ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI VOLUMUL XXII ANNUAIRE DE L’INSTITUT GEOLOGIQUE DE ROUMANIE TOME XXII MONITORUL OFICIAL ȘI IMPRIMERIILE STATULUI IMPRIMERIA NAȚIONALĂ BUCUREȘTI 1943 Institutul Geologic al României \jGRZ Institutul Geologic al României ANUARUL STITUTULUI GEOLOGIC MONITORUL OFICIAL ȘI IMPRIMERIILE STATULUI IMPRIMERIA NAȚIONALĂ BUCUREȘTI 1943 Institutul Geologic al României CUPRINSUL — CONTENU Pagina Page N. ONCESCU. Region de Piatra Craiului-Bucegi. Etude geologique............. i M. POPOVĂȚ. Sur les methodes pour caracteriser la texture des sediments meubles . . 125 I. ATANASIU. Les facies du Flysch marginal dans la pârtie moyenne des Carpates mol- daves.................................................................... 149 Em. SAULEA-BOCEC. Les Bryozoaires de la zone rdcifale du Sarmatien moyen des depar- tements d’Orheiu et de Lăpușna.....................................177 E. JEKELIUS. Das Pliozăn und die sarmatische Stufe im mittleren Donaubecken . . . 191 G. ATANASIU. Cartes magnetiques de la Transylvanie........................399 Institutul Geological României PERSONALUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI Director: Macovei G., profesor Ia Politehnică, membru al Academiei Române. Subdirector: Murgeanu G., geolog șef cl. II. I. SERVICIUL GEOLOGIC Secția de geologie Cantuniari Șt., geolog șef cl. I. Jekelius E., geolog șef cl. I. Ștefănescu D., geolog șef cl. II. Krautner Th., geolog șef cl. II. Codarcea Al., geolog șef cl. III. Olteanu C., geolog cl. I. Ilie Mircea, geolog cl. I. Ghika-Budești Șt., geolog cl. I. GiușcĂ D., geolog cl. I. Gherasi N., geolog cl. II. Oncescu N., geolog cl. II. Dumitrescu L, geolog cl. II. Jojea T., geolog cl. II. Cernea G., geolog cl. II. Gheorghu C., geolog cl. II. Papiu V. Corvin, geolog cl. III. Răileanu Gr., geolog cl. III. Dragoș V., geolog stagiar. Institutul Geologic al României VI PERSONALUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI Secția de geologie economică ți secția de prospecțiuni Ștefănescu S. S., inginer șef cl. I. Socolescu M., inginer șef cl. I. Petrulian N., inginer șef cl. I. Bărbat Th., inginer șef cl. II. Stoenescu Sc., ing. ord. cl. I. Dumitru S., subing. ord. cl. I. Biroul Cartografic Wahnig F., artist specialist șef cl. I. Hagiu A., artist specialist principal cl. I. Petrescu L, artist specialist ordinar cl. II. Georgescu Gr., artist specialist stagiar cl. II. Istrati Al., artist specialist stagiar cl. II. Biblioteca Cernescu Maria, bibliotecar. Iliescu C., sef de secție. II. SERVICIUL AGROGEOLOGIC Enculescu P., geolog șef cl. I. Protopopescu-Pache E., geolog șef cl. I. Cernescu N., chimist șef cl. III. Popovăț M., geolog cl. I. Mamulea A., chimist cl. III. Ioan N., chimist cl. III. III. SERVICIUL LABORATORULUI DE CHIMIE Casimir E., chimist șef cl. I. Zamfirescu L. Eliza, chimist șef cl. I. Creangă C., chimist șef cl. II. Petrescu P., chimist șef cl. II. Dimitriu M., ing. șef cl. I. Filipescu M., ing. ord. cl. II. Lupan Sanda, chimist cl. II. Popea Florica, chimist cl. II. \JCR. L- Institutul Geologic al României PERSONALUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI VII IV. SERVICIUL ADMINISTRATIV Secretariat Ioanovici Gh., subdirector cl. I. Focșa V., arhivar principal. Popovici Șt., șef de secție. Cujbă Elena, steno-translatoare cl. I. Turcu Ana, dactilografă șef cl. II. Intendența Pârâianu N., intendent. Atelierul mecanic și de tâmplărie Rădulescu C., mecanic principal cl. III. Stan C., mecanic cl. I. Nilca I., mecanic cl. II. Săușan M., meseriaș cl. III. Atelierul de secțiuni subțiri Laboranți și oameni de serviciu Noicu D., laborant cl. II. Molnar E., laborant cl. II. Dinu I. G., laborant cl. II. Preda C., laborant cl. V. Potor C., om de serviciu cl. II. Vecerdi P., om de serviciu cl. II. Bărdaș D., om de serviciu cl. III. Barbonea D., om de serviciu cl. III. Iordan Al., agent agricol stagiar. Murariu D., om de serviciu cl. III. Turcu A., om de serviciu cl. III. Florea D., om de serviciu cl. III. GÂș Șt., om de serviciu cl. IV. Cârjoabă V., paznic. Institutul Geologic al României DIMITRIE M. CĂDERE Institutul Geologic al României f DIMITRIE M. CĂDERE (1876—1941) Ultimul tribut, pe care mica noastră lume de geologi l-a plătit morții, a fost în persoana profesorului Dimitrie M. Cădere. Atins de multă vreme de o boală necruțătoare, viguroasa lui constituție i-a ținut piept cu îndârjire timp de mai bine de 20 de ani, pentru ca în cele din urmă să cadă învins. La 31 Mai 1941, impresionanta lui rezervă de energie sleindu-se, și-a dat obștescul sfârșit. Cu Dimitrie Cădere a dispărut un harnic și conștiincios slujitor al școalei și al științei, un bun și luminat român și un mare om de omenie. Născut la 4 Octomvrie 1876 la poalele Ciahlăului, în comuna Buhalnița din jud. Neamț, copilul Cădere primește cunoștințele elementare la școala din sat, condusă de părintele său, Gheorghe Cădere, unul din cei mai vred- nici învățători pe cari i-a avut județul Neamț. Cursul secundar îl începe în 1887 la Gimnaziul din Piatra Neamț, unde face numai prima clasă, după care trece ca bursier la Liceul Național din Iași. In această vestită școală și sub conducerea celui mai ales mănunchi de pro- fesori pe care l-a avut învățământul nostru secundar, însușirile native ale lui Cădere au găsit cele mai fericite posibilități de cultivare. Odată cu cunoștin- țele programei de liceu, aci a primit el acea îndrumare temeinică, care a fost fericitul punct de plecare al evoluției proeminentei sale personalități spirituale. In 1895 terminând liceul și trecându-și bacalaureatul, se înscrie la Facul- tatea de Științe a Universității din Iași. Meritosul elev al Liceului Național devine studentul tot așa de distins al Secțiunii de Fizico-Chimie al acestei facultăți. Reputația de bun student, câștigată în scurt timp, îi atrage, în 1898, înainte de luarea licenței, numirea ca chimist asistent la Institutul de Chimie din Iași al Ministerului de Interne, unde, prin sârguință și competință devine, în 1903, chimist expert. Totodată, prin alesele sale calități personale și prin frumoasa cultură generală, pe care nu înceta să și-o îmbogățească, Cădere se afirmă în mod deosebit în viața tineretului universitar de atunci, viață plină de generos avânt, și de intense și variate preocupări intelectuale, situându-se dela început printre fruntașii studențimii ieșene. Institutul Geologic al României X DIMITRIE M. CĂDERE (1876—1941) In 1899 își susține licența în Științele Fizico-Chimice, după ce între timp urmase cursurile și lucrările de pregătire pedagogică la școala Normală Supe- rioară. Nu mult după aceea își trece examenul de capacitate pentru intrarea în învățământul secundar, în urma căruia, în 1902, este numit profesor titular la Liceul Codreanu din Bârlad. In 1905 este transferat la Iași, unde funcțio- nează succesiv la Liceul Național, Seminarul «Veniamin Costache », Școala Normală «Vasile Lupu» și Seminarul pedagogic universitar. Ca profesor secundar a activat până în 1927, când a fost numit Conferențiar definitiv de Mineralogie aplicată la Universitatea din Iași. Despre râvna și însuflețirea pe care o punea Cădere în predarea lecțiunilor sale, despre claritatea și preciziunea cu care expunea chestiunile cele mai delicate, dau mărturie atâtea generații de elevi, care-i păstrează cea mai caldă recunoștință și cea mai vie și mai pioasă amintire. De altfel numeroasele sale manuale didactice pentru cursul secundar sunt modele de simțul și echili- brul pedagogic cu care sunt prezentate cele mai subtile noțiuni științifice. Interesul deosebit pe care acest distins profesor l-a purtat școlii secun- dare și învățământului în genere, cunoștințele și aptitudinile sale de orga- nizator și îndrumător, l-au pus de timpuriu în situația de activ și apropiat colaborator al Ministerului Școalelor. Astfel, încă din 1906 este numit membru în Consiliul Superior de Instruc- ție, calitate în care a fost reținut tot timpul cât a fost profesor secundar. In afară de această însărcinare permanentă, dela 1911 la 1913, îndeplinește funcțiunea de inspector general școlar și este delegat, în 1912, să studieze organizarea învățământului practic din Austria, Germania, Elveția și Franța. Rapoartele prezentate Ministerului în urma călătoriilor de studiu ce le-a între- prins în aceste țări, fidele și judicioase imagini a celor constatate în școlile pe care le-a vizitat, au fost prețioase îndreptare în alcătuirea programelor noastre de învățământ. In 1917 și 1918 ia parte la conducerea Casei Școalelor, iar în 1918 este numit inspector technic pentru Științele Fizico-chimice; în fine în același an devine secretar general al Ministerului Instrucțiunii Publice. Prin spiritul lui pătrunzător, prin judecata lui cumpănită și prin firea lui blândă și înțelegătoare, însușiri ajutate de o deosebită cultură generală și de specialitate, Cădere a adus remarcabile servicii învățământului, atât de pe cate- dră, cât și în celelalte situații pe care le-a ocupat. In timpul ultimei demnități este numit delegat technic al Guvernului în Basarabia și însărcinat cu îndrumarea și coordonarea activității culturale. In aceste condițiuni Profesorul Cădere ia o parte activă la organizarea vieții de stat din această provincie și la înfăptuirea unirii ei politice, culturale și sufle- tești cu patria mamă. In vremurile de grea încercare din timpul războiului trecut, dragostea lui deosebită pentru școală și școlari îl mână să dea adăpost, în proprietatea sa Institutul Geologic al României DIMITRIE M- CĂDERE (1876—1941) XI din comuna Bucium de lângă Iași, și să organizeze și să conducă Școala Nor- mală Divizionară, fără altă retribuție sau recompensă decât mulțumirea de a fi putut îndeplini ceea ce inima lui de bun român și credincios slujitor al școalei îl îndemnase. Tot în același timp și tot din sentimentul iubirii de tineret, se ocupă de aproape de soarta cercetașilor refugiați în timpul războiului, pe cari-i organizează și-i așează în două tabere, una la aceeași proprietate a lui, din Bucium și alta la Sculeni-Iași. Drept răsplată, pe lângă mulțumirea sufle- tească de a fi săvârșit o faptă bună, are satisfacția publică de a fi fost cooptat, în 1918, în Marele Sfat Cercetășesc, iar mai târziu, în 1939, de a fi fost ales membru de onoare al Asociației Cercetașilor de Război. Deși obligațiunile catedrei și ale celorlalte însărcinări l-au ocupat destul de mult, excepționala lui rezervă de energie nu putea fi cheltuită numai în această direcție. De aceea, dela început și în paralel, Cădere desfășoară o muncă tot așa de susținută și în cadrul universitar. Din situațiile ocupate în acest cadru și din legăturile cu Institutul Geologic, derivă activitatea lui științifică. începând, din 1901, ca preparator și mai pe urmă ca asistent al laboratorului de Mineralogie al Universității din Iași, el funcționează în această calitate până în 1921, când i se încredințează suplinirea conferinței de Mineralogie aplicată. După ce și-a luat doctoratul și s’a abilitat ca docent, este definitivat, în 1927, la această conferință, pe care o servește până în 1935, când, din cauza sănă- tății profund zdruncinate, se retrage pentru a-și regula drepturile la pensie. Predispozițiile lui pentru studii și mediul de laborator, de care de altfel nu s’a îndepărtat niciodată, îl angajază fără întârziere pe calea cercetărilor științifice; iar marea lui iubire de natură și interesul cu care i-a scrutat frumu- sețile și ascunzișurile încă din prima tinerețe, îl îndreaptă în deosebi spre stu- diul petrografiei. Cu o serioasă pregătire în domeniul fizico-chimiei și cu cunoș- tințele necesare de geologie și cartografie ce și le-a apropiat, Cădere devine un excelent petrograf, atât prin technica de laborator, cât și prin ridicările de teren. Prima lui manifestare în această direcție datează din 1903, când publică o notă asupra rocelor eruptive dela Borca, comunicare ce conține un studiu mineralogic și chimic, al unor filoane de camptonit din masa șisturilor cristaline. După înființarea Institutului Geologic, Cădere devine colaborator al ace- stei instituțiuni, care-1 însărcinează cu studiul unor aparițiuni eruptive din Nord-Vestul Dobrogei. In cursul cercetărilor, meticulozitatea și ascuțitul său spirit de observație îl conduc la descoperirea zăcământului fosilifer devonian din Bujoare. Faptul a reprezentat, după cum se știe, un câștig de o importanță hotărîtoare pentru descifrarea stratigrafie! Paleozoicului din Dobrogea. Grație acestui reper s’a putut obține o imagine mult mai aproape de realitate a succesiunii termenilor stratigrafie! ai acestei grupe. HkL Institutul Geologic al României IGR/ XII DIMITRIE M. CĂDERE (1876—1941) Referințe nu mai puțin interesante a furnizat, de asemenea, asupra condi- țiilor de zăcământ și a caracterelor chimice ale granitului dela Măcin, precum și asupra unor cvarțite devoniene de pe zona Priopcii. Insă lucrarea lui de căpetenie, care i-a servit și ca teză de doctorat, este aceea asupra rocelor eruptive dela Camena. Este un remarcabil studiu al regiunii de aparițiune a porfirelor cvarțifere de pe linia de dislocație Pecineaga-Camena, în care autorul, după ce deter- mină cadrul stratigrafie și tectonic de amănunt în care se situiază acest masiv, îl examinează din punct de vedere mineralogic, chimic și genetic, arătând variațiile de roce care-1 alcătuesc și punerea lor în loc. Identificarea prezenței oxidului de cupru în aceste roce, îl conduce la concluziuni logice cu privire la geneza zăcământului de pirite cuprifere dela Altân Tepe. Prin materialul documentar pe care-1 conține și prin modul judicios al prezentării și interpretării lui, lucrarea lui Cădere este una din cele mai valo- roase contribuțiuni la cunoașterea eruptivului Dobrogei. Din nefericire această afirmare atât de frumoasă și de promițătoare este sortită să rămână fără urmare. O întâmplare nenorocită a tăiat în mod dureros și păgubitor firul unor strălucite cercetări care de abia începuse. Aflându-se la Viena, imediat după războiul precedent, unde studia în laboratorul de Mineralogie al Prof. Becke o parte din materialul dela Camena, a contractat o teribilă boală, adusă acolo de trupele de ocupație de culoare. Din acel moment începe tragedia vieții lui Cădere, lung șir de suferințe fizice și morale, de care numai cei ce l-au cunoscut de aproape și-au putut da seama. Totuși puternica lui constituție mai păstrase încă atâta energie, cât să termine acest studiu și chiar să mai publice și altele, e drept de mai mic efort, cum au fost acel asupra granitului de Ciucurova, sau acele note din seria « Fapte pentru a servi la descrierea mineralogică a României» a lui P. Poni . Dar cu toată rezistența lui, în cele din urmă boala i-a consumat toată puterea de muncă, deși dragostea și dorința de lucru nu-1 părăsise. Deplângând pierderea pentru știință atât de timpurie a unei forțe ca a lui Dimitrie Cădere și impresionat de nefericita lui viață din ultimii 20 de ani, nu pot să nu asociez la omagiul acestor rânduri memoria admirabilei sale soții, d-na Maria Cădere, ea însăși distinsă profesoară și chimistă, care, cu un sublim devotament și cu o incomparabilă putere de sacrificiu, l-a îngrijit și l-a încu- rajat până în ultimele ei clipe. Doborîtă în cele din urmă ea însăși de amarul soartei lor nedrepte, l-a precedat în veșnicie cu o lună de zile, cu adâncul regret că, despărțindu-se de el, nu-1 va mai putea ajuta. Dar la 2 Iunie 1941 aceeași soartă, de astădată îmblânzită, i-a întrunit pentru totdeauna în liniștea și odihna cimitirului Eternitatea din Iași. Vie și nepieritoare va rămâne însă amintirea acestor suflete alese spre mângâierea și mândria familiei lor. Prof. G. Macovei ■ Institutul Geologic al României XjGR/ DIMITRIE M. CĂDERE (1876—1941) xm LUCRĂRILE ȘTIINȚIFICE ALE LUI D. M. CĂDERE 1. CĂDERE D. M. Sur les roches Eruptives de Borca. Ann. Scient. Univ. lassy. T. II, p. 277—283. Iași, 1903. 