5, t. I, 1931, p. 721. 24. GOCEV P. Das Miocâen der Umgebung von Varna. Zeitschr. d. Bulg. Gesellsch., VII, 2, 1935, p. II5—I39- 25. GROZESCU H. Geologie de la region subcarpatique du nord du district de Bacău. An. Inst. Geol. Rom., VIII, 1914, p. 118—207, cartes et coupes. 26. HlLBER V. Neue und wenig bekannte Conchylien aus dem ostgalizischen Miocăn. Abhandl. d. k. k. geol. Reichsanst. Wien, Bd. VII, H. 6, 1882, p. 1—32. 27. HOERNES R. Terțiar Studien. Jahrb. d. k. k. geol. Reichsanst., XXIV, 1874, p. 33. 28. HOERNES M. Die Fossilen Mollusken des Terțiar-Beckens von Wien, Bd. II, Bivalven. Abhandl. d. k. k. geol. Reichsanst., 1870. 29. HOMMAIRE DE HELL H. Les steppes de la mer Caspienne, Paris, 1844. 30. KOLESNIKOV V. Sur les Cardiidăs de l’etage Sarmatique. Trav. Mus. geol. prbs l’Ac. des Sc. de l'U.R.S.S., t. V, p. 1—64, 15 pl., 1929. 30 a. — Die sarmatische Mollusken. Paleontologie de l’U.R.S.S. Teii 2, Academie d’U.R.S.S., 1935. 31. KREJCI-GRAF K., et WENZ W. Stratigraphie und Palaeontologie des Obermiozăns und Pliozâns der Muntenia (Rumănien), Zeitschr. d. deutsch. geol. Ges., 83, 1931, p. 65—163. 32. LASKAREV V. Les couches de Buglov en Volhynie. Mem. Com. geol. Nou vei le săr., 5, 1903, 148 p. 33. — Sur les dquivalents du Sarmatique superieur en Serbie. Recueil de travaux offerts â M. Jovan Cvijic, p. 73—85, 1924. 34. MOROȘAN N. Le Plăistocene et le Paleolithique de la Roumanie du Nord-Est. An. Inst. Geol. Rom. Voi. XIX, p. 1—160. București, 1938. 35. MURCHISON R. I., VERNEUIL E. de et KAYSERLING A. Geologie de la Russie d’Europe, 1845. 36. MURGOCI G. M. Terțiarul din Oltenia. An. Inst. Geol. Rom. 1, 1907, p. 1—128. 37. PREDA D. M. Geologie de la region subcarpatique de la pârtie meridionale du district de Bacău. An. Inst. Geol. Rom., VII, 1913, p. 575—660, cartes et coupes. 38. 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PLANCHE 1 Institutul Geologic al României PLANCHE I Fig. i. — Carriere no. 3 de Visterniceni (Chișinău). (Bessarabien). Fig. 2. — Carribre no. 2 de Visterniceni (Chișinău). (Bessarabien). Fig. 3. — Bătăii des calcaires de Chișinău (carriere no. 2). MKlr S. Gili.et. I Jmnocardiides du Sarmatien roumain Pl. I 1 Anuarul Institutului Geologic a! României. Voi. XIX Phototypie Memm, Arcueii (Seine) nstitutul Geologic al României PLANCHE II Institutul Geologic al României PLANCHE II Fig. i. — Gisement d’Ungheni, rive gauche du Prut. (Bessarabien). Fig. 2. — Gisement de Blândești, rive gauche du Prut. (Bessarabien). Fig. 3. — Falaise de Balcic, argiles de base bessarabiennes; vue d’ensemble. Fig. 4. — Memes argiles; vue de dâtail. Fig. 5. — Falaises fossiles de Balcic; sommet du Bessarabien avec L. michailovi â la base et base du Chersonien. M'"'’S. Giij.et. Limnocardiides du Sarmatien roumain P). II Cl. NiC- N. MOroșan et S. Gillet Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XIX \ IGR/ Institutul Geologic al României PLANCHE III Institutul Geologic al României PLANCHE III Fig. i. — Detail d’un calcaire de la carriere de Visterniceni â Chișinău. (cartiere no. 2). (Abondance de Limnocardium et Turbo). Fig. 2. — Detail du greș de la carrifcre de Scheia (Vaslui), avec Limnocardium et Mac- tra. (Bessarabien). Fig. 3. — Detail d’une argile de la falaise de Balcic avec L. barboti HOERNES (Bessarabien). Fig. 4. — Lumachelle â L. papyraceum SlNZ. var aviculaeformis KOLESN. Bessarabien de Chișinău (i-re cartiere). Fig. 5. — L. desperatum KOLESN. Bessarabien de Făurești (Valea Ichel). (Chișinău). Fig. 6. — L. ingratum KOLESN. Bessarabien de Cricov (Valea Ichel). 6 a, exemplaire vu par les crochets, 6 b, jeune exemplaire, meme gisement. Fig. 7. —• L. obliquoobsoletum KOLESN. Bessarabien de Chișinău (2e carriere). 7 a Meme gisement. Exemplaire vu par les crochets- Fig. 8. — L. ustjurtense KOLESN. Bessarabien de Scheia (Vaslui). Fig. 9. — L. gracile PUSCH var. bessarabiensis nov. var. Rădăceni (Suceava). Collection de l’Universit6 de Jassy. Nota. — Les dichis de cette planche ont £t6 execut^s par M. A. HUBER, photo- graphe au laboratoire de geologie de Strasbourg, sauf le cliche de la figure 1 qui est de M. N. MOROȘAN, professeur ă Chișinău et la fig. 9 qui a ete faite ă Jassy au laboratoire de geologie. Institutul Geologic al României Mrik S. Gillet. Limnocardiides du Sarmatien roumain PI. III Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XIX Institutul Geological României PLANCHE IV Institutul Geological României PLANCHE IV Fig. i. — L. kolesnikovi var. DAV. Chișinău (Visterniceni). Fig. 2, 2 a. — L. kischinevense KOLESN. vari6t6 passant â L. nalivkini KOLESN. Chi- șinău (Visterniceni); 2 b, exemplaire no. 2 vu par le crochet. Fig. 3. — L. obsoletiformis KOLESN. variate, Cricov (Valea Ichel). Fig. 4. — L. moroșani nov. sp. Chișinău (Visterniceni), 4 a, exemplaire vu par la charniăre. Fig. 5. — L. visterniceniensis nov. sp.; 5 a, exemplaire vu par la charniere; 5 b-e, jeunes exemplaires x 2, Chișinău et Cricov (Valea Ichel). Fig. 6. — L. suessi BARB. DE MARNY. Cricov (Valea Ichel), 6 b, la meme espece vue par les crochets x 2. Fig. 7. — L. gracile PUSCH var. pseudobogatchevi nov. var., Bessarabien de Balcic. Fig. 8. — L. gracile PUSCH var. plicatofittoni SlNZ. Chișinău. (Visterniceni). Fig. 9. — L. balcicensis nov. sp. Balcic. 9 a, b, variete reproduisant la forme de L. ruthenicum HlLB., 9 c. d. e, variât^s reproduisant la forme de L. lithopo- dolicum Dub. Fig. 10. — L. quadripartitum KOLESN Chișinău (Visterniceni); 10 a, forme ailee passant â L. loveni SINZ. Fig. 11. — L. praefischerianum KOLESN. Chișinău (Visterniceni), 11 a, exemplaire vu par la charniăre. Collection du laboratoire de Jassy. Fig. 12 et 12 a. — L. fischerianum DOENG. charniere de chaque valve. Chișinău (Vis- terniceni), 12 b et c, jeunes exemplaires x 2. Fig. 13.—L. semisquamulosum SINZ. Chișinău (Visterniceni), 13 a, b, formes jeunes X 2, 13 c, exemplaire vu par la charniăre. Fig. 14, 14 a-14 e. — L. loveni SlNZ., passage â L. quadripartitum KOLESN., Chișinău. (Visterniceni). 14 f et 14 g, exemplaires vus par la charniere. Fig. 15, 15 a.—L. papyraceum SlNZ. var. aviculare SlNZ. Charniere de chaque valve X 2. Chișinău (Visterniceni). Fig. 16. — L. papyraceum SlNZ. var. aviculaeformis KOLESN. Moule interne, Cricov (Valea Ichel). 16 a, petit exemplaire de Chișinău (Visterniceni). Fig. 17. — Phyllicardium orheiensis nov. sp. Bessarabien d’Orhei. Fig. 18.—Phyllicardium doenginki SlNZ. Chișinău, (Visterniceni), 18 a, exemplaire â test convexe, collection de l’Universite de Jassy, 18 b, autre exemplaire â test convexe. Nota. — Tous les exemplaires provienent de ma collection, sauf ceux qui sont special- ement d^signes comme d’une autre provenance. Ils sont de grandeur natu- relle, sauf ceux qui portent la mention x 2. Les cliches de cette planche ont 6t6 executes par M. HUBER, sauf celui de la figure 4 qui est de M. MOROȘAN et ceux des figures 11 et 18 a, qui ont 6te faits â Jassy. Institutul Geologic al României M'1"' S. Gh.i.et. Limnocardiides du Sarmatien roumain Pl. IV Anuarul Institutului Geologie al României, Voi. XIX Institutul Geological României LA BORDURE ORIENTALE DES MONTS CĂLI MÂNU) PAR M. SAVUL J’ai leve en 1931, la carte geologique du bord E du massif eruptif des Căli- mani. Une pârtie de cette region avait forme il y a longtemps deja l’objet d’une etude de la part de M. Sava Athanasiu (i, 2, 3) qui a signale dans les monts Călimani des caracteres de strato-volcans, le materiei volcanique consistant en coulees de lave alternant avec des couches de tufs. Plus tard, M. Buțureanu a de nouveau explore cette region, et apporte des donnees interessantes en ce qui concerne le caractere petrographique des roches eruptives. Les limites de la region qui nous occupe dans le present travail, sont les suivantes : Poiana Negri Dorna Cândreni au N, et Pârâul Neagra Broște- nilor—Căliman Izvor au S ; vers l’W nous sommes arretes ă la haute crete Căliman Izvor — Căliman Ciribuc — Lucaci — Șerba, endroit ou commence la region etudiee par O. Nichita et ă l’Est, au bord cristallin des Carpates orientales, entre Dorna Cândreni—Șarul Dornei Drăgoiasa. Les formations suivantes constituent le fondement antevolcanique de la region. STRATIGRAPHIE a) Schistes cristallins. La grande masse de schistes cristallins des Car- pates orientales est limitee vers l’W par une ligne dirigee NNW-SSE qui passe par la valiee du P. Roșu jusqu’ă l’W du Vârful Pietrele Arse et de Dealul Boambei. On ne reconnaît pas d’une maniere precise leurs limites vers le S, la region etant ă cet endroit abaissee par l’erosion sur une surface etendue et couverte de depots de terrasse. On y constate neanmoins la continuite du cristallin, puisqu’au milieu de ces depots apparaissent des îlots du sou- bassement, tels que les calcaires cristallins de Bâtca cu Tisa et les schistes quartzeux et sericiteux de la region de Seștina. ') Communique â l’Institut Geologique de Roumanie, sdance du 18 Mai 1934. A Institutul Geologic al României IGR/ 2 M. SAVUL 362 Les schistes cristallins de la region ont un caractere epizonal (5); ils con- sistent en schistes quartzeux-sericiteux, schistes sericiteux, epigneiss, epiam- phibolites, quartzites noirs, calcaires et parfois aussi en schistes manganiferes. Leur direction generale est NNW-SSE. A une faible distance â l’E du bord de ce cristallin, on trouve des schistes cristallins â caractere mesozonal. Vers le S, les schistes cristallins ont ete recouverts sur une grande etendue par la nappe eruptive. Le contact entre les deux series de roches apparaît, depuis Coverca jusqu’â Păltiniș—Drăgoiasa et sur tout le versant sud du ruisseau Neagra Broștenilor jusqu’aux sources. Les parties les plus avancees du fondement cristallin, aussi bien dans la region dont nous nous occupons que dans la region examinee, plus au S par K. Roth v. Telegd (6), se trou- vent sur une ligne â direction N S, ou N 15—200 W, parallele â d’autres grandes lignes directrices de l’interieur de la masse cristalline de la Bistrița. II faut mentionner aussi le lambeau cristallin, inconnu jusqu’ici, qui apparaît sous la masse volcanique, au N de Buza Șerbei; il est constitue par des phyllites graphiteuses, semblables â celles du reste du cristallin, comme p. ex. celles du Vârful Pietrele Arse. b) Le Cretace est peu developpe. II est represente par des couches greseuses, et conglomeratiques, qui affleurent au N de la region, dans la Valea Roșu et Valea Sărișorul Mic, ou elles sont accompagnees par des marnes rougeâtres 1), ainsi que sur le Dealul Boambei. Ces formations constituent une bande etroite de quelques dizaines de metres d’epaisseur qui repose directement sur les schistes cristallins et qui supporte les calcaires eocenes. Les couches gre- seuses ressemblent, au point de vue petrographique, aux greș cdnomaniens decrits par M. Sava Athanasiu, â Glodul (2, p. 348, 440). c) L'^oc^ne est developpe suivant deux zones qui different au point de vue stratigraphique. Vers l’E affleurent des calcaires, reposant, soit directement sur les schistes cristallins, soit sur les depots cretaces deja mentionnes. Cette zone de calcaires ne presente pas des intercalations d’une autre nature. Elle atteint vers le N une largeur de 2—3 km et se retrecit vers le S. A partir de Dorna Cândreni vers le S, les calcaires eocenes constituent le Dealul Munceilor, le soubassement des laves de Bâtca Priporului, la moitie E et une pârtie du soubassement des montagnes Vârful Obcinei et Moara Dracului. Le ruisseau Sărișorul Mic traverse la zone des calcaires d’W en E. Plus au S les calcaires eocenes constituent une pârtie du Dealul Boambei, du cote de Bâtca Andreenilor. Leur derniere apparition se trouve preș du *) M. G. MURGEANU a determini dans ces marnes Rosalina linnei qui indique leur âge s^nonien. Institutul Geological României 363 LA BORDURE ORIENTALE DES MONTS CALIMANI 3 confluent des ruisseaux Sărișorul Mare et Sărișorul de Mijloc. Selon M. Sava Athanasiu, ces calcaires appartiennent ă un horizon superieur de l’Eo- cene moyen (2, p. 146). Vers l’W les calcaires eocănes supportent des greș du meme âge qui for- ment une zone ă direction NNW — SSE, de 3 ă 4 km au N, s’elargissant vers le S, jusqu’ă 7 ou 8 km. A l’W, les greș sont limites par le lambeau de schistes cristallins situe sous Buza Șerbei, soit par la masse volcanique qui les rccouvre entre le Mont Șerba et Gura Haitei. Les greș cocenes cons- tituent le bassin du ruisseau Izvorul Gligii, Dealul Obcinei, puis Poiana Snop, Poiana Spânzului, Poiana Sărișor, Bâtca Boambei, Batea Buzulenilor, Dealul Magan et quelques petits affleurements au-dessous des terrasses du ruisseau Neagra Șarului, en aval de Gura Haitei. A l’W du Pârâul Runcului, dans les environs du Pârâul Priboenilor, â l’W’ du Dealul Magan, les greș contiennent des intercalations du calcaires. D’apres les fossiles qu’il a re- coltes dans ces couches, M. Sava Athanasiu attribue ces greș â l’Eocene supe- rieur, etage bartonien ou, plus exactement, ă une serie de transition entre l’Eocene et l’Oligocene. LA TECTONIQUE DU SOUBASSEMENT Le soubassement prevolcanique est plisse. Dans l’E de la region, les de- pots sedimentaires reposent normalement sur les schistes cristallins. Les calcaires eocenes plongent de 300 ă 400 sous les greș, qui forment ă leur tour un large synclinal. A proximite de Gura Haitei se dessine un anti- clinal, dont l’aile ouest est encore visible jusqu’ă Gura Haitei, sous la rive du ruisseau Neagra Șarului. Un effondrement du soubassement a eu lieu plus ă l’W. II est probable que le lambeau de schistes cristallins qui se trouve au N de Buza Șerbei, ne represente pas le flanc ouest du synclinal eocene ; l’affleu- rement est plutot du ă une fracture. Le long de cette fracture, tout comme ă Vlăjeni, des intrusions de filons d’andesite se sont produites en continuation. LA MORPHOLOGIE DU SOUBASSEMENT La surface du soubassement cristallin peut etre reconstituee si l’on tient compte des affleurements se trouvant ă la base des coulees de laves ou des depots de conglomerats ă elements volcaniques. Si l’on a en vue les hau- teurs auxquelles se trouvent ces contacts, on deduit qu’un mur de schistes cristallins existait avant le debut des eruptions. Ce mur commențait au N de Șarul Dornei et sc continuait dans le versant oriental du Pârâul Neagra Șarului et du Călimănel, en passant par Dealul Vânăt, Dealul Drăgoesei, Dealul A Institutui Geological României igrV 4 M. SAVUL 364 Aluniș, Vârful Recilei, Vârful Păltiniș. Ce mur continue vers le N au dela de Șarul Dornei, jusqu’au Dealul Negrii. II existe entre ce dernier et le Mont Șerba, un seuil haut d’environ 1270 m. II y a donc une excavation comprise entre Buza Serbei—Poiana Spânzului—Dealul Negrii—Muntele Rusu— Muntele Mihaileț—Dealul Vânăt—Dealul Drăgoesei—Muntele Aluniș— Muntele Păltiniș—Muntele Măgura. Les zones les plus profondes de ce bassin se trouvaient ă Gura Haitei, Seștina—Călimănel (Coverca) et â Drăgoiasa. Etant donne qu’â Drăgoiasa, la cote de 1000 m se trouve â proximite du mur cristallin dont il est question, il est probable qu’entre Gura Haitei et Drăgoiasa, le soubassement se trouve â une plus grande profondeur. C’est en raison de quoi les premiers ecou- lements de lave ont comble la region plus basse de Drăgoiasa. Au N du seuil compris entre le Dealul Negrii et Buza Șerbii, le soubas- sement se trouvait egalement â un niveau plus bas, vu qu’â Dorna Cândreni on trouve des laves â une altitude d’environ 1000 m et meme plus bas. Dans la pârtie sud de la region, â Drăgoiasa, ce sont les dacites qui consti- tuent la premiere coulee de lave ; dans la pârtie nord de la region, ce sont les andesites ă hornblendes. LE MATERIEL VOLCANIQUE Le materiei volcanique qui constitue la masse des Călimani est compose de laves et de produits clastiques. Nos predecesseurs ont decrit plusieurs types de laves. Ainsi, M. Sava Athanasiu a decrit des andesites â pyroxene, des andesites â augite et â hypersthene, des andesites â hornblende (1. c.). M. Buțureanu a decrit les roches de Deluganu et du Dealul Drăgoenilor, composees d’andesites â hy- persthene et â augite, d’andesites â hypersthene, augite et hornblende et d’andesites â olivine (14). Outre les andesites mentionnees, M. Sava Athanasiu a encore decrit des roches trachytiques dans la region de Drăgoiasa. Etant donnee la position stratigraphique des diverses effusions de laves, on constate que les plus anciennes sont celles qui apparaissent dans les en- virons de Drăgoiasa. On attribuait jusqu’â present â ces coulees une nature trachytique ; nous les estimons plus prâs des dacites et ceci pour les raisons exposees dans la description qui suit. Les dacites reposent directement sur les schistes cristallins. Elles affleu- rent sans interruption, depuis Păltiniș jusqu’â Drăgoiasa et jusqu’au debut de la Valea Neagra Broștenilor. Ces memes roches affleurent en masses iso- lees plus â l’E, â Dealul Glodului et â Piciorul Dărmoxei. Institutul Geological României .365 LA BORDURE ORIENTALE DES MONTS CALIMANI s On constate, â l’oeil nu, que la texture de ces roches varie entre deux types differents: l’un plus compact, l’autre moins consistant, friable, â l’aspect de tuf. Le type compact est plus repandu dans la Valea Neagra Broștenilor et dans la region de Haitul Bolohăniș. La roche est de couleur gris clair â texture non orientee. On y distingue â l’oeil nu, de rares paillettes de biotite de 2—3 mm d’epaisseur ; des cristaux de feldspath blancs, mats, de 1—2 mm de de diametre et une masse compacte microcristalline. Sous le microscope on distingue une structure porphyrique contenant 20% de phenocristaux. Les phenocristaux de plagioclases ont une forme tabulaire epaisse ; les faces de cristal sont, d’apres leur importance, (010), (001), (no), (201), (101). Ces cristaux atteignent en dimensions, suivant [010], approximativement 0,5 mm et suivant [010], jusqu’â 1,5 mm, le rapport des dimensions suivant les trois axes etant d’environ : [100] : [010] : Iooj । = 2,7 : 1 : 2,5 La macle la plus importante est celle de Carlsbad, associee parfois â 2—3 lamelles de macles de l’albite ou de la pericline. Les feldspaths sont frais et clairs, depourvus generalement de produits secondaires. La structure zonaire, recurrente est caracteristique. Ainsi, un cristal de feldspath zonaire — section faite d’apres la face (010) — montre que les parties centrales contiennent jus- qu’â 63% An. Ce contenu diminue lateralement avec une certaine recur- rence, jusqu’â 48% An. Vient ensuite une zone d’andesine â 35% An qui croît progressivement jusqu’â 42% An et qui peut atteindre 53 An dans la pârtie de la face (loi). La succession indiquee ci-dessus n’est pas la meme pour tous les cris- taux de la roche. Quelquefois, la pârtie externe est plus basique que la pâr- tie interne, d’autrefois c’est le contraire. La composition des phenocristaux de feldspath varie donc entre le labrador et l’andesine. Les feldspaths contiennent de rares inclusions primaires, liquides et ga- seuses, des prismes de zircon et d’apatite, des canaux remplis de verre et des inclusions de magneți te. L’element colore de la roche est forme de biotite en lamelles hexagonales, partiellement resorbees et chargees d’inclusions opaques. On trouve â l’inte- rieur des lamelles, des aiguilles de rutile. La biotite est presque uniaxe = Nm = vert olive fonce, presque opaque, Np = olive clair, presque incolore. • La masse opaque est hipo- jusqu’â holocristalline. Elle est constituee de microlites de plagioclases, de quartz et de rares feuillets de biotite. Les micro- lites de feldspath sont clairs, idiomorphes, â structure zonaire ; leur centre contient plus de 50% An, les bords, plus acides, atteignent jusqu’â 25—30% An. Le quartz se presente en bipyramides microscopiques de 0,05 â 0,1 mm Institutul Geologic al României IGR/ 6 M. SAVUL 366 de dimension, presentant parfois de faibles corrosions magmatiques. L’espace entre les microlites est reduit et rempli de verre incolore, qui a ete transforme pour la plupart en fibres cryptocristallines, dont quelques-unes sont formees de chlorite. D’apres la nature des mineraux qui la composent, on voit que cette roche doit etre consideree comme une variete de dacite, c’est-ă-dire comme une dacite â biotite. Le manque de phenocristaux de quartz n’exclue pas cette detcrmination. H. H. Robinson (7) a decrit, dans le champ volcanique de San Francisco d’Arizona, des dacites ă biotite depourvues de phenocristaux de quartz, la masse fondamentale etant holohyaline, ă grande proportion de spherolites. Leur analyse chimique indique neanmoins une teneur en quartz de plus de 20%. Les varietes ă aspect de tufs, repandues ă proximite de Drăgoiasa, sont moins consistantes, de couleur blanche ou jaunâtre, impregnees de hydro- xydes de fer. Par cette alteration on met parfois en evidence une texture pa- radele. On y distingue â l’ceil nu, de minces paillettes noires de biotite et des phenocristaux de feldspath qui n’apparaissent toutefois qu’imparfaitement puisque bien souvent on les confond avec le reste de la masse fondamentale. Examinees au microscope, ces roches presentent les memes elements consti- tutifs que le type dacite decrit plus haut. Les phenocristaux de feldspaths plagioclases sont en ce cas limpides et presentent les memes caracteres. Ce- pendant, la masse fondamentale y differe un peu. Les microlites de plagio- clases ont une structure zonaire et peut arriver â l’exterieur jusqu’ă l’oligo- clase ă 20% An, les parties interieures s’elevant exceptionnellement ă plus de 50% An. Les microlites de quartz bipyramide different de ceux des au- tres dacites, par le fait qu’ils ont une petite aureole uniformement orientee, parcille ă celles que l’on rencontre dans les porphyres quartziferes. Le verre, en quantite predominante, presqu’incolore, est un peu trouble, devitrifie en pârtie, ou alors charge de produits secondaires d’alteration ă caractere cryptocristallin. Plus â l’E de Drăgoiasa, â Dealul Glodului, on rencontre un lambeau isole de dacite, dont la texture parallele apparaît plus evidente, ă cause des petits espaces vides ayant la meme orientation et qui sont des indices de la fluidite primitive de la roche. Sous le microscope, on y reconnaît la structure porphyrique. Les phenocristaux de plagioclase ont 1 mm de dimension et la biotite y apparaît plutot comme un element constitutif de la masse fon- damentale. Les phenocristaux de feldspath plus gros ont une structure zonaire qui est moins developpee dans ceux de dimensions moindres. Un semblable cristal avec une constitution presque homogene, contient 55% An; un autre 40% An. La constitution des microlites de feldspath varie entre 50—40% An. On reconnaît â l’interieur de la masse fondamentale, des microlites ă quartz bipyramide. JA Institutul Geological României 16 R/ 367 LA BORDURE ORIENTALE DES MONTS CALIMANI 7 A Piciorul Dărmoxei, les memes dacites â biotite contiennent des grenats et des nids microscopiques de tourmaline, constitues par des microlites â disposition radiaire. Etant donne le caractere lithoîde de cette roche, on se deinande si ce sont des tufs ou des laves. M. Sava Athanasiu a demontre qu’on trouve quelque- fois, dans la masse de ces roches, des parties plus compactes qui doivent etre considerees comme des laves. A l’oeil nu, quelques-unes de ces roches se presentent effectivement sous forme de tufs. Sous le microscope cependant, les echantillons provenant de la region â l’E de la chaussee Glodu-Drăgoiasa-Păltiniș, ne presentent aucun caractere qui justifie leur classement dans la categorie des tufs. Ainsi les phenocristaux sont clairs, entiers, pareils aux microlites de feldspath et de quartz, normalement entoures de verre plus ou moins abondant. Les fragments de cristaux ou de roches si caracteristiques aux tufs font defaut. L’explosion d’un materiei si riche en silice, fournirait une grande quantite d’eclats de verre, semblables â ceux que l’on rencontre dans les couches tertiaires. On remarque l’absence de produits sedimentogenes qui auraient pu s’y trouver. Nous supposons, pour ces raisons, que bien qu’elles aient en pârtie l’aspect lithoîde des tufs, ces roches sont en realite des laves dacitiques et, si elles ont un caractere blanc, lithoîde, le phenomene est du au fait que la masse fondamentale leucocrate predomine dans la roche et que le verre qui unit les microlites a ete facilement altere. En ce qui concerne l’âge des dacites, nous observons qu’elles supportent au N du village de Drăgoiasa, un petit depot de couches pliocenes â charbons (8), auxquelles M. I. Atanasiu attribue un âge dacien. Les dacites doivent par consequent etre considerees comme ante-daciennes. Nous ne pou- vons pas en apprecier la limite inferieure, dans la region meme. C’est tout au plus si nous pouvons penser â une liaison avec les autres eruptions du Bassin transylvain, qui ont eu lieu dans le Mediterraneen II et le Sar- matien. Apres l’ecoulement de ces laves, la surface antevolcanique du bassin a change d’aspect aussi bien â cause de la localisation des masses de lave, que du fait de l’erosion qui s’en est suivie. La surface resultant de l’erosion nous est fournie par les contacts qui existent actuellement entre les roches dacitiques et les depots conglomeratiques qui leur succedent. Ces contacts se trouvent aux altitudes approximatives suivantes : Păltiniș ......................................... 