2. — et SlMIONESCU I. Note sur la presence du Pal6ozoîque en Dobrogea. Ann. Scient. Univ. lassy. T. V, fasc. 2, p. 143—145. Iași, 1908. 3 • — și SlMIONESCU I. Notă preliminară asupra straturilor fosilifere devonice din Dobro- gea (avec răsumă franțais). An. Inst. Geol. Rom. Voi. I, 1907, p. 361. București. 4. — Asupra rocilor eruptive de pe Borca-Mădeiu. Asoc. rom. pt. înaint. și răsp. știin- țelor. Congresul II din București 1903, p. 405—406. București, 1908. 5. — Le quartzite de Piatra Fetei. Ann. Scient. Univ. lassy. T. V, fasc. 4, p. 248—250. Iași, 1909. 6. — Notă asupra granitului dela Măcin (cu un profil). An. Inst. Geol. Rom. Voi. IV, f. I, 1910, p. 163—173. București, 1911. 7. — Note sur le granit de Măcin (un profil). An. Inst. Geol. Rom. Voi. IV, f. I, 1910, p. 173—176. București, 1911. 8. — Granitul dela Măcin (Cariera Cetatea). Revue du petrole. Anul IV, 1911, No. 13-14, p. 201—205. București, 1911. 9. — Note prăliminaire sur le porphyre quartzifere et la zone d’iniection dans les ro- ches vertes de Camena (Dobrogea). Bull. Sect. Scient. Ac. Roum. T. V (1916— 1917). P- 77—84. București, 1916. 10. — Comunicare asupra porfirului cuarțifer și a zonei de injecțiuni în rocele verzi dela Camena (jud. Tulcea) (5 profile și o schiță geol. 1 : 50.000). D. de S. ale Șed. Inst. Geol. Rom. Voi. VII (1915—1916), p. 60—66. București, 1917. 11. —• Le palăozoîque de Carcaliu. Ann. Scient. Univ. lassy. T. XI, fasc. 1-2, p. 70-80. Iași, 1921. 12. — Studii geologice și petrografice în regiunea Ciamurli de Sus-Camena. Rap. Activ. Inst. Geol. Rom. în 1914, p. LI—LV. București, 1922. 13. — Notă preliminară asupra porfirului și a zonei de injecțiuni în rocele verzi dela Camena-Ciamurli. D. d. S. ale Șed. Inst. Geol. Rom. Voi. VI (1914—1915), p. 31—38. București, 1923. 14. — Petrographisches aus der Dobrutscha (2 fig.). Tschermaks M.P.M. Bd. 36, 1923, H. 1—2, p. 94—96. 15. — Un cas particulier de Schachbrettalbite (1 figure). Ann. Scient. Univ. lassy. T. XIII, f. 1—2, p. 77—78. Iași, 1924. 16. — Relations entre l’ălasticife optique et l’ălasticife măcanique concemant le quartz (2 figures). Ann. Scient. Univ. lassy. T. XIII, f. I—2, p. 79. Iași, 1924. 17. — Asupra porfirului cuarțifer și asupra zonei de injecțiune din rocile verzi dela Camena (Dobrogea). (Foaia Babadag 1 : 100.000 Ser. XI, col. N). Rap. Activ. Inst. Geol. Rom. în 1915, p. 80 — 81. București, 1924. 18. — Rocile eruptive dela Camena (Dobrogea), jud. Tulcea. Studiu geologic, petro- grafic și chimic (1 hartă geol. I : 40.000, 3 profile, 40 microfotografii, 8 tabele de analize și 31 fig.). An. Inst. Geol. Rom. Voi. X, 1921—1924, p. 121—240. București, 1925. 19. — Les roches Eruptives de Camena (răsumă). (1 carte geol. 1: 40.000, 3 profils et 40 microphotogr.). An. Inst. Geol. Rom. Voi. X, 1921—1924, p. 241—299. București, 1925. 20. — Le granițe de Ciucurova. Ann. Scient. Univ. lassy T. XV, 1/2, 1927, p. 81-88. 21. — Fapte pentru a servi la descrierea mineralogică a României. I. Elemente și lam- prite. II. Oxizi, spineli și carbonați. III. Silicați. IV. Borate, nitroide, gypsoide, halite și antracide. Ac. Rom. Mem. Sect. Șt. Ser. III, T. V, 1928. București. Institutul Geologic al României REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI — ETUDE GliOLOGIQUE — PAR NICOLAE N. ONCESCU TABLE DES MATlERES Page Introduction ................................ 3 Aperțu historique general.................................................. 4 Stratigraphle.............................................................. 8 I. Zone occidentale cristallino-mesozdique . ......................... 8 A) Le Cristallin.................................................... 8 Le Cristallin de la bordure des ddpots sedimentaires...................... 10 Affleurements cristallins â l’interieur de la zone sedimentaire.......... 11 B) Ddpots sedimentaires de la zone occidentale..................... 11 Les depots du premier cycle de sedimentation (Dogger mf.-Barremien) 14 Les depots du premier cycle dans le synclinal des Bucegi...... 15 Dogger...................................................... 15 Bajocien.................................................. 20 Bathonien-Callovien inferieur............................. 21 Callovien superieur....................................... 22 Malm........................................................ 24 Oxfordien................................................. 26 Kimeridgien.............,................................. 26 Tithonique............................................ . 27 Neocomien.................... . . -........................ 27 Berriasien................................................ 28 Neocomien marneux ammonitique (Valanginien, Hauterivien, Barremien)................................................. 28 Les depots du premier cycle de sedimentation dans Ie synclinal de Piatra Craiului............................................. 29 a) Le Dogger du flanc W du synclinal de Piatra Craiului-Pietricica 29 b) Le Dogger de Valea Lupului.............................. 33 c) Le Dogger du flanc oriental du synclinal de Piatra Craiului... 37 d) Le Dogger ă l’interieur du synclinal de Piatra Craiului. 37 Affleurement de Moeciu superieur.......................... 37 Institutul Geologic al României 2 NICOLAE N. ONCESCU 2 Affleurement de Valea Coacăzei............................... 38 Malm............................................................ 38 Oxfordien.................................................... 38 Kimeridgien................................................... 39 Tithonique ................................................... 39 Neocomien...................................................... 44 Berriasien.................................................... 44 Le Neocomien marneux ammonitique du type Dâmbovicioara 45 Les depots du deuxieme cycle de sedimentation dans la region de Bucegi—Piatra Craiului........................................... 54 Găneralites . . ............................................... 54 Cenomanien ..................................................... 56 Considerations critiques sur les opinions exprimees sur la position stratigraphique des conglomerats de Bucegi.................. 63 La distribution du Cenomanien................................... 72 Turonien-Senonien .............................................. 73 IL Zone, orientale.............................................................. 76 Le Flysch cretace inferieur de ia bordure orientale des Bucegi................. 76 III. Quaternaire............................................................... 81 Tectonique..................................................................... 82 GeneralitCs....................................................................... 82 I. Analyse tectonique de detail........................................... 84 ^4^ Zone synclimle de Piatra Craiului ......................................... 84 ' Preuves de poussee exercee par le massif du Făgăraș sur la zone syncli- nale de Piatra Craiului.......................................... 85 Les failles de la zone synclinale de Piatra Craiului................. 87 a) La zone de Pietricica—Piatra Craiului..................... 88 b) La zone de Fundata—Giuvala—Culmea Zacotelor............... 89 c) La depression de Rucăr—Dâmbovicioara...................... 90 d) La zone de Pravăț—Mateiașul............................... 96 B) Le synclinal des Bucegi............................................. 96 La ligne frontale des Bucegi................................................... 98 Le dăcrochement de Piatra Mare et le chevauchement de cel le-ci sur les couches de Sinaia................................................100 Particularites tectoniques â l’interieur du synclinal des Bucegi...............102 Faille de la vallee superieure de la Ialomița................102 Les failles transversales du flanc W des Bucegi..............103 Les ecailles de la Klippe Piatra Arsă—S-ta Ana...............103 Les failles de la dalie de conglomerats du plateau des Bucegi . 103 C) L’anticlinal de la Leaota...........................................105 II. Les mouvements orogeniques mesocritaces................. 107 L’hypothăse d’une structure mesocretacee normale...............................109 L’hypothăse d’une structure mesocretacee en nappes.............................iii Risultats et conclusions.......................................................115 Bibliographie................................................................. 119 Carte geologique de la region Piatra Craiului—Bucegi, au 75.000-e Coupes geologiques dans la region Piatra Craiului—Bucegi, au 75.000-e Esquisse tectonique de la region Piatra Craiului—Bucegi—Piatra Mare, au 200.000-e Institutul Geologic al României 3 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 3 INTRODUCTION La region qui forme l’objet de la presente etude est situee entre les vallees superieures de la Dâmbovița â l’W et de la Prahova â l’E. Elle comprend les massifs mesozoîques de Piatra Craiului et de Bucegi, puis la zone centrale de la Leaota constituee par des roches cristallines et qui separe les deux massifs mesozoîques; ă l’E, enfin, une pârtie de la zone interne du Flysch carpatique, Fig. i formee par les Couches de Sinaia, qui sont chevauchees par le flanc oriental du massif des Bucegi. De ces unites, nous etudierons ici en detail surtout les deux zones mesozoîques, qui ont retenu plus longuement notre attention; quant aux formations cristallines, elles nous ont interesse, pour le moment, uni- quement dans la mesure oîi elles viennent en connexion avec les depots sedimentaires. Institutul Geologic al României 4 NICOLAE N. ONCESCU 4 APERQU HISTORIQUE GfiNfiRAL Les travaux concernant la region de Piatra Craiului-Bucegi sont tres nombreux. Dans leur suite chronologique, nous distinguons une premiere periode, durant laquelle les auteurs ont considere d’un point de vue tres general et sommaire notre region, souvent englobee dans des etudes sur des etendues plus vastes du pays; les descriptions geologiques y sont assez vagues. De cette epoque, datent aussi plusieurs notes en general breves, qui se bornent â signaler la presence de tel ou tel horizon fossilifere. Nous nous trouvons avec ces premieres etudes dans une periode qui dure de 1833 — date de publication des premiers travaux geologiques concernant notre region et son voisinage, dus ă Ami Boue(i) et Lill v. Lillienbach (42) — jusqu’en 1883, l’annee de publication du premier volume de 1’«Anuarul Biuroului Geologic». Des etudes systematiques sur la geologie de nos Carpates n’avaient pas encore commence â paraître. La presque totalite des travaux â cette premiere epoque est due ă des geologues etrangers qui ont touche la region en passant, ou qui ont ete attires par la richesse en fossiles de certains niveaux. Ces travaux sont tous inserres dans des revues etrangeres de specialite. Parmi ceux-ci, on peut mentionner les suivants: En 1854, la note d’ANDRAE (3), qui signale le cristallin du flanc oriental de Piatra Craiului (Culmea Cojea); les precisions y manquent toute fois sur sa situation et ce n’est que recemment que l’affleurement a ete retrouve et leve par M. Jekelius (32). Un peu plus tard, en 1859, apparaît le travail de v. Hauer (13) qui attribue un âge jurassique superieur aux calcaires tithoniques de la region. L’annee suivante (1860), Meschendorfer (52) signale la presence de marnes fossiliferes neocomiennes, â Polița dans le flanc W des Bucegi. Dans le meme travail des fossiles sont citees pour la premiere fois dans les calcaires tithoniques de Peștera lalomicioarei. En 1861, v. Hauer (14) cite pour la premiere fois des couches appartenant au Jura brun, dans les Bucegi, au-dessous des calcaires tithoniques de Polița. Une serie de notes se succedent entre 1865—1872, notes dues â Herbich (20, 21, 22), v. Hauer (16,17) et Suess (121), et dans lesquelles plusieurs infor- mations sont consignees sur le Jura brun (Couches de Klaus), entre Polița et Strunga-Colțul Tătarului, dans les Bucegi. En 1870, Foetterle (10) decrit, le premier, le Neocomien qu’il trouvait dans la depression de Dâmbovicioara, ă Podul Dâmboviței. Les fossiles cites, ne le sont que generiquement. En 1879, puis en 1883, Paul etudie dans la pârtie orientale, le gres carpa- tique (couches de Sinaia), en rattachant les depots des environs de Institutul Geologic al României 5 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 5 Sinaia â ceux des alentours de Covasna, qui avaient fourni â Herbich des fossiles neocomiens (68 et 71). Le Bureau Geologique une fois fonde sous la direction de Gr. Stefă- nescu, nous entrons dans une nouvelle phase. Les plus importantes manife- stations de ce bureau ont ete l’institution d’un periodique, « Anuarul Biuroului Geologic » et la publication de la carte geologique du pays. C’est dans cette deuxieme phase que la geologie des Carpates a ete systematiquement etudiee et par des geologues roumains. Notre region a ete en effet parmi les premieres etudiees par les membres du Bureau Geologique. Dans les comptes rendus pour l’annee 1884 (106), Gr. Stefanescu apporte des contributions precieuses â la connaissance du Cretace superieur de la region de Rucăr et de Nămăești, le divisant en Ceno- manien et Senonien, sans toutefois delimiter les deux formations. Les conglo- merats de Bucegi sont cependant marques comme eocenes sur la carte du Bureau Geologique; ceci, du fait des levers anterieurs dans les departe- ments de Dâmbovița et Prahova, dus â Boțea, qui avait travaille suivant d’autres iddes. Gr. Stefanescu presente en meme temps la premiere liste de fossiles, consignant 16 especes, recoltees dans le Neocomien de Dâmbo- vicioara. C’est aussi dans l’Annuaire du Bureau Geologique (voi. III, 1888), que fut inserre le travail de Herbich, intitule, « Date paleontologice asupra Carpa- ților românești»; păru seulement apres la mort de l’auteur. Le travail comporte deux parties: I) Fauna neocomiană din Basenul Dâmbovicioarei, et II) Fauna Doggerului de la Strunga. Le travail de Herbich sur la faune de Dâmbovicioara, qui signalait des formes de l’Aptien, de l’Albien et meme du Cenomanien, a provoque des etudes de revision, de la part de Haug (18), Kilian (36), Cobălcescu (8), Uhlig (113). Ces etudes arrivent â la conclusion que les formes de l’Aptien, Albien et Ceno- manien sont dues ă des determinations erronees, et que le Neocomien de Dâmbovicioara ne comporte que des formes hauteriviennes et barremiennes. En 1896, Redlich (85) publie des essais de parallelisation dans les Couches de Klaus, de Strunga. Un an apres, en 1897, Franz Toula (iii) decouvrait le nid fossilif6re de Podul Cheii, dans les conglomerats cenomaniens, et aussi des echantillons de Posidonomya alpina Gras, dans des blocs trouves sous les escarpements de calcaires tithoniques de la crete de Piatra Craiului. II presente par la meme occasion une etude comparative plus detaille sur le Dogger de Strunga. Nous arrivons ainsi ă des travaux concernant plus specialement notre region. Ces travaux sont dus â M. Simionescu (93—105) et â Popovici-Hatzeg (73—82). Ces deux auteurs ont publie, chacun de leur cote, differentes notes et memoires paleontologiques, restees classiques par leur documentation, sur les formations geologiques et les faunes des differents horizons, Instituitul Geologic al României ig Ry 6 NICOLAE N. ONCESCU 6 Les donnees qu’ils avaient eu l’occasion de recueillir — Popovici-Hatzeg d’une part dans la region comprise entre Râul Doamnei ă l’W, et Prahova â l’E, et M. Simionescu de l’autre dans la region plus restreinte du bassin de la Dâmbovicioara — ont forme les sujets de leurs theses de doctorat (78, 99). Ces travaux, ensemble avec ceux effectues en d’autres regions du pays, par Sabba Stefănescu, M. Sava Athanasiu et Victor Anastasiu, furent les premiers travaux de th^se, soutenus devant des universites etrang^res, par des geologues roumains, â propos de sujets pris â la geologie de la Roumanie. En resume, les resultats de Popovici-Hatzeg sont les suivants: Sur le cristallin de la Leaota se dispose, dans la region de Strunga, la serie jurassique moyenne et superieure, dans la base de laquelle il distingue les couches de Klaus, equivallant au Bajocien et au Callovien inferieur. A la base des couches de Klaus, se trouve un horizon conglomeratique ă lentilles de charbons tenant du Dogger. Sur la serie de Klaus, repose le calcaire titho- nique, ce qui signifie une lacune stratigraphique entre ces deux termes. Dans la region de Piatra Craiului, P.-Hatzeg ne signale que l’Oxfordien de Valea Lupului; partout ailleurs, le Tithonique s’appuye — suivant lui — directement sur le cristallin, marquant ainsi une nouvelle et importante transgression. Les calcaires tithoniques passent â leur pârtie superieure au Neocomien, qui est compris dans le meme facies de calcaires massifs recifaux; en consequence sur sa carte les calcaires tithoniques sont marques, comme Tithonique-Neocomien. La serie de marnes et de calcaires marneux fossiliferes est rapportee par P.- Hatzeg au Barremien. Les couches de Sinaia sont considerees par l’auteur, du meme âge. Par dessus ces formations, suivent — en transgression — les « Conglo- merats de Bucegi », d’âge cenomanien. P.-Hatzeg englobait sous ce terme de Conglomerats de Bucegi, aussi les conglomerats de la region de Rucăr, base autant sur les rapports stratigraphiques que sur la continuii de ces con- glomerats d’une region â l’autre. Le complexe a fourni des fossiles d’âge ceno- manien infdrieur, dans la region du Rucăr, ă Podul Cheii et dans Valea lui Ecle. Sur les conglomerats cenomaniens, reposent dans la region de Rucăr les marnes senoniennes â Inoceramus lingua Goldf. M. Simionescu precise que les calcaires rouges de Valea Lupului sont d’âge callovien. Les calcaires blancs massifs sont d’apres lui tithoniques, â l’exception de ceux de Valea Dâmbovicioarei, dans la pârtie superieure desquels on trouve des. Requienia et qui constituent donc le Neocomien â facies recifal. Dans le reste de la region, Ie Neocomien est represente par des marnes et des calcaires marneux fossiliferes qui se sont ddposes en parfaite continuite sur le Tithonique. La faune neocomienne montre avec certitude la presence du Hauterivien et du Barremien; le Valanginien n’y a pas fourni de fossiles, bien que sa presence stratigraphique peut etre supposee dans un marnocalcaire sans fossiles, inter- cale entre le Tithonique et les marnes fossiliferes neocomiennes. PA Institutul Geologic al României ICRZ 7 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 7 Les conglomerats et les greș conglomeratiques qui suivent vers la pârtie superieure sont transgressifs aussi d’aprăs M. Simionescu, mais ils sont repartis par lui entre deux horizons: les conglomerats fossiliferes de Valea lui Ecle qui sont albiens, et les greș conglomeratiques â Schloenbachia înfiata Sow. de Podul Cheii, qui sont vraconiens. Sur ceux-ci repose la Senonien represente par des marnes. Dans la suite, on remarque deux travaux de J. Bergeron (4 et 5), parus en 1904 et 1905. Ils soulevent l’hypothese d’un transport par charriage de la serie sedimentaire des Bucegi, sur un autochtone forme par le cristallin. M. Jekelius publie, depuis 1915, une serie de notes et de travaux concer- nant la region qui nous occupe (28—33). Ces travaux completent le profil de la serie jurassique moyenne et superieure des Bucegi, par la decouverte, dans l’intervalle entre les Couches de Klauș et les calcaires tithoniques, du Callo- vien et de l’Oxfordien; ceux-ci sont representes par une serie de marnes vertes, de calcaires silicifies et des jaspes. C’est encore M. Jekelius qui trouvait des couches kimeridgiennes ă Aspidoceras acanthicum Opp. â la base du Titho- nique. Dans l’extremite N du massif de Piatra Craiului, en dehors de notre region, M. Jekelius a trouve aussi le Dogger â la base des calcaires tithoniques. Dans le Neocomien des environs de Brașov et de Dâmbovicioara, M. Jekelius suppose aussi la presence de 1’Aptien inferieur. Les conglomerats des Bucegi sont, d’apres son opinion, regressifs par rapport aux formations inferieures, en les considerant en 1926 (32) d’âge albien-cenomanien. Dans plusieurs notes anterieures â ce travail (62—65) nous avons distingue, dans la region de Bucegi-Piatra Craiului, deux cycles de sedimentation: I-Dogger inferieur — Barremien inclusivement, et II — Cretace superieur (Cenomanien inferieur-Senonien). La lacune stratigraphique de l’Aptien- Albien a ete provoquee, d’apres nous, par Ies mouvements orogeniques meso- cretaces, que nous avons situes dans 1’Aptien. Ce mouvement a determine l’exondation de la region, suivie par une intense erosion continentale pendant l’Albien. Le relief qui en est resulte a ete moule par les conglomerats ceno- maniens transgressifs. Le deuxieme cycle de sedimentation a dure depuis le Cenomanien jusque dans Ie Senonien; il comprend donc aussi le Turonien, que nous avons estime represente par les greș micaferes de la region de Rucăr, ayant comme equivalent dans les Bucegi les greș micaferes superieurs aux conglomerats. Dans un recent travail, M. Jekelius (34) considere les conglomerats de la region de Dâmbovicioara comme differents de ceux des Bucegi. Ceux-ci sont de 1’Aptien superieur-Albien regressifs, et deposes en continuite de sedimen- tation sur le Neocomien de Brașov et de Dâmbovicioara. Les conglomerats de Dâmbovicioara-Rucăr seraient par contre transgressifs et representent le Cenomanien. Dans la region des Bucegi, la transgression șerait representee uniquement par celle des greș turoniens et senoniens, Institutul Geologic al României NICOLAE N. ONCESCU En dehors de ces travaux, la region de Bucegi-Piatra Craiului a ete naturelle- ment consideree dans les etudes generales de synthese des Carpates, etudes de la part des Murgoci, Mrazec, Voitești, Macovei, I. Atanasiu, etudes que nous analyserons de plus preș dans la suite. STRATIGRAPHIE Les formations geologiques qui entrent dans la constitution de la region se repartissent entre deux zones distinctes: A) Une zone occidentale, cristallino-mesozoique, formee par: i. Les roches cristallines du soubassement de cette zone. 2. Les depots sedimentaires mesozoîques disposes en transgression sur le fondement cristallin. B) Une zone orientale, formee par le Flysch cretace inferieur, totalement distinct comme facies petrographique des formations sedimentaires synchrones recouvrant le cristallin. Les rapports entre ces deux zones — zone cristallino-mesozoique et zone du Flysch — sont des rapports tectoniques, Ia premiere zone chevauchant la seconde. Dans ce qui suit, nous etudierons d’abord les formations de la zone occi- dentale pour passer ensuite â la zone orientale. I. ZONE OCCIDENTALE CRISTALLINO-MESOZOIQUE A) LE CRISTALLIN Le socle cristallin recouvert par les depots sedimentaires des Bucegi et de Piatra Craiului, est forme par de roches d’epizone, connues dans la biblio- graphie sous le nom de «serie cristalline de la Leaota» (Reinhard) ; ceci, d’apres le massif montagneux de cristallin de la Leaota qui, souleve en anticlinal, divise le sedimentaire de la region en deux grands synclinaux: celui de Piatra Craiului â l’W, celui des Bucegi ă l’E. Le cristallin â facies de Leaota se trouve egalement dans le versant W de Piatra Craiului. Le flanc oriental des Bucegi chevauchant sur une certaine distance les Couches de Sinaia, le cristallin de base a ete presque totalement lamine; on ne le trouve plus dans cette contree que sous forme d’un affleure- ment tr^s reduit comme etendue, dans la Valea Cerbului, au N de Bușteni (Jekelius 33, 34). On peut en tous cas en conclure que, Ia zone sedimentaire mesozoîque des Bucegi et de Piatra Craiului s’appuye dans son entier sur un substratum cristallin du type Leaota. Institutul Geologic al României 16 RZ 9 REGION de piatra craiului-bucegi 9 Le cristallin de Leaota a ete etudie d’abord par Popovici-Hatzeg (78, p. 34—59). Dans ce travail sont decrits les differents types de roches cristallines de la region de Leaota; on y trouve en meme temps, dans le texte comme sur la carte annexee, les limites du cristallin par rapport aux roches sedimentaires, limites qui ont subi des retouches sur notre carte. M. Reinhard (86, 87, 88, 89) a publie plusieurs travaux dans lesquels sont etudiees egalement les roches cristallines de la Leaota et du massif de Păpușa, II y releve l’absence des micaschistes ă caractere metamorphique accentue. « Tres repandus dans le massif de la Leaota, sont les schistes sericiteux gris, « parfois noirâtre, â porphyroblastes d’albite. Ils affleurent dans les hauteurs « entre Stoenești et Muntele Roșu (la Algâiu), entre Muntele Roșu et Leaota, « dans la vallee de Bădeanca, comme aussi dans le support des calcaires de la « vallee de la Ialomița. Ces roches sont presque completement absentes dans « le complexe des schistes cristallins des monts du Făgăraș, â partir de la vallee « de la Dâmbovița jusqu’â I’Olt »• « Une autre roche assez repandue, et qui se retrouve identique parmi «les schites phylliteux du Negoi, c’est un schiste sericito-chloriteux â nodules « et couches de quartz ». «Les roches amphiboliques peu frequentes dans le massif de Păpușa, « sont presque completement absentes dans celui de la Leaota ». En dehors de ces roches, l’auteur cite encore les quartzites micaces ver- dâtres, accompagnes par des schistes sericiteux graphiteux; ils affleurent dans la vallee de la Dâmbovița, un peu en amont de Stoenești, dans la rive droite de la vallee. II mentionne aussi des affleurements de gneiss, en bancs ou en lentilles, un peu au S de Clăbucet (plaiul Nămăești-Păpușa), dans Valea Argeșelului, Valea Dâmboviței — un peu en aval de Dragoslave — et, plus bas, au Muntele Roșu, ă Algâiu (gneiss de Cozia). M. Schmidt (91) qui a fait de levers geologiques dans la pârtie NW de Piatra Craiului, constate la presence sous le flanc occidental de ce synclinal, du cristallin de Ia Leaota, cristallin qui, plus â l’W, est chevauche par le cristallin du Făgăraș (gneiss de Cumpăna-Holbac, 91, 92). M. Streckeisen (109), dans son travail sur la tectonique des Carpates Meridionales păru en 1934, distingue, dans la pârtie orientale de cette region montagneuse, trois groupes de cristallin, constituant autant de nappes superieures: I-groupe de Leaota, II-groupe du Făgăraș, et III-Gneiss de Cozia. Dans le groupe de la Leaota, qui s’etend aussi ă l’W de Piatra Craiului dans le massif de Păpușa, comme il a ete d’ailleurs constate aussi par le Pro- fesseur Reinhard, M. Streckeisen remarque la presence d’une serie assez uniforme de schistes cristallins dans laquelle il distingue en gendral les memes roches qui avaient ete decrites aussi par M. Reinhard. LV Institutul Geologic al României IGRZ IO NICOLAE N. ONCESCU io LE CRISTALLIN DE LA BORDURE DES DFpOTS SEDIMENTAIRES L’objet de nos etudes ayant ete la recherche de detail des depots sedimen- taires de la region, les formations cristallines nous ont moins interesse. Les recherches de reconnaissance que nous avons faites, dans ce massif comme aussi dans celui de Păpușa, nous ont montre qu’autant le cadre cristallin du sedimentaire, que le fondement cristallin affleurant d’une maniere spora- dique dans les differents points de la region, sont constitues par le meme cristallin, appartenant au type de la Leaota. La serie de Leaota est generalement formee par des roches d’epizone. Les schistes sericiteux, chloriteux et phyliteux y predominent. Cette serie sericiteuse et chloriteuse est tres riche en porphyroblastes d’albite. Cette sorte de roches se rencontre typiquement developpee sous l’entier flanc W des Bucegi, de Zănoaga ă Valea Poarta, comme aussi sous le flanc E de Piatra Craiului, entre Moeciul de Sus et Valea Caselor. D’ailleurs l’entier flanc Oriental de la Leaota — bien plus developpe que l’occidental — est constitue par ces schistes sericito-cloriteux ă porphyroblastes d’albite. Ainsi on rencontre ces roches dans muntele Râiosu, â Secările, Curmătura Fiarelor, Sft. Ilie, Dudele Mari, Jugureanu, Lucăcilă, etc. Les chloritoschistes â porphy- roblastes d’albite deviennent plus rares vers la vallee de la Dâmbovița. On les retrouve au SE de Mateiașul, puis au N de Dragoslavele oti, de Valea Luncii passent vers Plăișorul et Muntele Căpitanul. Ce type de roches devient tres rare dans la vallee superieure de la Dâmbovița, on le remarque toute fois dans le mont Păltinetul, situe dans le flanc de Piatra Craiului. Bien des fois on rencontre des schistes chlorito-sericiteux â quartz. Le quartz se trouve parfois aussi en filons, ainsi par exemple dans Valea Luncii et dans le flanc S du Căpitanul, oii ces filons ateignent cent metres cubes. Dans le meme serie d’epizone se remarque,bien que rarement, des quartzites; ainsi par exemple, dans Bărbulețul, au dessous de Tătaru et de Pietrele Albe. Des affleurements de gneiss blancs aplitiques, s’observent dans l’axe de l’anticlinal de la Leaota. Ces gneiss sont tres bien decouverts dans le soubasse- ment des calcaires de Curmătura Ghimbavului, aussi dans la vallee du Ghim- bavu oii elles s’individualisent en deux etroites zones distinctes. Les gneiss aplitiques passent â des micaschistes qui s’observent autant dans Valea Ghimbavului, que — et surtout — dans la zone comprise entre le Râiosu et Albescu. On retrouve les gneiss aplitiques dans les environs du Jugureanul, dans Sft. Ilie et Guțanu, comme aussi dans Valea Frasinului. Les schistes amphiboliques sont tres rares; ils n’apparaissent que dans la zone de Pravăț, dans le voisinage du Sft. Ilie et dans Plaiul Bărbulețul-Dudele Mari. ' ' 1 Institutul Geologic al României ICRZ II REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI II AFFLEUREMENTS CRISTALLINS A L’INTlîRIEUR DE LA ZONE SEDIMENTAIRE. Ces affleurements presentant les memes caracteres petrographiques que Ie cristallin du pourtour, se remarquent en plusieurs endroits. Dans Ia region du synclinal de Piatra Craiului. i. Dans les vallees de Spârlea et de Strâmba, au-dessous de la hauteur Cojea-Gâlma Spărturilor, se trouve un affleuremcnt allonge de grandes dimen- sions, forme par des chloritoschites sericiteux â direction N-S; sa longueur est d’environ 3 km. et sa largeur de 800 m. II est le plus etendu de tous les autres afleurements de cette contree. A l’W, il supporte la serie jurassique du flanc est de Piatra Craiului, tandis qu’â l’E il est recouvert en transgression par les conglomerats cdnomaniens. Comme nous le verrons plus loin, cet affleurement presente une importance particuliere dans la tectonique locale de la region. II a ete pour la premiere fois trouve par Andrae (3). Toutefois, Hauer et Stache mentionnent (15, p. 274) qu’ils ne l’ont pas marque sur leur carte, du fait que Andrae ne circonstancie pas suffisemment son emplacement, disant simplement qu’il se trouve entre Peștera Bran et les calcaires de Piatra Craiului. C’est bien plus tard que M. Jekelius (32) l’a figure sur sa coupe â travers Piatra Craiului; c’est sur ses indications aussi qu’il a ete represente sur la carte de l’Institut Geologique (1.500.000). 2. Dans Valea Sbârcioarei, a 100 m. en aval de son confluent avec Valea Coacăzei, se trouve un petit affleurement cristallin long de 250—300 m. II est directement recouvert par les calcaires tithoniques d’une cote et d’autre de la valide, tandis qu’au confluent de Valea Coacăzei on remarque ă la base de ces calcaires un petit lambeau ecrase de Dogger fossilifere. 3. Dans Valea Moeciului de Sus, â sa sortie des defiles calcaires, on trouve — au debouche du meme defile — un petit affleurement de cristallin dans la rive gauche de la vallee, au-dessous de Ia serie jurassique moyenne. Le cristallin de Valea Sbârcioarei, aussi bien que celui de Valea Moeciului, ont ete mentionnes deja par M. Jekelius (28, 32). 