1-220 m P. Tomnatec........................................1.140 m P. Bolohăniș (D. Lat)..............................1.280 m P. Alb .............................................1240 m Sources du P. Neagra...............................t-3°° dl 8 M. SAVUL 368 Donc, â proximite du mur cristallin, le soubassement a ete recouvert jusqu’ă 1300 m de hauteur ; mais l’erosion active pendant la formation du depot dans le Dacien a amene la surface ă un niveau d’environ 1250—1150 m donc assez rapproche de ceux de la region de Neagra Șarului. Les Conglomerats. Un gros depot de conglomerats andesitiques forme d’elements ordinairement arrondis, rarement anguleux, cimentes par de la Fig. 1. — L’allure des ^panchements des laves andesitiques â hypersthene et augite, dans la direction du Căliman Isvor—Buciniș—Deluganu. matiere sableuse succede aux dacites. Les tufs fins sont de moindre importance Cette masse ne represente pas un materiei d’explosion, forme de blocs, de bombes et de cendres volcaniques, mais plutot un materiei torrentiel, origi- naire de l’W—endroit ou s’elevait la pârtie centrale de la masse andesitique des Călimani-et entraine vers l’E oii il a cohnate le nouveau bassin forme, de- bordant aussi la masse des schistes cristallins des environs. On rencontre dans ce materiei conglomeratique, outre les types d’ande- sites â augites et â hypersthene remarques dans les coulees de lave de la region. Institutul Geologic al României 369 LA BORDURE ORIENTALE DES MON'IS CALIMANI 9 des types d’andesites qui ne s’observent point dans les coulees des ho- rizons stratigraphiques superieurs. Ce sont les diverses andesites â horne- blende, decrites par M. Sava Athanasiu. II est probable que certaines ande- sites, que M. Buțureanu a etudie du Dealul Drăgoenilor et Deluganu pro- viennent en pârtie de ces conglomerats. Une petite pârtie de tufs semble provenir des explosions, ce qui se laisse deduire de leur constitution en frag- ments d’andesites contenant du verre dans une proportion importante. On rencontre des tufs semblables â Poiana Tăeturei, sur le ruisseau Băuca, dans le D. Deluganu, en aval de Gura Haitei, etc. Le nouveau relief etabli â la suite du colmatage du bassin peut etre re- constitui si nous tenons compte des contacts entre la base des nappes de laves survenues plus tard et leur soubassement constitue de conglomerats, de dacites, d’anciens sediments, voire meme de schistes cristallins. En unis- sant les points d’egale altitude, on constate que la surface sur laquelle se sont ecoulees les laves se presente sous la forme d’une large vallee, parallele au bord meridional du mur cristallin (fig. 1). On retrouve l’axe de cette vallee suivant une direction Căliman Izvor—Buciniș—Deluganu, qui coincide avec les endroits ou la grande masse de lave s’est accumulee et ou elle a ete plus longtemps conservee. Plus au N, la masse des conglomerats se trouvait probablement â des altitudes superieures, jusqu’au Vârful Lucaci (1777) et jusqu’au Mont Șerba (1620). Les laves qui ont recouvert cette surface sont presqu’entierement consti- tuees d’andesites â hypersthene et â augite. Andesites. La deuxieme serie d’effusions qui succedent aux dacites dans cette region, est constituie par des laves que nous venons de noter. D’autres effusions ont probablement existe entre ces siries, mais elles n’ont pas laisse des traces importantes dans la region qui nous occupe ici. Ainsi, suivant M. Sava Athanasiu, on trouve un peu d’andesites ă hornblende — â la base des andesites â augite et â hypersthene. On peut egalement mentionner quelques petits icoulements d’andesites : au Vf. lui Țarcă — un icoulement de 10 m d’epaisseur— et sous le Vf. Lucaci, un ecoulement intercali ă 1550 m d’al- titude, dans la masse des conglomerats et des breches. Les andesites â hypersthene et â augite se diveloppent sur une grande etendue, â partir de Dealu Deluganu jusqu’â la haute crete des Călimani, sur le territoire compris entre Călimani, Ciribuc et Căliman Izvor, pour se prolonger sur l’autre versant jusqu’au fond de la vallee du ruisseau Neagra Șarului, en amont de Gura Haitei. Cette masse finit vers le N le long d’une limite â direction WSW—ENE due â l’irosion des affluents du c ti droit du P. Neagra Șarului. Vers le S les andesites â hypersthene se prolongent au dela des limites que nous avons examinies. La sigmentation de ces andesites en plaques paralleles, horizontales, JA Institutul Geologic al României 16 R/ IO M. SAVUL 370 ă faible inclinaison, est un caractere general. A I’endroit ou l’erosion est ar- rivee jusqu’ă la base de ces coulees, la matiere conglomeratique sur laquelle ils reposent etant moins resistante ă l’attaque les andesites arrivent ă former des tours et de colonnes hauts jusqu’ă 50 ou 60 m. La base de ces colonnes marque alors sur de grandes distances le contact entre les conglomerats et les andesites. C’est ă cause de quoi le profil des Călimani prend assez souvent l’aspect de terrasses en gradins, qui indiquent des coulees de lave successives et supperposees. L’epaisseur des plaques varie depuis un jusqu’ă plusieurs cm. Dans ces plaques la roche presente une texture compacte. On y distingue ă l’ceil nu des phenocristaux de feldspath ayant ă peine 1—2 mm de dimension arrivant exceptionnellement ă une taille superieure. L’element colore apparaît moins evident, sous forme de rares phenocristaux de memes dimensions, noir brun on brun verdâtre. La masse fondamentale est de couleur gris fonce. La description microscopique des andesites ă hypersthene et ă augite de cette region des Monts Călimani nous a ete fournie plus en detail par M. Sava Athanasiu. M. Buțureanu a decrit des roches semblables du Dealul Deluganu et du Dealul Drăgoenilor ; il est donc inutile de donner une plus ample description de ces roches. La structure des andesites ă hypersthene et â augite est porphyrique hyalo- pilitique. Les phenocristaux ă feldspath developpes d’apres la face (010) ont en moyenne 1—2 mm de largeur ; ils sont de 3 ă 5 fois moins epais. Le feldspath est riche en matiere vitreuse, incluse dans les parties centrales ou disposee en couches zonaires. Les macles de l’albite et de Carlsbad sont les plus frequentes. Les phenocristaux ă feldspath ont une structure zonaire. La composition des zones varie generalement entre 50—70% An, les pârtie internes etant les plus basiques. La constitution de la pârtie interne s’eleve plus rarement ă 80% An. On voit donc que les feldspaths qui constituent les phenocristaux sont en labrador et peuvent arriver parfois jusqu’au bytownit. Le hypersthene apparaît en prismes d’une longueur moyenne de 1 mm, mais il existe aussi des indi- vidus plus grands ou plus petits. L’epaisseur des cristaux est de % jusqu’ă % de la longueur. II contient d’ordinaire des inclusions vitreuses. D’autres- fois l’hypersthene a subi des corrosions du fait desquelles ses contours ont ete arrondis, tandis que la substance vitreuse a traverse les nombreuses fissures du cristal. La couleur en est vert jaune clair, ă faible polycrhoîsme. L’augite apparaît en prismes de 0,5 ă 1 mm de longueur et 0,2—0,4 mm d’epaisseur ; il est isole ou associe ă l’hypersthene. Quelquefois aussi l’augite recouvre des cristaux d’hypersthăne, tout en conservant la meme orientation de l’axe c. L’extinction Ng : c = 39—400. L’augite est frequemment maclee suivant la face (100). . Institutul Geologic al României \i6Ry 37i LA BORDURE ORIENTALE DES MONTS CALIMANI 11 La masse fondamentale hyalopilitique est constituee de microlites ă peine perceptibles sous le microscope et de matieres vitreuses. Les cristaux de feld- spath sont un peu plus grands ; ils ont une structure zonaire, contenant environ 50% An au centre et environ 30% An â la bordure. Les microlites ont aussi une structure zonaire ; ils sont constitues en moyenne d’environ 35% An (andesine acide). II en resulte que dans la consolidation de l’andesite, le feld- spath cristallise de 70% jusqu’ă 50% An en phenocristaux et de 50% ă 35% An en microlites. La proportion des phenocristaux est de 30% ă 40%. La magnetite, qui se transforme souvent en hematite, est un autre element fre- quent des andesites. Parfois les granules sont de la dimension des microlites, parfois plus gros. Outre la grande masse situee au S de Neagra Șarului, les andesites ă hypersthene et ă augite se trouvent plus au N. Ainsi, une faible coulee appa- raît dans le sommet du mont Lucaci; la roche est segmentee en plaques comme les affleurements decrits plus haut. On rencontre ă la base de ces andesites, des conglomerats cimentes, qui ont donne naissance, dans leur horizon superieur, â des colonnes et ă des pyramides ă formes fantastiques, dues ă l’erosion. On trouve une autre masse d’andesites ă hypersthene et ă augite dans la region septentrionale du Mont Șerba, ă partir de Vlăjeni jusqu’ă Buza Șerbei. Par difference des andesites ă hypersthene et ă augites rencontrees jusqu’ici, ces andesites contiennent dans leur masse fondamentale une grande quantite de verre, superieure parfois ă celle des microlites. Les autres masses d’andesite ă hypersthene et ă augite de la region, presentent un devcloppement plus faible. Etant donne que les laves andesitiques de la region de Călimani Ciribuc —Căliman Izvor—Buciniș—Deluganu ont ete conservees sur une epaisseur appreciable, il reste ă savoir jusqu’ă quelle hauteur se sont elevees les cou- lees de ces laves. Vârful Deluganu se trouve actuellement ă 1401 m d’altitude. Dans ces regions, la base des laves se trouve ă 1250 m d’altitude ; il en re- sulte donc que l’epaisseur actuelle des coulees de lave du Deluganu atteint 150 m. II est probable que dans le passe le Deluganu se trouvait ă une altitude plus elevee, car plus ă l’E du ruisseau Călimănel, dans l’ensellement compris entre Dealul Călimănel et Dealul Vânăt, ă 1500 m d’altitude, on trouve un ancien niveau d’erosion, sur lequel reposent des depots qui con- tiennent des blocs arrondis d’andesites. L’epaisseur des coulees aurait donc atteint 250 m. Dans la pârtie W de la region, la base des coulees se trouve ă 1300 m, ă P. Cailor et, au-dessus, au Vârful Ciribuc, les laves atteingent jusqu’ă 2015 in d’altitude. Donc ă Călimani-Ciribuc l’epaisseur actuelle atteint 700 m. A Călimani Izvor (2033 m), region vers laquelle semble se diriger l’isobathe de 1250 m de la base des coulees, l’epaisseur actuelle des coulees s’eleve jusqu’ă Institutul Geological României igr/ 12 M. SAVUL 372 environ 800 m. 11 est probable que ces ecoulements de lave n’ont pas continue au N du P. Neagra Șarului avec la meme epaisseur. Le relevement des iso- bathes vers le NW indiquerait la liaison entre le petit ecoulement d’andesite â pyroxene qui constitue le Vârful Muntelui Lucaci et la masse des grandes coulees au S de Neagra Șarului. Si l’on admet qu’au-dessus de Vârful Lucaci le niveau superieur des laves etait â la hauteur du Vârful Ciribuc, nous pouvons admettre aussi que l’ecou- lement presentait une epaisseur bien moindre, d’environ 250 m. Cette couche beaucoup plus mince, â grande altitude et reposant sur un fondement peu resistant, a pu etre facilement enlevee par l’erosion, qui a probablement creuse plus tard, dans la masse des conglomerats du bassin de Neagra Șarului, de profondes vallees ressemblant ă des canons des- cendant jusqu’â l’ancien soubassement antevolcanique plus resistant. Basalte-andesites. Une autre serie d’effusions de laves â constitution toute differente de celles etudiees anterieurement, affleure entre' Sărișorul Mic et Dorna Cândreni. Cette serie constitue les hauteurs comprises entre Dealul Moara Dracului et Poiana Spânului, â Paltin, Vârful Obcinei, Vârful Pietrei, formant une zone ă direction NW, de 4 km de longueur et de plus de 1 km de largeur. Ces laves reposent directement sur les greș et les calcaires eocenes, formant un plateau qui se developpe le long du contact entre les deux formations eocenes. La segmentation des laves se fait, dans ce cas aussi, en plaques etroites de un â plusieurs centimetres, paralleles entre elles et en position presque horizontale. Les diaclases plus grandes sont perpendiculaires sur ces plaques et â cause de l’eboulement des roches, les murs sont verticaux. C’est le cas d’un petit lambeau isole de laves qui forme, â Vârful Pietrii, des colonnes verticales. Ces laves, que nous connaissons sous le nom de balsate-andesites, sont compactes, de couleur gris allant jusqu’au noir, microcristallines, â rares inclusions de phenocristaux, qui atteigent â peine 1 mm de diametre. On y constate sous le microscope une structure porphyrique â tres rares pheno- cristaux. Les roches situees au S de cette zone sont, en quelque sorte, differentes de celles qui sont situees plus au N. Vers le S (Poiana Spânzului) apparaissent dans la roche, des phenocristaux allant jusqu’â 0,5 mm de longueur, d’augite, hypersthene et d’olivine en pârtie alteree. La masse fondamentale est constituee de microlites de feldspat, dont les dimensions depassent celles des andesites. Ces dernieres ont ordinairement 0,1—0,2 mm. Elles atteignent rarement 0,5 mm. Les microlites sont macles d’apres les macles de l’albite et de Carlsbad. Leur structure est zonaire. La pârtie interne arrive â un labrador- bytownit â teneur d’environ 70% An, parfois davantage (70—80% An); la pârtie externe se reduit â une andesine basique â environ 45% An. Institutul Geological României 373 LA BORDURE ORIENTALE DES MONTS CALIMANI 13 La majeure pârtie de la masse des microlites est constituee de labra- townite â environ 65% An. C’est encore sous forme de microlites qu’ap- paraissent l’augite et l’hypersthene. De petits cristaux de magnetite sont re- pandus dans toute la masse de la roche. L’espace entre les microlites est rempli de verre. La structure de la masse fondamentale conserve le caractere hyalopilitique. La texture est orientee d’une maniere fluidale. Le caractere basique de la roche, l’apparition de l’olivine, le developpe- ment des microlites de feldspath, la disparition ou la tendance â la disparition des phenocristaux, la formation des microlites â pyroxene qui occupe bien souvent les interstices des microlites de feldspath, font su oser que cette roche constitue un passage des andesites aux basaltes. Dans la region de Hârghita—Călimani (Transylvanie) les chercheurs anterieurs ont donne â ces roches le nom de basalte-andesite, nom utilise d’ailleurs dans d’autres pays (7, 145). Nous devons conserver ce meme nom pour les roches decrites ci-dessus. Plus au N, comme par exemple dans le Vârful Pietrii, ou encore plus loin dans cette direction, â l’endroit oii l’erosion a separe une masse de roches semblables, â Bâtca Priporului, les phenocristaux d’olivine et de pyroxene disparaissent. On voit apparaître en echange de rares phenocristaux de feld- spath de 1—2 mm de longueur. Ces cristaux ont une structure zonaire, le centre etant forme de bytownit â 75—80—85% An et les bords de labrador â 55-65% An. On y distingue vers le bord une diminution brusque du contenu en anorthite, meme sous la limite indiquee ci-dessus. Les microlites de feld- spath de 0,1—0,2 mm, ont aussi une structure zonaire, vu que leur centre est constitue de labrador ă 60—65% An et que le bord montre une andesine basique ă 40—45% An. Les microlites d’augite font ă peu preș defaut; en revanche on y trouve en abondance les microlites ă hypersthene, dont les di- mensions sont cependant inferieures â celles des feldspaths. On trouve de nom- breux granules de magnetite associes ă l’hypersthene. La quantite de verre de couleur brun fonce est equivalente ă celle des microlites. Les caracteres structuraux de ces deux roches et leur basicite les classent parmi les basalte-andesites. Les relations entre ces derniers, et ceux qui se trouvent plus au S sont tres etroites, vu qu’ils constituent une masse commune. C’est tout au plus si ces derniers representent deux coulees suc- cessives, superposees. On rencontre egalement des basalte-andesites parmi les roches qui appa- raissent au Mont Măgura, â Poiana Negrii. Ces basaltes sont compacts, micro- cristallins d’ordinaire alteres. Les phenocristaux sont rares, formes de feld- spaths zonaires dont la pârtie centrale est composee de bytownite â 74—80% An et dont les bords diminuent jusqu’â un labrador â 60—65% An. La masse fondamentale est constituee de microlites de labrador â structure zonaire, Institutul Geological României 14 M. SAVUL 374 dont le centre contient de 65—60% An et les bords environ 50% An. On rencontre aussi des microlites â hypersthene et rarement des pseudomorphoses d’apres l’olivine, transformee en divers produits secondaires, chlorite, opale, calcite. On observe de petits granules de magneți te repandus dans toute la masse de la roche. Le peu de verre qui existait entre les microlites a egalement ete transforme en substance chloritisee. On trouve encore un peu de basalte-andesite â Poiana Tăeturei. Pour les basalte-andesites de Poiana Spânzului—Vf. Obcinei, nous pou- vons admettre une nappe de laves inclinee de l’W â l’E. L’actuelle epaisseur de la nappe de lave est, â Poiana Spânzului, d’environ 20 m ; elle est de 75 m plus â l’E preș de Moara Dracului. Cette nappe est restee suspendue, for- mant un plateau sur la crete de la colline que l’erosion a separe au N des laves de Bâtca Priporului et au NW du Vârful Pietrii (voir I et II, planche de coupes). Un fait curieux est que cette nappe se soit localisee au-dessus meme du contact entre les greș et les calcaires eocenes. II semblerait que ce sont les vestiges d’une coulee de lave fluide le long d’une fissure orientee d’apres ce contact. Nous lui supposons toutefois une autre provenance, car si elle pro- venait de ce contact, il faudrait que l’on rencontre dans le prolongement, lâ ou la couverture de lave fait defaut, des phenomenes de mineralisation, des sources, etc. ce qui n’existe pas. D’ailleurs, l’inclinaison de cette nappe indique un ecoulement de la lave de l’W â l’E et l’echappement du magma par cette fissure n’expliquerait pas ce fait, car alors le magma aurait du couler vers la colline, vers l’W. II s’ensuit que les laves sont venues de l’W. Les roches de Buza Șerbei, que l’on rencontre dans la continuation de la surface de base des basalte-andesites, sont d’une nature differente : elles sont constituees d’andesites â hypersthene et â augite. Par contre, au N de Buza Șerbei on rencontre un piton circulaire, le Mont Măgura, qui repre- sente un neck volcanique. On rencontre parmi ces roches aussi des basalte- andesites, ce qui fait supposer que les laves de Poiana Spânzului—Vârful Obcinei, proviennent d’un cratere localise au-dessus du Mont Măgura. On voit que l’ancienne surface sur laquelle se sont epandus les basalte- andesites a ete suffisamment surelevee. Les contacts de base des laves se trouvent â : Bâtca Priporului; laves—calcaires fioctnes ............................i .060 m Vârful Pietrii; laves—greș 6oc6nes .......................................1.250 » La Paltin; laves—grfes eocenes............................................1.250 » Poiana Spânzului; laves—gr&s Eocenes......................................1.270 » Ouest de Moara Dracului; laves—calcaires..................................1.200 •> Buza Șerbei; laves—schistes cristallins...................................1.300 « II en resulte que les andesites ă hypersthene et augite de Buza Șerbei, autant que les basalte-andesites ont coule sur la meme surface comprise entre Institutul Geological României 375 LA BORDURE ORIENTALE DES MONTS CALIMANI 15 1300—1200 m, inclinee de W â E et de S au N, car â Bâtca Priporului le niveau est plus bas. Donc, un autre bassin se trouve dans la region de Poiana Negrii et Dorna Cândreni. Les andesites â hornblende. Dans la region de Poiana Negrii—Dorna Cân- dreni, l’erosion a pousse plus loin ; elle a depasse les napes de basalte-ande- site, atteignant le soubassement eocene. Grâce ă cette erosion, d’autres roches volcaniques sont venues â l’affleurement â Poiana Negrii; ce sont les ande- sites ă hornblende, qui occupent un niveau stratigraphique inferieur â celui des basalte-andesites. On ne saurait indiquer d’une maniere precise jusqu’â quel point les ande- sites â hornblende sont repandues attendu qu’elles occupent des niveaux infe- rieurs et qu’elles sont par consequent en grande pârtie masquees par des tour- bieres et des pâturages. Les andesites â hornblende sont plus visibles â Muntele Măgura et â Bâtca Priporului. Ces roches sont ordinairement alte- rees et parcequ’elles sont pauvres en elements melanocratcs, elles apparaissent sous forme de masses blanches, â aspect terreux, parfois d’un brun jaunâtre. Rarement, comme par exemple preș de l’eglise de Poiana Negrii, on trouve des roches non alterees. On distingue, â l’ceil nu, dans les roches fraîches des aiguilles brillantes, de 3 — 4 mm de longueur, de hornblende et des phenocrisatux transparcnts longs de 1—2 mm, de feldspath. La masse fondamentale est de couleur gris fonce. La cassure de la roche tient entre la conchoîdale et la cassure en eclats. On y constate sous le microscope une petite portion de phenocristaux, parfois inferieure ă 1% de la masse de la roche. Les phenocristaux de feld- spath ont une structure zonaire, les parties centrales etant formees de bytow- nite â 70—80% An et les bords de labrador â environ 60 An. Les micro- lites de feldspath atteingent la composition d’une andesnie. Lorsque les phenocristaux sont plus rares et plus petits, leur composition diminue â un labrador â 65—60% An. Les inclusions de verre sont frequentes. L’element melanocrate est represente par des phenocristaux â horn- blende commune, de couleur brun vert. L’amphibole presente un caractere instable, vu qu’elle est resorbee par le magma et que les cristaux sont entoures d’une couronne impregnee de magnetite. Au cas de phenomenes hydrother- maux, seules des relictes de hornblende se sont conservees â l’interieur du contour idiomorphe rempli de divers produits secondaires. Dans certains echantillons de roches, on rencontre entre autres, dans la masse fondamentale, des grains de quartz ; ils sont en petite quantite, de sorte qu’on ne peut donner â cette roche le nom de dacite. On rencontre aussi le quartz hydrothermal ; les pyroxenes font defaut. La masse entre les microlites a un aspect vitreux, mais la meme substance examinee en lumiere Institutul Geological României i6 M. SAVUL 376 polarisee, inontre qu’elle est birefringente, comme dans certains porphyres quartziferes. La proportion de l’element melanocrate est moindre. II se peut que la composition chimique de ces roches corresponde â certaines dacites â SiO2 non individualist, demeure dans la masse fondementale vitreuse, actuellement cryptocristalline. Jusqu’ă un controle chimique ces roches doivent etre con- siderees comme des andesites ă hornblende, leucocrates, ă tendance de passer aux dacites. En ce qui concerne l’anciennete des andesites ă hornblende, ayant en vue leur niveau inferieur par rapport â la grande masse de conglomerats de Șerba, nous croyons qu’ils sont plus anciens que les andesites ă hypersthene et ă au- gite. II est possible que les basalte-andesites de Poiana Spânzului soient aussi plus anciennes que les andesites ă hypersthene et ă augite, bien qu’elles soient plus basiques; cela, du fait qu’ils reposent directement sur les depots eocenes, sans l’intermediaire des conglomerats de Șerba. LA TECTONIQUE POSTVOLCANIQUE Les phenomănes tectoniques qui ont eu lieu ă la suite des eruptions vol- caniques se limitent plutot ă des fractures et ă leurs consequences. Des intrusions de laves sous forme de filons, puis eventuellement des nappes intrusives (sills) se sont produites le long des lignes de faille. Ainsi, ă Vlăjeni, ă l’E du Mont Șerba, on trouve un filon d’andesite ă hypersthene et ă augite en position verticale, dans lequel la masse d’andesite s’est segmentde en prismes etroites, horizontales, semblables aux segmentations qui se pro- duisent dans certains filons de basalte. Des injections semblables se sont localisees surtout sur les lignes de faille plus anciennes. Ainsi, celle de Vlăjeni se trouve au-dessus du contact anormal entre les sediments eocenes et les schistes cristallins. Plus au S vers Gura Haitei, les failles ont eu une plus grande importance, vu qu’en cet endroit commence ă se faire jour une plus grande complexite dans les phenomenes instrusifs lies ă l’appareil volcanique des Călimani. Plus ă l’E, M. Sava Athanasiu (l. c.) a admis la presence d’une profonde fissure ă direction NNW—SSE, jalonnee par les sources carbonatees entre Sărișor—Păltiniș—Glodu. Cette ligne est evidente et elle va probablement en continuation jusque dans la region de Tulgheș. Mais nous croyons que cette faille est plus ancienne que la venue des andesites ă hypersthene et ă augite ; elle a joue un role en ce qui concerne les eruptions de dacites. L’arret par le mur cristallin des andesites ă pyroxene tel que le montre l’esquisse des isobathes (fig. 1) n’est point du ă cette fracture ; c’est un phenomene assez normal, vu que les courbes de SE ont une direction parallele au bord ■A Institutul Geologic al României tCR/ 377 LA BORDURE ORIENTALE DES MONTS CĂLI MANI 17 cristallin du bassin, non pas seulement â P. Călimănel mais aussi au commen- cement du P. Neagra Broștenilor. D’autre part, les eaux carbonatdes qui appa- raissent sur des failles, se trouvent soit sur le soubassement cristallin, soit au contact de celui-ci avec les dacites de Drăgoiasa, soit en relation avec les andesites â hornblende (dacito'ides ?) de Poiana Negrii; elles ne sont pas en relation avec les andesites â pyroxene. Si les failles avaient ete plus recentes, nous les aurions trouvees en relation avec ces derniers. La grande fa iile semble etre en relation avec les effondrements plus an- ciens du bassin de Transylvanie. Les fissures plus recentes se sont produites â l’W, vu qu’elles etaient en relation avec l’effusion meme des andesites. L’ÂGE DES fiRUPTIONS A titre de comparaison, afin de pouvoir determiner l’âge des eruptions, ainsi que nous l’avons etabli nous examinerons les depots daciens â charbon de Drăgoiasa. Les dacites sont plus anciens, les laves ont subi des erosions assez fortes. Ils font probablement pârtie des volcans de dacite de la bor- dure du Bassin transylvain dont l’eruption a eu lieu dans le Mediteraneen II et le Sarmatien. II est probable que dans le bassin de la Neagra, la direction de l’ecoulement des eaux etait encore vers le bassin de Transylvanie. Dans le Dacien ont commence les montees de laves de Călimani, qui ont barre le chemin des eaux vers l’W ; c’est alors que commencait la formation des lacs oii se sont constitues les depâts de charbon. Par la suite, le bassin a ete colmate par des depots torrentiels (qui ont forme plus tard les conglomerats), phenomene du â la desagregation de l’appareil volcanique qui se dressait â l’W de Gura Plaitei. II est probable qu’une periode d’accalmie assez prolongee semble-t-il a suivi, car il a ete constate que les intercalations de laves ou bien de pro- jections font defaut dans les depots conglomeratiques. Une serie d’abon- dants ecoulements de laves d’andesites ă hypersthene et â augite egalement presque depourvus de matieres explosives ont eu lieu apres. C’est â cause de quoi nous supposons que la derniere eruption n’a pas ete strato-volcanique proprement dite, mais â tendance au type de volcan de lave, c’est-â-dire avec des laves plus fhiides, qui se sont facilement etendues sur des distances enormes (voir III et IV, planche de coupes). LA MORPHOLOGIE ACTUELLE Etant donn£ la distribution des ecoulements d’andesite â hypersthene et â augite, ainsi que la mati^re faiblement cimentee qui constitue les conglo- merats andesitiques, la morphologie actuelle est plus facile â expliquer. Dans le bassin de Neagra Șarului, l’epaisse masse de laves comprise entre Institutul Geological României M. SAVUL 378 Deluganu et Ciribuc a ete protegee contre les erosions et s’est maintenue â une altitude considerable. Cependant, dans la region du ruisseau Neagra Șarului vers l’extremite nord, l’epaisseur des laves a ete bien moindre, â cause de quoi la couche a ete facilement detruite. De ce fait, la matiere conglome- ratique faiblement cimentee a ete tres facilement emport^e et de profondes vallees y ont ete creusees leur lit jusque dans le soubassement plus resistant. Plus tard, toute la matiere non protegee par une toiture eruptive, a ete suppri- mee par l’erosion decouvrant ainsi le large fond du bassin de Neagra Șarului (voir III, planche de coupes). Bien entendu, cette action s’est produite progressivement, avec l’ouverture de la voie des eaux en sens contraire vers l’E, ainsi que l’a demontre M. Sava Athanasiu. Au debut, le niveau de l’erosion a ete plus eleve, phenomene constate â Bâtca Andreenilor, ou il s’est conservee, sur la crete, une île de depots torrentiels â blocs d’andesites; les terrasses surelevees de Bistrița en sont une autre preuve. BIBLIOGRAPHIE 1. SAVA Athanasiu. Geologische Studien in den nordmoldauischen Karpathen. Jahrb. d. k. k. geol. Reichsanstalt iSqq. 49. B. 3. H. Geologische Beobachtung in den nordmoldauischen Ostkarpathen. Verhand- lungen d. k. k. geol. Reichsanstalt iSqg. N. 5. 3. — Studii geologice în districtul Suceava. Bul. Soc. de Științe. București 1898. 4. V. C. BUȚUREANU. 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Buza'Șerbe^ •^o O7 o o oo°1620o o O a 6 O O O O O o o O OOO o-' O O O O O O O O O O O O o o o o o O 1^5 O O O O O O Qll III r "B9 P O O O OOO ' । । I । LI Lucaciul\O„4î5 ooo q’i'j’iYX xo & O O Q O Of |7 • • O O O O U/« • -Z .Se ș .tină ■ ■ ^o ’. o \0 O Oc?©' O\ o ^Coverc, 15A4 sta /’ZvXj 0 0 0 o| 0 0 OJ 0 0 0 q o / o ’CȘb 6,- b oîx ~ o o c ooo o Vf. । o o o \o o o o o 000 o\ o rv*;o o ove/ 0009 d;.To o o d-l ( O O O I o o o o •O' <5 OOOOXO O O O O c\ I O o o o o o. o O O O O ) O O O O O O O o o o o / o O O rQ O p • O O P-VO P<_! 0 o 94.- -.3 O P^lțijij^u K6 n r '*** '• •*' o -4..4-C.ă 11 m a n: C1 Qibuc, LEGENDE Dacite Andesite â hornblende And.ă hyperst et augite Basalte- andesites andesitiques Schistes cristallins eocenes Pliocene Terrasses superieur Calcaires eocenes :\ :ti 6p6- ’Vf*P3l finisului V ' v v v v vr v v v v t Calcaires cristallins V. anuarul institutului geologic al româniei voi . XIX > •• 4: .• • -F- •;.+ w v wv YX?' v' v v v )c0’ :B âfc a • S t ej i °1V :t • • : t': ’ -X;0 \v *■ zVv/' , o'.vVVf Șăltiniși Alluvions V,! V WZ/ZJ A Măgura . 1505 Irr.pr Atei Inst Geologica!Rom Institutul Geological României IGRZ JA Institutul Geological României JGR/ DAS GEBIRGE VON BRAȘOV VON E. JEKELIUS INHALT Scite i. Kristalline Schiefer ......................................................... 380 2. Stratigraphie............................................................. 381 Trias............................................................................. 381 Jura............................................................................. 382 Lias............................................................................ 382 Dogger.......................................................................... 384 Malm............................................................................ 386 Kreide . . . . ........................................................... 387 Neokom ........................................................ 387 Mittlere Kreide ................................................................ 388 Obere Kreide.................................................................... 390 Terțiar............................................................................ 395 Eozăn .......................................................................... 395 Mediterran............................................'......................... 397 Daz-Levantin.................................................................... 397 Pleistozăn......................................................................... 399 3. Tektonik................................................................ 399 Bibliographie.................................................................... 406 Das Gebirge von Brașov, eine in sich geschlossene morphologische und geologische Einheit, grenzt mit seinen steilen, schroffen Formen der meso- zoischen Kalke und Konglomerate nach Osten in anormalem Kontakt an die breite, durch weiche, ausgeglichene Formen charakterisierte Zone des neokomen Flysches. Der neokome Flysch fălit entlang der ganzen Kontakt- linie unter den Komplex der Schichtenserie von Brașov ein. Das Gebirge von Brașov gliedert sich in vier morphologisch scharf abge- grenzte Einheitcn. Im Osten erhebt sich der Piatra Mare, nach Westen hinii- ber, durch den Tombscher Pass getrennt, der Cristian Mare. lin Siiden ragt Institutul Geological României 2 E. JEKELIUS 380 steil die breite Masse des Bucegi auf, dem nordwestlich, durch die weite Depression des Torzburger Passes getrennt, der scharf geschnittene Zug des Piatra Craiului vorgelagert ist. In geographischem Sinne werden diese vier morphologischen Einheiten als Gebirge von Brașov zusammengefasst. In geologischer Beziehung aber gehort zu diesem Gebirge auch der siidliche Teii des Gebirges von Persani, von der Vlădenier Bucht im Norden iiber den Mt. Codlei, bis an den Piatra Craiului im Siiden. Dieser siidliche Teii des Gebirges von Perșani zeigt in stratigraphischer und fazieller Beziehung die gleichen Ziige wie die iibrigen Teile des Gebirges von Brașov. Aus friiherer Zeit haben wir Daten iiber dies Gebiet vor aliem von Meschen- dorfer, Herbich, Popovici-Hațeg und Simionescu. Meschendorfer hat hier in mancher Beziehung grundlegende Arbeit geleistet. Die Daten, die in Hauer und Stache enthalten sind, gehen zum grossten Teii auf Meschendorfer zuriick. Nachher kam Herbich vor aliem mit Untersuchungen bezuglich des Grestener Lias, des Dogger im Bucegigebiet und der Kreidesedimente, ferner Popovici-Hațeg und Simionescu mit ihrcn Arbeiten iiber den Dogger des Bucegi und die Jura- und Kreideformation der Dâmbovicioara. Ausserdem haben Uhlig, Koch, Toula, Podek, Wachner, Protescu und andere iiber dies Gebiet publiziert. Die geologische Kartierung dieses Gebietes habe ich im Jahre 1913 begonnen und lege nun die abschliessenden Resultate dieser Arbeiten in kurzer Zusammenfassung vor. 1. KRISTALLINE SCHIEFER Die Unterlage der mesozoischen Serie des Gebirges von Brașov ist typisches Leaotakristallin, hauptsăchlich chloritische und chloritisch-sericitische Schie- fer mit untergeordneten Gneisslinsen. Ausserin den weitausgedehnten, zusam- menhăngenden Gebieten westlich des Bucegi und nordwestlich des Piatra Craiului, sowie in einzelnen kleinen Vorkommen zwischen Bucegi und Piatra Craiului sind Kristalline Schiefer in den anderen Gebieten nur in ganz kleinen Vorkommen aufgeschlossen. Ostlich vom Bucegi im Valea Cerbului sind chloritische Schiefer den Schichten von Sinaia eingefaltet (27). Am Nord- ostrand des Bucegi liegt an der Basis des Bucegikonglomerates uber dem Kreideflysch eine Kristalline Breccie, die aus zum Teii ganz grossen eckigcn Blocken des Leaotakristallins besteht. Ausser auf der Linie Valea Cerbului— Valea Ghimbavului haben wir diese Kristallinen Breccien auch auf dem Diham an der Basis des Bucegikonglomerates. Im Gebiet des Cristian Mare sind Kristalline Schiefer nur in ganz ge- ringer Ausdehnung in einem Vorkommen von wenigen Quadratmctern im Liegenden der Dogger-Tithonklippe im Comortal sudlich der Pojana auf- geschlossen. Weiter ostlich im Gebiet des Piatra Mare fehlen die Kristallinen Schiefer schon vollkommen. • . Institutul Geologic al României \i6Ry 381 DAS GEBIRGE VON BRAȘOV 3 Das Kristalline Gebiet nordlich des Piatra Craiului wird von verschie- denen Kristallinen Serien aufgebaut, die von O. Schmidt (^6a.) răher untersucht worden sind. 2. STRATIGRAPHIE Da ich den grossten Teii der reichen Faunen dieses Gebietes und die Stratigraphie der entsprechenden Ablagerungen in fruheren Arbeiten ein- gehend behandelt habe, kann ich mich hier auf einen kurzen stratigraphischen Uberblick beschranken. Etwas ausfiihrlicher werde ich nur die oberkreta- zischen Ablagerungen besprechen, da diesen eine grosse Bedeutung im Zusammenhang mit der tektonischen Entwicklung des Gebirges von Brașov zukommt und hier manches noch unveroffentlichte Material vorliegt. TRIAS Untere Trias, Werfener Schiefer sind nur im siidlichen Teii des Perșanier Gebirges, bei Vulcan bekannt. Es sind diinnplattige, graue bis schwarze Kalke, auf deren Schichtflăchen hăufig Myophoria costata, seltener Gervilleia sp. und Pecten sp. gefunden werden. Diese dunkeln Kalke gehoren zu den Kampi- ler Schichten. Im eigentlichen Gebirge von Brașov ist untere Trias bisnoch nicht bekannt. Oberall da aber, wo mittlere Trias im Gebirge von Brașov vorkommt, bildet sie die tiefsten der aufgeschlossenen Schichten. Ihr Liegendes ist unbekannt. So dass auch die untere Trias in der Tiefe noch stecken kann. Bildungen der mittleren Trias sind auf das Gebiet des Cristian Mare be- schrankt. Siidostlich von Cristian finden sich in grosser Ausdehnung diinnplat- tige, graue, von zahlreichen weissen Kalzitadern durchsetzte Kalke undMergeL In geringerer Ausdehnung kennen wir die gleichen Bildungen im siidlichen Teii der Pojana. Das Niveau, aus dem ich eine kleine Fauna aus diesen Bildun- gen von Cristian bekannt machen konnte (ii), entspricht dem oberen Anisien. Dieser măchtige Schichtkomplex umfasst aber sicher auch andere Niveaus, nur ist vorlâufig eine weitere Gliederung infolge der einformigen faziellen Ausbildung und dem vorlăufigen Mangel weiterer Faunen nicht durch- fiihrbar. So miissen wohl auch die zeitlichen Aequivalente des weissen Triasrecifkalkes von Brașov noch in diesen grauen Mergelkalken von Cristian gesucht werden. Der weisse Triaskalk von Brașov (29) gehort stratigraphisch in die ladinische Stufe der mittleren Trias an die Grenze zwischen St. Cassian und Wengener Niveau, wahrscheinlich iiberwiegend ins Wengener Niveau. Andere Triasvorkommen sind aus dem Gebirge von Brașov nicht bekannt. Wăhrend der ganzen oberen Trias miissen wir hier eine Erosionsperiode annehmen. In dieser Zeit ist wohl der grosste Teii der ălteren triasișchen Ablagerungen zerstort worden. Institutul Geological României 4 E. JEKELIUS 382 JURA In weit grosserer Ausdehnung und mannigfaltigerer Entwickelung finden wir die jurassischen Bildungen vertreten. LIAS Nach der Festlandsperiode wăhrend der oberen Trias setzen die in Gre- stener Fazies entwickelten Liasbildungen als Seichtwasserablagerungen, Lagu- nenbildungen ein. Es sind iiberwiegend kalkige, tonige Sandsteine, tonige Schiefer mit reicher Kohlenbildung, vielen pflanzlichen und tierischen Fos- silien und mit viei Pyrit, der durch den Verwesungsprozess im Schlamm des Liasmeeres gebildet wurde. Cristian Mare. Die Liasablagerungen in Grestener Fazies konnte ich vor aliem im Gebiet des Kohlenbergwerkes von Cristian im Detail gliedern (11). Wir haben vom unteren bis zum oberen Lias hier alle Horizonte mit reicher Fauna vertreten. Bei dem Vorkommen auf der Curmătura bei Brașov ist nur der obere Lias (unteres Toarcien) aufgeschlossen, gelber, glimmerreicher, sandiger Mergel mit Dactylioceras commune, zahlreichen Belemniten etc. Diese Mergel werden von trachytăhnlichen Eruptivgăngen durchsetzt. Auf dem nordostlich anschliessenden Schneckenberg dagegen sind im Hangenden des weissen Triaskalkes die feuerfesten Tone des untersten Lias, kohlige, sandige Schiefer und Sandsteine des unteren und mittleren Lias in kleinen Erosionsrelikten vorhanden und in grosserer Ausdehnung oberlia- sische tonig-sandige Mergel. In diesen oberliasischen Mergeln wurde im Liegenden des Tithonkalkes neuerdings durch die Zementfabrik ein Eruptiv- gang aufgeschlossen, der petrographisch den glasigen Porphyriten von Vulcan vollkommen entspricht. Proben dieses Gesteines wurden von Savul und KrSutner (46) als Arfvedsonitgranitporphyr bestimmt. Zwischen den aus dem Kreidekonglomerat steil durchspiessenden Tithon- kalkklippen der Salamonsfelsen siidlich von Brașov treten, in ihrer Erschei- nungsform an einen diapiren Kern erinnernd, tektonisch stark gestorte Lias- und Doggerbildungen auf, teils unterliasische Kohle und Kohlenschiefer, teils oberliasische, tonig-sandige Mergel, ferner heller Quarzsandstein des unteren Dogger. Hier fehlt infolge Ausquetschung und tektonischer Storungen eine Kontinuităt der verschiedenen Horizonte. Ein weiteres Vorkommen von Lias bei Brașov muss ich von « Hinter der Graft» erwăhnen. Hier werden die Steilhănge, die siidlich der Handels- kammer gegen den Bach lăngs der Stadtmauer abfallen, aus einem Konglo- merat gebildet, das bisher als Bucegikonglomerat aufgefasst wurde. Ich fand in diesem Konglomerat aber eine Sandsteinzwischenlage, die zahlreiche, Ja Institutul Geological României 16 R/ 383 DAS GEBIRGE VON BRAȘOV 5 wenn auch schlecht erhaltene Fossilreste enthălt. Es sind iiberwiegend Tri- gonien und andere Lamellibranchiaten, aber auch Ammonitenreste, von denen ich einen als Coeloceras (Peronoceras) subarmatum bestimmen konnte. Es handelt sich somit hier auch um oberen Lias (unteres Toarcien) und zwar entspricht dieser Sandstein auch petrographisch dem versteinerungsreichen oberliasischen Sandstein von Vulcan (Breitbachtal). Stratigraphisch entspre- chen sie vollkommen dem gelben und grauen, glimmerreichen Mergel mit Dactylioceras commune Sow. von der Curmătura bei Brașov und von Cristian. Etwas weiter siidlich vom Liaskonglomerat tritt auf dem gegen den Graftbach abfallenden Hang dann typisches Bucegikonglomerat auf, das nach Siiden unter die Tithonkalkklippe des Turnul Negru (Schwarzen Turmes) einfăllt. Piatra Mare. Im Gebiet des Piatra Mare haben wir zwischen den nord- lichen Auslăufern desselben im Tal von Baciu Grestener Lias aufgeschlossen. Hier wurde durch Schiirfungen die ganze Liasserie festgestellt: feuer- feste Tone, Kohle, kohlige Schiefer und Sandsteine, sowie oberliasische Schiefer mit Ammoniten. Alle diese Bildungen sind tektonisch stark gestort. Im oberen Lias setzt auch hier der gleiche Eruptivgang durch wie auf der Curmătura bei Brașov. Ein zweites Liasvorkommen im Gebiet des Piatra Mare findet sich hoch oben iiber dem Bucegikonglomerat an der Basis einer hoheren Schuppe. Die reiche Liasfauna, die ich von hier sammelte, weicht zwar etwas von der Grestener Fauna von Cristian ab, doch ist in fazieller Beziehung kein wesent- licher Unterschied zu machen, es handelt sich nur um lokale Unterschiede sonst typischer Grestener Faunen. Und zwar ist hier durch Spiriferinen Unterlias palaeontologisch belegt. Ausserdem kommen zahlreiche Trigonien und viele andere Lamellibranchiaten vor. Codlea-Vulcan. Die ausgedehnten Liassynklinalen westlich von Codlea und Vulcan zeigen auch typische Grestener Entwicklung mit ausgedehnten Kohlenflozen, kohligen Schiefern und Sandsteinen (23). Auffallend ist hier die Armut an Versteinerungen, abgesehen von Pflanzenresten. Eine Hori- zontierung in der Art wie bei Cristian kann daher hier nicht durchgefiihrt werden. Auffallend sind ausserdem im Lias von Codlea-Vulcan die weit ausgedehnten vulkanischen Bildungen: Porphyre, Porphyrite, măchtige Tuff- einlagerungen und Einlagerungen vulkanischen Schuttes. Solche sind aus dem Lias von Cristian bisnoch nicht bekannt, treten dagegen als Gange im Lias der Curmătura bei Brașov und im Lias von Baciu wieder auf. Im Breitbachtal ist in der dortigen Liasserie ein an Trigonien und anderen Lamellibranchiaten, sowie Belemniten reicher gelber, glimmeriger Sandstein A Institutul Geological României 16 R/ 6 E. JEKELIUS 3^4 aufgeschlossen, der vollkommen der Sandsteinzwischenlage im oberliasischen Konglomerat von « Hinter der Graft» bei Brașov entspricht. Es ist dies der einzige fossilreiche Horizont der Liasbildungen bei Codlea-Vulcan. DOGGER Mit beginnendem Dogger setzte eine Transgression ein iiber Gebiete, die zur Zeit des Lias trocken lagen. So beginnt im Gebiet des Piatra Craiului und Bucegi, wo Trias- und Liasbildungen fehlen, die Sedimentation mit den hellen Quarzsandsteinen des unteren Dogger, die mit bemerkenswerter Einheitlichkeit im ganzen Gebiet entwickelt sind. Wir finden sie sowohl im Inneren der Liassynklinalen von Vulcan-Codlea, als auch măchtig entwickelt bei Cristian im Hangenden der beiden Liasziige, ferner auf dem Schnecken- berg bei Brașov, bei den Salamonsfelsen, im Valea Dracului, Valea Seacă und im siidlichen Teii der Poiana bei Brașov. Im Gebiet des Piatra Mare finden wir den hellen Quarzsandstein im Tal von Baciu in grbsserer Ausdehnung im Hangenden des Lias, ferner oben auf dem Piatra Mare an der Basis der oberen Schuppe, zwischen Lias und Tithon. Auf dem Bucegi tritt er, konglo- ineratisch, an der Basis der Doggerserie auf, iiber Kristalline Schiefer transgre- dierend. Konglomeratische Lagen finden wir zum Teii auch im Gebiet von Cristian in diesem Sandstein. Diese charakteristischen Sandsteine bilden somit einen der konstantesten Horizonte dieses Gebietes. Als Versteinerungen waren bisher aus diesem Sandstein nur Abdriicke von Farnen bekannt. In letzter Zeit sind mir durch Herrn Ing. H. Albert aus diesem Sandstein von Cristian zwei grosse Ammoniten bekannt geworden, durch die eine genauere stratigraphische Fixierung mbglich wird. Es handelt sich um Dumortieria levesquei d’ORB. und Hammatoceras insigne Schubl., beides Formen des oberen Toarcien (Jurensiszone). Somit gehbrt der untere Abschnitt der sowohl bei Cristian als auch bei Vulcan măchtig entwickelten hellen Quarzsandsteine noch dem obersten Lias an, wăhrend der obere Ab- schnitt das Aalenien des unteren Dogger darstellen diirfte. Damit wird meine schon friiher in diesem Sinne ausgesprochene Vermutung auch palaeontolo- gisch bestătigt (io, 14). Diesen hellen Quarzsandstein finden wir in geringerer Măchtigkeit an der Basis der Doggerprofile des Bucegi und Piatra Craiului, wo mit ihm die Doggertransgression iiber die Kristallinen Schiefer einsetzt. Diese relativ wenig măchtigen Schichten des Quarzsandsteines auf dem Bucegi entspre- chen sicher nur dem obersten Abschnitt des măchtigen Komplexes bei Cri- stian etc. Sie werden hier auf dem Bucegi von der fossilreichen Doggerserie iiberlagert, deren Lamellibrachiaten- und Brachiopodenbănke das Bajocien und das untere Bathonien vertreten, die Ammonitenbank aber das obere Bathonien (Bradfordien) und das untere Callovien, Institutul Geological României 16 R/ DAS GEBIRGE VON BRAȘOV 7 385 Es schneidet somit die Lias-Doggergrenze mitten durch den Komplex des hellen Quarzsandsteines von Cristian und Vulcan, ahnlich wie die Dog- ger-Malmgrenze durch den Komplex der Jaspisschichten schneidet. Das Profil der Doggerserie, das besonders schon im Bucegigebiet entwik- kelt und aufgeschlossen ist, war fruher Gegenstand zahlreicher Untersuchun- gen. Meschendorfer (35) entdeckte diese fossilreichsten mesozoischen Schichten des Gebirges von Brașov und stellte sie in den mittleren Lias. Die Untersuchungen von Hauer (5), Herbich (6), Suess (54), Redlich (45), Toula (55), sowie vor aliem die von Popovici-Hațeg (43) und Simionescu (52, 53) haben diese Schichten dann nâher bekannt gemacht. In meinen palaeon- tologisch-stratigraphischen Untersuchungen dieser Bildungen konnte ich diese Arbeiten dann fortsetzen und ergănzen (14—18). Das Doggerprofil aus dem Hangenden der hellen Quarzsandsteine ist auf dem Westabhang des Bucegi, vor aliem auf dem Mte. Strunga und Tataru schon ausgebildet. Schon die ubrigen Doggervorkommen des Bucegi: Mte. Gaura, Pojana Țapului, Grohotișul, ferner die Doggervorkommen des Moe- ciutales, des Jalomițatales zeigen oft betrăchtliche Abweichungen. Einzelne Glieder fehlen oder ănderen die Fazies. Am unbestăndigsten ist die Ammoni- tenbank. In identischer Ausbildung wie von der Strunga kenne ich sie nur noch in einem Vorkommen sudlich von Zărnești aus dem Gebiet des Piatra Craiului. Die im Hangenden dieses Doggerprofiles auftretenden Jaspisschichten dagegen sind eines der konstantesten stratigraphischen Glieder dieses Gebie- tes. Es sind teils graue, teils intensiv rote, diinngeschichtete, sandig-kaikige Mergel, die teils von Jaspisadern durchzogen, teils fast ganz durch Jaspis vefdrăngt werden. Stellenweise sind sie nur wenige Meter măchtig, doch erreichen sie manchmal auch bedeutendere Măchtigkeit. Diese Jaspisschich- ten sind an der Basis des weissen Jurakalkes meistens zu finden. Wo sie nicht nachweisbar sind, ist ihr Fehlen entweder tektonisch bedingt oder sind sie durch die Schutthalden des Jurakalkes verdeckt. Auf Grund der Fauna, die ich aus diesen Schichten bekannt machen konnte, umfassen sie das obere Callovien und das Oxfordien. So fand ich in den unteren grauen sandig-kalkigen Schichten der Pojana Țapului: Phyllocerasflabellatum Neum., Ph. demdoffi Rouss., Lytoceras adeloi- des Kud., Oppelia sp., Macrocephalites sp., Rhynchonella zoulUnsis Opp., Terebratula sp. Auf dem Westhang des Piatra Craiului sind sandige, graue Mergel dieses Komplexes erfiillt mit Posidonomya alpina. Aus dem Gebiet des Cristian Mare konnte ich Hecticoceras metomphalum Bonarelli angeben. Die oberen kalkig-tonigen Schichten lieferten mir dagegen im Bucegi- gebiet eine reiche Crinoidenfauna von reinem Oxfordtypus. Diesen Schichtkomplex nannte ich Callovien-Oxfordjaspisschichten (18). Er entspricht stratigraphisch dem roten Kalk aus dem Valea Lupului (Rucăr), Institutul Geological României 8 E. JEKELIUS 386 den Simionescu (49) ins Callovien, Popovici-Hațeg (41) aber ins Oxfordien verlegten. MALM Uber den Jaspisschichten folgt in grosser Ausdehnung der weisse Jura- kalk, neben dem Bucegikonglomerat diejenige Bildung, die im Landschafts- bild am auffallendsten hervortritt. An der Basis ist er oft diinngeschichtet, gelblich-grau oder rotlich mit zahlreichen Ammoniten, die aber gewbhnlich nur im Querschnitt zu sehen sind. Es ist ein sehr feinkorniger Kalk mit zahl- losen Calpionella alpina etc. Seltener ist er an der Basis als Knollenkalk aus- gebildet, in dem Kalkknauern von griinlichgrauem oder rbtlichem Material umhiillt werden. In diesem Knollenkalk fand ich im Bucegigebiet, auf dem Westabhange des Mt. Gaura und auch auf dem Tataru, eine reiche Fauna, iiberwiegend Ammoniten. Es handelt sich um einetypische Fauna derAcanthi- cusschichten (19). Die hangenden, măchtig entwickelten weissen Kalke sind iiberwiegend grob, undeutlich gebankt oder massig, ungeschichtet, selten diinngeschichtet. Es handelt sich um ausgedehnte Recife mit deren kalkigen, teils geschichte- ten Randzonen. Auf den Verwitterungsflâchen sind sehr hăufig Korallen zu sehen, oft auch Gasteropoden und andere Fossilien. Einzelne Vorkommen (Satulung, Râșnov) lieferten mir auch grbssere Faunen. Verstreut aus dem ganzen Gebiet kennen wir Einzelfunde. Sowohl die Einzelfunde als auch die grosseren Faunen sind charakteristisch fiir Tithon. Selbst die von Popovici- Hațeg im Kalke von Sinaia gefundenen Berriasiella carpathica und Berria- siella chaperi, sowie die von mir bei Râșnov gefundenen Berriasiella carpathica und Berriasiella oppeli sind fiir Tithon charakteristisch. Berriasiella carpathica ist eine ausschliessliche Tithonform. Berriasiella chaperi und Berriasiella oppeli sind ebenfalls typische Tithonformen, wenn sie auch bis ins Berriasien hinaufgehen. Aus den so măchtigen Ablagerungen des weissen Tithonkalkes, in dem Versteinerungen sehr selten und schwer zu finden sind, der deswegen auch einer Horizontierung im Detail nicht zugănglich ist, sind somit bisher For- men des Berriasien nicht bekannt geworden. Da auch im Neokommergel keine typischen Berriasienformen gefunden wurden, liegt bisher kein palaeon- tologischer Beweis fur eine Kontinuităt der Sedimentation zwischen Tithon und Neokom vor. Da es in der Natur der Sache liegt, dass unsere Feststel- lungen auf stratigraphisch-palaeontologischem Gebiet gewbhnlich sehr liik- kenhaft sind, diirfen wir aus bloss negativen Befunden aber nicht zu weit- gehende Folgerungen ziehen. Daher geben uns auch die bisher nur liicken- haften Kenntnisse betreffend der Ubergangszone zwischen Tithon und Neo- kom im Gebiet des Gebirges von Brașov und der Dâmbovicioara noch keineswegs die Berechtigung, festzustellen, dass das Berriasien hier fehle. pĂ Institutul Geologic al României IGR/ 3^7 DAS GEBIRGE VON BRAȘOV 9 Vielmehr erscheint trotz dem Mangel palaeontologischer Anhaltspunkte, die Annahme einer Kontinuitât der Sedimentation zwischen Tithon und Neokom moglich, vielleicht sogar wahrscheinlicher als die Annahme einer Regression und nachfolgenden Transgression hier zur Zeit des Berriasiens. Tatsăchlich haben auch sowohl Simionescu als auch Popovici-Hațeg im Dâmbovicioară- gebiet, wo der Mergel tektonisch weit weniger gestort ist als im Gebiet von Brașov, einen allmăhlichen Ubergang vom Tithonkalk zum Neokommergel angenommen. KREIDE NEOKOM Im Hangenden des Kalkes, sehr oft an Briichen zwischen Tithonkalk und Bucegikonglomerat eingeklemmt, finden wir an zahlreichen Stellen vor aliem im Gebiet des Cristian Mare, seltener Piatra Mare, Bucegi, Piatra Craiu- lui und M-tele Codlei den charakteristischen, ammonitenreichen Neokom- mergel. Diese Mergel sind von Brașov (Valea Dracului, Tâmpa) schon seit langher bekannt. Quenstedt (33) schon bestimmte aus Aufsammlungen Meschendorfers 18 Arten von hier. Nachher befassten sich noch Hauer (4), Koch (30), Toula (56), Podek (40) mit diesen Vorkommen. Ich konnte dann ausser einer reichen Fauna von Belemniten und Ammoniten zahlreiche Lamellibranchiaten, Gastropoden, Brachiopoden, Echinodermen, ferner zahl- reiche Foraminiferen, etc. nachweisen (10, 12, 25). Der graue Mergel ent- hălt gewohnlich auch feines sandiges Material, manchmal viei Glaukonit und verkohlte Pflanzenreste. Die Fauna des Valanginien wird im Mergel durch folgende Formen vertreten: zahlreiche Aptychus didayi (eine ausgesprochene Valanginien- form), Hoplites asperimus und durch die grosse Hăufigkeit des Lissoceras grasianum, das seine Hauptentfaltung im Valanginien erreicht und im unteren Hauterivien ausstirbt. Ebenso gehort die Fauna des Knollenkalkes aus dem Valea Dracului ins Valanginien, wie Belemnites orbignyanus, die Hăufigkeit von Lissoceras grasianum und Astieria psilostoma beweisen. Astieria klaatschi wurde allerdings bisher nur aus dem unteren Hauterivien erwăhnt. Die Fauna des Hauterivien ist im Mergel sehr reich vertreten. Die Fauna des Barremien ist abgesehen von den zahlreichen Formen, die dem Hauterivien und Barremien gemeinsam sind, vertreten vor aliem durch: Costidiscus rectecostatus, der im Barrem beginnt und ins Apt aufsteigt, und durch Hamulina paxillosa. Fur das Aptien ist die im Mergel des Valea Dracului verhăltnismăssig hăufig auftretende Oppelia nisus charakteristisch. Macovei und Atanasiu (32) vermuten jedoch, dass Oppelia nisus, die in Frankreich auf das mittlere Aptien beschrănkt ist, in Deutschland aber schon im unteren Apt auftritt, bei Bra- Institutul Geological României IO E. JEKELIUS 388 șov schon im Barrem aufgetreten sei, ăhnlich wie das von SlMlONESCU (51) fiir Acanthoceras albrechtiaustriae aus dem Mergel der Dâmbovicioara ange- nommen wurde. Abgesehen von Oppdia nisus fehlen andere palaeontologische Anhaltspunkte fiir das Apt im Neokommergel von Brașov. Im Mergel sind somit sicher vertreten oberes (eventuell auch mittleres) Valanginien, Hauterivien und Barremien, vielleicht noch unteres Apt. Eine stratigraphische Gliederung dieses Mergels ist im Terrain nicht durchfiihrbar, da alle Vorkommen tektonisch sehr stark gestort sind. Es handelt sich in den meisten Făllen um kleine Linsen dieses versteinerungs- reichen Mergels, die an Verwerfungen, Flexuren ausgequetscht sind. Seine Măchtigkeit ist daher stets stark reduziert. Ausserdem sind die Aufschluss- verhăltnisse dieser stets kleinen Vorkommen fiir gewohnlich sehr schlecht, da es sich um weiches, leicht verwitterendes Material handelt. Daher ist, obwohl die Fauna Formen aus dem Valanginien bis wenigstens inclusive Barremien enthălt, eine Horizontierung der Mergel im Gelănde nicht moglich. In grosserer Ausdehnung und tektonisch weniger stark gestort finden wir diese Neokommergel in der Dâmbovicioara. Die aus dem Mergel der Dâmbovicioara bekannt gewordene Fauna entspricht dem Hauterivien und Barremien. Ob aber diese ganze Fauna nicht ausschliesslich nur aus dem mittleren Schichtkomplex des Mergels stammt und aus dem basalen Kom- plex vorlăufig bloss keine Fauna vorliegt, wie ich vermute, bleibt noch zu untersuchen. Ich sah auch hier Schichten ăhnlicher eisenreicher Knollen- kalke wie die des Valanginiens aus dem Valea Dracului. Im Sedimentationsraum der mesozoischen Schichtenserie von Brașov haben wir somit kontinuierliche Sedimentation vom unteren Lias bis ins Barremien. Lokale Verschiedenheiten in der Fazies und Verschiebungen der littoralen Zone haben wir vor aliem zur Zeit des Lias und Dogger. Von den Callovien-Oxfordjaspisschichten angefangen bis inclusive der Neokommergel aber waren die Sedimentationsbedingungen im ganzen Sedimentationsraum innerhalb der gleichen Horizonte einheitlich. Sowohl der Florizont der Radio- larite, als auch der des Tithonkalkes und der Neokommergel sind im ganzen Gebiet uberall gleich ausgebildet. In diesem Zeitabschnitt erreicht das Meer hier auch seine grosste relative Tiefe. MITTLERE KREIDE Uber dem Neokommergel folgen ohne jeden L’bergang die Bucegikonglo- merate, die einen scharfen Wechsel in den Sedimentationsbedingungen anzei- gen. Die Ablagerung dieser machtigen, groben Kongloinerate nach einer |JA Institutul Geologic al României IGR/ 389 DAS GEBIRGE VON BRAȘOV 11 lange anclauernden, ruhigen Sedimentation eines offenen, weiten Meeres muss im Zusammenhang stehen mit grossen tektonischen Bewegungen, die vor der Ablagerung der Konglomerate oder gleichzeitig mit dieser vor sich gingen. Das Bucegi konglomerat gehort aber, wie weiter unten nachgewiesen wird, nicht an die Basis der transgredierenden Oberkrcide, wie Uhlig (58. p. 203-4) seinerzeit annahm, sondern ist ălter und bildet als Regressionsbildung im Zusammenhang mit dem Einsetzen der mesokretazischen Faltungen den Abschluss der Lias-Unterkreide Sedimentationsperiode. Diese Deutung der Bucegikonglomerate als Regressionsbildung steht auch viei besser im Ein- klang mit dem grossen, allgemeinen Geschehen. Wenn wir in der Synthese der Krcideformation Rumâniens von Macovei und Atanasiu die palaeo- geographischcn Karten eincrseits fiir das Barreme, andererseits fiir das Aptien vergleichen, ergibt sich eine deutliche, weite Gebiete umfassende Regression, die im Apt einsetzte und wăhrend des Albien noch weit grossere Ausmasse annahm. (32.) Die mesokretazischen tektonischen Bewegungen, auf die diese Regression zuriickzufiihren ist, fiihrten letzten Endes zu den grossen schuppenformigen Uberschiebungen, die wir im Piatra Mare, Cristian Mare und Bucegi fest- stellen konnen. Die jiingsten in diese Schuppenstruktur einbezogenen Bil- dungen sind die Bucegikonglomerate, die synchron sein miissen mit der einleitenden Periode der mesokretazischen Tektonik. Da die Konglomerate in die Schuppenstruktur mit einbezogen sind, muss diese tektonische Bewe- gung auch nach Ablagerung der Konglomerate angedauert haben, ja sogar nach Ablagerung der Konglomerate erst ihren grossten Ausschlag durch die Uberschiebung der Schuppen erreicht haben. Mit beginnendem Cenoman (Vraconien) sind diese Bewegungen aber hier abgeschlossen. Die grosse, seichte oberkretazische Synklinale, die sich zwischen Piatră Mare und Cri- stian Mare einerseits und Bucegi, Piatra Craiului andererseits iiber diese alte Schuppenstruktur legt, beginnt mit untercenomanem Sandstein. Diese ceno- man-senonen Ablagerungen sind nirgends in die Schuppenstruktur einbe- zogen, sie liegen liberali flach transgressiv iiber der alten Tektonik, iiber den verschiedeijen ălteren mesozoischen Bildungen, sowie im Norden zwi- schen Zărnești und Vulcan iiber Kristallin. Der Zeitabschnitt zwischen der Ablagerung der Bucegikonglomerate und der des cenomanen Sandsteincs fixiert somit zeitlich den Schlussakt und grossten Ausschlag der mesokre- tazischen Bewegung. Die Schuppenbildung im Gebirge von Brașov kann somit spătestens um Ende des Albiens ihren Abschluss gefunden haben. Die Bucegikonglomerate aber sind ălter und konnen nur ins Albien und ins Aptien verlegt werden. Wenn wir aber das Vorkommen zahlreicher Exem- plare von Oppelia nisus in den Neokommergeln von Brașov und das Vor- kommen von Acanthoceras albrechtiaustriae in den Mergeln der Dâmbovi- Institutul Geological României 12 E. JEKELIUS 39° cioara in Betracht ziehen, konnen wir die Moglichkeit, dass auch noch das untere Apt in den Mergeln vertreten ist, nicht ausschliessen. Die untere Grenze der Bucegikonglomerate wăre in diesem Falie an den Beginn des oberen Apt zu verlegen. OBERE KREIDE Bei Vulcan im Norden beginnend zieht sich eine breite, flachgelagerte Synklinale iiberwiegend oberkretazischer und zum Teii auch eozăner Abla- gerungen nach Siiden iiber das Gebiet Zărnești-Tohan, weiter nach SO zwischen Bucegi und Cristian Mare durchstreichend bis ins obere Tomosch- tal auf den SW-Hang des Piatră Mare. Die Ablagerungen dieser Synklinale liegen transgressiv iiber der alten mesokretazischen Tektonik. In den oberkretazischen Bildungen dieser Synklinale konnen wir einen unteren