4. Au debut de Valea Izvorului, â l’E de la Dâmbovicioara affleure encore une fois le cristallin, sous les calcaires tithoniques. Dans la zone d’ennoyage de l’anticlinal de la Leaota, dans la region de Bran, le cristallin pointe dans la couverture des conglomerats cenomaniens en deux endroits: 1. Dans Valea Lungă, sous Dealul Secătura, il constitue un affleurement allonge d’environ 2,5 km. sur 400—500 m. de largeur; il est forme par des roches phylliteuses sericiteuses. JĂ Institutul Geologic al României IGR/ 12 NICOLAE N. ONCESCU 12 2. Dans Valea Poarta, preș de Bran, on trouve dans les conglomerats ceno- maniens un pointement de cristallin chloritosericiteux; son interet vient du fait qu’il marque l’apparition la plus septentrionale du cristallin dans la region que nous avons levee. Dans la region des Bucegi, le cristallin affleure uniquement le long de la Ialomița superieure, â savoir: i. A la sortie des defiles du Tătaru, on trouve dans le soubassement du Jurassique un cristallin chlorito-sericiteux â porphyroblaste d’albite tres disloque et qui se relie, entre Valea Tătarului et Bolboci, au cristallin de la puissante masse de la Leaota. 2. Encore dans la văile de la Ialomița, â 3 km. en amont des defiles de Tătaru, au confluent de Valea Horoaba, apparaît — au-dessous du Jurassique et en connexion avec la faille de Valea lalomiței — un tres petit affleurement de cristallin. B) DEPOTS SEDIMENTAIRES DE LA ZONE OCCIDENTALE Dans les depots sedimentaires formant les deux synclinaux mesozoîques de Piatra Craiului et de Bucegi, on distingue bien deux cycles sedimentairesa Premier cycle, comprenant des depots, se suivant en parfaite concordance stratigraphique, depuis le Dogger inferieur jusqu’au Barremien inclusivement. Ces depots recouvrent en transgression le socle cristallin de la Leaota. Deuxieme cycle de sedimentation, renfermat des depots appartenant au Cretace superieur, depuis le Cenomanien inferieur jusqu’au Senonien inferieur inclusivement. Ces depots se trouvent en transgression, aussi bien sur les depots du premier cycle que directement sur le socle cristallin. Entre ces deux cycles de sedimentation, existe une lacune stratigraphique correspondant ă l’Aptien et â l’Albien. Les depots du premier cycle se sont formes dans les deux synclinanx; mais ils sont plus developpes dans le synelinal occidental de Piatra Craiului que dans celui oriental des Bucegi. Dans le premier, ils occupent vers le N une tres large surface â la hauteur de Bran, ou ils atteignent 18 km. de largeur; ils se retrecissent vers le S et accusent â la latitude de Rucăr 6 km. seulement. Un lambeau affleure dans le Mateiașul, qui fait pârtie du meme synelinal de Piatra Craiului. Les depots du deuxieme cycle de sedimentation (Cretace superieur) se trouvent, dans ce synelinal occidental, sous forme de petits Iambeaux isoles dans sa pârtie W et S; il n’y a que dans le NW que l’on observe un lambeau plus grand et plus conținu, dans lequel pointent des ilots formes par les depots du premier cycle de sedimentation (surtout des calcaires tithoniques); le cristallin n’y affleure que dans les endroits d’erosion profonde. Institutul Geologic al României VICrV i3 rEgion de piatra craiului-bucegi 13 Dans le synclinal oriental, des Bucegi, la situation est differente: les depots du premier cycle sont bien plus restreints qu’â l’W; ils sont developpes surtout sur les flancs du synclinal. Dans le flanc W, les depots jurassiques et neoco- miens sont mieux representes. Un seul lambeau plus isole se trouve â Zănoaga- Lespezi,â l’extremite S; vers le N, ils se suivent comme une zone etroite â direction N-S, se con- tinuant sans interrup- tion sur une distance de 10 km environ, depuis la vallee du Tătaru jus- qu’au N de la Valea Gaura; ici, les calcaires du flanc W sont recou- verts par les conglome- rats cenomaniens trans- gressifs. Dans le flanc ori- ental du synclinal des Bucegi, les depots du premier cycle de sedi- mentation se reduisent aux klippes de Jurassi- que qui affleurent, preș de Sinaia, â Sta Ana et Piatra Arsă, et ă quel- ques faibles pointem- ents au N de Piatra Arsă. Ces klippes sui- vent la ligne frontale de chevauchement de Fig. 2. — Coupe normale des depots găologiques de Piatra Craiului (I) et de Bucegi (II). i> Cristallin type de la Leaota; 2, et 3, Dogger; 4, Oxfordien; 5, Kime- ridgien; 6, Tithonique; 7, Berriassien; 8, Neocomien; 9, Conglomerats de Bucegi et gr&s conglom6ratiques â faune c6nomanienne; 10, Turo- nien-S6nonien. Bucegi, affleurant au dessous du bord che- vauchant des conglo- merats de Bucegi. Les depots du deuxieme cycle de sedimentation (Cretace superieur) sont tres developpes dans la zone du synclinal oriental, accusant ici une epaisseur d’environ 1.000 m. La coupe normale (fig. 2) met suffisamment en evidence le mode de de- veloppement et la puissance des differentes formations sedimentaires des deux cycles, dans les deux synclinaux. II en resulte que, parmi les depots du premier \ IGR. Institutul Geologic al României 14 NICOLAE N. ONCESCU 14 cycle, ce sont les calcaires tithoniques qui predominent dans l’W, atteignant dans la region de Piatra Craiului de 700 â 800 m d’importance, tandis que dans les Bucegi ils ne depassent pas 300 m. Les depots inferieurs au Tithonique ne realisent ensemble qu’un maximum de 60 m d’epaisseur. Encore moins epais apparaissent les depots neocomiens qui recouvrent en continuii de sedimentation le Tithonique. Consequence du' fait de son puissant develop- pement, le Tithonique occupe une grande surface. En revanche, les formations inferieures au Tithonique ont une repartition tres restreinte. Elles n’affleurent que dans les creux profonds, ou l’erosion a atteint le socle cristallin. Dans ces endroits, l’observation est rendue cepen- dant tres difficile par les eboulis formes aux depens des grands escarpements tithoniques et qui, par grandes nappes, devallent le long des pentes. Si l’on tient compte aussi du fait que la lourde masse de calcaires tithoniques â la suite des mouvements tectoniques a souvent lamine les formations sedimentaires de sa base, on s’explique facilement l’absence locale, totale ou partielle, des sediments compris entre le cristallin et le Tithonique. Les formations neocomiennes sont aussi assez reduites. Deposees en con- tinuite de sedimentation sur le Tithonique, elles sont assez minces et formees par des marnes calcaires et des marnes, peu resistantes en general â l’erosion. Comme d’autre part elles occupaient la pârtie superieure de la serie, elles ont ete facilement entamees par l’erosion durant 1’Aptien et l’Albien, et plus tard pendant le Tertiaire. C’est le motif qui a determine leur localisation dans les depressions; elles y offrent en effet moins de prise ă l’erosion, comme c’est le cas des depots neocomiens de la depression de Dâmbovicioara. LES DEPOTS DU PREMIER CYCLE DE SEDIMENTATION (DOGGER INF.-BARREMIEN) Aussi bien dans la region des Bucegi que dans celle de Piatra Craiului, dans les points oii le laminage tectonique n’a pas eu grand jeu, on constate une parfaite continuite entre les depots du premier cycle; cela, â partir du debut de la transgression du Bajocien inferieur et jusque dans le Barremien superieur, quand la sedimentation fut interrompue par les mouvements oroge- niques mesocrdtaces. II s’ensuit que la serie du premier cycle comprend des horizons appartenant a tous les etages s’echelonnant entre le Dogger inferieur et le Barremien. L’etude des faunes souvent tres riches, recoltees dans plusieurs horizons du premier cycle de sedimentation, a permis de preciser sur des bases paleontologiques la presence de la presque totalite des etages compris L}?- Institutul Geologic al României ICR 15 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI i5 dans l’echelle stratigraphique, entre les deux limites mentionnees. Les voici: 10 — Barremien 9 — Hauterivien • III Neocomien 6 — Tithonique 5 — Kimeridgien II Malm 8 — Valanginien 4 — Oxfordien 7 — Berriasien 3 — Callovien 2 — Bathonien 1 — Bajocien I Dogger Nous avons adopte en transcrivant cette liste la classification de Schaffer (90), qui repartit au Dogger les trois etages de la pârtie inferieure du Jurassique. Cette classification convient le mieux dans notre region; en effet, la base du premier cycle de sedimentation est developpee sous le facies des couches de Klaus, dans lequel on trouve des fossiles bajociens, bathoniens et calloviens, sans qu’une separation des depots correspondants y soit possible. LES dEpOts du premier cycle dans le synclinal des bucegi Les sediments du premier cycle apparaissent sur le flanc W des Bucegi, sous la crete des calcaires tithoniques qui s’etend sur une distance d’environ 9 km., entre Valea Tătarului et N de Polița. Ces depots affleurent seulement lâ oii ils ne sont pas masquees par les eboulis. Par rapport aux calcaires tithoniques, epais environs de 350 m., la serie doggerienne de leur base, tres variee comme horizons, est relativement reduite, ne depassant pas 50 ă 60 m. d’epaisseur. DOGGER La serie doggerienne-neocomienne du flanc W des Bucegi a forme l’objet des etudes les plus anciennes et les plus nombreuses. Du fait de leur grand developpemcnt, les calcaires tithoniques ont les premiers attire l’attention des chercheurs. Ils ont ete decrits pour la premiere fois, en 1833, par Ami Boue (i) et par Lill. v. Lilienbach (42) et attribues par les deux auteurs au Cretace inferieur. Andrae (2) en 1855 les considere comme liasiques. Fr. v. Hauer (14) fut le premier, en 1861, â les attribuer au Tithonique. La meme annee, Stur trouvait le premier nid fossilifere doggerien au- dessus des calcaires tithoniques de Polița, sur le flanc W des Bucegi. Cepen- dant Stur n’a pas annonce lui-meme sa decouverte; la premiere relation ă son sujet fut donnee par v. Hauer (14). Les formes recoltees par Stur et Institutul Geologic al României i6 NICOL.AE N. ONCESCU 16 determinees par Ed. Suess sont: Rhynchonella plicatella Sow. et Terebratula sphaeroidalis Sow., et ces formes caracteristiques montrent bien la presence du Jura brun ă Polița. Par la meme occasion on a cite aussi, Disaster sp. En 1865, Herbich constate (20) que la serie des greș calcaires brun cendre, â fossiles du Jurassique moyen, de Polița, se prolonge vers le S sous la crete occidentale des Bucegi, jusqu’ă Guțanul et Grohotișul. Le meme auteur tentait de faire une subdivision d’apres les caractăres petrographiques de la serie, en distinguant neuf horizons dans ce Jura brun, au-dessous des calcaires blancs- gris du Jura blanc (calcaires tithoniques). La meme annee, Hauer (16) presente une nouvelle liste de fossiles du Dogger des Bucegi, et de ceux recoltes par Herbich et par Stor ; sur cette liste, â cote de certaines especes deja citees, on trouve 23 formes nouvelles. Dans son travail, il compare les formes des Bucegi ă celles du Jura brun de Balin, preș Cracovie, et remarque entre elles une grande ressemblance. Dans les deux endroits, on trouve des fossiles appartenant ă l’Oolithique inferieur, au Bathonien et au Callovien. En 1867, Suess (121) ajoutait encore quelques nouvelles formes ă la liste des especes recoltees dans les Bucegi; sur la base de ces formes, il parallelise les depots au Dogger de Svinița et — comme Hauer — aussi aux couches de Balin. II considere ces depots comme un equivalent de la zone ă Ammonites (Perisphinctes) arbustigerus des Couches de Klaus, decrites par Oppel (Zeitschr. D. G. Ges., 1863, pp. 198—203), et s’appuyant sur la presence de l’espăce Rhynchonella solitaria Opp., il admettait que le niveau superieur ă Ammonites (Oppelia) aspidoides Opp., s’y trouverait aussi. Cette derniere forme avait ete dejă citee d’ailleurs par Hauer (16) aussi dans le Jurassique des Bucegi. Encore en 1867, Hauer (17) publiait une nouvelle liste, consignant 13 formes nouvelles et, d’accord avec Suess, il parallelise lui aussi le Dogger des Bucegi ă celui de Swinitza. Les etudes sur le Dogger des Bucegi, interrompues pendant quelque temps, reprennent en 1885, avec Herbich, lequel constate Ie prolongement des depots jusqu’ă Strunga et Colțul Tătarului. Le materiei paleontologique recolte forme l’objet d’une autre etude de Herbich, publiee dans 1’Anuarul Biuroului Geologic (27). Cette etude contient la description d’une serie de fossiles de Strunga, parmi lesquels 23 formes non encore citees jusqu’alors. Dans ce travail, Herbich n’envisage plus la question du parallelisme; mais il constate que les fossiles decrits dans son travail proviennent de plusieurs niveaux fossiliferes du Jura brun. Ce Jura brun des Bucegi, c’est pour lui de 1’0 x f o r d i e n, et on trouve la meme estimation dans un autre de ses travaux, păru avant (25). Dans le meme travail de l’Anuarul Biuroului Geologic (27), Herbich reiate avoir trouve sur les pentes SE du Mont Strunga, des « calcaires arde- | Institutul Geologic al României <16 RZ REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 17 siens » â restes de plantes « ressemblant» ă Araucaria et une Spirifere, « pro- bablement» Spirifer rostratus-canaliculatus Quenst. indiquant le Lias. II ne donne pas cependant des precisions sur la situation de ces calcaires ardesiens. En 1896, Redlich (85) presente la succession des couches fossiliferes du Jura brun de Strunga, qu’il parallelise lui-aussi aux Couches de Klaus. et au Dogger de Svinița. Dans ce Dogger, Redlich distingue: I. Un horizon greseux inferieur, â Brachiopodes et Lamellibranches, dans lequel il mentionne huit fossiles: Ceromya plicata Ag. Pholadomya murchisoni Sow. Gonyomya proboscidea Ag. Pholadomya jurassi d’ORB. Terebratula perovalis Sow. Terebratula globata Sow. Rhynchonella varians Schl. Perna sp. Ces formes sont, d’apres Redlich, caracteristiques en Souabe pour la zone â Stephanoceras humphriesianum d’ORB. et Parkinsonia parkinsoni Sow. II. L’horizon greseux passe â sa pârtie superieure en un calcaire oolithique ferrugineux, qui renferme une riche faune de Cephalopodes; parmi ceux-ci l’auteur a determine les formes suivantes: Phylloceras mediterraneum Naum. » flabellatum Neum. » kudernatschi Hauer » disputabile Zit. » aff. kunthi Neum. » subobtusum Kud. » n. sp.. Lytoceras adeloides Kud. Haploceras psilodiscus Schl. Oppelia fusca Op. Oppelia aspidoides Op. » n. sp. gr. bicostata » ăff. bicostata Perisphinctes aurigerus Op. » curvicosta Op. » procerus Seeb. Stephanoceras ymir Op. » rectelobatum Hauer Terebratula ventricosa Ziet. Cucculaea n. sp. Redlich attribue au Lias des conglomerats quartzitiques â charbons qui reposent directement sur le cristallin, â la base du premier horizon ă Brachio- podes; tandis qu’ă la pârtie superieure du deuxieme horizon, ă Cephalopodes, il note la presence du calcaire tithonique. Franz Toula (iii), en 1897, subdivise le premier horizon (inferieur) ă Brachipodes de Redlich, en quatre subhorizons, ă savoir: 1. Un horizon inferieur de marnes rougeâtres ă Pholadomya cfr. murchi- soni Sow. 2. Un banc renfermant de nombreuses formes de Pecten lisses. 3. Schistes marneux â concretions ferrugineuses. 4. Marnes gris-bleuâtres ă nombreuses Perna et Gryphaea. 2 / l8 NICOLAE N. QNCESCU 18 En 1898, Popovici-Hatzeg etudie dans sa th^se (78) aussi le probleme du Dogger dans les Bucegi; il y presente meme une coupe complete de la serie jurassique moyenne et superieure levee â Vama Strunga, sur le versant occi- dental des Bucegi (op. cit., p. 67). Dans cette coupe, Popovici-Hatzeg divise la base de la serie jurassique, ou, mieux, ce qui avait ete jusqu’alors decrit comme « Jura brun », en deux ensembles: l’un inferieur A, l’autre superieur B. A son tour, l’ensemble inferieur se laisse diviser en trois horizons: a) L’horizon inferieur de conglomerats quartzeux, ă faibles traces de charbons, transgressif sur le cristallin. b) L’horizon moyen forme par une serie de gres alternant avec des niveaux marneux et supporte en concordance par les conglomerats de base. Ces gres sont d’une couleur jaunâtre et renferment de nombreuses concretions ferru- gineuses. A la pârtie superieure ils deviennent calcaires et leur couleur est noir- bleuâtre. C’est dans cet horizon moyen de la coupe de P.-Hatzeg que se trouvent les 4 niveaux separes par Toula, et dont P.-Hatzeg aussi tient compte. Toutes les couches de cet horizon moyen sont riches en fossiles, parmi lesquels pr^dominent les Brachiopodes et les Lamellibranches. Les Ammonites sont rares; P.-Hatzeg en cite seulement Coeloceras humphriesianum d’ORB. et Parkinsonia parkinsoni Sow., cette derniere tres caracteristique pour le Bajocien. La liste tres fournie de fossiles presentee par differents auteurs a ete enrichie par P.-Hatzeg d’une douzaine de formes qui n’avaient pas ete encore citees. c) L’horizon superieur est forme par une serie de bancs de calcaires gre- seux tres puissants, quelques-uns tres riches en Brachiopodes. Parmi ces Bra- chiopodes, Terebratula maxillata Sow. est pour la premiere fois citee dans la region. Popovici-Hatzeg considere la subdivision A, avec ses trois horizons, comme bajocienne empietant probablement sur la base du B a t h o- n i e n. La subdivision B. n’est representee que par un seul horizon, forme par un calcaire brun qui n’atteint pas tout â fait 1 m d’epaisseur et qui est tres riche en nodules ferrugineux. Les fossiles, en majorite des Ammonites, sont tres nombreux, surtout ă Strunga et ă Polița. P.-PIatzeg attribue cet horizon au Bathonien etau Callovien inferieur, et l’appelle «le banc â Cephalopodes ». A la liste de fossiles presentee par Redlich, P.-Hatzeg ajoutait, dans le travail cite et dans un autre qu’il publiait plus tard (81), une vingtaine de formes qui n’avaient pas encore ete observees dans les Bucegi. II basait son affirma- tion — que cet horizon empiete sur le Callovien — sur plusieurs formes, comme, Macrocephalites macrocephalus Schloth., M. tumidus Rein., Sphaero- ceras globuliforme Gemm., Perisphinctes curvicosta Opp., P. subtilis NeUm. Institutul Geologic al României 19 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 19 P. altiplicatum Waag., Belemnites calloviensis Opp., B. subhastatus Ziet., B. hastatus Blainv., Rhynchonella alagirica Uhl. Sur la subdivision B repose, â Strunga, le calcaire massif tithonique, dans la base duquel l’auteur distingue une zone mince, comportant ă son tour deux niveaux: le niveau inferieur constitui par des marnes rouges silici- f i e e s, et le niveau superieur, constitue par un calcaire marneux verdâtre â nodules siliceux. Cette coupe met aussi en evidence la parfaite concordance des differents horizons constituant la serie jurassique moyenne et superieure de la region, bien que — d’apres l’âge attribue â ces horizons —il y a des etages qui manquent. Un autre fait important â souligner dans cette coupe, c’est l’attribution au Bajocien de l’horizon conglomeratique de la base de la serie jurassique. En 1904, Bergeron (5) soutient que les conglomerats de base ă lentilles de charbons appartiennent au Lias. II se base dans son argumentation sur le fait que, dans les environs de Codlea, on trouve du Lias â charbons, en s’associant â l’opinion exprimee auparavant â ce sujet par Redlich. M. Simionescu (103) a egalement aborde l’etude de la riche faune du banc â Ammonites de Strunga, dans un memoire păru en meme temps que celui, deja cite, de P.-Hatzeg. M. Simionescu a decrit et figure 29 formes, dont plusieurs sont pour la premiere fois mentionnees. En se basant uniquement sur les Ammonites de cette couche, l’auteur attribue tous ces depots, et implici- tement ceux de Svinița, au Bathonien. C’est que, les formes comme Macrocephalites macrocephalus Schloth., denotant le Callovien inferieur, sont relativement rares, tandis que la grande majorite des especes sont exclusivement propres au Bathonien, ou ont leur maximum de developpement dans cet etage. En 1915, M. Jekelius (28) publie une note, dans laquelle on trouve (p. 289) une coupe levee ă proximite de celle de P.-Hatzeg. II distingue ă la pârtie superieure du blanc â Ammonites, et en concordance avec lui, trois horizons peu epais, dont voici la succession: immediatement au-dessus du banc ă Ammo- nites (Bathonien-Callovien inf.), on trouve un horizon forme par des marnes grises; par dessus se dispose un horizon de calcaires siliceux, eux-memes recouverts par un mince horizon de jaspes. Base sur leurs rapports stratigraphiques et sur la faune recoltee, qu’il pre- sentait l’annee d’apres (30), l’auteur estime que les trois horizons sont ă rap- porter au Callovien superieur et ă 1’0 x f o r d i e n. Nous devons appuyer ici sur la situation superieure de l’horizon des jaspes. Encore M. Jekelius, separait a la base des calcaires superieurs, tithoniques, et au-dessus des jaspes, un horizon peu epais de calcaires marneux, qui a offert des formes de la zone kimmdridgienne â Aspidoceras acanthicum Opp. De cette fașon, l’auteur mettait en evidence une parfaite ressemblance dans la succession des niveaux entre les series correspondantes des Bucegi et de Carpates orien- tales, oii les jaspes et les couches ă « acanthicum » etaient deja connus. Institutul Geologic al României 20 NICOLAE N. ONCESCU 20 Dans son travail, M. Jekelius decrit aussi les formes fossiles recoltees dans les differents autres horizons. Au chapitre III il s’occupe de la faune des couches ă Lamellibranches, et Brachiopodes. II en decrit 56 formes, dont un bon nombre est pour la premiere fois cite. Sur cette base, M. Jekelius distingue dans ces couches trois horizons, â savoir: A la base, au-dessus des conglomerats â charbons et du banc de grâs dogge- riens sans fossiles, il distingue un banc inferieur â Lamellibranches, parmi lesquels, Pholadomya murchisoni Sow., Ph. reticulata Ag., etc. Cet horizon appartient donc au Bajocien inferieur —«zone ă Stephanoceras blagdeni Sow. Par-dessus, la serie des greș calcaires en bancs, epais d’environ 5 m remplis de Brachiopodes et qui correspond â la zone â Stephanoceras humphriessianum d’ORB. du Bajocien superieur. A la pârtie superieure, un banc de 5 m d’epaisseur, de greș bruns grisâtres, ă Terebralula globata Sow., etc., et qui correspond d’apres l’auteur au B a- t h o n i e n (« zone â Parkisonia parkinsoni Sow. »). Dans le meme travail (30 b), nous trouvons decrite aussi une serie de formes provenant du banc â Ammonites. Comme Ammonites, une seule forme est presentee, qui n’avait pas encore ete citee: Stephanoceras extinctum Quenst. En revanche, nous trouvons cites et en pârtie decrites 39 formes de Polypiers, Brachiopodes, Lamellibranches, Gasteropodes, dents de Poissons, provenant du meme banc â Ammonites. Ce banc correspond d’apres M. Jekelius â la «zone ă Oppelia aspidoides Opp. »du Bathonien superieur (Bradfordien) et â la «zone ă Macrocephalites macrocephalus Schl. »-C allovien inferieur. II resulte de ce rappel de travaux sur le Jurassique moyen des Bucegi, que cette pârtie du Jurassique etait deja connue au moment de mes recherches, et aussi bien comme stratigraphic que du point de vue de sa faune. Dans le synclinal des Bucegi le Dogger affleure, â la base de la serie juras- sique du flanc W, comme un lisere etroit, â direction generale N-S; il se continue sans interruption sur environ 9 km, de Colțul Tătarului jusqu’au N de Valea Găuri. Ici, ce flanc W est masque par les conglomerats cenomaniens transgressifs. Le meme fait se constate aussi ă l’extremite S du lisere: Le Dogger est interrompu au S de Valea Tătarului par un lambeau de conglo- merats cenomanien. II revient cependant au jour plus loin vers le S, dans le meme flanc des Bucegi, â Zănoaga-Lespezi, occupant la meme situation. Bajocien. Nous avons repris la coupe donnee par Popovici-Hatzeg â Strunga, completee par M. Jekelius dans la meme region, et constate la justesse des donnees de ces deux auteurs. Cette coupe est generale pour tout le versant W des Bucegi. ■ ;A Institutul Geologic al României ICR 21 RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 21 II resulte, de nos etudes sur le terrain que, dans les Bucegi la serie jurassique debute par un horizon de conglomerats quartzeux a petits elements, â traces sporadiques de charbons formant parfois des lentilles, qui n’ont pas de valeur economique. L’epaisseur totale de ces conglomerats est au maximum de 5 m. Ils recouvrent en transgression le cristallin de la Leaota, qui plonge de 20—250 vers l’E. Ces conglomerats marquent nettement le debut du premier cycle de sedimentation. Vers le haut, ils passent ă un banc de greș calcaires bruns, epais d’un metre et depourvu de fossiles, auquel font suite les niveaux fossiliferes de l’horizon moyen (P.-Hatzeg). P.-Hatzeg et M. Jekelius, qui ont etudie en detail la riche faune de cet horizon, sont d’accord a lui attribuer un âge bajocien-bathonien inferieur. L’attribution au Dogger des conglomerats de la base par P.-Hatzeg et Jekelius est tres juste, du fait du passage insensible de ces conglomerats aux couches fossiliferes. Au contraire, leur parallelisme au Lias â «facies de Gresten» a charbons des environs de Codlea, par Redlich et Bergeron, sur le simple motif de la presence des charbons n’est pas acceptable; il ne se justifie pas, ni du point de vue du facies petrographique, ni de celui de la position stratigraphique: le facies de Gresten est en effet particulier au Lias inferieur, tandis que les conglomerats a charbons de Strunga sont etroitement lies a la base du .Dogger. Les arguments paleontologique que nous presentons un peu plus loin, quand nous nous occuperons du Dogger de Piatra Craiului, nous font croire d’une maniere tres appuyee â l’âge bajocien inferieur de ces con- glomerats a charbons de la base du Dogger de Strunga. En ce qui concerne la presence des « calcaires ardesiens » a reste de plantes sur les pentes SE du Mont Strunga, cites par Herbich et appartenant d’apres lui au Lias, nous constatons d’abord qu’il s’agit de determinations approxi- matives de fossiles; les plantes citees « rappellent» Araucaria, tandis que le Spirifer est «probablement» Spirifer rostratus-canaliculatus. D’autre part, sur ces pentes SE du Mont Strunga, les formations de base du Jurassique n’affleurent guere. II en resulte que la supposition de Herbich sur ces « cal- caires ardesiens » des Bucegi peut etre laissee close, surtout que tous les nom- breux auteurs qui ont etudie la region, aussi bien avant qu’apres lui, n’ont pas rencontre ces calcaires. Bathonien-Callovien inferieur. Le banc ă Ammonites des Bucegi, a ete considere par P.-Hatzeg et par M. Jekelius comme representant le Bathonien superieur (« zone a Oppelia aspidoides Opp. ») et le Callovien inferieur (zone ă Macrocephalites macrocephalus Schloth.). II s’ensuit que l’entier complexe de couches compris entre les conglomerats doggeriens de la base et le banc â Ammonites inclusivement, complexe qui se laisse paralleliser aux « Couches de Klaus », doit etre considere comme representant la serie depuis le Bajocien inferieur jusqu’au Callovien inferieur compris. . /'A Institutul Geologic al României \16 R 2 22 NICOLAE N. ONCESCU 22 Les «Couches de Klaus» de Strunga ont ete considerees par certains auteurs comme d’âge bathonien, en partant des Ammonites qu’elle renferme. Les horizons inferieurs au banc ă Ammonites, offrent eux-aussi des fossiles, d’apres lesquels ils ont ete parallelises, par P.-Hatzeg d’abord, par Jekelius ensuite, au Bajocien et au Bathonien inferieur. Nous rappelons que P.-Hatzeg a trouve dans les bancs ă Brachiopodes et Lamellibranches (inferieurs, comme je l’ai dejâ dit, au banc â Ammonites), Parkinsonia Parkinsoni Sow., forme tres caracteristique pour le Bajocien. D’autre part, le banc superieur â Ammonites a fourni â Popovici-Hatzeg des formes comme Macrocephalites macrocephalus Schloth., Belemnites ha- status Blainv., B. calloviensis Opp., etc., qui demontrent la presence du Callo- vien inferieur. D’ailleurs, etant donnes les rapports de parfaite succession de toutes les formations depuis le Dogger jusqu’au Tithonique et le Neocomien, qui forment le flanc W des Bucegi, nous devons â priori admettre que, dans la serie des formations de ce premier cycle de sedimentation mesozoique, tous les etages, depuis le Dogger inferieur jusqu’au Barremien inclusivement, y sont repre- sentes. Du moment que nous sommes en presence de fossiles qui indiquent d’une maniere indubitable la presence de certains etages, leur valeur ne doit plus etre contestee. Callovien supirieur. Nous avons fait remarquer, dans la pârtie historique introductive, que M. Jekelius a distingue dans la pârtie superieure du banc â Ammonites, trois horizons, dont l’ordre de succession est le suivant: I. Un horizon inferieur de marnes grises. II. Un horizon moyen de calcaires siliceux. III. Un horizon superieur de jaspes. En se basant sur la faune recoltee dans les premiers deux horizons, comme aussi sur leur position stratigraphique, M. Jekelius a attribue leur ensemble au Callovien superieur et â l’Oxfordien. II a note (30, p. 58) que l’horizon inferieur lui a offert, â Poiana Țapului (au-dessous de la crete Strunga-Gaura), des formes comme: Phylloceras flabel- latum Neum., Ph. demidoffi Rouss. (= disputabile Zitt.), Lytoceras adeloides Kud., Oppelia sp., Perisphinctes sp., Macrocephalites sp., Rhynchonella voutensis Opp., Terebratula sp., formes qui appartiennent au Callovien. L’horizon moyen, oii des phenomenes de silicification commencent dejâ â apparaître, a fourni â l’auteur une riche faune de Crinoîdes, qu’il attribue ă l’Oxfordien. Quant â l’horizon superieur, celui des jaspes, il n’a pas fourni de macrofaune. Etant donnee cette constitution, nous pouvons conclure que l’horizon calcaire â phenomenes de silicification, â faune oxfordienne et des lentilles IA Institutul Geologic al României ICRZ 23 RfiGION de piatra craiului-bucegi 23 et des couches de jaspes ă la pârtie superieure, s’individualise en horizon distinct par rapport â 1’horizon inferieur de marnes grises â faune callovienne. C’est donc un bon argument pour attribuer ă 1’horizon de marnes grises un âge callovien superieur, et de le considerer — du fait de sa situation â la pârtie superieure des Couches de Klaus — comme terminant la serie doggerienne de Strunga. Quant ă 1’horizon ou les nodules siliceux commencent a apparaître, et â 1’horizon superieur â jaspes, nous les considerons comme oxfordiens et comme marquant le debut du Malm. Nous verrons plus tard que la situation occupee sur d’autres points de notre region par 1’horizon a nodules siliceux, et a jaspes concorde avec cette maniere de voir. En dehors du flanc W du synclinal, le Dogger n’affleure plus dans la portion des Bucegi que nous avons etudiee. En plus d’un endroit, autant dans le synclinal des Bucegi que dans celui de Piatra Craiului, on constate l’absence des Couches de Klaus dans la base de la serie jurassique; dans ces endroits, 1’horizon â jaspes arrive au contact direct du fondement cristallin. Le fait est du aux mouvements tectoniques qui ont provoque le laminage local des assises de la base de la serie jurassique. Sur certains points, ces mouvements ont determine la suppression des jaspes eux-memes et amene les calcaires tithoniques en contact direct avec le cristallin. Ces constatations peuvent etre utilisees dans l’interpretation de certains questions d’ordre tectonique. Ainsi, la serie de base du Dogger est developpee tout le long du flanc occidental des Bucegi. Or, ceci est â considerer comme une preuve que ce flanc est reste en place; du moins, qu’il ne s’est pas sensi- blement deplace, au cours de ces mouvements, par rapport au soubassement cristallin. Plus â l’E toutefois, â l’interieur du synclinal, le long de la vallee superieure de la Ialomița, lâ ou sur la carte on remarque une faille N-S, les lambeaux calcaires du versant gauche de la Ialomița s’appuyent le long de cette faille sur le cristallin par l’intermddiaire des jaspes seulement. Le fait est tres evident sous les calcaires tithoniques en face de Valea Horoabei, montrant a leur base 1’horizon siliceux recouvrant directement le cristallin. II en est de meme des calcaires de Cheia Tătarului, qui n’offrent pas non plus dans leur base les Couches de Klaus. La disparition de cette serie est certainement due au laminage subi par le Jurassique moyen le long de cette faille. Plus au S cependant, dans les defiles de la Zănoaga, la faille de Ia vallee de la Ialomița disparaît, tandis que le Tithonique de Zănoaga-Lespezi se developpe beaucoup, en passant aussi a gauche de cette vallee. Avânt l’entree des defiles de la Zănoaga, la Societe « Electrica » a fait faire des sondages en vue des etudes pour la consțrucțion d’un barrage dans la WJkU- Institutul Geologic al României \JGRZ 24 NICOLAE N. ONCESCU 24 vallee de la Ialomița. Tous ces sondages, emplaces dans le grâs cretace superieur et Ies conglomerats cenomaniens, ont penetre — ă 50 m au maximum — dans les calcaires tithoniques, au-dessous desquels ils ont traverse les jaspes, puis le complexe des Couches de Klaus ayant ă leur base l’horizon de conglomerats. Au-dessous de ceux-ci, on a trouve le cristallin. II s’ensuit que le Dogger a ete conserve, au-dessous des calcaires tithoniques et des jaspes, au tant que les laminages le long de failles ou les decollements locaux n’y sont intervenus. MALM (OXFORDIEN—KIMERIDGIEN—TITHONIQUE) Dans la region que nous avons etudiee, appartiennent â cette division les formations suivantes: 1. Les calcaires ă nodules siliceux et ă faune oxfordienne, ensemble avec les couches de jaspes de leur pârtie superieure. 