Sandsteinhorizont, einen mittleren Mergelhorizont und einen oberen Sandstein- und Kalksteinhorizont unterscheiden. Der zmtere Sandsteinhorizont. Der Sandstein des unteren Horizontes ist dickgebankt. Es wechsellageren miirbe, zerreibliche Sandsteinbănke mit schwerer verwitterenden, fester zementierten Schichten. In den natiirlichen Aufschliissen iiberwiegen die fester zementierten Schichten, die miirben, zerreiblichen Lagen sind tiefgriindig verwittert. In frischem Bruch ist dieser Sandstein grâu, in angewittertem Zustande braun. Er istgrob- bis feinkbrnig, tonig. Konglomeratische Zwischenlagen sind gegen die Basis zu hăufig. In dem Gebiet Vulcan-Zărnești-Tohan transgrediert dieser untere Sand- steinhorizont iiber Kristallin. Er beginnt bei Zărnești iiber dem Kristallin mit miirben Sandsteinen mit Gerollen bis zu Haselnussgrosse, mit zwischen- gelagerten, diinnplattigen Sandsteinen und vereinzelten groben Konglomerat- lagen von 1-2 m Dicke. Auf dem Siidhang des Dl. Negru bei Zărnești sind auch zwei etwas stărkere Konglomeratzwischenlagen von 3—4 m Dicke auf- geschlossen. Dem miirben Sandstein sind stellenweise hărtere Sandstein- bănke zwischengelagert, die zum Teii Fossilreste enthalten, die aber leider kaum bestimmbar sind: Bruchstiicke von Ostreen, Cidarisstacheln etc. Diese kalkigen, hărteren Sandsteinbănke losen sich oft in lagenweise angeordnete grosse Sandsteinkonkretionen auf. Gegen das Hangende & schalten sich hăufiger Mergellagen ein. Der Komplex geht nach oben allmăhlich in die oberkretazischen Mergel mit Inoceramen iiber. Die ganze Schichtserie des Zărnești-Tohaner Kreidegebietes gehort somit in den oberen Kreidekom- plex, ins Cenoman-Senon. Herbichs Altersbestimmung der Bucegikonglo- merate als mittelkretazisch auf Grund der Vorkommen von Zărnești beruht daher auf einem Irrtum, da diese Bildungen jiinger sind und nicht mit dem Bucegikonglomerat parallelisiert werden konnen. Nach Herbich soli dieser Komplex bei Zărnești-Tohan eine Măchtigkeit von 7500 m haben. Tatsăchlich JȚ Institutul Geological României 16 R/ 39i DAS GEBIRGE VON BRAȘOV 13 erreicht dieser Komplex hier aber eine Mâchtigkeit von kaum iiber 1000 m. Die Mâchtigkeit des unteren Sandsteinkomplexes durfte 400—500 m nicht iibersteigen, die der Mergel 250—300 m und die des oberen Sandsteinkom- plexes aber 150—200 m. Die gleichen Verhăltnisse finden wir im Norden der Synklinale, bei Vul- can, wo der Sandstein gegen Osten, im Gebiet des Vulcanițatales zum Teii harter, kalkreicher wird, gegen den Westrand der Synklinale zu aber vollkom- men dem miirben Sandstein von Zărnești mit den schwachen Konglomerat- zwischenlagen entspricht. Bei Vulcan scheint der liegende Sandsteinhorizont grossere Mâchtigkeit zu erreichen. Im weiten Gebiet von Râșnov transgrediert der dickbankige miirbe Sand- stein mit untergeordneten konglomeratischen Zwischenlagen iiber die ver- schiedenen ălteren mesozoischen Bildungen, inklusive Bucegikonglomerat, und maskiert die âltere Tektonik. Stellenweise enthalt dieser Sandstein auch hier hărtere, grosse Sandstein konkretionen. Weiter im Sudosten im Gebiet zwischen Cristian Mare und Bucegi, bis ins obere Tomoschtal auf dem SW-Hang des Piatra Mare finden wir als basalen Komplex dieser Synklinale teils iiber Tithonkalk, teils iiber Bucegi- konglomerat sowie iiber Unterkreide-Flysch diesen grauen, braun verwit- terenden, miirben Sandstein in dicken Bănken, mit hârteren Zwischenlagen, Konkretionen mit kalkigerem Zement. Auf den Schichtflăchen sind hăufig verkohlte Pflanzenreste. Dieser Sandstein ist in grosser Mâchtigkeit ent- wickelt. Konglomeratische Zwischenlagen mit iiberwiegend Quarzgerolle und Gerolle Kristallinen Schiefers treten besonders gegen das Liegende zu auf. Auf dem Obertomdsch neben der Bahnlinie ist dieser miirbe, graue, glim- merreiche, dickbankige Sandstein mit diinnen Mergelzwischenlagen gut auf- geschlossen. Dieser măchtige Sandsteinkomplex ist zweifellos jiinger als das Bucegi- konglomerat und geht nach oben in die Turon-Senonmergel iiber. Zwischen dem Sandsteinkomplex und dem Mergel ist keine Schichtliicke vorhanden. Der Ubergang ist ein so allmahlicher, dass es in manchen Aufschliissen Schwie- rigkeiten bereitet, zu entscheiden, ob die sandigen Mergel noch zum liegenden Sandstein komplex oder bereits zum hangenden Mergel komplex zu rechnen sind. Ich hatte diese unteren Sandsteine schon friiher mit dem Sandstein aus der Dâmbovicioara parallelisiert (10), aus dem Popovici-Hațeg (42) und Simionescu (47) die bekannte untercenomane Fauna beschrieben haben. Wăhrend in der Dâmbovicioara aber scheinbar nur noch der basale Teii dieses Komplexes erhalten ist, geht er in der oberkretazischen Synklinale zwischen dem Bucegi und Cristian Mare in seinem oberen Teii ganz allmăh- lich in die Turon-Senonmergel iiber. Institutul Geologic al României 1GRZ <4 E. JEKELIUS 392 Aus einem grauen, feinkbrnigen, glimmerigen Sandstein, der angeblich aus dem Valea Dracului bei Brașov stammen solite, verbffentlichte Toula (56) nach Bestimmungen von Uhlig eine untercenomane Fauna und zwar: Puzozia sp. aff. planulata, Acanthoceras naviculare und Acanthoceras mantelli. Ich hatte schon im Jahre 1915 (12) Zweifel dariiber ausgesprochen, dass diese cenomane Fauna aus dem Valea Dracului stamme. Das Material hatte Prof. Lexen aus den Sammlungen des Honterusgymnasiums in Brașov an Toula zur Bestimmung geschickt. Durch das Entgegenkommen des Herrn Prof. FI. Wachner wurde es mir nun mbglich, dies Material in den Sammlun- gen des Honterusgymnasiums wieder zu finden. Wir konnten feststellen, dass bei keinem dieser cenomanen Stiicke irgend ein Fundort angegeben ist. Wer die Stiicke gesammelt hat, ist nicht mehr feststellbar, der Fundort eben- sowenig. Dass dies Material aber nicht aus dem Valea Dracului stammt, ist ganz sicher. Dieser graue, glimmerige, tonige Sandstein kommt im Valea Dracului nicht vor. Auf Grund der Gesteinsbeschaffenheit zu urteilen kann dies Material aber nur aus dem Sandstein des Liegendkomplexes der ober- kretazischen Mergel stammen, wahrscheinlich aus der Gegend zwischen Râșnov und dem Tbmbschtal. Das Valea Dracului bei Brașov muss als Fund- ort dieser Fauna aus der Literatur jedenfalls gestrichen werden. In dem măchtigen basalen Sandsteinkomplex ist das ganze Cenoman, inklusive Vraconien enthalten. Der Mergelhorizont. Der Mergelhorizont besteht iiberwiegend aus hell- grauen, sandigen Mergeln mit miirben, glimmerreichen, diinnen Sandstein- zwischenlagen. Den grauen Mergeln zwischengelagert finden wir stellen- weise intensiv rote Mergel mit griinen Punkten, vollkommen ubereinstimmend mit dem roten Mergel von Comarnic. Fauna kennen wir bei Tohan bisnoch nur aus dem oberen Abschnitt der Mergel, der dem Campanien (oberen Senon) entspricht (Belemnitella mucro- nata). Die gleichen Mergel bei Ormeniș enthalten dagegen eine reiche, von Simionescu bearbeitete Fauna des Turon und Senon. Da bei Tohan der măchtige basale Komplex dieser Mergel sowie auch der Ubergangshorizont gegen den unteren Sandstein bisnoch keine Fauna geliefert haben, kann wohl mit Sicherheit angenommen werden, dass diese dem unteren Senon und Turon entsprechen. Bei Zărnești folgen im Hangenden des Sandsteines erst wechsellagerend Sandstein und grauer Mergel, dariiber dann graue Mergel. Auf dem Weg, der zum Dl. Braniscei iiber Kote 870 hinauffiihrt, ist dieser Ubergangshori- zont vom Sandstein zum Mergel schon aufgeschlossen. Westlich von Tohan, im Brebina Mare Tal folgen im Hangenden des miirben Sandsteines mit Konkretionen (unterer Sandsteinhorizont) im Bach- bett siidlich des Vf. Costei rote und graue Mergel, in deren Fortsetzung nach Institutul Geologic al României 393 DAS GEBIRGE VON BRAȘOV ■5 Nordcn, auf dem Hang der Coasta Mare grauer, diinnplattiger Sandstein mit grauen und roten Mergelzwischenlagen ansteht. Auf den Schichtflăchen dieses Sandsteines sind hăufig hieroglyphenartige Bildungen. Diese Sand- steine enthalten auch zahlreiche Rosalina linnei. Derselbe Horizont, grauer Senonmergel wechsellagerend mit diinnplattigem, braun verwitterendem Sandstein mit hieroglyphenartigen Bildungen auf den Schichtflăchen lăsst sich weiter nach Norden vcrfolgen, ins erste linke Seitental der Brebina Mare. Infolge einer lokalen tektonischen Stbrung wiederholt sich von hier nach Osten die Schichtenserie nochmals. Deruntere Horizont besteht aus ca 150 m machtigen lockeren Konglomeraten mit einzelnen festeren Bănken und Sand- steinzwischenlagen. Diese lokal begrenzten Konglomeratschichten setzen dic SO-Lehne des Vf. Costii und der Coasta Mare zusammen. Nach Osten folgt iiber dem Konglomerat diinnplattiger, grauer, braun verwittcrender, miirber Sandstein wechsellagerend mit grauen Mergelzwischenlagen. Nach diesem Ubergangshorizont folgt nach Osten zu ein măchtiger Komplex grauer Mer- gcl, aus deren oberem Abschnitt schon Herbich Belemnitella mucronata erwăhnte. Ich fand in seinem oberen Teii ebenfalls eine Belemnitella, die zwischen der Belemnitella mucronata und der B. hoferi steht, in dem Merk- mal, auf das Schloenbach aber das Hauptgewicht legte, zu B. hoferi gehort, ausserdem zahlreiche schlecht erhaltcne Inoceramen und eine reiche Foramini- ferenfauna. Gegen das Hangende zu beginnen im Mergelkomplex wieder diinne Sandsteinz wischenlagen. Der Mergel ist siidlich zwischen Tohan und Bran, im Gebiet des Dl. Muscelului, in zahlreichen Vorkommen aufgeschlossen. Es sind hier stets die grauen, sandigen Mergel mit reicher, charakteristischer Foraminiferen- fauna, zum Teii mit Zwischenlagen miirben Sandsteines. In dem Gebiet siidlich von Râșnov finden wir in der Ubergangszone zwischen dem unteren Sandsteinkomplex und dem Mergel wechsellagerend grobkornigen Sandstein mit Mergel. In diinnen Zwischenlagen finden wir hier auch sehr glaukonitreichen Sandstein, sowie diinnplattigen Kalkstein. Der Mergel selber ist am rechten Ufer der vereinigten Weidenbăche an der Basis diinnschieferig und buntfarbig. Rotbraune und violette Schichten in einer Dicke von ungefăhr 1 cm wechsellageren mit ebenso diinnen grauen bis grunlichgrauen Schichten. Daruber liegt grauer, sandiger Mergel, dick- gebankt. Von hier nach Osten auf dem rechten Hang des Kleinen Weiden- baches, ferner weiter siidlich, das Runculmassiv an der Basis im Norden, Westen und Siiden umfassend, tief ins Malajeșter Tal unter das Bucegi- massiv eingreifend, ferner auf dem Nordhang des Velican unter das Bucegi- konglomerat einfallend finden wir uberall den Mergel in grosser Ausdehnung. Im Grossen Weidenbachtal auf dem Abhang des Runcul ist der Mergel im Liegenden rot mit griinen Flecken und grau-griinen Zwischenlagen, im Institutul Geologic al României i6 E. JEKELIUS 394 Hangenden ist er grâu, sandig mit diinnplattigen, glimmerigen Sandstein- zwischenlagen, auf den Schichtflâchen oft mit feinzerteilten Pflanzenresten. Der Mergel reicht auf dem rechten Hang des Grossen Weidenbachtales, durch die Kanalarbeiten des Elektrizitătswerkes von Râșnov auf grosse Er- streckung schbn aufgeschlossen, bis in eine Hohe von ca 820 m. In der Nâhe der iiberschobenen Konglomeratmasse des Rung ist der Mergel steil auf- gestellt, chaotisch gefaltet, von zahlreichen Rutschflăchen, Harnischen durch- setzt, wăhrend er weiter weg von der Uberschiebungslinie im Norden voll- kommen ruhig, flach liegt. Im Malajeșter Tal sind neben dem Bach zahlreiche Aufschliisse im Mergel. Es sind hier graubraune Mergel mit roten Einlagerungen, sowie gratie Mergel und Sandsteine. Der ganze Komplex ist stark gepresst und zerfaltet und erin- nert sehr an die Rutschschiefer im Tunnel Teliu. Die Mergel zerfallen oft in zahllose, kleine, von glănzenden, glatten Rutschflăchen umgebene Einzelteile. Die festeren diinnen (ca 5 cm), grauen Bănke sind sandig, glimmerig. Dieser Komplex reicht im Tal neben dem Bach bis in eine Hohe von 1080 m. Auf dem Nordhang des Velican ist der hellgraue Mergel mit roten Ein- lagerungen ebenfalls in grosser Măchtigkeit aufgeschlossen. Er fălit konstant steil unter das Bucegikonglomerat ein. Im bstlichen Teii dieser grossen Oberkreide-Synklinale liegt in deren axialem Gebiet ein schmaler langgestreckter Streifen Turon-Senonmergels iiber dem Sandsteinkomplex. Es ist hier ein diinnplattiger, grauer, toniger Sandstein mit mergeligen Zwischenlagen mit Inoceramen, Ammoniten etc. Der obere Sandstein- und Kalkkomplex. Die Mergel gehen nach oben in Wechsellagerung mit Sandsteinen und kleinkornigen Konglomeraten iiber, die Orbitoiden, Cidarisstacheln, Hippuriten etc., fiihren, und werden schliess- lich von kalkigen Sandsteinen und konglomeratischen Kalken mit Orbitoiden iiberlagert. Dieser kalkige Komplex bildet das oberste Glied der oberkreta- zischen Serie. Dieser Komplex liegt in grosser Ausdehnung auf den Hăngen NO-lich von Tohanul Vechiu iiber dem Mergel flach gegen die Ebene nach SO einfallend. Bei Tohanul Vechiu besteht der oberste Komplex aus kalkigem Sandstein, der zum Teii kleinkornig konglomeratisch wird, zum Teii in fast reinen Kalk mit wenig kleinkornigen Gemengteilen Kristalliner Schiefer und Quarz iiber- geht. Zwischengelagert finden sich hăufig weisse kalkige Mergel. Diese Bil- dungen enthalten sehr zahlreich Orbitoiden, Hippuriten, ausserdem Ostreen, Brachiopoden, Echinodermen, Korallen, Spongien etc. Dieser obere Komplex entspricht dem Maastrichtien. Weiter westlich von hier auf dem Siidhang der Pojana Vasilichii liegen iiber dem Mergel grosse Blbcke ei nes groben Konglomerates, in denen Gerolle von oberkretazischem Mergel mit einem Durchmesser bis zu 15 cm einge- Institutul Geological României 16 RZ 395 DAS GEBIRGE VON BRAȘOV 17 schlossen sind. Weiter im NW, an dem ăussersten Rând der Synklinale, auf der rechten Seite des Valea Vulcanului liegt nbrdlich der Kote 724 ebenfalls grobes Konglomerat mit Gerollen oberkretazischen Mergels. Es handelt sich hier wohl um Erosionsrelikte dieses obersten Horizontes in konglomeratischer Ausbildung. Andere sicher diesem obersten Komplex angehorenden Vorkommen konnte ich sonst in dem ganzen Gebiet keine finden. Aufgearbeitet finden wir aber den konglomeratischen Kalk mit zahlreichen Orbitoiden in grosser Menge als Gerolle in dem măchtigen pliozănen Schotter zwischen Predeal und Timișul de Sus. Bucegi. Vom Bucegiplateau gegen das Jalomițatal abfallcnd liegt iiber dem Bucegikonglomerat ein măchtiger Komplex diinnplattiger Sandsteine und san- diger Mergel. Uber diesem sandig-schieferigen Komplex folgt eine Konglo- meratlage. In einer Sandsteinlage dieses Komplexes im Valea Dorului fand ich ein Bruchstiick eines Abdruckes von Kossmaticeras theobaldianus Stol. Diese Form ist wie alle Kossmaticeraten fiir Senon charakteristisch. Demnach gehort dieser ganze Komplex aus dem Hangenden des Bucegikonglomerates auf dem Hang zwischen dem Valea Jalomița und dem Păduchiosu, Vf. cu Dor, Piatra Arsă ins Senon. Ausserdem gehbren hieher die miirben Sandsteine und Konglomerate aus dem Gebiet zwischen Bran, Moeciu, Șirnea. Bucht von Vlădeni. Eine weitere, flache Synklinale oberkretazischer Abla- gerungen bildet die Bucht von Vlădeni. Hier beginnen die Ablagerungen der Synklinale sowohl am Sudrand als auch am Nordrand der Bucht mit den grauen sandigen Mergeln der oberen Kreide und miirben Sandsteinzwischen- lagen. Auch konglomeratische Kalke mit Orbitoiden sind in geringer Aus- dehnung am Sudrand der Bucht vorhanden. Im Hangenden tritt eozăner, teils kleinkonglomeratischer Sandstein mit Mergelzwischenlagen auf. * * * Die transgredierende Oberkreide besteht somit iiberwiegend aus Sand- steinen mit untergeordneten Konglomeratzwischenlagen, die grossere Aus- dehnung vor aliem am siidlichen Beckenrand im Gebiet von Bran erreichen. In einzelnen Gebieten transgrediert Untercenoman (Synklinale von Vulcan- Zărnești-Râșnov), in anderen Gebieten transgrediert erst das Senon (Bucegi, Bucht von Vlădeni). Wir erkennen hier ein ganz allmăhliches Vordringen des Meeres wăhrend der Oberkreide. M Institutul Geological României 16 R / E. JEKELIUS 396 18 TERTIĂR EOZĂN Im Gebiet des Runcul wird die Hauptmasse des ganzen Massivs im Han- genden des Turon-Senonmergels aus einem măchtigen Komplex miirben Sandsteincs gebildet. Uber dem Mergel folgt hier grauer, verwittert brauner, glimmerreicher, quarziger, dickbankiger Sandstein mit schieferigen Zwischen- lagen, sowie zwischengelagerten, hărteren Sandsteinbănken. Diesem Sand- steinkomplex ist im basalen Teii, ca 100 m iiber dem Oberkreide-Mergel, dickbankiges Konglomerat zwischengelagert. Dies Konglomerat besteht fast ausschliesslich aus Quarz und Glimmerschiefergerolle. Im nbrdlichen Teii des Runculgebietes (Nobeler Grund) erreicht dies Konglomerat grossere Mâchtigkeit (50—60 m), sonst ist es stellenweise auch nur 10—20 m măchtig. Dieser Konglomerathorizont kann konstant im Nordcn, Westen und Siiden um das Runculmassiv verfolgt werden. Uber dem Konglomerat folgt wieder teils dickgebankter, teils plattiger, sehr glimmerreicher, miirber Sandstein in grosser Mâchtigkeit. Dieser Sandsteinkomplex ahnelt vielfach ganz ausserordentlich dem weit ausgedehnten, măchtigen Sandsteinkomplex aus dem Liegenden des Turon- Senonmergels. Wenn die stratigraphische Lage nicht so klar wăre, konnte n beide leicht verwechselt werden. Der obere Komplex verwittert im Allge- meinen wohl leichter, doch finden sich auch im unteren Komplex vielfach ausgedehnte Lagen, die sehr miirbe und locker sind, wie zum Beispiel der Komplex in Timișul de Sus neben der Bahnlinie zwischen der Station und der Gemeinde. Dieser obere Sandstein liegt in breiter Synklinale iiber dem Senonmergel. Eine Măchtigkeitsberechnung dieses Komplexes ergibt die ausserordentliche Mâchtigkeit von uber 1500 m. Diese grosse Mâchtigkeit konnte eventuell zum Teii auf eine Stauung infolge der Uberschiebung der Bucegikonglo- merat- und neokomen Flyschmasse des Rung iiber diese Schichten zuriick- gefiihrt werden, obwohl die Lagerung dieses Sandsteinkomplexes im All- gemeinen ruhig ist. Trotz dieser Miiglichkeit einer tektonischen Stauung bleibt eine auffallend grosse Mâchtigkeit dieses Sandsteines bestehen. Bei der Bestimmung des Alters dieses Komplexes ergeben sich gewisse Schwierigkeiten. Versteinerungen konnte ich keine darin finden. Es konnte daran gedacht werden, diesen Sandsteinkomplex mit dem kaikigen Sandstein und konglomeratischen Kalk von Tohanul Vechiu aus dem Hangenden des Senonmergels zu parallelisieren und ihn auch noch ins Senon zu stellen. Dagegen spricht aber die grosse Mâchtigkeit dieses Sandsteines im Runcul- gebiet. Es ist moglich, dass der basale Teii dieses Sandsteines noch ins Senon gehbrt, dass die Grenze gegen das Eozăn vielleicht durch den Konglomerat- horizont angedeutet wird. Sichere Anhaltspunkte zu einer Entscheidung U .W Institutul Geologic al României ICR 397 DAS GEBIRGE VON BRAȘOV 19 dieser Frage fehlen. Ich habe daher diesen ganzen Komplex auf der Karte vorlăufig als Eozăn angegeben. Im Gebiet des Dl. Muscelului zwischen Tohanul Vechiu und Tohanul Nou finden wir im Hangenden des Senonmergels ebenfalls einen miirben, grauen, glimmerreichen Sandstein teils mit zwischengelagerten hărteren, kalkreicheren Bănken, teils mit grossen, gerundeten, kalkreichen Konkretio- nen. Versteinerungsspuren sind selten und die wenigen, die ich bis noch darin sah, Muschelbruchstiicke, Cidarisstacheln etc., sind unbestimmbar. Uber diesem Komplex aber auf den Hăngen Tohanul Nou zu tritt in grosser Ausdehnung ein kalkreicher Sandstein und ein kleinkbrniger, konglomera- tischer Kalk auf, der erfullt ist mit grossen Nummuliten, Operculinen und zahlreichen anderen Fossilien (26). Dieser konglomeratische Kalk gehbrt sicher ins mittlere Eozăn (Lutetien). Eozăne Sandsteine, kleinkornige Konglomerate haben wir noch entlang des Turcubaches nordlich von Bran im Bachbett aufgeschlossen, ebenso im Bachbett des Portatales auf geringe Erstreckung. Zu erwăhnen ist noch das Eozăn in der Bucht von Vlădeni. Es sind dick- bankige Sandsteine und kleinkornige Konglomerate mit Mergelzwischenlagen im Hangenden der Senonmergel. In den kleinkdrnigen Konglomeraten finden sich zahllose kleine Nummuliten. MEDITERRAN Wăhrend im Becken von Vlădeni-Perșani iiber dem Eozăn in grosser Ausdehnung Oligozăn und Burdigal ausgebildet sind, finden wir von diesen im Becken von Brașov keine Spur mehr. Dagegen sind im Gebiet von Sohodol, nordlich von Bran an mehreren Vorkommen obermediterrane Bildungen, Tone, Sande und Dazittuffe auf- geschlossen. Ob wir es hier mit Helvet oder Torton zu tun haben, ist auf Grund der reichen Foraminiferenfauna (26) aus den Tonen dieses Komple- xes nicht zu entscheiden. Eine andere Fauna aber als Foraminiferen konnte ich hier nicht finden. Ausserdem finden wir sudlich von Bran im Valea Rece, in der Năhe der Locălităt Bălăbanu in einer Hohe von 950 m mediterrane Mergel mit Bentoniten iiber cenomanem Sandstein. DAZ-LEVANTIX Sarmat, Măot, Pont fehlen. Daz ist in diesem siidlichen Teii des Beckens auch nur in einzelnen Tălern im Gebiet von Sohodol etwas aufgeschlossen, wo friiher auch einzelne Schiirfungen auf Lignit waren. Ausserdem wurden hier vor Jahren drei Bohrungen auf Lignit bis auf 100 m Tiefe durchgefiihrt und eine Wechsellagerung von Sanden, Tonen, kohligen Schiefern fesț- Institutul Geological României 20 E. JEKEL1US 398 gestellt. 0b diese Schichten ins Daz gehoren oder schon ins Levantin, ist kaum zu entscheiden. An den Răndern des siidlichen Beckenteiles fehlen sonst uberall Aufschliisse. Die j ungpliozănen Bildungen liegen tief unter machtigen pleistozănen Schuttkegeln. (24., 28.) Dagegen haben wir oben auf den das Becken begrenzenden Bergen, auf plateauformigen Einebnungen oft măchtige Ablagerungen kleinkorniger Quarz- schotter in lehmigem Sand: so in weiter Ausdehnung iiber dem Senon bei Tohanul Vechiu, iiber dem Eozăn des Dl. Muscelului, iiber der Trias von Cristian, auf dem Plateau der Pojana iiber Bucegikonglomerat. Diese Quarz- schotter sind wohl levantinen Alters. Sie entsprechen den ăhnlichen Quarz- schottern im nordlichen Beckenteil. Nordlich von Tohanul Vechiu sind die flachen Riicken um den Pârâul lui Marton von fast ausschliesslich Kristallinen, iiberwiegend Quarzschottern bedeckt, die grosse Machtigkeit erreichen (bis 60—70 m). Diese Schotter sind denen der Pojana sehr ăhnlich. Die gleichen Schotter finden sich auch in der Bucht von Vlădeni iiber dem dortigen Daz. Bei Tohan wird ferner die Kuppe des Vf. Costii von diesen iiberwiegend quarzigen Schottern bedeckt. Ebenso liegt auf dem Weg ostlich der Pojana Vasilichii hoch hinauf grober Schotter (Kristalliner Schotter, iiberwiegend Quarz). Pliozăn im Vlădețtal. In Timișul de Sus wird durch den Bach ein griin- licher und roter, sandiger 'fon aufgeschlossen, der den Eindruck einer ganz jungen Bildung macht. Hie und da finden sich schlecht erhaltene Reste kontinentaler Gasteropoden (Helixformen etc.) in diesem Ton. Hăufig sind kleinkornige konglomeratische Zwischenlagen, im Bachbett etwas oberhalb der Abzweigung zum Săgewerk Manole auch grobkornige konglomeratische Linsen. Bachauf hăufen sich die schotterigen Zwischenlagen. Rotbraune Lagen wechseln mit griinlich-blaulich grauen. Das Material der Schotter besteht iiberwiegend aus Quarz, Glimmerschiefer, etwas hellen Kalken, neokomem Flysch. Nach Osten greift dies griine, sandig-tonige Vlădețsediment mit grobkonglomeratischen Zwischenlagen nur bis in den unteren Teii des Timișul Sec vor. Schon aufgeschlossen ist der Ton mit intensivei' blaugriiner Fârbung und kleinkornigen Schotterzwischenlagen weiter talauf im Vlădețtal. Es erreicht hier eine bedeutende Machtigkeit. Im Vlădeț folgt im Hangenden der Tonbildung eine Schotterablagerung iiberwiegend aus kopfgrossen Gerol- len (doch kommen auch bis % m3 grosse vor) bestehend, mit sehr wenig Bindemittel. Am hăufigsten sind Gerolle eines kleinkornig konglomeratischen Kalkes mit Orbitoiden, seltener sind Cidarisstacheln, Dieser Kalk entspricht dem obersten Kreidehorizont von Tohan, dem Maastrichtien. Diese Schot- terablagerung erreicht hier eine grosse Machtigkeit und Ausdehnung. Sie bildet die Hoher, die das Vlădețtal im NW begrenzen. 399 DAS GEBIRGE VON BRAȘOV 2 1 Die gleiche Schichtfolge finden wir dann schon aufgeschlossen auch in den Tălern, die von den Hohen westlich des Vlădeț nach Westen gegen die Zufliisse des kleinen Weidenbaches abfallen, so besonders in dem Tal, das von Kote 1130 m gegen den Schotterbach zu abfăllt und in dem Tal, das von Kote 1081 gegen den Oedweg abfăllt. Im Liegenden dieser măchtigen Schotterablagerung sind auch hier die charakteristischen blaugriinen Tone aufgeschlossen, aber in geringerer Măchtigkeit als im Vlădețtal. Dagegen finden sich vor aliem in dem Tal, das von der Kote 1081 nach Norden abfăllt, und in seinem rechten Seitental schon aufgeschlossen, dem griinlich-grauen Ton zwischengelagert feste konglomeratisch-schotterige Bănke. Gegen das Liegende zu iiberwiegen hier die Konglomerate mit nur schwachen Ton- zwischenlagen. Die Konglomerate konnten hier fast mit Bucegikonglomerat verwechselt werden. Diese Tone und Schotter, die eine tiefe ehemalige Mulde ausfiillen, sind jedenfalls Erosionsrelikte der littoralen Schuttanhăufungen des jungplio- zănen Seebeckens von Brașov. PLE1STOZÂN Es wiirde zu weit fiihren, wenn ich hier im Detail iiber die pleistozănen Bildungen sprechen wollte, iiber die Gletscherspuren im Bucegigebiet mit den verschiedenen End- und Seitenmorănen, die besonders schon im Mala- jeșter Tal, im Valea Cerbului, im Jalomița Tal und im Gauratal erhalten sind, oder iiber die pleistozănen, ausgedehnten Terrassen und die grossen Schuttkegel vor aliem am Siidrand des Beckens. Nicht unterlassen kann ich es aber, auf die măchtigen Schutthalden hinzuweisen, die die Hănge des Gebirges ringsum bedecken, vor aliem unter den Steilhăngen des Bucegi- konglomerates und des Tithonkalkes. So ist der gănze N und NO Hang des Bucegi gegen das Weidenbachtal und das Valea Cerbului unterhalb des Steilab- sturzes des Bucegikonglomerates von dessen Schutt vollkommen iiberdeckt. Nur in einzelnen tief eingeschnittenen Tălern sind schmale Streifen der tiefer liegenden Bildungen aufgeschlossen. So verdeckt den Westhang des Bucegi unterhalb der Tithonkalkwand der Schutt des Tithonkalkes und nur an wenigen Stellen sind im Liegenden des Kalkes die Doggerschichten auf- geschlossen. Das gleiche Bild bietet der Westabhang des Piatra Craiului, wo wir ebenfalls, um die Doggerschichten aus dem Liegenden des Tithonkalkes zu sehen, die tiefeingeschnittenen Tăier aufsuchen mtissen. Die gleichen Verhăltnisse haben wir im ganzen Gebiet des Gebirges von Brașov liberali, wo der Tithonkalk oder das Bucegikonglomerat Steilhănge bilden. Diese Verhăltnisse erschweren die geologische Kartierung hier ausserordentlich, da gerade die Basis des Tithonkalkes fiir gewohnlich verdeckt ist und die geologisch interessantesten Dinge hier zu suchen sind, Institutul Geologic al României igrV 22 E. JEKELIUS 400 3. TEKTONIK Die stratigraphische Serie, die ich als «Mesozoische Serie von Brașov » bezeichnet habe, wurde zusammen mit dem dazugehorigen Leaotakristallin von Mrazec und Popescu-Voitești (37) als Bucegikonglomeratdecke bezeich- net und die Uberschiebung dieser Decke nach Siidosten iiber die Schichten von Sinaia festgestellt. Dass die « Mesozoische Serie von Brașov» zusammen mit dem Leaotakristallin eine tektonische Einheit bilden, die iiber die Schich- ten von Sinaia iiberschoben sind, habe ich auch zu wiederholten malen her- vorgehoben. Das ganze von mir behandelte Gebiet gehort zur tektonischen Einheit der «Mesozoischen Serie von Brașov» und deren Begrenzung gegen den von dieser Serie iiberschobenen neokomen Flysch, mit dem die Serie von Brașov aber am Aussenrand, vor aliem bei Sinaia zum Teii auch noch ver- schuppt ist. Die Uberschiebung der Serie von Brașov iiber den neokomen Flysch und die Verschuppung des ganzen Komplexes sind wohl als gleich- zeitige Vorgănge anzunehmen. Der Verlauf der Schnittlinie der Uberschie- bungsflăche mit dem Terrain ist charakteristisch fiir eine nur wenig gewellte, flache Uberschiebungsflăche. Das im Terrain sichtbare, kartographisch fest- legbare Ausmass der Uberschiebung betrăgt ca 15 km. * * Die auffallendste Erscheinung im tektonischen Bau des Gebirges von Brașov ist die schon ausgebildete Schuppenstruktur des ălteren Mesozoikums bis inklusive Bucegikonglomerat. In der Darstellung dieser Struktur gehe ich von den Verhăltnissen auf dem Piatră Mare und dem Cristian Mare aus, da hier die Schuppen deutlicher ausgebildet, die Liegendschichten des Ti- thonkalkes weniger ausgequetscht sind als auf dem Bucegi, so dass Zweifel in der tektonischen Deutung dieser Struktur kaum moglich sind. Das Piatră-Massiv ist flach liber den neokomen Flysch nach SO uber- schoben. Allseitig im Norden, Osten und Siiden fallen die Schichten von Sinaia, sowie sandig-toniges Barreme mit Kalklagen unter das Piatră-Massiv ein. Das Piatră-Massiv selber aber besteht aus einer Serie ubereinander geschobener