2. Les couches kimmeridgiennes â Aspidoceras acanthicum Opp. 3. Les calcaires tithoniques recifaux, massifs. L’horizon â nodules siliceux a ete pour la premiere fois constate dans les Bucegi par P.-Hatzeg (78, coupe p. 67, texte p. 72). L’auteur distingue â la base des calcaires tithoniques deux horizons: l’un inferieur, de marnes roussâtres silicifiees, et un autre superieur, de marnes verdâtres ă nodules siliceux. Les deux horizons sont attribues par cet auteur au Tithonique inferieur. Comme nous avons vu, c’est M. Jekelius qui a distingue ă la pârtie supe- rieure du banc â Ammonites, bathonien-callovien inferieur, les trois horizons: des marnes grises â faune callovienne, celui des calcaires rouges silicifies â faune oxfordienne et les jaspes superieurs. Nous avons egalement note l’âge callo- vien-oxfordien attribue par l’auteur â cet ensemble. Etant donne que ces horizons sont bien individualises, que les faunes qu’ils offrent sont distinctes, de l’un ă l’autre, nous considerons les calcaires â nodules siliceux et les jaspes de leur toit comme oxfordiens. Sur Ie terrain, les jaspes sont tres constants ă la base des calcaires tithoniques meme lâ ou les series inferieures du Dogger ont ete supprimees par laminage; de cette fațon, la connexion de l’Oxfordien avec le Malm apparaît normale. Nous avons aussi montre que c’est encore M. Jekelius qui a trouve dans la region les Couches â Aspidoceras acanthicum Opp., kimeridgien- nes (28). Dans un travail ulterieur (30 d), il a decrit une serie de 40 fossiles recoltes dans cet horizon assez mince, consistant en un calcaire marneux noduleux (Knollenkalk), gris ou roussâtre, riche en Ammonites, et dans lequel les concretions siliceuses abondent parfois. 4 -A Institutul Geologic al României \JCRZ REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 25 Parmi les formes citees par M. Jekelius, quelques-unes sont caracteristi- ques pour le Kimeridgien: Aspidoceras acanthicum Opp. » pressulum Opp. » aletenense d’ORB. Phylloceras polyplocum Benecke » manfredi Opp. Phylloceras isotypum Benecke Lytoceras polyplocum Neum. Haplocerus gyalar Opp. Perisphinctes acer d’ORB. Quant aux calcaires tithoniques, la formation la plus caracteristique de la serie jurassique et la plus developpee dans la region, atteignant dans les Bucegi 300—350 m, et bien plus dans Piatra Craiului, ils ont, du fait meme de ce developpement, attire des le debut l’attention des auteurs. L’âge que les anciens auteurs leur attribue, ne correspond point aux faits. Comme nous l’avons deja note, en 1833 Ami Boue (i) et Lill v. Lilienbach (42), considerent ces calcaires tithoniques comme du Cretace inferieur, et, en 1855, Andrae (3) les rapporte au Lias. C’est en 1860 seulement que leur vrai âge tithonique fut demontre, par v. Hauer et par Meschendorfer. En particulier, Meschendorfer (52) recol- tait dans ces calcaires, (dans Valea lalomiței), trois formes de Brachiopodes caracteristiques pour le Jurassique supdrieur, â savoir: Terebratula nucleata Schl., T. substriata Schl., et Rhynchonella lacunosa Schl. sp. Dans la suite, Herbich (20) reprenant 1’etude de ces calcaires, les attribue au Jurassique superieur, et distingue ă leur base les neuf horizons de la s^rie jurassique des Bucegi. Les echantillons d’Aptychus lamellosus Miînst. que Herbich a recoltes dans un horizon de calcaires marneux schisteux, imme- diatement au-dessous des calcaires tithoniques du Grohotișul, doivent, d’apres les donnees actuelles, etre consideres comme provenant de l’horizon ă Aspido- ceras acanthicum Opp. Herbich cite egalement dans les calcaires massifs titho- niques des restes de Gastropodes, de Diceras, etc. Popovici-Hatzeg precise sur sa carte (78) les contours des calcaires dans la region des Bucegi, et signale les erreurs de lever de la carte manuscrite de Herbich, qui a servi de base pour la carte geologique publiee ă l’occasion du millenaire du Royaume Hongrois. Ce fut P.-Hatzeg encore qui signalait les erreurs de la carte geologique generale de la Roumanie, publiee par l’Inge- nieur M. Drăghiceanu (9), lequel s’etait servi pour la region des Bucegi egalement de la carte de Herbich. II montrait par la meme occasion que, sur la XV feuille de la carte geolo- gique de la Roumanie publiee par le « Bureau Geologique », sont marques d’une fapon erronnee deux lambeaux de Tithonique dans le plateau des Bucegi. II montre que ces lambeaux se trouvent en realite bien plus â l’E, tout preș de Sinaia: ce sont les deux klippes jurassiques, de S-ta Ana et de Piatra Arsă. Dans les calcaires de Piatra Arsă, P.-Hatzeg cite Hoplites chaperi Pict., et Institutul Geologic al României ICR/ z6 NICOLAE N. ONCESCU 26 H. carpathicus Zitt., demontrant par cette trouvaille la presence du Berriasien â la pârtie superieure des calcaires tithoniques. Sur sa carte, P.-Hatzeg marquait avec la meme couleur le Tithonique et le Neocomien, aussi bien dans les Bucegi, que dans la region de. Dâmbo- vicioara et de Piatra Craiului. Dans son texte il motive ce point de vue par le fait que, le Neocomien (Berriasien-Valanginien-Hauterivien) est compris dans la meme formation de calcaires recifaux, massifs, que le Tithonique. M. Jekelius decrit en 1916 (30 c) une serie de plus de 90 formes recoltees, par lui et par d’autres chercheurs, dans les calcaires recifaux massifs de toutes les zones calcaires des Carpates de l’E et du SE de la Transylvanie. Parmi ces formes, il y en a qui proviennent des calcaires tithoniques du synelinal de Brașov (Râșnov) et de Piatra Craiului. Oxfordien. Comme position stratigraphique, cet etage est parfaitement encadre: â la pârtie inferieure par les marnes grises du Callovien superieur, â la pârtie superieure par le banc de calcaires marneux kimmeridgiens â Aspido- ceras acanthicum Opp. Cette situation, appuyee par la faune oxfordienne des calcaires siliceux, assure â ces formations un âge oxfordien â toute epreuve. L’Oxfordien est un niveau tres constant dans la region. II s’y rencontre presque toujours soit sous forme de couches compactes de jaspes, soit sous forme de calcaires riches en silicifications â la base des calcaires tithoniques. L’horizon ă jaspes presente des couleurs soit rouges, soit verdâtres. Tres souvent on trouve â la base du Tithonique un seul de ces horizons, soit les jaspes, soit les calcaires siliceux. Les jaspes montrent au microscope de nombreux restes de spicules et de tests de Radiolaires indeterminables specifiquement. En dehors du flanc occidental des Bucegi, ou l’Oxfordien affleure intercale entre le Dogger et la base du Tithonique ou les Couches â « acanthicum », il affleure aussi â la base des Iambeaux tithoniques le long de la faille de la valide superieure de la Ialomița. L’Oxfordien se rencontre sous la forme de couches compactes de jaspes rouges egalement dans la zone du flanc oriental du synelinal des Bucegi, ă la base des deux ecailles imbriquees jurassiques qui forment les klippes de S-ta Ana. Les Couches de Klaus ont ete, dans les deux ecailles, supprimdes par le laminage tectonique subi. Kimeridgien. Le Kimeridgien est represente, ainsi qu’il a ete etabli par M. Jekelius, par un horizon qui ne depasse pas deux metres d’ importance. II est forme par des calcaires marneux noduleux rouges ou gris, compris entre les jaspes oxfordiens et les calcaires tithoniques du versant W de la crete Strunga-Polița. Sous le meme facies il affleure aussi â la base des calcaires Institutul Geologic al României IGRZ REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI tithoniques le long de la faille W-E, que nous avons marquee dans les calcaires de Vama Strunga. Cependant, tres souvent — et cela dans les deux synclinaux — cet horizon ne peut etre indentifie; le fait arrive aussi en quelques points de la bande Strunga-Polița. D’ailleurs les affleurements du Kimeridgien ont une allure lenticulaire, et son absence locale est due aux memes laminages de couches determines par les mouvements orogeniques. Tithonique. Les calcaires tithoniques recifaux, importants d’environ 300 m, constituent dans les Bucegi la majeure pârtie de la surface occupee par le Jurassique. Leur aspect massif, les bancs puissants, leur couleur gris clair, l’absence generale de fossiles bien conserves — par-ci par-lă â peine mis en relief par l’erosion sur les rochers — constituent les caracteres generaux de cette forma- tion, une des plus uniformes comme facies de toutes les formations sedi- mentaires de nos Carpates. De nombreuses gorges creusees par les vallees dans leur masse, les nom- breuses grottes, les parois escarpees marquees ă la base par des eboulis, comme les autres phenomenes karstiques sont les caracteristiques essentielles des zones formees par ces calcaires; ils introduisent une note tres particulieres dans la beaute des paysages alpestres offerts par les Bucegi et par Piatra Craiului. Les calcaires tithoniques occupent dans le flanc W des Bucegi la plus grande etendue, formant leur crete calcaire, comme aussi la plus grande pârtie de l’abrupt occidental entre Strunga et Polița. Au N de Polița, le Tithonique, comme l’entiere serie jurassique, disparaît sous les conglomerats cenoma- niens. A mesure qu’on s’avance au S de Polița, les calcaires tithoniques sortent de plus en plus de leur enveloppe de conglomerats, si bien qu’â partir de Peștera Ialomița, vers le S jusqu’â Valea Tătarului, ils forment dans la vallee de la Ialomița une bande large de 3 km environ, portant parfois des lambeaux de conglomerats cenomaniens menages par l’erosion. Au S de Valea Tătarului, un lambeau de Cenomanien interrompt la bande calcaire, qui reapparaît toutefois dans les cretes de Lespezi et de Zănoaga. Sur le flanc est des Bucegi, les calcaires tithoniques forment la plus grande pârtie de la klippe jurassique de Piatra Arsă-Sinaia. NfiOCOMIEN Cette division est representee dans la region des Bucegi par les calcaires blancs berriasiens â Hoplites chaperi Pict. et H. carpathicus Tatu., comme aussi par la lambeau tres reduit comme etendue de marnocalcaires de Polița, qui appartient au Neocomien pr. dit. (Valanginien-Hauterivien-Barremien). A. Institutul Geologic al României ICR/ 28 NICOLAE N. ONCESCU 28 Berriasien. Dans les clippes calcaires de Piatra Arsă du flanc oriental des Bucegi, Popovici-Hatzeg a prouve, par sa trouvaille de Hoplites chaperi Pict. et de H. carpathicus Zitt., la presence du Berriasien â la pârtie superieure des calcaires tithoniques de cette klippe. On observe cependant ici que les calcaires deviennent plus clairs â la pârtie superieure. Dans le synclinal de Piatra-Craiului, on observe aussi — on le verra mieux au chapitre respectif — qu’ă leur pârtie superieure les calcaires tithoniques passent ă une zone ou les bancs sont de plus en plus minces, jusqu’â arriver ă des calcaires blancs, en plaques de 15 â 20 cm d’epaisseur. Au-dessus de ces calcaires blancs, se deve- loppent les marnes neocomiennes qui — nous anticipons sur le chapitre suivant — sont bien distinctes de ces calcaires; nous attribuons ces calcaires au Berriasien et ils peuvent etre separes sur la carte comme tels. On rencontre une difficulte dans le lever, en ce qui concerne la limite infe- rieure des calcaires berriasiens, leur passage au Tithonique etant insensible. C’est de ce fait que nous n’avons pas eu la possibilit^ de les separer par une limite nette. Nous repetons cependant que le Neocomien proprement dit., par son facies marneux distinct, peut etre tres bien separe des calcaires. La representation par la meme couleur, sur la carte de P.-Hatzeg, du Tithonique et du Neocomien n’est pas d’ailleurs justifice. Quoiqu’il en soit, dans le synclinal des Bucegi, en particulier, le fait n’a pas un grand incon- venient, etant donne que le Neocomien n’y est represente que par des lambeaux trâs reduits. Neocomien marneux ammonitique (Valanginien, Hauterivien, Barremien). Dans la region des Bucegi, le Neocomien marneux a ete pour la premiere fois decrit par Meschendorfer (52), qui a decouvert — au-dessus des calcaires de Polița — un lambeau de marnes neocomiennes fossiliferes. Plus tard, M. Jekelius (28) decrivait de ces marnes les fossiles suivants: Phylloceras infundibulum d’ORB. Haploceras grassi d’ORB. Lytoceras subfimbriatum d’ORB. Aptychus didayi Coq. Aptychus rectecostatus Jek. Belemnites dilatatus Blainv. » sp. Rhynchonella sp. Cidaris sp. L’identite entre ces marnes et celles des environs de Brașov ne peut pas etre mise en doute. Les marnes neocomiennes, reduites â Polița â un petit lambeau d’environ 10 m d’epaisseur, se developpe en continuite de sedimentation avec les cal- caires tithoniques-berriasiens, etant recouvertes en transgression par les conglomerats de Bucegi. La majorite des fossiles cites de ces marnes se retrouve dans la liste des fossiles trouves dans la depression de Dâmbovicioara, oii le Neocomien est typiquement developpe. Dans ce lambeau l’on devrait donc Institutul Geologic al României 29 RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 29 trouver representes tous les etages du Neocomien tels qu’ils existent dans le Neocomien du bassin de la Dâmbovicioara. Des six formes citees par M. Jekelius, trois ont ete retrouvees par M. Simionescu (100), dans le bassin de Dâmbovicioara, les presentant comme appartenant â l’Hauterivien; Pune — Lytoceras subfimbriatum— est citee comme barremienne, tandis que Aptychus didayi Coq. est une forme valan- ginienne. Le Neocomien ferme dans les Bucegi la serie sedimentaire du premier cycle. La faible extension des marnes neocomiennes est Pune des preuves les plus importantes que le depot des conglomerats cenomaniens a ete precedă par une epoque d’intense erosion. L’interruption de la sedimentation â la fin du Barremien a ete determinee par les mouvements orogeniques mesocretaces, dont nous verrons Pimportance plus loin. LES dEpOts du premier cycle de sedimentation dans le synclinal DE PIATRA CRAIULUI Dans le synclinal de Piatra Craiului, la surface occupee par les formations sedimentaires du premier cycle est bien plus etendue que celle occupee par les depots du deuxieme cycle. Les calcaires tithoniques etant la formation la plus developpee de ce synclinal, son aire d’extension est plus etendue que celles des autres forma- tions. Le conglomerat cenomanien, qui dans les Bucegi represente la formation la plus puissante, ne se trouve dans Piatra Craiului qu’en lambeaux au-dessus du Tithonique, ou bien sur les marnes neocomiennes, ou directement sur ie cristallin. Les formations sedimentaires de la base de la serie tithonique- neocomienne se trouvent, comme dans les Bucegi, representes sporadique- ment â la base des calcaires tithoniques, mais souvent elles y font defaut. a) LE DOGGER DU FLANC W DU SYNCLINAL DE PIATRA CRAIULUI—PIETRICICA En general, les etudes sur le Dogger de cette region sont plus sommaires que celles qui ont ete publiees sur celui des Bucegi. Et, en effet, l’abrupt occidental de Piatra Craiului oii ce complexe est represente est bien moins accessible, autant du fait de sa situation geographique, que des grandes nappes d’eboulis accumulees justement a la base de cet abrupt et qui empechent l’observation. La premiere relation geologique sur les pentes W de Piatra Craiului se trouve dans le travail, de 1833, du a Lill von Lillienbach (42); cet auteur note que sous les calcaires de la crete de Piatra Craiului, dans les contre- forts occidentaux de la montagne, apparaît la serie cristalline. Institutul Geologic al României NICOLAE N. ONCESCU 30 3° Hauer et Stache (15) consideraient l’entidre masse calcaire de Piatra Craiului comme uniquement formee par les calcaires tithoniques (op. cit., p. 274). Dans le travail posthume de Herbich (27), păru en 1888, on trouve le passage suivant: « dans les cotes SW de Piatra Craiului, dans le bassin supe- « rieur des sources de la Dâmbovița, au-dessus des schistes cristallins, se trouve «un calcaire d’un rouge fonce, stratifie en couches minces, qui ressemble « parfaitement au calcaire de Hallstatt des Monts Perșani, preș de Vargyas, « et ă celui de Nagy Haghymas, dans le pays des Secoui et qui, comme ces «derniers, contient des fragments de Crinoides. Au-dessus de ce calcaire, se «trouvent des couches qui certainement appartiennent au Lias, comme celles «de Neustadt, Volkendorf et Holbach» (respectivement, Cristian, Vulcan et Holbav). Cette appreciation, erronnee comme l’a montre P.-Hatzeg, a occasionne l’erreur consignee par la carte geologique hongroise (dite du Millenaire), comme aussi par la carte de M. Drăghiceanu de 1890, de marquer deux bandes etroites et paralleles de Trias et de Lias au-dessous des calcaires de Piatra Craiului, depuis l’ancienne frontiere jusqu’au Mont Speriata. En 1897, Toula (iii) affirme qu’il n’a pas retrouve ici le Trias et le Lias notes par Herbich; il trouvait par contre dans Valea lui Ivan, au-dessous dela crete occidentale de Piatra Craiului, de grands blocs de calcaires oolithiques â Posidonomya, probablement P. alpina Gras, qui indique la presence â cet endroit du Jurassique moyen. Nous devons signaler d’avoir remarque, dans l’ancienne collection du Laboratoire de Geologie de l’Universite de Bucarest, un echantillon de calcaire marneux provenant de Piatra Craiului, plus precisement de cette meme Valea lui Ivan; cet echantillon, qui a ete recolte en 1884 par Gr. Stefănescu, montre de nombreuses empreintes de Posidonomya alpina Grass., non determinee. Gr. Stefănescu n’a jamais pubiic cette information. En 1898, aussi bien M. Simionescu que Popovici-Hatzeg soulignent dans leurs travaux de these l’absence du Trias et du Lias marques par Herbich. P.- PIatzeg croit que le calcaire rouge, attribue par Herbich au Trias de Hallstatt, est le meme que ceux de Gruiul Lupului, consideres par lui comme oxfordiens. Sur la carte annexee ă son travail de these, P.-Hatzeg ne marque en aucun endroit, sous les calcaires tithoniques de Piatra Craiului, l’Oxfordien qu’il reconnaissait dans ces calcaires rouges; mais il marque l’Oxfordien fossilifere de Gruiul Lupului. De meme, dans la coupe presentee â travers Piatra Craiului (79, p. 85), il marque les calcaires tithoniques s’appuyant directement sur le cristallin. M. Jekelius (32) donne la coupe suivante de Piatra Craiului, dans la portion entre Tămaș et Bârsa Fierului, se trouvant d’ailleurs en dehors des limites de notre carte: Institutul Geologic al României X. ICRZ 31 REGION DE PIATRA CRAIUDUI-BUCEGI 31 Le cristallin, est surmonte par les greș du Dogger qui ont une grande epaisseur; au-dessus des greș suivent les marnes grises calloviennes ă Posi- donomya alpina Grass., surmontees par les bancs minces des calcaires rouges et gris, marneux et ă concretions stratifiees de jaspe; enfin, terminant la serie, les calcaires tithoniques-neocomiens de Piatra Craiului. A l’extremite N du flanc W de Piatra Craiului, sous Dealul Mic, l’auteur cite, au-dessous du Tithonique, un banc â Ammonites (op. cit., p. 173), offrant des formes iden- tiques ă celles du banc ă Ammonites des Couches de Klaus de Strunga. Egalement â Dealul Mic, il cite, immediatement au dessous des calcaires tithoniques, la presence du calcaire rouge noduleux, developpe sous une grande epaisseur, et qui correspond d’apres lui aux Couches ă Aspidoceras acanthicum Opp. Au cours de nos recherches sur le versant W de Piatra Craiului, depuis Petricica au S, et jusqu’au-dessous du sommet «La Om» de Piatra Craiului au N, nous avons rencontre (65), lâ oii la base de l’abrupt n’est pas recouverte par des eboulis, les differents horizons de la base de la serie jurassique; ils sont surtout developpes au S de la crete de Piatra Craiului, sous Petricica, oii les horizons en question affleurent sur une etendue plus grande. Ainsi, ă la base de Pietricica, au SW du sommet de ce nom, entre les sources de Valea cu Ulucile et Gruiul Mirei; on peut suivre sur un longueur de 600 m la succession suivante: Au-dessus du cristallin, on constate d’abord une zone de 4—6 m de con- glomerats formes par de petits elements (1—2 cm de diametre) de schistes cristallins (chloritoschistes), quartz et par des debris de roches calcaires. Le ciment en est calcaire. Ce conglomerat est tres compact et dur; au microscope on remarque dans le ciment de nombreux restes de plantes et des fragments de Lamellibranches. Nous y avons recolte une Belemnite, presentant un sillon le long du rostre; il s’agit d’un caractere propre aux Belemnites doggeriennes; celles du Lias sont depourvues de sillon, sauf B. irregularis, chez lequel le sillon est confine au sommet du rostre. D’apres ce rostre de Bilemnite, et d’apres la situation stratigraphique de ces conglomerats, nous les avons des le debut consideres comme appartenant au Bajocien inferieur; ils occupent la meme position que ceux de la base du Dogger de Strunga, la seule difference etant dans leur nature plus calcaire. Les char- bons, qui apparaissent en lentilles dans les conglomerats de Strunga, font defaut dans les conglomerats de Pietricica. La direction generale de ces conglomerats est N 200 E; ils plongent de 200 vers l’E. Ces conglomerats de base passent insensiblement ă leur pârtie superieure ă un horizon de greș gris-noirâtres, calcaires, compacts et durs, uniformement developpes sur une epaisseur de 4—6 m. Ces greș peuvent etre compares Institutul Geologic al României IGR/ 32 NICOLAE N. ONCESCU 32 comme facies petrographique aux gres calcaires bruns sans fossiles de la base du complexe doggerien de Strunga, et attribues — ensemble avec les conglo- merats — au Bajocien. Au-dessus des gres, et en concordance, suit un complexe de couches unifor- mement constituees par des marnes calcaires grises, en bancs minces de 8—10 cm. Ces marnes contiennent tres frequemment des empreintes de Posidonomya Vf Pietricica 1699 Fig. 3. — Coupe du versant W de Piatra Craiului (â Pietricica). 1. Cristallin type de la Leaota. 2. Conglomerats l 3. Gres | 4. Marnes â Pos. alpina GRAS J 5. Jaspes 6. Calcaires â Asp. acanthicum OPP. 7. Calcaires recifaux 8. Calcaires blancs en plaquettes 9. Conglom6rats Dogger Oxfordien. Kimeridgien. Tithonique. Berriasien. Cenomanien. alpina Gras., et sont identiques aux couches affleurant plus au N dans Valea lui Ivan, mentionndes d’abord par Fr. Toula comme des blocs. Nous n’avons pas trouve dans ces couches, ni en intcrcalations, ni ă leur pârtie superieure, le banc ă Ammonites indique par M. Jekelius ă Strunga et la terminaison N de Piatra Craiului. L’epaisseur totale, dans la Pietricica, de l’horizon de marnes calcaires â Posidonomya alpina Grass. est d’environ 35 ă 40 m. Cet horizon nous a fourni les fossiles suivants: Posidonomya alpina Gras Belemnites hastatus Blainv. Perisphinctes transylvanicus Sim. Phylloceras sp. Laevilamellaptychus xestus Trauth Pecten sp. XjOR. Institutul Geologic al României 33 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 33 Parmi ces formes, Perisphinctes transylvanicus Sim. et Belemnites hastatus Blainv. ont ete decrits — par P.-Hatzeg et Simionescu—aussi du banc ă Ammonites du Bathonien-Callovien inferieur de Strunga; ceci montre qu’au moins en pârtie les marnes â Posydonomya alpina sont synchrones du banc ammonitique de Strunga. Laevilamellaptychus xestus se trouve, d’apres Trauth (112), dans la pârtie superieure du Dogger (« zone ă Quenstedticeras lamberti, Peltoceras athleta et Reineckia anceps»), correspondant au Callovien superieur. La plus interessante de ces formes, par rapport au facies ou elle se trouve, c’est toutefois Posidonomya alpina Grass., qui se rencontre frequemment dans tout cet horizon marneux gris. Ce fossile est, dans les Alpes septentrio- nales, caracteristique pour une serie de marnes developpees depuis la base du Dogger jusqu’â la pârtie superieure du Callovien (90, p. 373). Les marnes calcaires ă Posidonomya alpina Grass., peuvent etre comparees comme position stratigraphique aux marnes alpines, â une difference preș: dans Piatra Craiului ces marnes n’apparaissent pas des la base de la serie transgressive du Dogger, comme dans les Alpes, cette transgression debutant ici par les gres et les conglomerats de base; mais la base des marnes peut toutefois y etre deja du Bajocien inferieur. A la pârtie superieure des marnes calcaires, se trouve un horizon, epais de deux metres au maximum, de marnes silicifiees et de jaspes et qui representent ici l’horizon bien connu des jaspes oxfordiens. Au-dessus des jaspes, suit un horizon tout aussi mince de calcaires rouges noduleux, correspondant comme position et comme facies aux Couches â Aspidoceras acanthicum Opp., trouve par M. Jekelius dans les Bucegi et le N de Piatra Craiului. A noter que, dans la region de Piatra Craiului aussi, ce Kimeridgien â «acanthicum» a ete souvent supprime par les laminages dus aux mouvements tectoniques. Enfin, la pârtie superieure de la serie jurassique est formee par les calcaires tithoniques bien connus, calcaires recifaux, massifs, atteignant dans Piatra Craiului une epaisseur d’environ 800 m. b) LE DOGGER DE VALEA LUPULUI Au N de Rucăr, ă 3 km environ, dans Valea Lupului — tributaire de gauche de Râușoru — on rencontre un calcaire rouge presentant des articles de Crinoîdes et de nombreux autres restes fossiles, en particulier des Ammo- nites. Ces formes ne peuvent etre extraites qu’avec difficulte de la masse de la roche. Les calcaires ont â leur base un horizon de conglomerats â elements calcaires et de schistes cristallins. Les calcaires rouges ont ete pour la premiere fois envisages comme facies distinct par M. Simionescu (94), qui les considere en 1897 comme plus 3 V Institutul Geologic al României IGRZ 34 NICOLAE N. ONCESCU 34 anciens que les calcaires tithoniques. Dans un autre travail (97), il attribue ces calcaires au Callovien. Dans son travail de these (100), nous trouvons (p. 17 et 18) une liste des fossiles recoltes dans ces calcaires ă crinoîdes. La meme annee, M. Simionescu publiait dans un memoire (101) ses resultats sur la faune de cet endroit. De la description qu’il presente dans les deux travaux, il resulte que la coupe de Valea Lupului est la suivante: a) Sur le cristallin, repose un complexe basal, qui se subdivise en deux horizons: un horizon inferieur conglomeratique, contenant des fragments de coquilles de Lamellibranches mel& sans ordre â des restes de Brachiopodes, des piquants d’Oursins, articles de tiges de Crinoîdes, etc., et un horizon superieur fossilifere qui a fourni la majorite des Ammonites decrites par M. Simionescu, Ammonites qui sont tres souvent recouverts par une croute ferrugineuse. ( . ) Au complexe basal, fait suite une horizon de calcaires siliceux, compacts, jaunâtres ou gris clair, bien stratifies et traverses par de minces veines de quartz; dans ces calcaires, on ne remarque par des restes de fossiles. y) A la pârtie superieure, on trouve un horizon forme par des calcaires sableux â aspect oolithique, rougeâtres, et presentant des veines de calcite Les fossiles recoltes dans cet horizon sont mal conserves, et n’ont pu etre determines specifiquement. M. Simionescu fait remarquer l’impossibilite de suivre la coupe jusqu’au contact des calcaires tithoniques, du fait des pâturages qui recouvrent la region. La faune recueillie dans l’horizon superieur du complexe basal forme l’objet de la monographie paleontologique citee. Dans le tableau de repartition verticale et horizontale des Cephalopodes trouves, on remarque, parmi les 24 formes specifiquement determinees, deux qui apparaissent dans le Bathonien et qui sont representees aussi dans le Callovien. Deux autres espcces, passent du Callovien dans l’Oxfordien, tandis que sept d’entre elles sont particulieres au Callovien. Trois de ces formes sont communes avec le banc ă Ammonites de Strunga. A ces formes, il faut ajouter aussi Belemnites hastatus Blainv. recolte aussi ă Strunga par P.-Hatzeg. Sur la base de ces donnees, et sur celles fournies par la repartition des autres fossiles, en particulier des Lamellibranches et des Brachiopodes, M. Simionescu attribue les calcaires de Valea Lupului au Callovien, plus specialement au deux zones de la pârtie inferieure de cet etage, « zone ă Macrocephalites macrocephalus Schloth. » et « zone ă Peltoceras athleta Philips. ». Dans une note preliminaire datant de 1898 (76), puis dans son travail de th^se (78, p. 77 et suiv.), P.-Hatzeg etudie les memes calcaires rouges de Valea Lupului, en presentant la coupe suivante: 'A Institutul Geologic al României 35 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 35 A la base, au-dessus des schistes cristallins, des calcaires d’un rouge fonce. Au-dessus, un niveau de passage forme par un calcaire â peine teinte de rouge, et contenant des silex. Puis, un horizon de calcaires blancs gris et, enfin, au-dessus, les calcaires massifs tithoniques. Dans le premier horizon l’auteur distingue, ă la base des calcaires rouges, un niveau inferieur reposant directement sur les schistes cristallins et qui renferme des elements de celui-ci. La faune recoltee par Popovici-Hatzeg provient de 1’horizon de calcaires rouges de la base du complexe. Comme on le remarque facilement, il n’y a, entre les resultats de M. Simio- nescu et ceux de P.-Hatzeg, aucune difference en ce qui concerne la succession stratigraphique montree par la coupe de Valea Lupului. Une difference existe cependant, qui concerne l’âge que ces auteurs attribuent aux calcaires rouges. De ce niveau de calcaires rouges, P.-Hatzeg cite 13 formes fossiles, dont certaines se retrouvent sur la liste donnee par M. Simionescu. En partant cependant de la presence de Phylloceras tortisulcatum d’ORB., decrite par Munier-Chalmas de l’Oxfordien inferieur de la Voulte (Ardeche-France), et de celle de Phylloceras antecedens Pom., connu dans le Callovien superieur de l’Allemagne, mais qui, â la Voulte, se trouve aussi dans l’Oxfordien infe- rieur, P.