Jura-Bucegikonglorneratschuppen. An der Basis dieser Schup- pen tritt Tithonkalk in grosseren und kleineren Klippen, sowie in langge- streckten Ziigen auf. Unter dem Tithon sind an einzelnen Stellen Dogger- und Liasschichten noch erhalten. Meistens ist aber Dogger und Lias aus- gequetscht oder durch Schutt verdeckt. Wo auch der Tithonkalk fehlt, aus- gequetscht ist, kann die Uberschiebungslinie im Terrain nicht mehr kartiert werden. In verwittertem Konglomerat sind die Spuren der Uberschiebung schwer nachweisbar. Doch reihen sich die Tithonkalkklippen meistens so dicht aneinander, dass die Uberschiebungslinien der Schuppen ohne grbs- sere Schwierigkeiten verfolgt werden konnen. Institutul Geologic al României 40i DAS GEBIRGE VON BRAȘOV 23 Sowohl aus dem Norden, vom Ausgang des Tomoschtales in die Ebene, als auch aus dem Siiden, vom Predeal aus gesehen, sind im Massiv des Piatră Mare mehrere Lagen Tithonkalkes, getrennt durch măchtige Lagen Bucegi- konglomerates verhăltnismăssig flach nach Westen unter das Tomoschtal einfallend sichtbar. Die tiefste Schuppe erstreckt sich von Norden von Satulung nach SO auf den Hăngen gegen das Garcintal bis Timișul de Sus. Es ist ein mach- tiger Komplex von Bucegikonglomerat, an der Basis besonders im siidbstli- chen Teii mit einigen Tithonkalkklippen iiber dem Kreideflysch. Im Nor- den legt sich bei Baciu iiber diese untere Schuppe das Tithonmassiv des Bolnoc, an der Basis mit Dogger, Lias und liasischen Trachytporphyren. Dieser Jurakomplex gehort an die Basis der năchstfolgenden hoheren Schuppe, deren untere Grenze sich nach Siiden mit Hilfe einer Reihe auffallender Tithonkalkklippen noch weiter verfolgen lăsst, bald aber im verwitterten, waldbedeckten Boden in Ermangelung weiterer Kalkklippen nicht mehr feststellbar ist. Die Basis der dritten Schuppe wird von fast kontinuierlichen langgestreck- ten, măchtigen Kalkziigen gebildet im Hangenden ebenfalls mit Bucegikon- glomerat. Im nordlichen Teii sowohl als auch im siidwestlichen ist der han- gende Konglomeratkomplex in weiter Ausdehnung und Machtigkeit auf- geschlossen, im mittleren Teii dagegen wird er von dem grossen Kalkmassiv der obersten Schuppe fast ganz verdeckt und erscheint nur in langgestreckten, schmalen Streifen zwischen dem Kalkzug der dritten und dem der vierten Schuppe unter den Kalk dieser obersten Schuppe einfallend. Die dritte Schuppe wird durch zahlreiche Briiche gegliedert, entlang denen Tithon- kalkklippen die hangenden Konglomeratschichten durchspiessen. Nord- ostlich vom Schutzhaus des Piatră Mare (siidwestlich der Kote 1599) liegt iiber dem Konglomerat der dritten Schuppe eine grosse vorgeschobene Kalk- klippe, die zur Basis der obersten Schuppe gehort. Im Liegenden des Tithon- kalkes dieser Kalkklippe finden wir die Callovien-Oxfordjaspisschichten, den weissen Quarzsandstein des unteren Dogger, sowie Sandsteine mit reicher unterliasischer Fauna, mit Spiriferina. Diese Bildungen des unteren Jura sind auf dem Abhange an der Basis des Tithonkalkes in der verwitterten Oberflăche in zahlreichen Blbcken feststellbar. Durch hier durchgefiihrte Grabungen konnte ich die fossilreichen Liasschichten freilegen. Die Basis dieser Jurascholle liegt in einer Hohe von ca 1500 m. Sie schwimmt also auf einem iiber 400 m măchtigen Komplex, der durch die unteren drei Schuppen gebildet wird. Im Osten auf dem Abfall gegen das Garcintal und den Timișul Sec, sowie auch im Norden auf den Hăngen gegen den Untertomosch wird die Basis dieser obersten Schuppe, der vierten Schuppe des Piatră Mare, durch ein măchtiges Tithonkalkmassiv gebildet, unter dem an verschiedenen Stellen Institutul Geologic al României IGRZ 24 E. JEKELIUS 402 noch Callovien-Oxfordschichten und helle Quarzsandsteine des unteren Dog- ger auftreten. Uber dem Tithonkalk dieser obersten Schuppe liegt wieder Bucegikonglomerat, das das Gipfelgebiet und den ganzen Abhang gegen das obere Tdmdschtal bildet und nach Westen unter das Tomoschtal einfăllt. Auf der gegeniiberliegenden Seite des Tomoschtales, auf dem siidwest- lichen Hang des Cristian Mare steigen diese Schuppen aus der synklinalen Einfaltung wieder auf. Wir finden hier die zwei oberen Schuppen sehr schon aufgeschlossen. Unter dem Tithonkalk der obersten Schuppe sind hier in grosser Mâchtigkeit die Callovien-Oxfordjaspisschichten aufgeschlossen. Diese Callovien-Oxfordjaspisschichten liegen iiber dem Tithonkalk der tie- feren, der dritten Schuppe, in dessen Liegendem auch wieder Doggersand- steine mit reicher Fossilfiihrung im Lambatale aufgeschlossen sind. Beide Schuppen făllen gegen das Tomoschtal ein. Unter der dritten Schuppe ist das Bucegikonglomerat der tieferen, der zweiten Schuppe auf geringe Erstrek- kung aufgeschlossen. Dies Konglomerat ist hier ausgewalzt und zerquetscht. Die Kalkgerolle des Konglomerates sind zu flachen Fladen ausgewalzt, die von zahlreichen Diaklasen, Kalzitadern durchzogen werden. Diese Laminie- rung des Konglomerates steht aber wahrscheinlich nicht im Zusammenhang mit der Verschuppung, sondern mit einer spâteren Bewegung entlang einer Verwerfung. Es ist gerade auffallend, dass wir nirgends im Bucegikonglo- merat im Zusammenhang mit der Verschuppung tiefergehende Anderungen beobachten konnen. Entlang der tiefeinschneidenden Verwerfung, die die Tbmoschsynklinale vom iibrigen Massiv des Cristian Mare trennt, finden wir im Liegenden der dritten Schuppe aus der Tiefe aufsteigend an der Oberflăche nur noch dies stark zerquetschte Konglomerat der zweiten Schuppe. Die iibrigen Bildungen der zweiten Schuppe, ebenso die unterste Schuppe bleiben hier in der Tiefe stecken, sie werden von der dritten Schuppe verdeckt. Von dieser Verwerfung nach Westen w'ird das ganze iibrige Gebiet des Cristian Mare von der zweiten und der ersten (tiefsten) Schuppe aufgebaut, die entlang der Verwerfung stark gehoben erscheinen. Die zweite Schuppe wird hier durch die măchtigen Kalkmassive gebildet, die sich aus dem Siid- westen vom Odweg nach Nordosten iiber das Gipfelgebiet und den Krukur erstrecken. Im Hangenden des Tithonkalkes treten die Bucegikonglomerate auf, in ihrem Liegenden die Callovien-Oxfordjaspisschichten und fossilfuh- rende Doggersandsteine in grosser Erstreckung. Diese zweite Schuppe liegt synklinal eingefaltet iiber der tiefsten, ersten Schuppe. Die tiefste Schuppe ist im Gebiet des Cristian Mare flâchenhaft stark ausgedehnt und wird durch zahlreiche Verwerfungen stark gegliedert. In dieser tiefsten Schuppe finden wir das kleine Kristalline Vorkommen im Comortale, die grossen Triasvorkommen, den Grestener Lias und die Dogger- . Institutul Geologic al României \j6Ry 4°3 DAS GEBIRGE VON BRAȘOV 25 ablagerungen in reicher Entwicklung im Liegenden der machtigen Tithon- kalkmassive und des Bucegikonglomerates. Zahlreiche nach N 20 O streichende Verwerfungen, deren Entstehung wohl auch mit den mesokretazischen tektonischen Bewegungen noch zusam- menhăngen, gliedern das ganze Gebiet in langgestreckte, nach SO einfallende Schollen. Andere, jiingere, fast rechtwinklig dazu verlaufende Verwerfungen komplizieren den tektonischen Bau dieses Gebietes noch mehr und bedingen eine komplizierte, stark gegliederte Schollenstruktur, die auf der Karte ihre Darstellung findet. Uber die Schuppenstruktur des Bucegi habe ich schon im Jahre 1916 geschrieben und nachher iiber die Schuppenstruktur im Gebiete von Sinaia im Jahre 1928 wieder. Im nordlichen Teile des Bucegigebietes, im Gebiet des Malajeșter-, Țiganeșter-, Gaura- und Jalomițatales konnen wir 5 iiberei- nander liegende Schuppen unterscheiden, die jeweils durch ein Paket Kon- glomeratschichten mit Tithonkalkklippen gebildet werden. Fossilien habe ich in den Kalkklippen dieser Schuppen keine gefunden. Doch finden sich im Zusammenhang mit diesen Kalken an mehreren Stellen Doggerbildungen. Sie sind zwar hier von geringerer Ausdehnung, stărker ausgewalzt als im Piatră-Cristiangebiet, deswegen aber von der gleichen stratigraphischen Wichtigkeit und Bedeutung. Sie beweisen trotz mangelnder Fossilien im Kalk doch einwandfrei dessen oberjurassisches Alter. So haben wir im oberen Teii der machtigen Kalkscholle des Velikan, in einer Verwerfung einge- klemmt rote Jaspisschichten, wăhrend unter dieser Kalkscholle noch Bucegi- konglomerat in einer Machtigkeit von iiber 400 m liegt. An verschiedenen anderen Stellen finden wir im Zusammenhang mit dem weissen Kalk roten Malmkalk, sowie Doggerbldcke (Mte. Gaura, Fundul Țigăneștilor, oberes Ende des Jalomițatales). Die Tithonkalkklippen dieser Schuppen erwecken vollkommen den Ein- druck tektonisch zerrissener Kalkblocke, die als grosse Blockbreccie auf der Uberschiebungsflăche der einzelnen Schuppen liegen. Auf der Verbindungs- linie zwischen den einzelnen grosseren Kalkklippen liegen zahlreiche kleine und grosse Kalkblocke. Die Schuppenstruktur ist schon entwickelt im nordlichen Teii, im Gipfel- gebiet des Bucegi, wo die einzelnen iibereinandergelagerten Schuppen auf weite Erstreckung hin mit Sicherheit kartiert werden konnen. Im Gebiet zwischen Bucegi und Piatra Craiului finden wir von der Tithon- kalkklippe des Schlosses von Bran im SO iiber die Măgura hinweg einen langgestreckten Tithonkalkzug iiber das Bucegikonglomerat des nordlichen Măguraabhanges iiberschoben. Institutul Geologic al României IGR/ z6 E. JEKELIUS 404 Im Gebiet des Piatra Craiului selber fehlen solche schuppenfbrmige Uber- schiebungen. Der măchtige Komplex der Tithonkalke an der Basis mit der bekannten Serie der Doggerbildungen, im Hangenden mit den fossilreichen Neokommergeln und den Bucegikonglomeraten bilden hier eine schone Synklinale, deren nordwestliche Flanke im langgestreckten Zug des Piatra Craiului aufsteigt und sich nach SO gegen den Bucegi hiniiberlegt. Die obe- ren Schuppen im Bucegimassiv konnten vielleicht die Verlăngerung dieser iiberkippten Flanke der Piatra Craiului Synklinale darstellen, die hier in schup- penformige Uberschiebungen gestaut wăre. Im Gebiet zwischen der Synklinale des Piatra Craiului einerseits und dem Bucegi andererseits, in der Depression, die den Pass von Bran bildet, ist der grosste Teii der Bildungen der Serie von Brașov zerstort. Wir finden iiber Kristallin nur einzelne kleinere Klippen von Tithonkalk an der Basis mit etwas Doggerbildungen. Diese Klippen werden eingehullt von dem lockeren Konglomerat mit miirben Sandsteinzwischenlagen, das den grossten Teii der Oberflăche dieser Depression bildet. Im stratigraphischen Teii habe ich diese lockeren, flachliegenden Konglomerate als senon angegeben. Sichere Beweise fehlen. Der ganze Charakter dieser Konglomerate ist aber so grund- verschieden von dem der Bucegikonglomerate, dass sie unmoglich mit dem Bucegikonglomerat parallelisiert werden konnen. Da nun im unteren Teii der Propaștă Herr A. Prox aus Brașov einen abgerollten Hippuriten gefunden hat, der nur aus diesen lockeren, flachgelagerten Konglomeraten stammen kann, diirfte die Annahme des senonen Alters dieser Konglomerate wohl begriindet sein. Im Zusammenhang mit den Tithonkalkklippen sind hier jedenfalls auch noch Reste von Bucegikonglomerat vorhanden. Deren karto- graphische Ausscheidung ist aber bei den schlechten Aufschlussverhaltnissen, der starken Verwitterung kaum moglich. Die untere Flanke der Piatra Craiului-Synklinale setzt sich iiber das Gebiet des Passes von Bran, wo sie abgesehen von der Măgura stark zer- stort ist, nach Osten im Bucegimassiv fort, wo sie den Komplex unterhalb des oberen Schuppenkomplexes aufbaut. Dieser untere Komplex ist auf dem Abhange gegen Sinaia auch wieder teils in sich teils mit dem Barreme in Flyschfazies verschuppt. Auch hier finden wir an der Basis der Tithon- kalkklippen an zahlreichen Orten (Valea Zgaburei, Valea Peleșului) roten ammonitenreichen Malmkalk, Callovien-Oxfordjaspisschichten und Dogger- sandstein der Brachiopodenbănke iiber die Kreidebildungen iiberschoben. Die schuppenformigen Uberschiebungen im Gebiet des Piatră Mare und Cristian Mare konnten der bei Sinaia aufgeschlossenen unteren Schuppen- struktur des Bucegi entsprechen, in diesem Falie wăren die oberen, stark ausgewalzten Schuppen des Gipfelgebietes des Bucegi im Piatră Mare und Cristian Mare nicht mehr vorhanden. Institutul Geological României 405 DAS GEBIRGE VON BRAȘOV 27 Uber diese eben geschilderte Schuppenstruktur des Gebirges von Brașov legt sich die weit ausgedehnte, flache, oberkretazische Synklinale, die im NW bei Vulcan-Zărnești beginnend zwischen dem Bucegi und dem Cristian Mare sich nach SO bis ins Valea Timișului erstrcckt. Die Ablagerungen dieser Synklinale beginnen, wie wir im stratigraphischen Teii sahen, mit untercenomanem Sandstein. Die Ausbildung der Schuppenstruktur des Ge- birges von Brașov ist daher vorcenoman. Eine jiingere postsenone, wahrscheinlich posteozăne Tektonik durch- schneidet dagegen sowohl die ăltere vorcenomane in sich verschuppte Ein- heit, als auch die oberkretazische Synklinale und fuhrt zur Uberschiebung der Schichten von Sinaia zusammen mit den dariiberliegenden Schuppen des Bucegikonglomerates iiber das Senon und auch uber das Eozăn. Diese flache Uberschiebung ist in einem Ausmasse von 12 km aufgeschlossen, kartographisch festlegbar. Am Nordhang des Velikan fălit der senone Mergel unter das Bucegimassiv ein, im Malajeșter Tal in einer Hohe von 1080 m fălit der Senonmergel ebenfalls unter das Bucegimassiv ein und zwar sind hier unter dem Bucegikonglomerat auch Schichten von Sinaia aufgeschlossen, die mit dem Bucegimassiv zusammen iiber den Senonmergel iiberschoben sind. Die gleichen Verhăltnisse haben wir dann weiter im Norden im Massiv des Runcul Mare, wo die Schichten von Sinaia iiberlagert von Bucegikonglomerat und Tithonkalkklippen uber den Senon-Eozănkomplex iiberschoben sind, wobei die Masse der Bucegikonglomerate mit den Tithonkalkklippen die Schichten von Sinaia an der Stirn etwas iiberholt haben. Manuscript eingegangen : Mai 1938. Institutul Geological României BIBLIOGRAPHIE i. BlELZ M., Uber den Trachytporphyr von Bacsfalu bei Kronstadt. Rlătter fiir Geist, Gemiith und Vaterlandșkunde. Brașov, 1847. 2. HAUER und RICHTHOFEN, Berichte Ober die in der Umgcbung von Kronstadt unter- nommenen Excursionen. Verh. d. k. k. geol. R. A. Wien, 1855. 3. HAUER Fr., Notizen liber das Burzenlănder Gebirge. Verh. d. k. k. geol. R. A. XII. Wien, 1862. 4. HAUER und STACHE, Geologie Siebenbiirgens. Wien, 1863. 5. HAUER Fr., Petrefaktcn aus dem braunen Jura vom Bucsccs bei Kronstadt von Fr. Herbich gesammelt. Verh. d. k. k. geol. R. A. XVII. Wien, 1867. 6. 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WaCHNER H., Die geologischen Verhăltnisse der Umgebung von Volkany ( = Vulcan) und Keresztenyfalva (= Cristian). Jahresber. d. kgl. ung. geol. Anst. f. 1913. 61. — Bericht iiber die im Sommer 1916 im Persanyer Gebirge ausgcfiihrten geol. Aufnahmen. Jahresber. d. kgl. ung. geol. Anst. fiir 1916. 62. — Urme de ghețari în Munții Bucegilor. Gletscherspuren des Bucegi-Massivs An. Inst. Geol. Rom. VW. 1930. Die Eiszeitgletscher des Bucegi in den Siid-Karpathen. Zeitschrift fiir Gletscher Kunde. XVII. 1929. Institutul Geologic al României ICR, DB E.JEKELIUS GEOLOGISCHE KARTE DES GEBIRGES VON BRAȘOV DAS KRISTALLINE GEBIET ZWISCHEN DEM PIATRA CRAIULUI UND DEM MUNTELE CODLEI NACH DEN AUFNAHMEN VON D«-O.SCHMIDT ERICH JEKEL1US: Der Geologische Bau des Gebirges von Brașov. Veneția de Sus Cristianul Mare Piatra Mare NW Cristian Parau Piatra Craiului NW Pasul Bran Furnica Tătaru NW 699. Harma, 0531 o 530 Ciutei 555 915 ^1031 0572 OMt 01212 Satulung rului 010*7 0109* O97i 7 No^ 0750 01065 O1O8< FARBENERKLARUNG Neocommergel der Serie von Brașo Pleistozân Azuga Dogger araiman Mediterran Burdigal MittlereTrias Untere Trias Mesokretazische Uberschiebungen Porphyre und Porphyrite Oberes Senon Leaota Kristallin 1966 Kristallin mit Coziagnais 2020 Verwerfungen Kristallin der Ciutaserie Cenoman Richtung der Profile Nucetului Bucegi-Konglomerat 1896 MaBstab V. 100.000 O£SEN A.HA6IU M O IMPRIMERIA NAȚIONALA VOL.XIX ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI Eozăn 1) Konglomerat Senon-Turon 1) Konglomerat» im Senon des Bucegi D.Strâml 0793) 0770 Tătarilor Pietroasa A 824 t Fetifoiul y 01263 Institutul Geologic al României PLIOZÂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMANISCHEN KARPATHEN VON P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN INHALT Seite I. Allgemeine Vbersicht..........................................................409 1. Măotische Andesittuffe...........................................411 2. Dacische Andesittuffe .............................................414 II. Die dacischen Tuffe von Ceptura-Călugăreni-Nenciulești . . . . . . 416 A) Geologische Beschreibung................................................416 1. Valea Babei Dobra..................................................417 2. Valea cu Mărăcini..................................................417 3, Valea Budurească...................................................418 4. Călugăreni ........................................................419 5. Nenciulești........................................................419 B) Petrographische Beschreibung.............................................420 1. Tuff der Valea Budurească..........................................421 2. Tuff von Călugăreni................................................423 3. Tuff der Valea cu Mărăcini.........................................424 4. Tuff von Nenciulești...............................................428 C) Chemische Zusammensetzung................................................429 D) Zusammengehorigkeit der einzelnen Vorkommen ............................432 E) Vergleich mit andern neogenen Andesittuffen..............................433 F) Genetische Beziehungen ..................................................437 1. Herkunft ..........................................................437 2. Eruptionsverhăltnisse..............................................438 3. Transport und Ablagerung ..........................................439 4. Geologische Bedeutung..............................................440 HI. Anhang: Die Tuffe aus dem Buglovien von Coada Malului..................... 442 Nachtrag..........................................................................445 Literaturverzeichnis .............................................................447 I. ALLGEMEINE UBERSICHT Das Vorkommen vulkanischer Tuffe im sud- und ostrumanischen Neogen des Aussenrandes des Karpathenbogens ist vielfach erwăhnt und beschrieben P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 410 worden. Allgemein wird deren Herkunft mit den dacitisch-andesitischen Eruptionszentren Siebenbiirgens in Verbindung gebracht. Dacitische Tuffe erscheinen schon im Oligozăn (15, pag. 84, 92, 107); sie sind im Helvet-Torton (ob. Salzformation, Mediterran II) der Subkarpathen besonders im Abschnitt von Bacău-Putna-Buzău-Prahova wcit verbreitet und bilden fiir diese Schichtgruppe eine Art Leitgestein (Palia). Ihre Hauptentwicklung fălit in die miozăne Faltungsperiode mit ihren tek- tonischen Bewegungen und Erschiitterungen. Den dacitischen folgen im Plio- zân andesitische Tuffe. Sie sind weit weniger hăufig, und es lohnt sich daher wohl, solche Vorkommen nicht nur feldgeologisch, sondern auch mikroskopisch und chemisch genau zu untersuchen und sie auf ihre Bildungsbedingungen und ihre Herkunft zu priifen. Im folgenden soli eine zusammenfassende Darstellung der bisher bekannten Andesittuffe vom Aus- senrande der rumănischen Karpathen gegeben werden, wobei einige ncue Vorkommen năher beschrieben werden (siehe Ubersichtskarte). Mrazec (18) gibt 1898 zum erstenmal eine ziemlich ausfiihrliche petro- graphische Beschreibung eines Andesittuffs aus der Gegend von Bacău, leider ohne năhere Fundortsangabe oder Hinweis auf die zugehbrige Formation. Schon hier wird erwăhnt, dass der Tuff nicht die geringste Einwirkung eines Wassertransportes erkennen lăsst; sein Vorkommen wird von der andesi- tischen Eruptiva des Călimani-Gebirges hergeleitet, von wo Sava Athanasiu (1, 2) Andesite eingehend beschrieben hat. Nach seinen Angaben betrăgt die jetzt noch erhaltene Măchtigkeit der sich auf etwa 150 km erstreckenden andesitischen Masse im Călimani-Hârghita-Gebiet 900—1100 m, was immer- hin auf recht ansehnliche Eruptionszentren weist. Auch hier sind die daci- tischen Ausbriiche ălter als die andesitischen. Diese letzteren haben nach Athanasiu in der zweiten Hălfte der Miozănzeit begonnen und bis an das Ende des Pliozăns fortgedauert. Selbst innerhalb der Andesite folgen den sauren Typen mehr basische: Pyroxen-Hornblende-Andesit, Augit-IIyper- sthen-Andesit und Augit-Andesit. Der vorlăufig ălteste Andesittuff jenseits der Karpathen wurde von Simi- onescu (33) von Hudești (Dorohoi) beschrieben. Das Vorkommen liegt weit draussen im Vorland der Ostkarpathen in einer Distanz von etwa 140 km vom Călimani-Gebirge. Der etwa 1 m măchtige Tuff ist in Schichten eingelagert, die dem Buglovien, also den torton-sarmatischen Ubergangs- schichten zugerechnet werden. Moglicherweise ist der Tuff dacitisch, jedenfalls zeigt er eine gewisse Ahnlichkeit mit dem weiter unten erwăhnten Dacittuff von Coada Malului. Auf alle Fălle sind die von Popescu-Voi- tești (24) aus dem fossilfuhrenden Torton von Ogretin-Mierla erwăhnten Tuffe nicht andesitisch, sondern gehbren der ălteren dacitischen Phase an. Im Buglovien des Ostufers des Teleajen zwischen Coada Malului und Măgurelele wurde von Dr. M. de Raaf ein weiterer obermiozăner Tuff Institutul Geologic al României ICR. 4! r PLIOZĂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMĂNISCHEN KARPATHEN 3 aufgefunden. Das Vorkommen ist unseres Wissens in der Literatur noch nicht erwăhnt und soli daher anhangsweise năher beschrieben werden. Auch hier handelt es sich noch um einen Dacittuff. Tuffogenes Material wird aus dem Buglovien auch aus Bohrproben von Scăioși, etwa 3 km nordlich Coada Malului, erwăhnt (15, pag. 126). Sarmatische Tufflagen sind sehr schon aufgeschlossen in der V. Putca- velului auf der Siidflanke der Udrești-Struktur. Sie wurden hier von Dr. W. Leutenegger und Dr. M. de Raaf entdeckt. Es ist noch nicht ent- schieden, ob diese Tuffe dacitischen oder andesitischen Charakter haben. 1. MĂOTISCHE ANDESITTUFFE Pliozăne Andesittuffe wurden erstmals von Teisseyre (38) aus dem Plio- zănbecken von Lapoș-Comănești in den Bacăuer Karpathen angefuhrt. Diese «andesitischen Tuffsande» sind mit sedimentogenem Material ver- mengt. Sie gehdren dem Măot an (von Teisseyre noch als pontisch be- zeichnet *). Eine ganze Reihe von friiher als sarmatisch bezeichneten Vorkommen sind nach spăteren Untersuchungen gleichfalls dem Măot zuzurechnen; so die von Sava Athanasiu (4) aus dem Gebiet siidlich von Bacău geschil- derten Tuffe. Von Cleja wird ein 1,5 m măchtiger Tuff erwăhnt, der z. T. grobsandige und tonige Beimengungen enthălt. Auch bei den etwas siidli- cher gelegenen Vorkommen, die bedeutend măchtiger werden, scheinen solche Beimengungen nicht ausgeschlossen zu sein, obwohl die chemische Analyse einer Probe von Dealul Pătul (4, pag. no) auf einen normalen Andesit schliessen lăsst. Von Câmpurile de Sus (Dealul Babei, Șușița-Tal) beschreibt Athanasiu eine 4—5 in măchtige sarmatische Tuffschicht, die er spăter selbst in das unterste Măotische stellt (3). Fiir die Tuffe der siid- lichen Bacăuer Karpathen (Cleja, usw.) bringt Preda (25) den Nachweis untermăotischen Alters. Eingehende Angaben iiber die weite Verbreitung der von Enculescu (8) erwăhnten Tuffe ostlich des Șiret finden wir bei Sevastos (32), der auch fiir diese Tuffe das măotische Alter einwandfrei feststellt und sie mit den Tuffen von Cleja, usw., parallelisiert. Er betont auch den ausseror- dentlichen Wert dieses verbreiteten Tuffes als stratigraphische Leitschicht. Als Ausdehnungsgebiet wird ein ca 15 km breiter, sich in NNE-Richtung auf etwa 25 km erstreckender Gelăndestreifen ostlich Bacău-Cleja ange- geben (32 pag. 399). 1) Siehe z. B.: I. POPESCU-VOITEȘTI, Dări de seamă, Inst. Geol. Rom., Voi. VI, 1914— 1915. Pag- W* I JA Institutul Geological României Vigr/ 4 P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 412 Die allgemeine Richtung WSW iiber Cleja und das Pliozănbecken von Comănești weist auf Tușnad (siidliche Hârghita). Es scheint uns wahr- scheinlich, dass alle diese untermăotischen Tuffvorkommen der Ostkarpathen ihre Entstehung einem einheitlichen Vorgang verdanken und unter sich in direkte Beziehung gebracht werden konnen. Es sei an dieser Stelle auf die bis faustgrossen Gerblle von Andesitlava («blocs de lava roules») hinge- wiesen, die Preda (25, pag. 615, rum. Text pag. 476) beschreibt, und die ihn veranlassten, pliozăne Eruptionzentren im Gebiet von Bacău selbst anzunehmen. Auch Krejci (15 a, pag. 182) scheint dieser Ansicht Rech- nung zu tragen, wobei es allerdings nicht deutlich ist, ob er die Beobach- tungen von Preda bestătigen konnte. Anhaltspunkte, die auf solche Vul- kane deuten wurden, fehlen aber vollkommen, und es ist bei der gewal- tigen zeitlichen und răumlichen Verbreitung der ganzen Tufffolge eine solche Erklărung kaum haltbar. Falls es sich um wirkliche Gerblle andesitischer Lava handelt, liegt ein Flusstransport eher im Bereiche der Mbglichkeiten, umsomehr als die Quellgebiete des Trotuș, der Bistrița und der Bistricioara auch heute noch bis in das Eruptionsgebiet oder doch in dessen unmittel- bare Năhe sich erstrecken. Von besonderem Interesse ist jedenfalls die Fest- stellung von Athanasiu (3 und 4), dass der Tuff von Cleja mit sedimento- genem Material vermischt ist. Von Cașin, aus dem Mundungsgebiet der Valea Haloșiu in die Valea Cașin, erwăhnt Protescu (27) einen măotischen Andesittuff. Der Tuff ist hier etwa 3 m măchtig und wird nach seiner stratigraphischen Stellung und nach seiner Herkunft in Paralizie gesetzt zu den Bacăuer Vorkommen und dem Tuff von Câmpurile. Sudlich von Câmpurile folgen Andesittuffe, die nach Grozescu (12) im Putna-Gebiet machtige Einlagerungen in einem fossilfreien Schichtkom- plex bilden, der sich zwischen Sarmat und Pliozăn einschaltet, und dessen stratigraphische Stellung unsicher sei. Auch hier durfte es sich um unteres Măot handeln. Siidwărts anschliessend folgen die von Mateescu (17) aus dem Ab- schnitt zwischen den Flussen Râmnicul Sărat und Putna beschriebenen unter- măotischen Tuffe. Hier wurde an der Basis des Măot ein grobes Konglo- merat mit hăufigen Tuffbrocken beobachtet; dariiber folgen Mergel, Sande und Sandsteine mit andesitischen Tuffeinlagerungen. Die Distanz dieser Tuffvorkommen vom Hârghita-Gebiet betrăgt etwa 100 km. Die măotischen Andesittuffe begleiten also die Ostkarpathen auf eine Distanz von etwa 120 km zwischen Bistrița und Râmnicul Sărat. Im Gebiet von Bacău ist dieser Gurtel etwa 25 km breit, im siidlichen Abschnitt ver- schwindet das tufffiihrende Măot ostwărts rasch unter jungerem Pliozăn. Westwărts der Karpathen-Umbiegung werden măotische Tuffe auffal- lend spărlich. Filipescu (10) hat kiirzlich einen Tuff von Vâlcănești (Jud. JA Institutul Geologic al României 16 RZ 413 PLIOZÂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMĂNISCHEN KARPATHEN 5 Fig. 1. — Andesittuffe Ost- und Siid-Karpathen. Institutul Geological României 6 P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 414 Prahova) beschrieben, den er mit Dacittuffen vergleicht. Der Tuff ist 10 bis 15 cm măchtig und gehort dem untersten Măot an. Nach seinem Cheinismus ist hingegen auch dieser Tuff schon den Andesittuffen zuzurechnen (siehe pag. 29). Von Câmpina wird von Krejci und Wetzel aus einer Bohrung eine stark mit tuffogenem Material vermengte Probe erwăhnt, wobei das Tuff- material moglicherweise aufgearbeitet ist und aus dem Miozăn stammt (15, pag. 22 und 142). Ausserdem kommen nach Wetzel tuffogene Kom- ponenten, namentlich frische zonarstruierte Feldspăte, als untergeordneter Gemengteil verschiedener măotischer Gesteinsproben vor (15, pag. 145, 147). Das Fehlen andesitischer Tuffe im Pontischen jenseits der Karpathen mag seine Ursache nicht nur in einem Mangel an tuffogenem Material iiberhaupt, sondern wohl auch in der im allgemeinen mehr marinen Fazies dieser Formation haben, die sich zwischen die teilweise ausserordentlich seichten Ablagerungen des Măotischen und Dacischen einschaltet. Sub- marin verschlepptes tuffogenes Material findet sich moglicherweise in den pontischen Mergeln untergeordnet und in diffuser Verteilung. Indessen ist auch aus den im Pontischen der ostlichen Siidkarpathen hăufigen Einschal- tungen von sehr seichten Siisswasser- bis schwach brackischen Ablagerungen (bfter als dacisch angegeben) bis jetzt kein Tuffvorkommen bekannt ge- worden. Auch in den von Wetzel (15, pag. 148) beschriebenen Gesteins- proben fehlen tuffogene Komponenten im Gegensatz zu den măotischen und dacischen Sedimenten vollstăndig. Krejci erwăhnt hingegen einen Tuff aus dem «Pont von Comănești» (15, pag. 182). Moglicherweise han- delt es sich um die von Teisseyre beschriebenen măotischen Tuffe (s. o.). 2. DACISCHE ANDESITTUFFE Erst im Dacischen treten Andesittuffe gelegentlich wieder auf. Ein solches Tuffvorkommen hat Murgoci (19) von Grințulești in Olte- nien beschrieben. Er stellte die etwa 1 m măchtige und auf etwa 100 m verfolgbare Tuffschicht in das obere Pontische (nicht in das Măot, wie Krejci (15, pag. 182) behauptet). Nach der heutigen stratigraphischen Gliede- rung wăre jedoch der von Siisswasser-Fossilien begleitete Tuff den daci- schen Schichten zuzurechnen. Zur Erklărung des Tuffvorkommens nimmt Murgoci, ăhnlich wie Preda fiir die Bacăuer Karpathen, vulkanische Manifestationen in der năchsten Umgebung an: aschenliefernde Eruptions- schlote, deren Existenz infolge Erosion und Sedimentbedeckung nicht mehr nachzuweisen ist. Auch hier durfte jedoch das Vorkommen von den An- desiten der Hârghita herzuleiten sein. Vielleicht ist in diesem Falie auch an eine Herkunft aus dem siebenbtirgischen Erzgebirge zu denken. Die Distanz betrăgt im ersten Falie etwa 180 km, im letzteren etwa 150 km. Institutul Geologic al României 4IJ PLIOZÂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMaNISCHEN KARPATHEN 7 Protescu (26 und 27) erwăhnt einen Tuff aus der Valea Huipelor (Nen- ciulești, Jud. Buzău). Der Tuff bildet nach Protescu einige kleine Linsen im untersten Teii des Dacischen; er ist stark verunreinigt und durch die dacischen Gewăsser von irgendwoher verfrachtet. Das Vorkommen steht wahrscheinlich in Beziehung zu dem infolge jiingerer Abrutschungen sehr schonen Aufschluss, der von Dr. G. Paliuc in dem der Valea Huipelor parallclen năchstnordlichen Scitentălchen beobachtet wurde und der weiter unten năher beschrieben wird. Ein weiterer Tuff wurde von Dr. G. Paliuc am Dealul lui Ilie im obersten Teii der Valea Sărăției Monteoru aufgefunden. Er wurde sich hier nahe der unteren Grenze der Dacischen Stufe befinden. Der Aufschluss ist indessen sehr undeutlich, und der stratigraphische und tektonische Ver- band nicht sicher festzustellen. An der genannten Stelle (26, pag. 255) verweist Protescu auf das Vor- kommen eines vermutlichen Tuffes im oberen Dacischen der Valea Budu- rească, nordlich von Mizil, der als 20 cm măchtige Einlagerung in Lignit auftritt. Tatsăchlich handelt es sich um eines der weiter unten năher be- schriebenen Tuffvorkommen, die anlăsslich einer geologischen Untersuchung im Gebiete von Ceptura-Călugăreni, ca 30 km NE von Ploești, aufgefunden wurden ')• Eine vorlăufige Alitteilung dariiber hat Streckeisen (34) publi- ziert. Die Vorkommen von Ceptura-Călugăreni werden auch in der eben erschienenen Arbeit von Krejci und Wetzel erwăhnt, wobei einige Ge- steinsproben lithologisch năher beschrieben werden (15, pag. 24, 158, 159). Ausserdem erwăhnt Wetzel zwei Blocke von Glastuff aus der Valea Plo- pului bei Glodeni (15, pag. 158). Die Blocke kommen aus dem Gehăn- geschutt, das Anstehende wurde nicht beobachtet. Moglicherweise stammt das Material aus dem in der Năhe auftretenden Helvet. In den dacischen Sedimenten, speziell in den hbheren Schichten, treten untergeordnet wieder eruptive Gesteinskomponenten auf, wăhrend sie im Levantin allmăhlich verschwinden (15, pag. 161, 167). Aus dem Levantin sind bis jetzt keine Tuffvorkommen bekannt. Dies wiirde der Tatsache entsprechen, dass die Eruptionen Siebenbiirgens in dieser Epoche bereits basaltischen Charakter haben. Basaltische Magmen liefern meist diinnfliissige Ergiisse und nur wenig Asche. Die von Wetzel (15, pag. 166) vom Dealul Barzila (ca 20 km NNE Ploești) beschriebene Probe eines oberlevantinen (?) Sandes mit Beimen- gung jungvulkanischer Komponenten stammt aus einem tektonisch sehr intensiv gefalteten Gebiet. Das Dacische beisst in unmittelbarer Năhe steil ’) Der Bataafsche Petroleum Mij. sei an dieser Stelle fiir die giitige Erlaubnis zur Veroffcntlichung dieser Mittcilungen unser Dank ausgesprochen. .JA Institutul Geologic al României IGRZ 8 P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 416 aus, und nur 500 m weiter nordlich beginnt die miozăne Serie. Bei der diskordanten Auflagerung des betreffenden Sandes und der Isoliertheit des Vorkommens scheint uns eine sekundăre Anreicherung aufgearbeiteten Tuffmaterials vorzuliegen. II. DIE DACISCHEN TUFFE VON CEPTURA-CĂLUGĂRENI-NEN- CIULEȘTI A) GEOLOGISCHE BESCHREIBUNG Was die geologischen Verhăltnisse des Gebietes von Ceptura-Călugăreni betrifft, verweisen wir auf die Profile und die geologische Karte von Preda'), die wir auch fur untenstehende Situationsskizze verwendeten. (Fig. 2). Fig. 2. — Geologische Skizze des Gebietes Ceptura-Călugăreni (nach D. M. PREDA). Bis jetzt wurden hier vier Vorkommen beobachtet, die sich iiber eine Zone von 5 km Lănge erstrecken. Ein Fundort liegt auf der Nordflanke, x) D. M. PREDA, Geologia și tectonica părții de răsărit a jud. Prahova. An. Inst. Geol. Rom., Voi. X, 1921—1924, pag. 1—82. Institutul Geologic al României 16 R/ 417 PLIOZĂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMĂNISCHEN KARPATHEN g drei liegen auf der Siidflanke des Ostendes der Cep tu ra -An ti- k 1 i n a 1 e. Diese geht hier gegen Osten iiber in die Siidflanke des Aufbru- ches von Salzformation, der sich von Dobrota ostwărts iiber Udrești-Tătarul- Călugăreni zieht. Die Siidflanke wird sudlich von Călugăreni durch die nor- male Schichtfolge des Pliozăns (Măotische, Pontische, Dacische, Levan- tine Stufe) gebildet. Sudlich von Tătarul in der Valea Barbiu erscheint die Ceptura-Antiklinale als schwache flexurartige Schwelle, wăhrend weiter westlich, im Cepturatal, die Antiklinale als selbstăndige Struktur mit pon- tischem Kern und dacischer Nord- und Siidflanke in Erscheinung tritt. Hier liegt, und zwar auf der Nordflanke, die westlichste Fundstelle. Im Folgenden beschreiben wir von Westen nach Osten fortschreitend die Vorkommen vom Ceptura-Călugăreni und lassen dann dasjenige von Nenciulești folgen. i. Valea Babei Dobra. 700 m ENE der Kirche von Rotari in einem siid- lichen Seitenzweig der Valea Babei Dobra, auf Hbhe 280 l)> kommt an einer etwa 1,5 m hohen, abrutschenden Bbschung unter der Humusdecke folgendes Profil zum Vorschein: 0,5 m tonige lignitische Kohle. 0,2 m weisser, feinkorniger, zerreiblicher Tuff; die Schicht ist aufgclbst in einzelnc Linsen und Brocken. 0,3 m tonige, lignitische Kohle. 0,5 m grauer, stark sandiger Mergel, im Liegenden mit Resten von Unionen und Melanopsis ; darunter folgt ein mehr plattiger Lignit. Der wenig ausgedehnte Aufschluss ist infolge von Abrutschungen aufgelockert, durchbewegt und mit Schutt durchsetzt; er diirfte gele- gentlich durch abrutschende Schuttmassen gănzlich bedeckt werden. Die Lignitc und die Fossilfiihrung deuten auf dacische Schichten. Die dacisch- levantine Grenze ist nicht unmittelbar aufgeschlossen, verlăuft aber ca 600 m ostlich von Rotari und wenig westlich von unserm Tuffaufschluss. Der Tuff liegt also im obern Dacischen. 2. Valea cu Mărăcini. Der zweite gute Aufschluss befindet sich in einem kleinen nbrdlichen Seitentălchen der Valea cu Mărăcini, cca 200 m NNE Punkt 260 und etwa 1 km siidlich von Malul Roșu. Hier ist im obern Teii einer steilen Bbschung folgendes Profil zu sehen, wobei die Schichten mit etwa io° nach Osten einfallen (Abb. 1): 0.2 m grauer sandiger Mergel. 0.2 m kohliger Mergel, auf den Schichtflăchen hăufig kleine Gipsrosetten. 0.2 m tonige, lignitische Kohle, z. T. erdig, z. T. blătterig. 0.15 m zerreiblicher weisser Tuff, feinkbrnig, hăufig mit Pflanzenabdriicken. ’) Die naheren Ortsangaben beziehen sich auf die topographische Karte i : 20.000 von Rumănien. 27 Institutul Geologic al României IO P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 418 0.3 m kohliger Mergel und mergelige erdige Kohle ; auf Kliiften und Schichtflă- chen hăufig pulverige, schwefelgelbe Beschlăge und kleine Gipsrosetten ; in diinnen Schniiren und Linsen Zwischenlagen von Tuff. Darunter folgt ein dunkelgrauer, etwas kohliger Mergel. Obwohl in diesen Schichten selbst keine Fossilien gefunden wurden, die beweisend wâren fur das dacische Alter, so ergibt sich doch die strati- graphische Stellung aus den Beobachtungen in der năchsten Umgebung. Im Liegenden des erwăhnten Aufschlusses ist in dem von Malul Roșu gegen Siiden sich erstreckenden Tal ein gutes dacisches Profil mit Ligniten, Porzel- Me = Melanopsis Ne = Neritina Un = Unio Viv = Viviparus An * Anodonta Hyd* Hydrobia. Schutt ' Humus Sand und.Mergei — Me 0,im kohl.Mergel.tlattrig 1 rn grauer Mergel - Me,Ne 4,sm Sand,wemg mergellg — Me luem — Un, Viv,Me,gr. An Blattabdr WAI’VP’ - schwefl.ErHor. u,2m «ndesittuFr O.arn Lignit.tonig-olâttng — Gtpsausschcidg 1 m grauer Mergel .etwas — Gipsausscheiaq kohiig (Hacniel) sch^eH £ moF. ),8m grauer Mergel.Stark - wqniq Foss Me .sandig,wenig kohhq J . kohhge Scfimitzen u Haute - schwefi. EFHor. grauer Mergel.nachunten Stark sandig im lignit.tonig piattig-bisitng - u im grauer sandiger Mergel — wenig Foss. Hyd, Viv Fig 3. — Aufschluss der Valea Budurească. laniten und dacischen Fossilsanden vorhanden. Die dacisch-levantine Grenze diirfte etwa 300 m ostlich unseres Aufschlusses verlaufen, und der Tuff wiirde stratigraphisch etwa 100 m unter dieser Grenze liegen. 3. Valea Budurească. Der beste Aufschluss liegt in der Valea Budurească, 1,5 km ostlich Malul Roșu, auf der linken Talseite, bei Punkt 234. Dieser Aufschluss wurde, wie schon bemerkt, von Protescu (26, pag. 255) kurz erwăhnt. In dem grossen Abbruch ist eine etwa 12 m măchtige Schichtserie aufgeschlossen, die einen sehr guten Einblick gewăhrt (Abb. 2 und 4). Zu dem obenstehenden Profil (Fig. 3) ist zu bemerken, dass die Grenzen Lignit-Mergel meist verwischt sind. Die Tufflage ist dagegen scharf begrenzt und in konstanter Măchtigkeit auf eine Distanz von iiber 20 m zu verfolgen. Der Tuff selbst bildet auch hier eine rein weisse, zerreibliche Masse, in der keine Vermengung mit den angrenzenden kohlig-mergeligen Sedimenten zu A Institutul Geologic al României ICR/ 419 PLIOZÂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMÂNISCHEN KARPATHEN ii beobachten ist. Hăufig sind dunkle Kristăllchen zu erkennen, die das Gestein unregelmăssig durchstăuben. Auffallend sind auch hier die auf einzelnen Schicht- flăchen der kohligen Sedimente angehăuften kleinen Gipsrosetten und die sie bcgleitendcn, schwefelgelben, pulverigen Belăge nicht brennbarer Ausbliihun- gen. Bei feuchter Witterung ist ein deutlich schwefliger Geruch festzustellen. Der ganze Schichtkomplex streicht NE-SW und falit mit 300 gegen SE ein. In der Siidecke des Aufschlusses tritt ein Porzellanit zu Tage, der mit der obersten kohligen Schicht in Verbindung steht. Etwa 40 m weiter siidlich lăsst sich nochmals ein kleiner Aufschluss in derselben Tuffschicht beobachten. Auch hier ist der Tuff begleitet von Lig- niten und kohligen Mergeln; Fossilien sind nestartig gehăuft (Unionen, Unio rumanus, Melanopsis, Neritina, Dreissensia polymorpha, uswj. In der Valea Budurească und ihrem obern Teii, der Valea Barbiu, ist ein ausgezeichnetes Profil durch die normale Pontisch-Dacisch-Levantine Serie aufgeschlossen, sodass — abgesehen von den in unserem Aufschluss beobachteten, schlecht erhaltenen Fossilien, den Ligniten und dem Por- zellanit, — kein Zweifel an der stratigraphischen Stellung des Tuffes be- stehen kann. Die dacisch-levantine Grenze wurde cca 200 m weiter siidlich am ostlichen Bachufer festgestellt. Hier treten iiber sandigen Mergeln mit mehreren Lignitlagen und Fossilschichten (Unio, stark bifarcinate Viviparen, grosse Anodonten, Neritinen, usw.) die ersten typischen levantinen Land- schneckenmergel auf. Der Tuff liegt demnach etwa 120 m unter dieser Grenze. 4. Călugăreni. Ein weiteres Tuffvorkommen wurde 250 m siidostlich Punkt 402 von Călugăreni beobachtet. Hier zieht sich iiber einen Weg ein Ausbiss von kohligen Mergeln und mergel igem Lignit und einer zwischen- lagernden, etwa 15 cm măchtigen Tuffschicht. Der Tuff zeigt makrosko- pisch dieselben Eigenschaften wie die schon erwăhnten Vorkommen; auch hier sind kleine Kristăllchen dunkler Gemengteile zu erkennen. Im kohligen Mergel treten dieselben schwefelgelben Beschlăge auf. Der Aufschluss liegt unmittelbar im Weg und ist daher nicht sehr deut- lich; die Schichten fallen mit etwa 150 nach SE, und der Tuff diirfte auch hier etwa 120 m unter der dacisch-levantinen Grenze liegen. Es sei hier noch erwăhnt, dass in den obersten 150 m des Weges, der von Malul Roșu im Dacischen ostwărts gegen die Valea Budurească hinunterfiihrt, — also zwischen Aufschluss 2 und 3 — zwei Tuffbrocken gefunden wurden, die auf ein weiteres Vorkommen in der Nahe deuten. Das Anstehende konnte jedoch nicht entdeckt werden. 5. Nenciulești. Das von Dr. G. Paliuc aufgefundene Tuffvorkommen von Nenciulești (Abb. 3) liegt auf Hohe 280 im Seitentălchen, das sich etwa 700 m nordlich der Miindung der Valea Huilele (=Valea Huipelor) gegen 27* A Institutui Geological României 16 R/ 12 P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 420 die Valea Sărăției bffnet. Wie schon bemerkt, ist das Vorkommen mit dem von Protescu (26 und 27) erwăhnten, weiter siidlich gelegenen Aufschluss nicht identisch, diirfte aber wohl darnit in Verbindung zu bringcn sein; der Abstand beider Vorkommen wiirde nur etwa 400 m betragen. Der Tuff liegt im Dacischen der Siidostflanke der Antiklinale von Ciu- hoiu-Monteoru. Sie ist in diesem Abschnitt krăftig iiberkippt und fălit mit etwa 500 gegen NW ein. Die Măchtigkeit der pontischen und dacischen Schichten ist von etwa 800 m auf hochstens 200 m reduziert. Die genaue stratigraphische Stellung des Tuffes ist daher schwer anzugeben. Er liegt jedenfalls im Bereich dacischer Lignite und sehr nahe der dacisch-levan- tinen Grenze. Protescu stellt seinen Tuff ins untere Dacische. Der Aufschluss wird gebildet von einer grossen Ausbruchsnischc eines rezenten Erdschlipfes, der auch jetzt noch in Bewegung ist, und dem noch vor wenigen Jahren einige Bauernhăuschen zum Opfer fielen. Von der etwa 60 m weiten Nische zieht sich der schmale Erdschlipf nach Art eines Glet- schers auf eine Lănge von etwa 500 m nach SE bis zum Haupttal. Im Ausbruchskessel ist folgendes Profil zu beobachten: miirbei- Sand mit Unionenbank (stratigraphisch oben). 4 m graue, etwas sandige Mergel, im Liegenden etwas kohlig. 0.05 m Fossilbank mit bifarcinaten Viviparen, Melanopsis, Theodoxus (conf. Th. licherdopoli STEF.) und Unionen. 1 m grauer, z. T. sandiger Mergel. 0.02—0.03 m gelbgrauer Tuff, ofters mit rotlichen Flecken, ziemlich hart. 0.05—0.3 m blăttriger Lignit. 0.3 m weisser bis schwach brăunlicher Tuff, bisweilen durchstăubt von dun- keln Gemengteilen, zerreiblich, mit Pflanzenresten. 0.3 m blăttriger, z T. mergeliger Lignit mit schwefelgelben Ausbliihungen und kleinen Gipsrosetten. 2 m miirber Sand. 0.05—0.1 m lignitische Mergel mit Viviparus, Melanopsis, Theodoxus und Unio, (stratigraphisch) darunter graue bis brăunliche sandige Mergel. Das ganze Profil diirfte noch dem Dacischen angehoren, jedoch nahe an der dacisch-levantinen Grenze liegen. Es lăsst sich nicht ohne weiteres entscheiden, ob das diinne obere Tuffbăndchen und die untere konstantere Lage derselben Schicht angehoren, in welcher der zwischenlagernde Lignit eine linsenartige Einschwemmung darstellen wiirde (schwankende Măch- tigkeit !). Auch wăre denkbar, dass das obere Băndchen umgelagertes Mate- rial der unteren Schicht darstellt. B) PETROGRAPHISCHE BESCHREIBUNG Die Tuffe der Gegend von Ceptura-Călugăreni und von Nenciulești sind sehr feinkbrnig und nur wenig verkittet, sodass sie meist brockelig zerfallen und sich leicht in ein feines Gesteinsmehl zerreiben lassen. Sie A Institutul Geologic al României 421 PLIOZÂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMĂNISCHEN KARPATHEN 13 besitzen rein weisse bis hellgraue Farbe, wodurch sie in grbsseren Auf- schliissen als leicht erkennbare Einlagerungen auffallen (Abb. i—4); zuweilen sind sie auch durch limonitische Lbsungen leicht gelblich bis brăunlich ge- fărbt. Hăufig enthalten sie pflanzliche Reste. Schon von blossem Auge oder mit der Lupe lassen sich oft kleine schwarze Punkte erkennen, die sich unter dem Mikroskop als Kristallfragmente von Hornblenden und Pyroxenen erweisen. Die viei hăufigeren Feldspat- kristalle treten in der Regel makroskopisch nicht hervor, da sie die gleiche Farbe besitzen wie die sie umgebende Grundmasse. Nur im Tuff der Valea Budurească mit seinen etwas grbsseren Kristallpartikelchen machen sich die Feldspăte manchmal durch ein leichtes Glitzern bemerkbar. Selbst in einem und demselben Gestein sind die Kristallteilchen nicht gleichmăssig verteilt, sondern hăufig lagenartig oder nesterweise angereichert. Die Grosse der Kristallteilchen wechselt von Ort zu Ort, ohne jedoch 0,5 mm zu iiber- steigen. Auch das Verhăltnis der hellen zu den dunkeln Gemengteilen ist gewissen Schwankungen unterworfen. Mikroskopisch untersucht wurden die Tuffe der oben beschriebenen Vorkommen 2 (Valea cu Mărăcini), 3 (Valea Budurească), 4 (Călugăreni) und 5 (Nenciulești). Die verschiedenen Gemengteile wurden, soweit ihre Grosse es gestat- tete, am Drehtisch eingemessen, wobei die Feldspăte vorzugsweise nach den Tafeln von Lit. 30 interpretiert wurden. Da die verschiedenen Vor- kommen trotz vielen gemeinsamen Ziigen gewisse Verschiedenheiten auf- weisen, sollen sie getrennt besprochen werden. Die Belegstiicke befinden sich im Naturhistorischen Museum der Stadt BaseL 1. Tuff der Valea Budurească. Dieser Tuff zeichnet sich durch ein sehr reichliches Auftreten von Kristallfragmenten aus, die in einzelnen Nes- tern bis mehr als 60% der Gesteinsmasse ausmachen. Zudem sind die Kri- stallteilchen verhăltnismăssig gross (bis zu 0,5 mm). In einer isotropen Grundmasse trifft man vorwiegend Plagioklas, dann in abnehmender Reihenfolge braune Hornblende, Hypersthen, Augit und Magnetit. Die Hornblende iiberwiegt iiber die Pyroxene, und unter diesen wierderum der Hypersthen iiber den Augit. Quarz wurde nicht beobachtet. Ungefăhre Mengenverhăltnisse: Grundmasse 35%, Plagioklas 50%, Horn- blende 8%, Hypersthen 4%, Augit 2%, Magnetit 1%. Die von Wetzel (15, pag. 158) aus dem gleichen Gestein erwăhnten Orthoklase diirften wohl auf einem Irrtum beruhen. Die Kristallfragmente besitzen meist unregelmăssig eckige Form; zu- weilen sind sie teilweise, aber nie vollstăndig kristallographisch umgrenzt; so besonders die prismatisch ausgebildeten Hornblenden und Pyroxene, seltener der Plagioklas. Die grbssten Teilchen erreichen Dimensionen von Institutul Geologic al României 16 R/ 14 P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 422 0,3—0,4 mm; schmale Hornblendeprismen konnen bis 0,5 mm lang werden (Abb. 5 und 6). Der Plagioklas bildet isometrische oder gestreckte Korner, die infolge ihrer ziemlich hohen Lichtbrechung aus dem niedrig brechenden Gesteinsglas gut hervortreten. Er ist stets frisch und zeigt keinerlei Umwand- lungserscheinungen ; bisweilen fiihrt er kleine tropfenartige Einschliisse von brăunlichem Gesteinsglas. Er besitzt gute Spaltbarkeit nach (001) und hăufig einen deutlichen Zonarbau. Zwillingsbildungen sind verbreitet; meist bestehen sie aus zwei Individuen und sind manchmal durch einspringende Fedorow - Nikitin - Diagramm im Ver- gleich mit der Migrationskurve nach Reinhard (Lit. 30, Tafel 2). Winkel deutlich als Wachstumszwillinge charakterisiert; mehr untergeordnet finden sich auch polysynthetische Zwil- linge. Zwillingsebene ist in den aller- meisten Fâllen (010), nur ausnahmsweise (001) oder die Periklinebene. Am Dreh- tisch konnten mit Sicherheit die fol- genden Zwillingsgesetze bestimmt wer- den: Albit fiinfmal, Komplex Albit- Karlsbad viermal, Karlsbad dreimal, Periklin zweimal. Die relative Hăufigkeit der Gesetze Karlsbad und Komplex Albit-Karlsbad stimmt mit den von G. Paliuc (22) und E. Wenk (39) an An- desiten des siebenbiirgischen Beckens gemachten Beobachtungen uberein. Der Plagioklas konnte in den meis- ten Fâllen als Labrador von 55 — 60% An interpretiert werden; basischere Kerne fiihrten auf 60—70% An. In vereinzelten Fâllen wurden Feldspăte mit einem An-Gehalt von 40—50% festgestellt; ob es sich dabei um saurere Randpartien derselben Feldspăte oder um Feldspăte anderer Abkunft handelt, Hess sich nicht entscheiden. Eine Projektion der Flăchenpole (oro) in das nach den optischenVektoren orien- tierte Fedorow-Nikitin-Stereogramm (Lit. 30, Tafel 2) bestatigte die von G. Paliuc und E. Wenk gemachte Erfahrung, dass die Flăchenpole oft ziemlich weit von der Migrationskurve entfernt sind, auch wenn die Feldspăte selbst gut eingemessen werden konnten (Fig. 4). Auch beim Axenwinkel 2V, der in der Regel zwischen 4- 76° und + 83° schwankt, zeigten sich in einzelnen Fâllen gewisse Abweichungen, die aber keinerlei Gesetzmăssigkeit ergaben. Die braune basaltische Hornblende ist stets frisch und zeigt keine Umwandlungserscheinungen, auch nicht die in den Andesiten Siebenbiirgens so hăufigen Opazitrănder. Sie besitzt krăftigen Pleochroismus: n«=schmut- zig gelbbraun, n/> und na= dunkelbraungriin. Sie zeigt die normale optische Orientierung mit b = n/3 und c : ny = 9—n°. Der Axenwinkel betrăgt—75°. Institutul Geologic al României 423 PLIOZÂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMÂNISCHEN KARPATHEN 15 Es handelt sich also um eine basaltische Hornblende, wie sie in den Andesiten Siebenbiirgens recht hăufig vorkommt. Der Hypersthen ist durch den gewbhnlichen Pleochroismus von na = rbtlich zu ny = blassgriin und die gerade Ausldschung in den Schitten der Prismenzone gekennzeichnet. Sein Axenwinkel betrăgt — 59—6o°. Der auftretende A u g i t ist ein gewohnlicher Augit von blassgriiner Farbe und schwachem Pleochroismus mit der Ausldschung c : ny = 46°. Die Grundmasse besteht aus Aschenteilchen von 0.02—0.03 mm Grosse, die die charakteristische splittrige Form mit konkav begrenzten Umrissen besitzen. Sie sind vollkommen isotrop und haben geringere Licht- brechung als Kanadabalsam. Zwischen den Aschenteilchen ist hăufig eine limonitische Substanz abgelagert worden, die der Grundmasse in einzelnen Flecken ein brăunliches Aussehen verleiht. Hie und da finden sich unregelmăssige limonitische Massen, die von Hbfen fein verteilter limonitischer Substanz umgeben werden. Ob dieselben als Ab- sătze limonitischer Losungen an Ort und Stelle zu deuten oder durch Umwand- lung aus Eisenoxyden oder Pyrit entstanden sind, lăsst sich nicht entscheiden. Immerhin ist darauf aufmerksam zu machen, dass fein verteilte Eisenerze gerade in den Andesiten der siidlichen Hârghita eine grosse Rolle spielen und die dort so hăufige rbtliche Fărbung der Andesite verursachen. Von Biotit wurden keine Kristallfragmente beobachtet. Hingegen wurde in einem Fall ein 0.2—0.3 mm grosses, brăunliches Gesteinskorn angetroffen, das neben Feldspat viele Biotitschiippchen von 0.02—0.05 mm Grosse, rot- brauner Farbe und krăftigem Pleochrosmius fiihrte. Hin und wieder beobachtet man parallelfaserige Aggregate eines farblosen Minerals, dessen Brechungsindex deutlich hoher als der des Kanadabalsams, aber etwas geringer als der des Labradors ist; unter gekreuzten Nicols zeigen die spindelartig sich ablbsenden Fasern bei positiver Hauptzone eine Auslb- schung von 7—90. Stets werden diese Bildungen von einer schmalen Zone limonitischer Substanz umgeben. Bald besitzen sie die Form lănglicher Rbhren, bald auch rundliche Gestalt mit randlichen Scheidewănden. Nach der Ansicht von Dr. M. Reichel handelt es sich jedenfalls um pflanzliche Reste, die aber nicht genauer bestimmt werden konnen; sie erinnern etwas an Querschnitte durch Stengel und Friichte von Characeen. Die Fullmasse dieser Pflanzen- reste durfte aus einer Kieselsăuremodifikation bestehen (Quarzin ?). Endlich wurde in einem Falie auch ein tropfenartig zusammengesetztes, isotropes Gebilde von der Lichtbrechung des Feldspats angetroffen, wie solche im Tuff der Valea cu Mărăcini hăufig vorkommen. 2. Tuff von Călugăreni. Dieser Tuff unterscheidet sich von dem soeben besprochenen wesentlich nur durch das spărlichere Auftreten der hier meist bedeutend kleineren Kristallfragmente. Institutul Geological României VigrZ i6 P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 424 Die doppelbrechenden Gemengteile sind wiederum dieselben: Plagioklas (Andesin-Labrador vom 45:—55% An) herrscht vor, dann folgen braungriine Hornblende, Flypersthen und Augit sowie Magnetit. Die Grosse der Kri- stallteilchen schwankt meist zwischen 0.05 und 0.12 mm; doch tritt gerade der Feldspat noch in vielen sehr kleinen Kornchen (o.01—0.03 mm) auf, die nur schwach polarisieren, sodass der Gehalt an deutlich anisotropen Ge- mengteilen bedeutend grosser ist, als es auf den ersten Blick scheint. Die Grundmasse ist sehr frisch und besteht vorwiegend aus isotropen Aschenteilchen von 0.02—0.03 mm Grosse und negativem Relief; diese zeigen die gewohnten, hăufig konkav eingebuchteten Umrisse. Sehr reichlich sind in der Grundmasse kleine farblose, oft gut kristallographisch umgrenzte, aber isotrope Kornchen von 0.04—o. 10 mm Grosse vertreten, die selbst gegeniiber der Grundmasse deutlich negatives Relief aufweisen und durch eine kbrne- lige Innenstruktur leicht brăunlich erscheinen; bisweilen enthalten sie hoher lichtbrechende Reste von optisch anisotroper Feldspatsubstanz. Ahnliche Bil- dungen trifft man in noch viei grosserem Ausmass im Tuff der Valea cu Mără- cini. Diffus verteilte limonitische Substanzen fehlen, doch finden sich hie und da limonitische Anreicherungen, die meist recht gut umgrenzt sind. Ungefăhre Mengenverhăltnisse: Grundmasse und isotrope Gemengteile 80, Plagioklas 17, Hornblende 1.1, Magnetit 0.9, Hypersthen 0.7, Augit 0.3%. 3. Tuff der Valea cu Mărăcini. Dieser Tuff ist durch einige eigenartige Erschcinungen gekennzeichnet, die als Ergebnis einer Aufschmelzung gedeu- tet werden. Untersucht man den Tuff unter dem Mikroskop ohne Analysator (Abb. 7), so beobachtet man in einer feinkornigen Grundmasse, die nicht mehr als 55% der gesainten Gesteinsmasse einzunehmen scheint, eine grosse Anzahl von Kristallfragmenten meist von 0.15—0.25 mm Grosse, unter denen die Feldspăte vorzuherrschen scheinen, wăhrend Hornblende und Magnetit zuriicktreten. Ausserdem fallen Agglomerationen tropfenartiger Gebilde auf, die in ihrer ăusseren Form an Insekteneier oder Fischrogen erinnern. Schaltet man den Analysator ein, so ist man nicht wenig erstaunt iiber den geringen Gehalt an doppelbrechenden Mineralien, der kaum 10% errei- chen diirfte. Nicht nur verhalten sich die tropfenartigen Bildungen voiikommen isotrop, auch der grbsste Teii der feldspatăhnlichen Teilchen bleibt beim Dre- hen zwischen gekreuzten Nicols vollkommen dunkel. Die interessantesten Gemengteile sind die feldspatartigen Mineralien, die — ob anisotrop oder isotrop — in durchaus gleicher Weise ausgebildet sind. Bald zeigen sie unregelmăssig eckige Umrisse, bald sind sie gut kristallographisch umgrenzt. Zonarbau und Spaltbarkeit sind deutlich erkennbar und in der Regel bei den isotropen Kornern noch besser ausgebildet als bei den aniso- tropen. Sehr hăufig beobachtet man Ubergănge von anisotrop zu isotrop, insbesondere anisotrope Reste in isotroper Substanz. Institutul Geologic al României ICR 425 PLIOZÂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMĂNISCHEN KARPATHEN 17 Die anisotropen Feldspăte (Plagioklase) zeigen das gewbhnliche Verhal- ten. Sie besitzen ziemlich hohe Lichtbrechung, normale Doppelbrechung und sind in ublicher Weise verzwillingt. Aus den wenigen Bestimmungen, die am Drehtisch ausgefiihrt werden konnten, ergab sich eine Zusammen- setzung von 45—55% An bei Verzwillingung nach dem Albit- und dem Karlsbadergesetz. Die Messungen stimmten recht ordentlich, und auch der Axenwinkel zeigte nur unerhebliche Abweichungen ’). Die isotropen Korner sind in zweierlei Form ausgebildet. Die eine Form bildet homogene farblose Korner von positivem Relief und hoher Lichtbre- chung, die nur um sehr wenig geringer ist als die der anisotropen Feldspăte. Uberhaupt unterscheidet sie sich von diesen letzteren wesentlich nur durch *) WETZEL (15, pag. 159) gibt auch von diesem Gesteine eine kurze Beschreibung und erwâhnt, dass « die Feldspăte (namentlich Kalifeldspăte) stărker zersetzt » seien. Auch hier diirfte wohl cin Irrtum vorliegen. In den von uns gesammelten Proben wurde kein Kalifeldspat angetroffen. Auch in den vielen von uns untersuchten Andesiten der siidlichen Hârghita haben wir nie Kalifeldspat getroffen. P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 426 das Fehlen der Doppelbrechung. Die zweite Form zeigt hohes, aber negatives Relief; ihr Brechungsindex ist sogar kleiner als der der Aschenteilchen, so dass auch die isotropen Korner der zweiten Form deutlich aus der Grund- masse hervortreten. Sie sind von vielen schmalen Rissen durchzogen und erscheinen wie aus vielen kleinen Kornchen zusammengesetzt, sodass sie — obwohl farblos — infolge der Lichtbrechungsverhăltnisse ein brăunlich be- stăubtes Aussehen erhalten. Da die isotropen Teilchen beider Typen hăufig gute kristallographische Umgrenzung und selbst Spaltbarkeit und Zonarbau aufweisen, so darf angenommen werden, dass sie aus gewohnlichen Feldspă- ten entstanden sind und wahrscheinlich sogar aus umgelagerter Feldspatsub- stanz bestehen (Abb. 8 und 9, Fig. 5, b.c.h.i). Dies scheint umsomehr der Fall zu sein, als die isotrope Substanz mit der normalen Feldspatsubstanz durch allmăhliche Ubergănge verbunden ist. Hăufig beobachtet man anscheinend einheitliche Kristalle von positivem Relief, von denen zwischen gekreuzten Nicols oft nur ein kleiner Teii pola- risiert. Die doppelbrechende Substanz bildet manchmal zusammenhăngende Massen (Fig. 5, a.k), hăufiger aber ist sie in kleine Flecken und Fetzen auf- gelost (b.f.m); bisweilen dringt die isotrope Substanz lăngs Spaltrissen ins Innere der anisotropen vor und sucht dieselbe in mehrere Teile zu zerlegen (a.b); manchmal ist sie von der positiv isotropen Substanz scharf abgegrenzt (k.m), manchmal geht sie allmăhlich in sie iiber (d). Die doppelbrechenden Flecken und Fetzen eines Kristalls besitzen — abgesehen von Zwillingsbil- dungen und Zonarbau — stets gemeinsame Ausloschung. Es entsteht so der Eindruck, dass die anisotrope Feldspatsubstanz nach aussen hin in die positiv isotrope Substanz umgewandelt worden ist, wie dies z. B. als Folge beginnen- den Schmelzens hatte geschehen miissen. Ebenso bestehen Ubergănge von der positiv isotropen zur negativ isotro- pen Substanz. Im allgemeinen tritt die letztere mehr randlich auf (Fig. 5, f.k.l). In der Regel grenzt auch die anisotrope nicht direkt an die negativ isotrope Substanz, sondern geht durch Vermittlung einer manchmal nur schmalen Zone von positiv isotroper Substanz in sie iiber. Es hat so den Anschein, als stelle die negativ isotrope Substanz ein etwas spăteres Auf- schmelzungsstadium dar. Hingegen beobachtet man auch sehr hăufig, dass die negativ isotrope Substanz gerne in bestimmten Zonen des Feldspats auf- tritt, wăhrend benachbarte Zonen gleichmăssig positives Relief besitzen (h.l). Es kann selbst der Fall eintreten, dass das Zentrum eines Kristalls von nega- tiv isotroper Substanz gebildet wird, wăhrend sich am Rând eine mehr oder we- niger schmale Zone positiv isotroper Substanz mit anisotropen Resten befindet (e.g.n). Solche Zonen negativ isotroper Substanz haben ein ăhnliches Ausse- hen wie die von G. Paliuc (22) beschriebenen Einschlusszonen: «Die Glas- einschliisse finden sich im allgemeinen in bestimmten Teilen des Wirtkri- stalls angehăuft und rufen dort eine Triibung des Feldspats hervor; das Aus- K M Institutul Geologic al României \ ICR/ 427 PLIOZĂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMĂNISCHEN KARPATHEN 19 sehen solcher Teile ăhnelt dem der Grundmasse. In den meisten Fâllen ist die Feldspatsubstanz in den einschlussreichen Teilen selbst nicht homogen; zwischen gekreuzten Nicols beobachtet man leicht, dass sie sich aus manchmal scharf begrenzten saureren und basischeren Teilchen zusammensetzt». Die Natur der negativ isotropen Substanz ist nicht ganz leicht zu deuten. Glas- einschliisse des urspriinglichen Feldspats mogen daran beteiligt sein, beson- ders wo die negativ isotrope Substanz zonar im Feldspat auftritt. Aber in vielen Fâllen scheint auch eine weitere Aufschmelzung der positiv isotropen Substanz stattgefunden zu haben, wobei dieselbe in eine Anzahl kleiner Kornchen aufgelost wurde, die von Glaspartikelchen umgeben sind. Es ist moglich, dass die Zonen vorwiegend negativ isotroper Substanz etwas sau- rere Zusammensetzung besassen und daher von der Aufschmelzung etwas friiher und stărker betroffen wurden. Moglicherweise wurde bei der weiteren Aufschmelzung die Feldspatsubstanz in negativ isotropes Gesteinsglas um- gewandelt. Jedenfalls ist dar- auf aufmerksam zu machen, dass auch die negativ iso- trope Substanz stets scharf von der Grundmasse abge- grenzt ist und nie allmăh lich in sie iibergeht. 0, 2 mm Fig. 6. — Tropfenartige Agglomerationen, vermut- lich aus aufgeschmolzener Feldspatsubstanz bestehend. Die tropfenartigen Gebilde, die zu insekteneierăhnlichen Agglomerationen vereinigt sind (Abb. 9 und 10, Fig. 6), sind vollkommen isotrop und farblos, besitzen homogenes Aussehen und eine ăhnlich hohe Lichtbrechung wie die positiv isotrope Feldspatsubstanz. Relikte anisotroper Substanz fehlen. Es diirfte sich bei diesen Bildungen um eine Vereinigung der durch die Auf schmelzung der Feldspăte entstandenen Mineraltropfen handeln, die durch plotzliche Abkiihlung in diesen tropfenartigen Aggregaten erstarrten. Unter den Mineralgemengteilen trifft man ferner Fragmente von griin- brauner und griiner Hornblende sowie Korner von Magnetit, die bald kri- stallographisch umgrenzt, bald auffăllig gerundet sind. Doch treten sie gegen- ilber dem Feldspat stark zuriick. Pyroxene wurden nicht beobachtet. Hăufig treten auch gut umgrenzte limonitische Massen auf. Die Grundmasse besteht wiederum aus isotropen Aschenpartikelchen von negativem Relief; sie ist stellenweise durch diffus verteilte limonitische Sub- stanz etwas braunlich gefârbt. Von besonderem Interesse sind einige weitere Gemengteile, die aller- dings nur ganz vereinzelt angetroffen wurden. Es handelt sich dabei gleich- falls um eckig umgrenzte Kornchen, deren Grosse zwischen o. 10—0.25 mm schwankt. So wurden in mehreren Fâllen Quarzkdrnchen festgestellt; in Institutul Geologic al României 20 P. ICELTERBORN und A. STRECKEISEN 428 einem Fall fanden sich darin lange nadelformige Einschliisse eines pleochroi- tischen Minerals, wahrscheinlich Rutil; in einem andern Fall enthielt der Quarz Flussigkeitstropfen. In zwei Făllen wurden Gesteinskbrner von 0.15 mm Grosse angetroffen; das eine bestand aus Kornchen von Quarz und Feld- spat, das andere nur aus solchen von Quarz; es diirfte sich also um Splitter- chen von Arkosen und Quarziten handeln. Ein anderes Korn von 0.25 mm Grosse fiihrte schmutzig griinbraunen Biotit, Quarz und etwas Feldspat. Die genannten Korner besitzen wohl alle einen nicht-vulkanischen Ursprung; entweder sind sie bei der Eruption von den Schlotwănden mitgerissen worden, oder sie wurden durch die gleichen Winde von Sediment- oder Grund- gebirgs-Aufschliissen hergetragen, die in der Vulkangegend, auf dem Wan- derungswege oder im Ablagerungsgebiet zur Zeit der Eruption zufăllig ent- blosst waren. Etwas anderer Herkunft scheint ein vereinzeltes Korn von 0.25 mm Grosse zu sein, das viele kleine rotbraune Biotitschiippchen, Magnetit- kornchen sowie isotrope, stark lichtbrechende Nădelchen und Kornchen (Feldspatsubstanz ?) enthălt. Ungefăhre Mengenverhăltnisse: Grundmasse 55%, isotrope Feldspat- substanz (inel. Tropfenaggregate) 35%, anisotrope Feldspatsubstanz 7%, Hornblende 1%, Magnetit 1%, Limonit 1%. 4. Tuff von Nenciulești. Der Tuff von Nenciulești besteht in seiner unte- ren, măchtigeren Lage aus einem weissen, bisweilen leicht gelblich bis brăun- lich gefărbten feinkornigen Gestein, in dem mit der Lupe kleine schwarze Punkte und Stăbchen (Hornblendekristalle) erkennbar sind. In einer vor- wiegend isotropen, nur wenig zersetzten Grundmasse liegen sehr reichlich Kristallfragmente, deren Grosse zwischen 0.1 und 0.4 mm schwankt. Unter ihnen iiberwiegt der Plagioklas, ein Labrador von 55—60% An, oft zonar gebaut mit basischerem Kern; sein Axenwinkel betrăgt + 770--------F 78°. Der Plagioklas ist stets frisch und hăufig nach dem Albit- und Karlsbader Gesetz verzwillingt. Manche Kristalle zeigen zahlreiche kleine runde Glaseinschlusse (mit negativem Relief), andere sind frei von solchen; in wieder ander n sind die Einschliisse auf den Kern oder auf einzelne Zonen beschrănkt. Ein Unter- schied in der Zusammensetzung oder in der Lage der Indikatrix bei Kristallen mit und ohne Glaseinschlusse konnte nicht festgestellt werden. Neben dem Plagioklas tritt reichlich eine rein bis schmutzig griine, hăufig etwas ins Brăun- liche iibergehende Hornblende auf. Fragmente von Augit sind sehr selten. Hypersthen wurde nicht angetroffen, ebensowenig Quarz. Hingegen beob- achtet man oft kleinere und grossere Erzkorner sowie konkretionăre Bil- dungen limonitischer Substanz. Hie und da finden sich isotrope tropfenar- tige Agglomerationen, bisweilen mit Erzkornern untermischt. In der fast iso- tropen, meist stark brăunlich gefărbten korneligen Grundmasse liegen viele kleine Aschenteilchen mit konkaver Umgrenzung und negativem Relief. :A Institutul Geologic al României 16 RZ 429 PLIOZÂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMĂNISCHEN KARPATHEN 21 Ungefăhre Mengenverhăltnisse: Grundmasse 50%, Plagioklas 40%, Horn- blende 7%, Erz 3%. Dieser Tuff wurde analysiert (vgl. Seite 431). Die obere, diinne Tufflage stimmt mit dem eben beschriebenen Gestein im wesentlichen iiberein; sie unterscheidet sich von ihm hauptsăchlich durch cin noch stărkeres Zuriicktreten der Grundmasse (cca 40%). Diese erscheint hăufig von limonitischen Substanzen infiltriert und zementiert, sodass das Gestein dann ein braunrotes Aussehen gewinnt. Als Kristallfragmente treten auf Plagioklas (iiberwiegend), braungriine Hornblende (ny=grun, n/f=brăun- lich, nu =hellgriin) und Erz, selten Augit. Der Plagioklas ist ein saurer Labra- dor von 55—60% An mit basischerem Kern (70—75% An). Isotrope tropfen- artige Agglomerationen treten sehr reichlich auf; die einzelnen Tropfen besitzen rundliche oder lăngliche Form oder sind gar zu langen, manchmal gebogenen und verdrehten Făden ausgezogen; bisweilen enthalten diese Agglomerationen wohlumgrenzte Plagioklaskristalle und Erzkorner. Nicht selten kommen auch kleine Andesitbruchstiicke vor, deren Grundmasse aus mehr oder weniger limonitisch zersetzter glasiger Substanz, zuweilen sogar ganz aus Plagioklasmikrolithen und Erzkornchen besteht. Angesichts der guten petrographischen Ubereinstimmung kann kein Zweifel daran sein, dass diese obere Tufflage der unteren vollig entspricht, von der sie auch nur durch das Lignitband getrennt ist; man konnte sehr wohl, wie schon im geologischen Teii erwăhnt, von einem einzigen Tuff reden. C) CHEMISCHE ZUSAMMENSETZUNG Eine chemische Analyse des Tuffs der Valea Budurească, die Molekularnorm nach NIGGLI Molekularwerte nach NIGGLI a b a b a SiO2 58.64 59-27 si 219 249 Q 22.19 TiO2 alo. 0.88 17.81 0.60 17-07 al 39 42 Or Ab 1 Fsp 28.36 68.84 Sal 91-03 Fe2O2 2.60 o-93 fm 13-5 15 An 29-43 ' c 31.8 26 I‘eO i-55 r-95 alk MnO Sp 0.05 15-7 17 Di 3.16 Fem 6.46 MgO 0.24 0.80 k .28 .27 Wo 1.00 CaO 7-95 5-75 mg •10 -33 Mt 2-3° NasO 312 3.08 K2O 1.85 1-74 cjfm 2.36 1.73 Ap 1-74 Acc p2o6 0.81 0.83 qz +56+92 Rut 0.77 I 2.51 H.O + 3.96 5.16 H2O — 0.76 0.66 Normativer Feldspat : Or16 Ab41 An43 CO» 0.00 n. b. Normativer Plagiokla s : Ab49 An51 SiO2 (ohne H2O auf 100% berechnet) : 100.17 100.03 ') a: 61.43 b: 62.91 ’) mit 0.19 BaO. o.u SrO, o.u Li2O, 0.76 SO2, 0,01 selt. Erden, 0,97 organ. Subst. Institutul Geological României 22 P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 43° von Dr. P. Bearth im Mineralogisch-Petrographischen Institut der Univer- sităt Basel ausgefiihrt wurde, ergab das vorstehend unter fa) verzeichnete Resultat. Zum Vergleich fugen wir unter (b) die Werte bei, die Frău- lein Dr. M. Bendig bei der Analyse des gleichen Gesteins erhielt (15, Pag- 159)- Bis auf den Kalkgehalt stimmen die beiden Analysen recht gut uberein; der betrăchtliche Unterschied im CaO findet seine Erklărung, wenn man bedenkt, dass das Gestein nicht vollig homogen ist, sondern die Kristallfrag- mente (besonders Plagioklase) nesterweise angereichert enthălt. Einer solchen Anreicherung entspricht die Analyse (a). Seinem Chemismus nach wiirde das Gestein am ehesten zum andesin- bis labradorfelsitischen Magmentypus zu stellen sein, der durch starkes Uber- wiegen von c iiber fm bei mittlerem si gekennzeichnet ist: SI Andesittuff V. Budurească . . . / ? l b zig Quarzaugitdiorit, English Mt., Calif. (21, pag. 140) .... 232 al fm c alk k mg 42 ’5 26 17 .27 •33 t-37 + 92 39 13-5 31.8 15-7 .28 .10 2.36 + 56 35 14 36 15 .04 •73 2-55 + 72 Eine grosse Ahnlichkeit, besonders mit Analyse b, zeigt auch der Biotit- Hornblende-Andesit von Tușnad in der siidlichen Hârghita (13): si al fm c alk k mg c/fm qz Biotit-Hornblende-Andesit, Tușnad . 217 44.5 15.5 21 19 .21 .32 r.33 4-41 Nun ist der Chemismus von Tuffen mit dem von Eruptivgesteinen nicht ohne weiteres zu vergleichen, da bei ihrer Bildung in vielen Făllen wăhrend des Transports durch die Luft eine Auswahl der Gemengteile nach Grosse und spezifischem Gewicht stattgefunden hat. So scheinen im vorliegenden Tuff, insbesondere in der Probe a, die Plagioklase stark angereichert zu sein, wăhrend die spezifisch schwereren Pyroxene und Hornblenden wohl năher am Eruptionsort abgelagert worden sind, die leichten Aschenteilchen aber teilweise noch weiter weggetragen wurden. Daraus erklărt sich nun auch das hohe c und sein starkes Uberwiegen iiber fm. Ganz ăhnliche Verhăltnisse trifft man z. B. beim Pyroxenandesittuff von Cojocna (Kolozs), bei dem nach Angaben von J. v. Szâdeczky (35, pag. 21) gleichfalls die Plagioklase sehr stark angereichert sind, wăhrend die glasige Grundmasse iiberhaupt nur ’/s b>s '/2 der gesamten Gesteinsmasse ausmacht: Tuff von Cojocna si al fm c alk k mg dfm qg 176 36 18.7 33.7 11.6 .09 .16 1.80 +28 Der Tuff von Nenciulești (untere, măchtigere Lage) wurde von Fraulein V. Pasca an der Rumănischen Geologischen Landesanstalt ana- lysiert und ergab folgende Werte: 431 PLIOZÂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMĂNISCHEN KARPATHEN 23 I II Mittel Molekularwerte nach NlGGLI Molekularnorm nach NlGGLI SiO2 5°-29 50.41 50.35 si 207.5 Q 30.33 TiO2 A12O3 Fe2O3 0.56 21.34 2.88 0.51 21.01 3-24 0.54 21.18 3.06 al 5i-3 20.7 Or Ab An 5’36 1 Fsp 39 83 19.48 1 Sal 88.78 FeO o,39 — o-39 alk 7-8 Sil 18.62 MnO Sp. — Sp. MgO CaO 1.64 4-54 1.58 4.61 1.61 4-58 k .26 Di Mt 6-45 0.87 Fem Na2O i-44 — i-44 mg •48 Hem 8-44 K.,O PiĂ 0.78 0.91 — 0.78 0.91 dfin 0.97 Ap 2.24 Acc HSO+ 5.64 —- 5.64 Rut o-54 2.78 H2O— 9.67 — 9.67 92 + 76 IOO. 08 100.15 Normativer Feldspat: 01'13.6 637.5 Normativer Plagioklas Ab43.6 Ani8.5 SiO2 (ohne H2O auf 1 00% berechnet)' 59.35 Charakteristisch fiir dieses Gestein ist der nach dem mikroskopischen Befund unerwartet hohe Tonerdeuberschuss, der in der Norm zur Berechnung von Sillimanit in ansehnlicher Menge fiihrt. Es entspricht keinem Eruptiv- chemismus mehr; sein Projektionspunkt fălit im Konzentrationstetraeder weit neben das Eruptivfeld ins Tonerdefeld hinein. Bei dem reichlichen Auftreten von Kristallfragmenten (besonders von Plagioklas) ist dieser hohe Tonerde- uberschuss einigermassen verwunderlich, wenn auch die Grundmasse schon etwas stărker zersetzt ist als bei den Tuffen von Ceptura-Călugăreni; die kor- nelige Substanz dieser Grundmasse, die die kleinen Aschenteilchen umgibt, ist jedenfalls verhăltnismăssig tonerdereich; auch ist leicht moglich, dass in der analysierten Probe die Kristallfragmente stărker zuriicktreten als im Diinnschliff. Ein Vergleich mit dem Tuff der Valea Budurească zeigt eine recht gute Ubereinstimmung im Kieselsauregehalt. Der grosse Unterschied in den Basen- werten ist vor aliem auf die verschiedenen Mengenverhăltnisse, d. h. auf die starke Anreicherung der Plagioklase im Tuff der Valea Budurească zuriick- zufuhren; jedenfalls spricht er an sich nicht gegen eine genetische Verkniip- fung der beiden Tuffe. Sind die beschriebenen Gesteine als Dazittuffe oder als Andesittuffe anzusprechen ? Wenn auch der allerdings nur sehr untergeordnet auftretende Quarz wahrscheinlich exogener Plerkunft ist, so ergeben die Analysen doch einen verhăltnismăssig hohen Gehalt an normativem Quarz und stark posi- tive Quarzzahlen. Auch das fiir Andesite schon recht hohe SiO2 (59—63% wasserfrei) zeigt, dass die Tuffe zum mindesten von sauren Andesiten abstam- men, die bereits zu Daziten uberleiten. Andrerseits ergeben Mineralbestand und Chemismus, dass sich die Tuffe zwanglos mit den typischen Andesiten Institutul Geologic al României 24 P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 432 der Hârghita in Verbindung bringen lassen, weshalb sie auch als Andesittuffe bezeichnet werden miissen. Dies umsomehr, als die chemisch untersuchten Dazittuffe des Karpathenrand-Gebietes und des siebenbiirgischen Beckens (vgl. Seite 436), die allerdings hăufig mit sedimentogenem Material vermischt sein mogen, einen betrăchtlich hoheren SiO2-Gehaltaufweisen. D) ZUSAMMENGEHORIGKEIT der einzelnen vorkommen Zunăchst ist zu fragen, ob ihre petrographische Beschaffenheit es gestattet, die drei beschriebenen Tuffe von Ccptu r a-C ă 1 u g ă r e n i als zusammen- gehorig zu betrachten, auf einen gemeinsamen Ursprung zu beziehen und in einen einzigen stratigraphischen Horizont zu stellen. Gewisse Unterschiede sind nicht zu leugnen; sie betreffen vor aliem die Grosse der Kristallfragmente und ihr Mengenverhăltnis zur Grundmasse. Nun sind dies aber Eigenschaften, die ausserordentlich von Zufălligkciten abhăngig sind: stărkere Winde brin- gen grbssere Kristallteilchen und tragen die Aschenteilchen noch weiter fort; schwâchere Winde setzen die grbberen Teilchen năher am Vulkanschlot ab und erzeugen dort Aschentuffe, wo vielleicht noch am Vortag Kristalltuffe abgelagert wurden; zudem spielt auch die Windrichtung eine Rolle. Zwar ist der Abstand der einzelnen Vorkommen verschwindend klein im Vergleich zur Distanz zu den Eruptionszentren, und es ist daher im Ablagerungsgebiet fiir einen bestimmten Zeitpunkt ein einigermassen gleichfbrmiges Material zu erwarten. Da aber von jedem Vorkommen nur ein Diinnschliff und nicht die ganze Schicht untersucht wurde, ist es durchaus mbglich, dass in demsel- ben Aufschluss die Typen der verschiedenen Vorkommen vereinigt auftreten. Grosse der Gemengteile und quantitative Verhâltnisse sind deshalb fiir die Beurteilung der Zusammengehbrigkeit nicht von ausschlaggebender Bedeutung. Viei wichtiger sind qualitative Angaben. Die Feldspăte der drei Tuffe sind ziemlich ăhnlich; wenn sie bei Călugăreni und Valea cu Mărăcini ein wenig saurer sind, so entsprechen sie dabei in ihrer Zusammensetzung gut den saureren Randzonen der Feldspăte der Valea Budurească; da sie zudem kleiner sind, kbnnen sie etwas spăter ausgeschieden worden sein. Unter den dunkeln Gemengteilen iiberwiegt die Hornblende, die geringfugige Farbun- terschiede zeigt. Auffăllig ist das Fehlen von Pyroxen im Tuff der Valea cu Mărăcini. Im ganzen darf die Ubereinstimmung eine recht gute genannt werden. Die Tufflagen, denen die verschiedenen Proben entstammen, sind zwar wohl nicht gerade in der gleichen Stunde abgelagert worden; sie durfen aber trotzdem als zusammengehbrig betrachtet und stratigraphisch in den- selben Horizont gestellt werden. Dadurch wiirde auch die auf das geologische Auftreten gestutzte Vermutung bestătigt. Inwieweit stimmen nun die Tuffe der Gegend Ceptura-Călugăreni mit dem Tuff von Nenciu Iești uberein ? Beschrănken wir uns aus den 433 PLIOZÂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMÂNISCHEN KARPATHEN 25 angefiihrten Griinden auf qualitative Angaben, so zeigt sich, dass in den bei- den Gebieten der Plagioklas und die Hornblende dieselben sind. Hingegen tritt in Nenciulești der Augit stark zuriick, und der Hypersthen fehlt vollstăn- dig; dies ist weiter nicht verwunderlich, wenn man den betrăchtlichen Abstand der beiden Vorkommen in Beriicksichtigung zieht und bedenkt, dass auch im Tuff der Valea cu Mărăcini kein Pyroxen anzutreffen war. Jedenfalls ist die Ubereinstimmung zwischen Ceptura-Călugărcni und Nenciulești eine recht gute; die Moglichkeit, dass die Tuffe der beiden Gebiete ein und demselben Horizont angehoren, ist jedenfalls nicht von der Hand zu weisen. E) VERGLEICH MIT ANDEREN NEOGENEN ANDESITTUFFEN Von den bisher bekannten pliocaenen Tuffen des Karpathenrandes sind nur wenige eingehender untersucht worden; meist beschrănkt man sich auf die geologischen Angaben iiber Alter, Lagerung, Măchtigkeit, usw.; bisweilen wird auch summarisch der Mineralbestand angegeben. Der dem B u g 1 o v i e n (ob. Miozăn) angehorige Tuff von H u d e ș t i, den I. Simionescu (33) beschrieben hat, fiihrt nach den Bestimmungen von D. Roman hauptsăchlich Plagioklas (Andesin bis saurer Labrador) und etwas Hornblende; er enthălt keinerlei sekundare Mineralien und diirfte daher unmittelbar, d. h. ohne weiteren Wassertran sport, abgelagert worden sein. Es scheint nicht ausgeschlossen, dass das Gestein noch den Dazittuffen zuzu- rechnen ist. In den Bohrproben aus dem Buglovien von S c ă i o ș i erwăhnt Wetzel (15, pag. 126) einen Wassertuff mit frischen, idiomorph umgrenzten Ortho- klasen (?) und sphărolithisch umgestandenen braunen Glaseiern. Im Măot trifft man sowohl Hornblende wie Pyroxen fiihrende Tuffe. So besitzt der von Mrazec (18) beschriebene Tuff aus der G e g e n d von Bacău recht basischen Charakter und enthălt basischen Plagioklas (Labrador-Bytownit), Augit, Hypersthen, Olivin und seltener basaltische Hornblende. Die darin vorkommenden Andesitbruchstiicke fiihren als Ein- sprenglinge basischen Plagioklas (Labrador-Bytownit) und sehr spărlich braune Hornblende in einer iiberwiegend glasigen Grundmasse mit Mikroli- then von Plagioklas, Augit und Magnetit. In den Tuffen ostlich von Bacău und ostlich vom Șiret erwăhnt P. Enculescu (8) Quarz (sekundăr ?), Plagioklas, Augit und Magnetit. Sie bilden Einlagerungen in Sanden und Sandsteinen. Im Tuff von Clej a treten nach S. Athanasiu (4) zersetzter Feldspat, Pyroxen und hauptsăchlich Magnetit auf. Eine von Șt. Cantuniari ausge- fiihrte chemische Analyse ergibt bei einem SiO2 - Gehalt von 53.33% (wasser- frei 54.0%) die folgenden Molekularwerte: 26 P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 434 Es handelt sich um einen typisch andesitischen Tuff von peleeitischem bis normaldioritischem Chemismus. Eruptivgesteine von ăhnlichem Charakter hat O. Nichita (20) aus dem Călimani beschrieben: si al fm c alk k mg c/fm Hornblende - Augit - Hyper- sthen-Andesit des jiingeren Zyklus 157 33 31 21 15 .28 .48 0.68 — 3 Augit-Olivin-Andesit Mere- șălul 140 32 36 21 11 .21 ■49 0.60 — 4 Basalt Neagra 138 3i 34 25 11 •27 •43 o-73 — 6 Augitandesit Petrosul ■ ■ 130 30 37 23 IO •29 •47 0.63 — IO Auch D. Preda (25) gibt fiir die Tuffe dieser Gegend basischen Plagio- klas, Pyroxen (Augit) und Magnetit an und erwăhnt ganz spezicll das Fehlen von Hornblende. Die ebenfalls vo S. Athanasiu (4) beschriebenen Tuffe von Câmpu- rile ftihren nach den Bestimmungen von M. Reinhard hingegen reichlich basaltische Hornblende neben basischem Plagioklas. Nach den Angaben von S. Athanasiu (4) bilden die Tuffe von Cleja mehrere durch Zwischenlagen von einander getrennte, also stratigraphisch verschiedene Horizonte. Es ist deshalb nicht zu erwarten, dass sămtliche Tuffe den gleichen Mineralbestand aufweisen. Jedenfalls ist mit verschie- denen, zeitlich kurz auf einander folgenden Eruptionen zu rechnen. Es ware eine dankbare Aufgabe, in einem stratigraphischen Profil die verschiedenen Tuffhorizonte petrographisch zu untersuchen und festzustellen, ob mit dem zeitlichen Ablauf der Sedimentation auch eine gesetzmăssige Verănderung in der Zusammensetzung des abgelagerten Tuffmaterials einher geht. Daraus konnten dann unter Umstănden auch Riickschlusse auf den Ablauf des magmatischen Geschehens am Eruptionsort gezogen werden. Es wăre dann weiter auch zu untersuchen, ob die maotischen Tuffe anderer Gegenden sich bestimmten Horizonten eines solchen Nonnalprofils zuordnen lassen. Der von M. Filipescu (io und 11) beschriebene Tuff von V âlcănești fiihrt als Kristallfragmente reichlich Plagioklas (Andesin-Labrador), griine und seltener braune Hornblende sowie Biotit und Magnetit; ferner werden Sanidin (?) und etwas Quarz (?) angegeben. Die urspriinglich glasige Grund- masse ist teilweise zersetzt und in eine tonige Substanz umgewandelt. Der Tuff ist primar abgelagert und enthălt kein sedimentăres Material, das auf eine Umlagerung oder auf Wassertransport deuten wtirde. Eine von Frâu E. Zamfirescu ausgefiihrte chemische Analyse ergab die unter a aufgefiihrten Werte ’), die durch eine von Prof. Dr. H. Preiswerk im Mineralogisch- *) Die Analyse a in Lit. io, pag. 45, und in Lit. 11, pag. 138, enthălt Druckfehler in den Werten fiir CaO und MgO und in der Summe. Sie ist hier den uns von Dr. M. FILI- PESCU freundlichst zur Verfiigung gestellten Originalwerten gemăss mitgeteilt. k iGRy Institutul Geologic al României 435 PLIOZĂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMĂNISCHEN KARPATHEN 27 Petrographischen Institut der Universităt Basel am gleichen Material ausge- fiihrte Analyse (i) bestâtigt werden: Molekularwerte Molekularnorm nach NlGGLI - nach NlGGLI a b a b SiO2 53 28 54-54 si 228 226 Q 29.60 TiO. n.b. 0.78 Or 4.20 1 A1,O„ I* C2O3 21-25 4.I4 20.77 3-49 al fm 53-5 50-5 20.5 20 Ab An 22.63 > J 1 48.66 21.83 ’ Sal ' 92.05 FeO 0-32 0.42 c 15 18.5 Sil 13-79 MnO Sp. 0.02 alk II II MgO 0.92 1.23. .40 .16 Hyp 4-76 Fem CaO 3-23 413 k Mt 0.90 Na2O i-59 2.27 mg ■29 .38 Hem 1.24 6.90 k2o 0.78 0.64 p2o6 n.b. 0.13 c/fm 0.73 0.92 Ap °-3° Acc h2o+ ■ 14-36 6.58 qz H-84 H-82 Rut o-75 105 h2o— 5.81 co2 0.00 n.b. 99-87 100.81 Normativer Feldspat: Or85 Ab46Ji Normativer Plagioklas: Ab61 An19 An„ SiO2 (ohne H2O auf 100% berechnet): a: 62.31 b 61.68 Vergleicht man den Tuff von Vâlcănești mit dem von Nenciulești, so zeigt sich, dass beide chemisch gut iibereinstimmen: si al fm C alk k mg c/fm qz Vâlcănești a ... . . . 228 53-5 20.5 15 11 ■40 .29 o-73 + 84 » b ... . . . 226 5°-5 20 18 II .16 •38 0.92 + 82 Nenciulești • . . . . . 207.5 51-3 20.7 20.2 7.8 .26 •48 o-97 + 76 auch mineralogisch durften sie sehr ăhnlich sein. Der hohe Tonerdeiiberschuss erklărt sich auch hier durch die teilweise Zersetzung der Grundmasse. Auch dieser Tuff wiirde also einem etwas saureren Andesit entsprechen. Die von' Krejci und Wetzel (15) aus Jud. Prahova und Jud. Buzău beschriebenen măotischen Sedimente enthalten hăufig jungvulkanisches Mate- rial beigemengt; besonders typisch sind frische, oft zonarstruierte Feldspăte, ausserdem werden Biotit und Hornblende angegeben. Von Tuffen der Dazischen Stufe ist ausser den hier beschrie- benen nur derjenige von Grințulești in Oltenien genauer bekannt. Murgoci (19) erwăhnt als Bestandteile basischen Plagioklas (Bytownit) und schwarze Hornblende in bis 2 mm grossen Kristallen, ferner Augit und Oli- vin (?). Wenn auch eine Ableitung dieser Tuffe von lokalen vulkanischen Manifestationen, fiir die keinerlei Anhaltspunkte vorhanden sind, nicht sehr wahrscheinlich ist, so konnte als Ursprungsort fiir sie ebenso gut das sieben- biirgische Erzgebirge wie das Hârghita-Gebirge in Betracht kommen. 28* Institutul Geological României 28 P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN Vergleicht man die verschiedenen Tuffe hinsichtlich ihres Mineralbestands, so zeigen sich Unterschiede in den relativen Mengenverhaltnissen der dunkeln Gemengteile (Biotit, griine und braune Hornblende, Augit, Hypersthen, Olivin) wie auch in der Zusammensetzung der Plagioklase, die Anhaltspunkte fiir ihre Herkunft geben konnten. Leider sind aber gerade iiber die Art des Plagioklases und seine Eigenschaften selten genauere Angaben gemacht worden. Zum Vergleich geben wir noch die Molekularwerte einiger Dacittuffe aus der miozânen Salzformation von Oltenien (6), Muntenien (ii, 15) und der Moldau (7), sowie aus dem mittleren Miozăn des siebenbiirgischen Beckens (36). SiO. SiO2 si al fm c alk k c/fm QZ Lit. wasser- frei 1. 67.88 73-3 363 41-3 9-7 >5 34 •25 •48 i-55 + 127 36, p. 18 2. 7o-7i 76.1 443 47 16 11 26 .22 •25 0.69 + 239 36, P- 44 3- 62.33 67-9 425 39 14 18 29 .19 •32 1.29 + 209 15. p. 120 4- 69.83 74-9 406 46-5 13-5 19 21 •49 •31 1.41 + 222 6, P- 159 5- 61.71 7i-4 338 44-7 21 19-3 15 •3° •36 0.92 + 178 ”, p. 138 6. 66.74 72-4 341 37-5 18 27-5 17 •48 •23 i-53 + i73 6, P- 159 7- 63.46 73-9 375 44-4 14-3 29.6 11-7 •44 •72 2.07 + 228 36, p. 18 8. 64-35 70.9 3” 37-6 22.7 29 10.7 •49 •31 1.28 + 168 6, P- 159 9- 60.66 70.6 322 43 32 IO 15 •29 •52 0.31 4-162 15, p. 108 IO. 65.16 71.2 382 54-5 24 8-5 13 .26 •32 °-35 + 230 7, p. 486 1. Hoja, Siebenbiirgen. Glasige Grundmasse weit iiberwiegend ; Kristallfragmentc: Quarz, Plagioklas (Oligoklas-Andesin), Glimmer, seltener Granat und Zirkon, wenigstens teilweise nicht-vulkanischen Ursprungs ; braune Hornblende und Augit vulkanischer Herkunft. 2. Coasta cea Mare, Siebenbiirgen. Fast reiner Glastuff; sehr spărlich Quarz, Plagioklas, Biotit, wohl teilweise nicht-vulkanischer Herkunft. 3. Brebu, Jud. Prahova. Ziemlich reiner Eruptivtuff mit viei farblosem Glas ; als Kristall- fragmente Quarz, Feldspăte, seltener Muscovit, Biotit, Hornblende, Apatit, Turmalin, Zirkon ; mit karbonatischem Bindemittel. 4. Malul Piscului, Govora, Oltenien. Vorwiegend glasig, doch auch mit Kristallfrag- menten (vgl. Nr. 6 und 8). 5. Zwischen V. Teleajenului und V. Doftanei, Jud. Prahova, Muntenien. Glasige Grund- masse, teilweise zersetzt; Kristallfragmentc Feldspat, Quarz, Hornblende, Glim- mer, Magnetit. 6. Govora, Oltenien. Glasige Grundmasse bildet den grossten Teii des Gesteins ; darin finden sich Schuppen von Serizit, etwas Limonit, spărliche Korner von Sanidin (?), viei Calcit, ebenso Reste von Foraminiferen, Diatomeen und Radiolarien. 7. Hoja, Siebenbiirgen. Uberwiegend Glas, etwas Plagioklas (Oligoklas) und Hămatit. 8. Ocnița, Oltenien. Ăhnlich wie Nr. 6, aber von. etwas dunklerer Farbe und reichlich mit Adern limonitischer Substanz durchsetzt. 9. Râul Teleajen, Westufer, 200 m N P. 302, Jud. Prahova, Muntenien. Besteht aus braun- lich getrubtem Glas mit Kristallfragmenten von Hornblende und griinlich vcr- fârbtem Biotit. Etwas Karbonat. Spărliche Schwammnadeln. 10. Valea Bogata, Baia, Jud. Suceava, Moldau. Ohne jegliche weitere Angabe. Institutul Geologic al României 'k'reRy 437 PLIOZÂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMĂNISCHEN KARPATHEN 29 Von den vorher beschriebenen Andesittuffen unterscheiden sich diese Dacittuffe deutlich durch ihren betrăchtlich hoheren Kieselsăuregehalt, auch wenn dieser teilweise durch Beimengung sedimentarei! Materials bedingt sein mag. Das direkt bestimmte SiO2 ist hoher als 6i%, das wasserfrei auf 100% berechnete SiO2 betrăgt in der Regel sogar mehr als 70%; die Quarzzahl ist immer sehr stark positiv, mit Ausnahme von Nr. 1 immer hoher als 160. Die Basenwerte zeigen ăhnliche Schwankungen wie in den Andesittuffen. Tuffe mit hohem alk und niedrigem c fuhren in kontinuierlichem Ubergang zu Tuffen mit niedrigem alk und hohem c, wobei fm mit c ansteigt, wăhrend al nur eine ganz leichte Abnahme zeigt. Diese Erscheinungen sind bedingt durch das wechselnde Verhăltnis der glasigen Grundmasse zur Menge der Kristallfragmente, durch die Zusammensetzung des Feldspats und jedenfalls auch durch den Calcitgehalt. Tuff Nr.' 9 fălit auf durch das Fehlen der Feldspăte bei Anwesenheit dunkler Gemengteile. Tuff Nr. 10 zeigt einen hohen Tonerdeuberschuss; es diirfte sich um stark zersetztes Material handeln. F) GENETISCHE BEZIEHUNGEN 1. Herkunft. Es ist in dieser Arbeit schon mehrfach die Ansicht ausge- sprochen worden, dass die beschriebenen pliozănen Tuffe des Karpathen- randes mit den Eruptionen der Călimani-Hârghita-Kette in direkten ursăch- lichen Zusaminenhang zu bringen sind. Ein petrographischer Vergleich der Tuffe mit den Ergussgesteinen dieses Gebietes lăsst diese Ansicht als wohl begrundet erscheinen. Einen weiteren Anhaltspunkt dafiir bilden die sehr jugendlichen Vulkanformen, die sich gerade in der Hârghita-Kette finden; auch sind die der Dacischen Stufe zugezăhlten Ablagerungen des Pliozănbeckens von Orotva bei Ditrău von vulkanischen Tuffen. Breccien und Konglomeraten iiberlagert. Die im Gebiet der stidlichen Hârghita auftretenden Gesteine — alles Andesite — sind recht mannigfaltig. So ist in der unmittelbaren Umgebung von Tușnad (Krater der Sf. Ana) ein etwas saurerer Andesit weit verbreitet, der in einer rotlichen, iiberwiegend glasigen Grundmasse reichlich Einspreng- linge von Plagioklas (Andesin, im Kern 40%, Huile 35—25% An), rotbrauner Hornblende und rotbraunem Biotit fiihrt. In der Umgebung von Bicsadul Oltului finden sich bald dichte, bald deutlich porphyrisch struierte Andesite, die neben einem etwas basischeren Plagioklas (50—65% An) in wechselndem Verhăltnis braune Hornblende und mehr untergeordnet Augit und Hyper- sthen enthalten. In den Steinbriichen von Csiki malom zwischen Bicsad und Tușnad stehen gut porphyrische Andesite an, die Einsprenglinge von basi- schem Plagioklas (50—65% An), Augit und Hypersthen aufweisen. Auch bei den Andesiten der Gegend von Mercurea Ciucului tritt die basaltische Florn- blende, hăufig von Opazitrăndern umgeben, gegeniiber Augit und Hypersthen Institutul Geologic al României \jGRy 3° P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 438 stark zuriick. Schbne Resorptionserscheinungen zeigt der olivinfiihrende Biotit-Hornblende-Augit-Andesit, der auf der linken Seite des Olt in der Mitte zwischen Bicsad und Malnaș abgebaut wird: das Gestein enthălt hăufig Quarzkorner (0.2—0.3 mm, aber auch grosser), die von Reaktionsringen umgeben sind und manchmal mit Olivin im gleichen Schliff angetroffen werden. Der 30 km weiter westlich auftretende Olivinbasalt von Racoș, der gleichfalls Quarzkorner mit Reaktionsringen aufweist (16), gehbrt als basi- sches Abschlussglied in die Gefolgschaft dieser Andesite. Diese kurze Aufzăhlung zeigt, dass das Material der dacischen Tuffe vom Aussenrand der Karpathen sehr wohl aus der siidlichen Hârghita stam- men kann, ohne dass jedoch ein genauerer Ausbruchsort bezeichnet werden konnte. Immerhin sei auf die besonders gute Ubereinstimmung dieser Tuffe mit den Andesiten der Umgebung von Bicsad aufmerksam gemacht; auch der zwar etwas altere Tuff von Vâlcănești zeigt im Mineralbestand eine gewisse Ahnlichkeit mit den Andesiten von Tușnad. Schon friiher haben wir darauf hingewiesen, dass fiir den von Murgoci (19) erwăhnten Tuff von Grințulești vielleicht auch eine Herkunft aus dem siebenburgischen Erzgebirge in Frage kommt. 2. Eruptionsverhăltnisse. Das Ergebnis der vulkanischen Tătigkeit in der siidlichen Hârghita sind vorwiegend Lockerprodukte, vulkanische Tuffe und Breccien; Lavastrbme treten stark zuriick, sie sind fast ausschliesslich auf basische Andesite und auf Basalte beschrănkt. Dementsprechend sind die vor- herrschenden Vulkantypen keine richtigen Stratovulkane, sondern Explosi- onskrater, Staukuppen und Aufschiittungskegel. Die zăhfliissigen andesitischen Magmen diirften im Vulkanschlot nur miihsam hochgebracht worden sein und daher die Gase gestaut haben. Infolge des starken Druckes der hochge- spannten Gase und Dărnpfe erfolgten dann Explosionen, bei denen die Lava vollkommen zerspratzte; die feinsten Lockerprodukte wurden dann bis an den Aussenrand der Karpathen transportiert. Die Eruptionsverhăltnisse machen es verstăndlich, dass in grbsserer Entfernung vom Vulkanschlot nur dacitische und satire andesitische Tuffe gefunden werden; basischere Mag- men sind diinnfliissiger und bieten daher weniger Anlass zu einer so sehr bis ins Feinste gehenden Zerspratzung und Zerstiebung der Lava. Von Bedeutung ist weiterhin, dass gerade in basischen Andesiten und in Basalten Quarzkorner auftreten, die wahrscheinlich nicht magmatischen Ur- sprungs sind, sondern durch das aufsteigende Magma vom Nebengestein mit- gerissen wurden. Sie lehren, dass Tuffe mit Quarzfragmenten, selbst wenn dieselben aus dem Vulkanschlot stammen sollten, darum noch nicht als Dacit- tuffe anzusprechen sind. Nur das Auftreten von kristallographisch umgrenz- tem Quarz ișt ein sicheres Kennzeichen fiir direkte Ausscheidung aus dem ||kAr Institutul Geologic al României IG RZ 439 PLIOZÂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMĂNISCHEN KARPATHEN 31 Magma, wobei auch hier die Moglichkeit einer Assimilation fremden Materials nicht ausgeschlossen ist. Das Ansammeln der Gase im Vulkanschlot hat eine erhebliche Tempe- raturerhohung zur Folge. Wăchst der Gasdruck bei konstantem Volumen, so muss durch die Kompression der Gase Wărme entwickelt werden (40). Noch viei wichtiger sind die exotherm verlaufenden Reaktionen zwischen verschiedenen Gasen, die durch Verschiebung der chemischen Gleichge- wichte infolge Druckentlastung und Abkuhlung zustande kommen. Auch die Oxydation der Gase an der Luft kann eine grosse Rolle spielen. Nach den Beobachtungen von Jaggar (9, pag. 72) am Lavasee des Kilauea-Kraters betrăgt die Temperatur 1 m unter der Oberflăche 860°, an der Oberflăche 10000 und steigt bis 4 m uber der Oberflăche auf 1360°. Eine solche Tempe- raturerhohung im obersten Teii des Vulkanschlots diirfte fur die beschrie- benen Resorptionserscheinungen der Feldspăte verantwortlich zu machen sein. Die Schmelzung erfolgte wohl unmittelbar nach dem Zerspratzen der Lava. Zieht man in Betracht, dass Plagioklas von 50% An bei 1280°, von 60% An bei 13300 zu schmelzen beginnt (5) und dass bei den beschriebenen Feldspăten meist erst gerade beginnendes Schmelzen eintrat, so ist eine Tem- peratur von 1300—13500 anzunehmen, wie sie mit den Beobachtungen gut in Einklang steht. Da die Temperaturerhohung im wesentlichen erst nach dem Zerspratzen erfolgte, so ist der Einfluss des Druckes auf die Schmelz- temperatur wohl nicht sehr bedeutend. 3. Transport und Ablagerung. Die geologische Lagerung und die petro- graphische Beschaffenheit der Tuffe lassen erkennen, dass sie durch den Wind transportiert und in ăusserst seichten, von Pflanzen erfiillten Siiss- wasserbecken auf primărer Lagerstătte abgelagert worden sind. Dafiir spre- chen folgende Tatsachen: Die Tuffe sind mit Lignitlagen vergesellschaftet; sie enthalten wohl pflanzliche Reste, aber keine marinen Fossilien. Siiss- wasserfossilien treten sowohl im Hangenden als auch im Liegenden hăufig auf; in den Tuffen selbst wurden sie nicht beobachtet. Die Tuffe besitzen urspriingliche Aschenstruktur; ihre Gemengteile sind eckig, nicht gerollt. Eine eigentliche Vermengung mit sedimentărem Material fehlt vollstăndig. Die ăusserst seltenen Beimengungen fremden Materials lassen sich zwanglos durch Windtransport erklăren; Serizitschiippchen und Calcitkorner fehlen vollkommen; auch die chemische Analyse ergibt kein CO2. Die Zusammensetzung der Tuffe entspricht natiirlich nicht mehr genau der Zusammensetzung der urspriinglichen Lava, da durch den Transport eine gravitative Sonderung nach Teilchengrosse und spezifischem Gewicht er- folgt ist. Die Distanz vom Tușnad-Gebiet bis zu den Vorkommen von Ceptura- Călugăreni betrăgt etwa 130 km. Verglichen mit den Entfernungen der ■ A Institutul Geologic al României \J6RZ P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN Aschenfălle, die anlăsslich rezenter Vulkanausbriiche beobachtet worden sind, erscheint die Reichweite unserer dacischen Tuffablagerungen noch recht bescheiden. Es sei an den Ausbruch des Krakatau erinnert. Vesuv- Aschen sind nach Sizilien, nach der Dalmatischen Kiiste, feinster Staub bis an die Ostseekiiste verfrachtet worden. Ătna-Aschen fielen in Nordafrika. Aschen des Rudloffkraters (Island) wurden 1875 in Stockholm, in einer Distanz von 1900 km, beobachtet. Gewaltige Aschenmassen fielen bis auf 2000 km Entfernung bei den Ausbriichen des Katmai auf Alaska im Jahre 1912. Bei den Eruptionen in den Kordilleren Siidamerikas im Friihjahr 1932 erstreckte sich die Grenzzone der Aschenregen bis nach Buenos-Aires und Montevideo auf etwa 1000 km Entfernung von den Vulkanen. Wenn wir in Betracht ziehen, dass die dacisch-levantine Gren e nicht durch eine leicht verfolgbare Leitschicht ausgezeichnet ist, und dass zudem die Măchtigkeiten der einzelnen Schichtkomplexe recht schwankend sind, so muss die stratigraphische Position 100—120 m unterhalb dieser Grenze immerhin als sehr konstant bezeichnet werden. Wir haben deshalb die ver- schiedenen Vorkommen von Ceptura-Călugăreni demselben stratigraphischen Niveau zugerechnet und diirfen in ihnen die Zeugen derselben geologischen Vorgănge sehen. Wahrscheinlich gehoren diese Tuffe auch derselben strati- graphischen Zone an wie das Vorkommen von Nenciulești. Die tektonisch stark gestbrte Lagerung und die starke Reduktion der pontischen und dacischen Schichtmăchtigkeit kbnnten die geringe Entfernung von der dacisch levanti- nen Grenze bei diesen Vorkommen durchaus erklaren. Die Wichtigkeit einer solchen Leitschicht fur die in diesem Gebiet einem raschen Fazieswechsel unterworfene Formation ist einleuchtend. Hingegen wiirde das von Dr. G. Paliuc aufgefundene Vorkommen im obersten Teii der Valea Sărăției Monteoru (Dealul lui Ilie) moglicherweise betrăchtlich tiefer liegen (siehe S. 415). 4. Geologische Bedeutung. Das Wiederauftreten vulkanischer Tuffe im obersten Dacischen deutet auf erhbhte vulkanische Tâtigkeit und damit vielleicht auch auf das Einsetzen tektonischer Vorgănge. Tatsăchlich fehlt es selbst in năchster Năhe unserer Tuffe nicht an Andeutungen, dass neue orogenetische Bewegungen in den Karpathen bereits begonnen hatten. Es sei an dieser Stelle auf einen dacischen Aufschluss verwiesen, in welchem wir die Spuren dieser Vorgănge wiederfinden. Dieser Aufschluss (Fig. 2) liegt auf der Nordflanke der Ceptura-Antiklinale, im Hohlweg 1100 m ostlich der Kirche von Rotari. Uber einer mit 250 gegen NW einfallenden Sandschicht liegt mit schwacher Diskordanz auf einer unregelmăssig erodierten Oberflăche eine grobsandige Fossilschicht, in der namentlich an der Basis kleine Gerolle und zahlreiche bis 20 cm grosse Mergel- und Sandbrocken eingelagert sind. Eine ăhnliche dacische XJGR, L Institutul Geologic al României 441 PLIOZÂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMÂNISCHEN KARPATHEN 33 Diskordanzflăche mit auflagernder Gehăngebreccie beschreibt Krejci1) von der Valea Mocanului bei Târculești etwa 3,5 km NW von unserm Auf- schluss. Auch sonst sind schwache Diskordanzen von verschiedenen dacischen und levantinen Aufschlussen bekannt, die wohl immer nur lokale Bedeutung haben, aber doch auf regionale Vorgănge hinweisen. Unsere Fossilschicht von Rotari ist wechselnd 50 cm—1 m măchtig und fiihrt neben einer Mischfauna von schwach brackischen und Siisswasserformen (kleines Limnocardium, Me- lanopsis, Metania, Pyrgula, Tilopoma speciosum (z. T. quadrifasciatum), Bythi- nia, Valvata, Viviparus, Hydrobia, Lithoglyphus, Dreissensia (z. T. polymor- pha), Unio (z. T. procumbens und recurvus, Pisidium) auch zahlreiche grossere und kleinere Planorben und Heliciden. Von besonderer Wichtig- keit sind die Landschnecken, die sonst im Dacischen der Siidkarpathen von Muntenien fehlen. Es kann kein Zweifel bestehen, dass in năchster Nahe Inseln waren, von denen die diinnschaligen Landschnecken eingeschwemmt worden sind. Leider konnten die Mergelbrocken (Pontisch ?) nicht einwandfrei identifiziert wer- den. Es liegt indessen nahe anzunehmen, dass die Scheitelregionen der auf- steigenden Pliozăn-Strukturen (Ceptura-Antiklinale) zeitweise bereits Inseln bildeten, von denen die leichtzerbrechlichen Landschnecken stainmen. Darauf deuten auch die bfters beobachteten Reduktionen der Schichtmăchtigkeiten in den Scheitelzonen der pliozănen Antiklinalen des Karpathen-Vorlandes. Das Dacische ist im vorliegenden Profil auffallend wenig măchtig (circa 250 m), und die Diskordanz liegt etwa 100 m iiber der pontisch-dacischen Grenze. Erwăhnt sei noch, dass bei Șotânga, nordlich von Târgoviște, ein- geschwemmte Landschnecken sogar tiefer, in den brackischen Valencien- nesia-Mergeln des obersten Pontischen, beobachtet wurden. Wăhrend unsere Tuffvorkommen auf erhbhte vulkanische Tătigkeit im Hârghita-Gebiet deuten, sind also auch am Karpathen-Aussenrand Anzeichen fortdauernder tektonischer Storungen zu erkennen, die langsam iiberleiten zu der letzten, postlevantinen Faltungsphase. Die măchtigen sauren dazitischen Tuffe begleiten im Flelvet-Torton der Ost- und Siidkarpathen die miozăne Phase der Gebirgsbildung, die im Sarmatischen ausklingt. Ubergănge zu andesitischen Tuffen treten erstmals vereinzelt im Buglovien auf. Typische Andesittuffe sind am Aussenrand der Ostkarpathen besonders verbreitet im Untern Măot und sind wohl noch Nachziigler der helvetisch-torton-sarmatischen Tuffreihe. Aus dem Pontischen sind einstweilen keine Tuffe sicher nachgewiesen. Sie erscheinen im Grenz- gebiet der Ost- und Siidkarpathen wieder im Dacischen und fallen hier in die ersten Vorlăufer der jiingsten, postpliozănen Faltungsphase. Im Erup- i) K. KREJCI-GraF, Die rumanischen Ollagerstătten. Schriften a. d. Geb. d. Brennstoff- geol. Herausgegeben von O. STUTZER, Heft 1, pag. 60. Stuttgart, 1929. 'A Institutul Geological României ig Ry 34 P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 442 tivgebiet dauern die vulkanischen Vorgănge im Levantin noch an, liefern aber nun basaltische Magmen (Racoș), von denen am Aussenrand der Kar- pathen naturgemăss keine Tuffe zu erwarten sind. III. ANHANG: DIE TUFFE AUS DEM BUGLOVIEN VON COADA MALULUI Anhangsweise soli hier noch einiges iiber die Tuffe mitgeteilt werden, die Dr. M. de Raaf im Buglovien von Coada Malului am Ostufer des Teleajen aufgefunden hat. Diese Tuffe sind fiir uns insofern von besonderem Inter- esse, als sie eine intermediare Stellung einnehmen zwischen den helvetischen Dacit- und den pliozănen Andesittuffen. Wir miissen sie noch zu den daci- tischen Tuffen rechnen. Es zeigen sich aber schon deutliche Annăherungs- erscheinungen an die spăteren Andesittuffe. Sie bilden also ein wichtiges Zwischenglied in der neogenen rumănischen Tuffreihe. Die Tuffe von Coada Malului gehoren zum Nordschenkel der Antikli- nale Mălăești-Vâlcănești, die bei Fundeni das Tal des Teleajen quert. Zweigt man von der Strasse Ploești—Vălenii de Munte 200 m N Km 19 nach Westen ab und wendet man sich dann am Ufer des Teleajen nach Siiden, so durch- quert man eine eintonige Schichtserie dunkelgrauer Mergel, die nach N einfallen. Etwa 500 m siidlich der Stelle, wo der Weg Coada Malului—Fundeni das Ufer des Teleajen erreicht, sind den Mergeln mehrere helle Bănder von leicht gelblicher bis griinlicher Farbe eingelagert, deren Măchtigkeit meist zwischen 1 cm und 1 dm schwankt und nur ausnahmsweise 1 m erreicht, und die vom Nebengestein recht scharf abgegrenzt sind. Die ganze Serie, die stellenweise fossilfiihrend ist (Ervilien, Cardien, Gastropoden, Fora- miniferen) gehort in den unter Teii des Buglovien; die helvetische Salzfor- mation folgt erst weiter siidlich. Die hellen, sehr feinkornigen und homogenen Gesteine besitzen ein auffal- lend geringes spezifisches Gewicht, was bereits ihre Tuffnatur wahrschein- lich macht; auch sind mit der Lupe hăufig kleine schwarze Punkte (Horn- blendekristalle) zu erkennen. Zwei dieser Tuffe wurden mikroskopisch genauer untersucht und der eine von ihnen auch einer chemischen Analyse unter worfen. Der eine Tuff zeigt in einer isotropen, nur wenig zersetzten Grund- masse reichlich kleine Kristallfragmente, besonders von Plagioklas, Horn- blende und Magnetit; ihre Grosse erreicht 0.1—0.2 mm, bleibt aber hăufig auch darunter. Der Plagioklas ist ein saurer Labrador von 55—65% An; manchmal ist er zonar gebaut, hăufig fuhrt er kleine runde Einschliisse von Gesteinsglas. Der Amphibol ist in der Regel eine schmutzig griine, leicht brăunliche Hornblende; doch finden sich untergeordnet auch Fragmente Ja Institutul Geologic al României IG RZ 443 PLIOZĂNE ANDESITTUFFE AM AUSSENRAND DER RUMĂNISCHEN KARPATHEN 35 einer rotbraunen basaltischen Hornblende. Pyroxen wurde nicht angetroffen. Anreicherungen limonitischer Substanz sind nicht selten. Die Grundmasse besteht aus kleinen isotropen Aschenteilchen (0.005—°-Oi mm), zwischen die zahlreiche Erzkornchen eingestreut sind. Ungefăhre Mengenverhăltnisse: Plagioklas 15%, Hornblende 10%, Erz 5%, Grundmasse 70%. Der zweite Tuff liegt gegeniiber dem ersten um etwa 1 m hoher im Pro- fil; er sieht ihm ăusserlich gleich, besitzt aber doch etwas verschiedenen Charakter. In einer infolge stărkerer Zersetzung brăunlich gefărbten und teilweise entglasten Grundmasse liegen viele Aschenteilchen sowie isotrope tropfenartige Bildungen, wăhrend die spărlichen Kristallfragmente kaum mehr als 6% der Gesamtmasse ausmachen. Unter ihnen tiberwiegt der Pla- gioklas, ein basischer Andesin von 45—50% An; ganz untergeordnet treten braune Hornblende und Quarz auf. Die vollkommen frischen, isotropen Aschenteilchen (0.02—0.2 mm) besitzen bald lăngliche, bald mehr isometrische Gestalt und sind in der Regel konkav umgrenzt; hăufig enthalten sie gros- sere runde Hohlrăume, die wohl als Gasblasen zu deuten sind; sie haben deutlich negatives Relief und sind farblos, seltener brăunlich gefârbt. Die tropfenartigen Aggregate unterscheiden sich kaum von den weiter oben beschriebenen ăhnlichen Bildungen; die einzelnen Tropfen sind bald kreis- rund, bald lănglich; bald auch sind sie zu lăngeren, spiralig gekriimmten Fă- den ausgezogen. Erzkorner treten nur untergeordnet auf. Calcit wurde in einigen wenigen Kornern angetroffen. Die brăunliche kryptokristalline Grundmasse besteht hauptsăchlich aus kleinen Schiippchen toniger Sub- stanz mit positiver Hauptzone (Kaolin ? Serizit ?). Von diesem Tuff wurde durch Frăulein V. Pașca an der Rumănischen Geologischen Landesanstalt eine chemische Analyse ausgefiihrt, die folgendes Resultat ergab: I II MitteJ Molekular- werte nach NlGGLI Molekularnorm nach NlGGLI SiO2 59-17 59-10 59-14 si 3’3-5 Q 42.35 TiO., Al2Oa Fe2O3 0.36 15-24 2-95 o-43 15-05 3-07 0.40 >5-15 3.01 al fm 47-2 24 Or Ab An 8.83 । 19-14 ? 12.12 1 Fsp 40.09 Sal 92.42 FeO 0-74 — o-74 c 14-5 Sil 9-98 MnO MgO CaO NajO 0-03 I-I3 2.58 1.81 1-05 2-54 2.01 0.03 1.09 2.56 1.91 alk k mg 13-3 -32 •36 Di Mt Hem 4.26 1.60 0.66 Fem 6.52 k2o 1.42 1.26 i-34 c/fm 0.61 Ap 0.67 Acc PÂ h2o+ 0.29 6.02 — 0.29 6.02 «« + 156 Rut o-39 1 1.06 h2o— 8.46 — 8.46 Normativer Feldspat: Normativer Plagioklas SiOj (ohne H20 auf 01*22 Ab îs An3Q X 00.20 100.14 ad61 H.n39 00% berechnet) : 69.04 3& P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 444 Zunăchst fălit wieder der betrăchtliche Tonerdeiiberschuss auf (al viei hoher als c + alk), der auch in der normativen Berechnung von Sillimanit zum Ausdruck kommt. Der Projektionspunkt dieses Gesteins fălit wieder ins Tonerdefeld. Den Grund dafiir bildet das reichliche Auftreten toniger Substanz in der Grundmasse. Wăhrend «Ier erste Tuff seiner Beschaffenheit nach aus rein vulkanischem Material bestehen diirfte, ist bei diesem zweiten Tuff die Moglichkeit nicht ganz von der Hand zu weisen, dass ihm etwas sedimentogene tonige Substanz beigemengt ist, auch wenn sein Gehalt an Quarz und Calcit nur ăusserst gering ist. Sieht man vom Tonerdeiiberschuss ab, so gehbrt der analysierte Tuff chemisch in die Năhe granodioritischer bis quarzdioritischer Gesteine. Der hohe Kieselsăuregehalt (SiO2 wasserfrei 69%, si iiber 300, qz iiber 150, Q iiber 40%), fur den im Mineralbestand ein entsprechender Quarzgehalt fehlt, sowie das Auftreten eines saureren Plagioklases (modal basischer An- desin, normativ saurer Andesin) charakterisiert das Gestein eindeutig als Dacittuff, wenn er auch etwas basischer ist als die aus der Salzformation bekannten Dacittuffe (vgl. pag. 31). Besonders gross ist die Ăhnlichkeit mit dem von Filipescu (ii) beschriebenen helvetischen Dacittuff aus der gleichen Gegend (Piatra Verde bei Slănic): Coada Malului Piatra Verde SiO2 SiO2 wasser- frei 59.14 69.0 61.71 71.4 si al 313.5 47.2 338 44-7 fm c 24.0 14.5 21.0 19.3 alk k «4-3 -32 i5-° -3° mg qz .36 +156 ■ 36 +178 Uberhaupt sind die Tuffe von Coat a Malului den mediterranen Dacit- tuffen sehr ăhnlich, und zwar auch miki oskopisch durch das starke Zuriick- treten der meist sehr kleinen Kristallfragmente sowie durch das Fehlen von Pyroxen. Es diirfte sich somit bei den Tuffen aus dem Buglovien von Coada Malului um die vielleicht etwas basischeren Nachlăufer der mediterranen Dacittuffe handeln. Inwieweit die Tuffe von Coada Malului mit dem von Simionescu (33) aus dem Buglovien von Hudești beschriebenen Tuff (vgl. S. 410 und 433) iibereinstimmen, bleibt noch zu untersuchen; das Auftreten von intermediarem Plagioklas (Andesin-Labrador) und von Hornblende im Tuff von Hudești wiirde allecdings gut passen. Manusknpt eingegangen: Juli 1936. Institutul Geologic al României NACHTRAG Nach Abschluss des Manuskripts dieser Arbeit (Juli 1936) erschien eine Untersuchung von M. Kamcenski iiber die Tuffe des polnischen Karpathen-Vorlandesx). In diesem Gebiet sind zwischen Kosow im SE und Bochnia im W eine Reihe von Tuffen bekannt, die mit der miozănen Salzformation in Beziehung stehen. Sie gehoren in ihrer Mehrzahl einem einzigen Horizont an, der in die torton-sarmatischen Ubergangsschichten gestellt und mit dem Tuff von Ghiriș in Siebenbiirgen parallelisiert wird. Doch bestehen auch Anzeichen fiir das Vorhandensein eines tieferen, wchl helvetischen Tuffhorizonts, der dem Tuff von Dej in Siebenbiirgen gleich- zusetzen wăre. Die Tuffe sind von der Vihorlat-Gutin-Gruppe als Erup- tionszentrum herzuleiten. Ihr Charakter ist deutlich dazitisch. Als Kristall- fragmente treten auf Quarz, Plagioklas (Oligoklas bis Andesin) und Biotit, seltener Hornblende kein Sanidin. Uber den Chemismus gibt folgende Zusammenstellung Auskunft: Herkunft SiO2 SiO2 wasserfrei si al fm C alk k mg 43 Krasna . . 72.25 77.2 5°5 50-5 23 7 19-5 31 29 + 327 Krasna . . 72.46 76.1 478 44 20 4 32 60 36 4-250 Bujandw 68.00 76.7 455 41 22.5 17-5 19 15 58 4-279 Zapczyce 67.46 74.9 43i 47-5 21 IO 2i-5 55 47 +245 Bochnia . . 6545 73-3 409 53 25 7 15 38 29 -1-249 Niedzwiedza. 65.01 73-3 386 48.5 18.5 9-5 23.5 39 5° 4-192 Wlodzimirce. 65.34 73-o 382 47-5 25 6-5 21 27 64 4-198 Uscie . . . 65.80 7i-9 372 47 14 16.5 22.5 27 14 + 182 Bilcze . . . 6 .95 72.0 362 46 25 9 20 17 45 -r 182 Bilcze . . . 64-65 70.9 338 45-5 16.5 >4-5 23-5 19 34 4-144 Pistyn . . . 62.66 69.0 33° 44 23 i4>5 18.5 38 ; 42 4-156 Radlowicze . 59.70 68.0 323 62 18.5 7 12.5 41 36 + I73 Bujandw . . 55-36 64.2 233 44-5 3° io-5 15 24 49 4- 73 Mit Ausnahme des letzten ?uffes zeigt sich eine recht gute Ubercin stimmung: SiO2 ist nahe an 60% oder dariiber, SiO2 wasserfrei nahe an 7O°/0 oder dariiber, si hoher als 320, qz immer sehr stark positiv; al schwankt um 45—50, fm um 20—23, c zwischen 5—15, alk um 18—22. t) KAMIENSKI, Sur les tufs volcaniques de l’avant-pays des Carpates. Polnischer Text mit franz. Auszug. Arch. Min. Tem. Nauk. Warszaw. Voi. XII, 1936, pag. 16—57. Institutul Geological României 38 P. KELTERBORN und A. STRECKEISEN 446 Diese nicht sehr grossen Schwankungen durften grosstenteils auf die bei Tuffen leicht wechselnden Mengenverhâltnisse zwischen Grundmasse und Kristallteilchen sowie zwischen den einzelnen Kristallarten zuriickzufiihren sein, die durch die Transport- und Ablagerungsverhăltnisse bedingt sind; die Einordnung der verschiedenen Tuffe in einen einzigen Horizont wăre vom petrochemischen Gesichtspunkt aus durchaus moglich. Hăufig ist ein be- trachtlicher Tonerdeiiberschuss vorhanden (Zersetzung der Grundmasse, vielleicht Vermengung mit tonigem Material). Die Tuffe stammen offen- sichtlich von granitischen bis granodioritischen Magmen ab. Pliozăne Tuffe sind nicht bekannt. November 1937. LITERATOR VERZEICHNIS i. ATHANASIU, S. Studii geologice în districtul Suceava. Bul. Soc. sc. Bucarest, an. 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Kristalle von Plagioklas, Hornblende und Pyroxen in isotroper Grundmasse. Institutul Geologic al României P. Kelterborn u. A. Streckeisen. Pliozăne Andesittuffe Taf. II F C H H Abb. 5 Abb. 6 Anuarul Institutului Geologic al României, XIX Rcpr. Krafft & Drotleff s. a., Sibiu igr/ Institutul Geologic al României TAFEL III Institutul Geological României TAFEL III Abb. 7. — Tuff der Valea cu Mărăcini. Ohne Analysator. Vergrosserung 28 X . Fragmente von Hornblende (H), Feldspat (F), Magnetit (M) und Quarz (Q) sowie tropfenartige Agglomerationen (T) in isotroper Grundmasse. Abb. 8.—Tuff der Valea cu Mărăcini. Ohne Analysator. Vergrosserung 170 X. Feldspatkristalle in der aus Aschenteilchen bestehenden Grundmasse. Die hoch- lichtbrechende Substanz ist durch Hervorheben der Becke’schen Linie kennt- lich gemacht, der doppelbrechende Anteil daran ist umrandet und schraffiert. Die negativ isotrope Substanz, die besonders randlich wie auch in bestimmten Zonen auftritt, erscheint infolge der Lichtbrechungsverhăltnisse dunkler. (vgl. Text, S. 425, f.). Institutul Geologic al României P. Kelterborn u. A. Streckeisen. Pliozâne Andesittuffe Taf. III H Abb. 7 Abb. 8 Anuarul Institutului Geologic al României, XIX Repr. Krafft & Drodctf s. a.» Sibiu Institutul Geologic al României TAFEL IV Institutul Geological României TAFEL IV Abb. 9. — Tuff der Valea cu Mărăcini. Ohne Analysator. Vergrosserung 170 X. Unten rechts, in der Mitte und oben links befinden sich Feldspatkristalle, die vorwiegend aus hoch lichtbrechender Feldspatsubstanz bestehen und z. T. noch doppelbrechende Reste (umrandet und schraffiert) enthalten; negativ isotrope Substanz ist zonar eingelagert. In der Mitte links tropfenartige Agglomerationen (vgl. Text, S. 425, f.). Abb. 10. —Tuff der Valea cu Mărăcini. Ohne Analysator. Vergrosserung 170 X. In der Mitte tropfenartige Agglomerationen (vermutlich aufgeschmolzcne Feld- spatsubstanz). Rechts unten zwei Magnetitkorner. Rechts oben ein vollstăndig doppelbrechender Feldspatkristall. Am linken Rând in der Mitte eine Anrei- cherung limonitischer Substanz. nstitutul Geologic al României P. Kelterborn u. A. Streckeisen. Pliozăne Andesittuffe Taf. IV Abb. 9 Abb. 10 Anuarul Institutului Geologic al României, XIX Repr. Krafft & Drotleff s. a., Sibiu Instituitul Geologic al României C. 42.556. Institutul Geological României