-Hatzeg considere ces calcaires rouges comme d’âge oxfordien infe- rieur. En ce qui regarde les Brachiopodes, Popovici-Hatzeg remarque qu’il s’agit de formes rappelant le Callovien de Vils et de Babierzowka (Galicie), mais que ce sont des especes probablement nouvelles, et qui ont relativement moins de valeur dans l’etablissement de l’âge. Nous rappelons que les fossiles cites par les deux auteurs, proviennent de 1’horizon de calcaires rouges de la pârtie inferieure du complexe. Nous rappelons aussi que cet horizon se presente comme tres caracte- ristique: des calcaires tres compacts et durs, dont il est impossible d’obtenir des echantillons entiers. Tres abondants et particuliers sont les articles de tiges de Crinoîdes, dont la section apparaît sur chaque cassure. Les affleure- ments de ces calcaires sont cependant tres rares. Dans le contrefort W de Gruiul Lupului, ils apparaissent jusqu’ă mi-cote sous forme de blocs melanges avec ceux des conglomerats de base. Plus bas on n’y remarque d’autre chose que des blocs de schistes cristallins. Pour trouver en place les calcaires rouges, il faut remonter Valea Lupului, dont le cours inferieur est etabli uniquement dans les schistes cristallins, jusqu’au confluent des deux vallons marques sur la carte 1: 20.000 au debut de cette vallee; c’est ă cet endroit que l’on trouve une coupe correspondant â celle presentee par M. Simionescu et par P.-Hatzeg. 3* Institutul Geologic al României 36 NICOLAE N. ONCESCU 36 En ce qui concerne l’âge des calcaires rouges, nous devons reconnaître que les arguments produits par M. Simionescu en faveur d’un âge callovien sont des plus convainquants; il ressort en effet du tableau de repartition verti- cale des Cephalopodes etudies que, en majorite, ce sont des formes calloviennes. Quelques-unes se trouvent dans l’Oxfordien, mais il s’agit d’especes qui debu- tent dans le Callovien, oii elles offrent aussi un grand developpement. D’ailleurs, elles existent egalement dans le banc â Ammonites de Strunga attribue par P.-Hatzeg lui-meme au Bathonien superieur-Callovien inferieur. Phyllo- ceras mediterraneum Neum. apparaît du reste dans le Bathonien. Les Lamellibranches et les Brachiopodes, cites par M. Simionescu, sont aussi interessants et militent egalement pour un âge callovien. On doit relever la presence de Posydonomya alpina Gras, qui se rencontre partout dans le Dogger, mais ne passe pas dans l’Oxfordien. Cette espece peut servir ă paralle- liser le Dogger de Piatra Craiului, oii elle abonde, ă celui de Valea Lupului, bien qu’ici elle n’y soit representee que par deux echantillons. En comparant la liste de Lamellibranches et de Brachiopodes decrits par M. Simionescu de Valea Lupului, ă ceux des couches doggeriennes de Strunga, nous avons remarque plusieurs formes communes avec celles du banc â Ammo- nites citees par M. Jekelius: Rhynchonella defluxoides Uhl., Terebratula dorsoplicata Suess, Waldheimia delmontana Opp., Pecten demissus Roem., Hinnites sublaevis, cite aussi par Herbich ă Strunga, et Limapectiniformis Schl., citee par EIauer. En partant de ces considerations, nous estimons que l’on peut attribuer un âge callovien aux calcaires rouges fossiliferes de Valea Lupului. Dans ce cas, le niveau de conglomerats de la base de ces calcaires, corres- pondant au debut de la transgression dans l’ancien golfe de Gruiul Lupului, doit representer une zone stratigraphique inferieure, probablement batho- nienne-callovienne inferieure. Si nous comparons la coupe de Valea Lupului â celle de Strunga, le niveau des calcaires rouges fossiliferes pourrait etre parallelise â l’horizon des marnes grises situees au-dessus du banc ă Ammonites de Strunga, que nous avons considere, en nous rapportant aux relations stratigraphiques, comme etant d’âge callovien superieur. II s’ensuit que le niveau conglomeratique de Valea Lupului est syncrone avec le banc ă Ammonites, bathonien superieur-callo- vien inferieur, de Strunga. Les calcaires â nodules siliceux de Valea Lupului peuvent etre parallelises aux horizons des calcaires â nodules siliceux et aux jaspes, que nous avons attribues â l’Oxfordien; tandis que les calcaires blanc-gris marneux, pour- raient etre parallelises au niveau des marnes calcaires kimeridgiennes de Strunga. D’apres ces considerations, on peut admettre que le depât du premier cycle a commence au N de Rucăr un peu plus tard que dans le reste de la ..M, Institutul Geologic al României ICR/ 37 RfiGION de piatra craiului-bucegi 37 region, par une penetration en golfe de la mer jurassique pendant le Bathonien superieur. La sedimentation s’est ensuite poursuivie normalement comme dans le reste du synclinal. Nous avons montre jusqu’ă present le mode de presentation du Dogger le long du flanc W du synclinal de Piatra Craiului, aussi bien sous la crete tithonique, que dans la region au N de Rucăr, dans Valea Lupului. On a pu voir que le serie jurassique debute dans les deux endroits par des conglomerats de base, qui marquent le debut d’une transgression. La presence d’un Dogger complet le long de Piatra Craiului montre bien que le flanc W de ce synclinal n’a pas ete de beaucoup deplace par rapport ă son fondement cristallin, au cours des differents mouvements tectoniques. c) LE DOGGER DU FLANC ORIENTAL DU SYNCLINAL DE PIATRA CRAIULUI Dans le flanc oriental, la situation est differente de celle du flanc W. Comme nous le verrons en detail en nous occupant de la tectonique de la region, du fait des poussees venant du NW, les depots sedimentaires du synclinal se sont localement decolles de leur substratum cristallin; ce decollement a ete suivi d’un certain glissement vers l’E, qui s’est traduit par une suppression par lami- nage de l’entiere serie doggerienne, â la base des jaspes et des calcaires titho- niques. On s’explique ainsi pourquoi, tout le long de ce flanc, lâ bien entendu ou Ies eboulis ou la foret n’empechent pas l’observation, on ne remarque plus les couches doggeriennes du flanc W de Piatra Craiului. Dans un seul endroit, ă savoir sur Ie sentier entre Poiana Zăbavei et Poiana la Lac, j’ai rencontre des conglomerats quartzeux compacts et durs, du genre des conglomerats doggeriens de Strunga. Ils apparaissent certainement sous les calcaires tithoniques de l’endroit, mais la foret empeche de voir si, le reste de la serie s’est conservee; nous soupțonnons toutefois qu’il a ete supprime ici aussi, comme la serie enti^re d’ailleurs en tous les autres endroits de ce flanc oriental. d) LE DOGGER Â L’INTErIEUR DU SYNCLINAL DE PIATRA CRAIULUI A l’interieur du synclinal, le Dogger n’affleure qu’en deux endroits dans la pârtie N, â la base des calcaires tithoniques qui sortent de leur couverture de conglomerats cenomaniens. Dans les deux pointements, situes, l’un dans la văile du Moeciu superieur, l’autre au confluent de Valea Coacăzei, le Dogger vient en connexion avec deux failles N-S, le long desquelles apparaît aussi le fondement cristallin. Institutul Geologic al României IGR 38 NICOLAE N. ONCESCU 38 Affleurement du Moeciu superieur. A la sortie de cette vallee des gorges qu’elle s’est forme dans les calcaires tithoniques, on rencontre les schistes cristallins qui sont plus developpes sur la rive gauche de la riviere. Ce cristallin supporte, dans la rive droite, le Dogger. La coupe decrite anterieurement par M. Jekelius (28), est susceptible d’une interpretation legerement differente, que voici: A la base, sur le cristallin, on observe un niveau tres mince de conglo- merats, auxquels fait suite un greș noir-bleuâtre, dur, â Brachiopodes (des Terebratula, en particulier); ce greș est identique au greș doggerien fossilifere de Strunga. Ce greș presente la direction N 250 E, et plongent vers l’E de 400 sous de nouveaux greș, plus clairs, sans fossiles, supportant ă leur tour une serie de marnes calcaires qui enferme ă la pârtie superieure des nodules siliceux. Sur cette serie, dont l’epaisseur est de 40 m, repose la calcaire tithonique. M. Jekelius a dejă considere ce complexe du support des calcaires tithoniques comme appartenenant au Dogger, et â juste titre, car il peut tres bien etre parallelise au Dogger de Strunga. Affleurement de Valea Coacăzei. Au confluent de Valea Coacăzei avec Valea Sbârcioarei, dans la rive gauche et sous la paroi tithonique creusee d’une petite grotte, affleure dans le lit meme de la riviere le greș gris-bleu doggerien â Brachiopodes; nous avons eu la possibilite d’en extraire,. Tere- bratula philippsi Mor. et Rhynchonella varians Schl. Ces greș sont suivis par des greș clairs, comme ceux de Moeciu, mais bien plus reduits comme epaisseur; sur ces greș s’appuyent des jaspes, auxquels font suite les calcaires tithoniques. L’epaisseur plus faible est due ici â l’ecrase- ment; une pârtie en est disparue du fait du laminage subi le long de la faille N-S passant par la Valea Sbârcioarei. •MALM Oxfordien. Dans la coupe du flanc W de Piatra Craiului, nous avons montre qu’â la pârtie superieure des marnes calcaires calloviennes, â Posidonomya alpina Grass., repose en concordance l’horizon ă jaspes oxfordien. Cet horizon s’y maintient constant sur de grandes distances entre les marnes calloviennes et les calcaires tithoniques. Nous avons egalement signale â cette occasion l’apparition sporadique, entre l’horizon â jaspes et les calcaires tithoniques, d’un horizon peu epais de calcaires rouges noduleux, correspondant par sa situation stratigraphique aux Couches â Aspidoceras acanthictm Opp., kimeridgiennes, des Bucegi. Mais cet horizon est la plupart du temps absent, etant ecrase et lamine sous le poids des puissantes masses de calcaires tithoniques, qui arrivent ainsi en contact direct avec les jaspes. Institutul Geologic al României ICR/ ) 39 REGION de piatra craiului-bucegi 39 Nous avons montre que l’Oxfordien, represente par des calcaires ă nodules siliceux, ensemble avec le Kimeridgien, de calcaires blancs grisâtres, se trouvent au-dessus des calcaires rouges calloviens de Valea Lupului. L’horizon des jaspes, oxfordien, se trouve cependant tres bien developpe, sous forme de jaspes compacts verdâtres en couches de 6—8 cm d’epaisseur, formant des paquets d’environ 3 m d’importance; il jalonne, la faille qui se trouve au debut de Valea Strâmbă, au-dessus de l’affleurement de cristallin allonge N-S, et il est domine lui-meme par le flanc oriental des calcaires de Culmea Cojea. Les jaspes forment ici une etroite bande ă direction N 10° E, plongeant vers l’W de 300, sur une distance d’environ 3 km. Entre les jaspes et ies calcaires tithoniques, on trouve parfois aussi les calcaires noduleux rougeâtres; mais ils sont le plus souvent absents le long de cette zone. La serie doggerienne, inferieure aux jaspes, n’apparaît plus le long de cette faille du debut de Valea Strâmbă, etant laminee. L’horizon ă nodules siliceux, parfois â jaspes compacts, affleure egalement sous forme d’une bande discontinue au-dessus des calcaires tithoniques du flanc oriental du grand synelinal de Piatra Craiului, entre Fundata—Poiana Zăbavei et Ghimbavu—Piatra Dragoslavelor. Cette bande d’Oxfordien ne peut cependant etre facilement observee, du fait des eboulis accumules en contrebas des escarpements tithoniques, ou â cause des reboisements. II y a aussi des intervalles que le Tithonique prenne contact direct dans ce flanc avec les schistes cristallins. La serie du Dogger fait defaut dans presque toute la longueur de ce flanc oriental, â l’exception d’une petite zone de conglomerats de Dogger entre Poiana Zăbavei et Poiana « La Lac ». Kimeridgien. L’horizon mince des calcaires roussâtres kimeridgiens est parfois visible dans le meme flanc oriental du synelinal, immediatement au- dessous des calcaires tithoniques. Cependant, ici comme en d’autres contrees de la region etudiee cet horizon ne s’est pas toujours conserve. II est bien visible seulement ă l’entree des defiles du Ghimbavul, comme un horizon de quelques metres passant graduellement aux calcaires massifs tithoniques. Tithonique. Dans cette region, le calcaire tithonique est constamment recifal, massif, en bancs epais de quelques metres, d’un blanc grisâtre; il passe vers le haut ă des bancs plus minces et d’un blanc pur. Ces calcaires sont tres developpes dans le synelinal de Piatra Craiului et y atteignent des epaisseurs de 800 â 900 m. Les observations faites dans le flanc W du massif, nous ont montre leur passage graduel vers les Couches â Aspidoceras acanthicum Opp. de leur base, et de celles-ci vers les jaspes. Plus bas encore, le meme Institutul Geologic al României 40 NICOLAE N. ONCESCU 4° passage graduel s’observe â la serie entiere du Dogger jusqu’â son conglo- merat de base. La serie doggerienne n’a pas ete remarquee par Popovici-Hatzeg au-dessous de Piatra Craiului; bien qu’il affirme avoir retrouve les blocs de marnes cal- caires grises, qui avaient fourni â Toula Posidonomya alpina Grass. dans Valea lui Ivan, il ne figure nulle part ici sur sa carte le Dogger. II n’a pas non plus separe la serie des jaspes. Dans ces conditions, il etait fatal que le Tithonique lui apparaisse comme marquant une grande transgression (78, p. 84); en effet, dans la coupe presentee Fig. 4. — Piatra Craiului, crâte de calcaire tithonique formant le flanc W du synclinal, dont l’axe est occupd par des conglomerats de Bucegi. (Foto Krautner). (p. 85), il marque le Tithonique s’appuyant directement sur le cristallin Cette idee d’une transgression tithonique se retrouve dans le trăite de Haug (19, p. 1105 et 1106), empruntee â P.-Hatzeg en meme temps que la coupe correspondante. De son cote, Schaffer fait la meme remarque d’une trans- gression tithonique dans les Alpes transylvaines (90, p. 369). Apres les precedentes observations, il ne peut etre question de cette trans- gression du Tithonique. Celui-ci s’appuye, aussi bien dans le flanc W que dans la zone axiale du synclinal, sur le Dogger; l’absence de ce Dogger dans le flanc oriental est uniquement due aux laminages. D’ailleurs, les jaspes aussi se trouvent en tant de points au contact du cristallin, sans qu’ils soient pour Institutul Geologic al României 41 RfiGION de piatra craiului-bucegi cela transgressifs; c’est uniquement l’effet des phenomenes de decollement et de laminage. A l’extremite SW de la region etudiee, dans le Mateiașu, on trouve un grand lambeau de calcaires tithoniques detache du reste du synclinal. Ces calcaires montrent, par la puissante breche de leur base, le role joue dans la region par les decollements: grâce aux laminages qu’ils ont determine dans les formations sedimentaires inferieures, ils ont fait que le Tithonique s’y appuye directement sur le cristallin par l’intermediaire de la breche qui en est resultee. Comme nous l’avons deja remarque, les calcaires gris tithoniques du syncli- nal passenf insensiblement vers le haut ă des calcaires d’un blanc pur, en bancs moins epais, ou en plaques jusqu’â 15 cm d’epaisseur. C’est sous cet aspect qu’ils se presentent entre Stâna Cojea et Stâna Petrului; dans ces parages, la direction en est N 400 E avec un pendage de 320 vers l’W. Les calcaires blancs se retrouvent, non pas en plaques mais en bancs jusqu’â 50 cm d’epaisseur, plus minces en tous cas que ceux du Tithonique, dans le Dealul Sasului, la vallee de la Dâmbovicioara, et dans Valea Izvorului. Dans les trois endroits, on peut voir dans les coupes presentees (v. les planches) que les calcaires blancs supportent directement et en parfaite concordance les marnes â faune neocomienne bien connue. Nous considerons la pârtie superieure des calcaires blancs qui a fourni une faune melangee, mi-partie tithonique, mi-partie neocomienne, comme realisant le passage entre le Tithonique et Ie Neocomien; en d’autres termes qu’elle represente le Berriasien. Dans son travail de these et en d’autres notes sur le sujet, P.-Hatzeg a considere le Tithonique en etroite liaison avec le Neocomien, en specifiant qu’une delimitation stratigraphique entre les deux n’est pas possible. En con- sequence, il a colore sur son esquisse les deux ensembles avec la meme teinte, en comprenant dans le Neocomien — d’apres Munier-Chalmas — le Berria- sien, le Valanginien et le Hauterivien. ;Les marnes calcaires fossiliferes du bassin de la Dâmbovicioara ont ete considefees par P.-Hatzeg comme appartenant uniquement au Barremien. Dans son texte (76, p. 87), il decrit de la maniere suivante la coupe du dealul Sasului: «Dans cette localite, le calcaire est blanc, massif et reciforme, puis il « devient marneux â sa pârtie superieure et passe â des marnes calcaires appar- «tenant au Barremien. « Le calcaire qui supporte les marnes barremiennes m’a fourni une tfes « riche faune, dont les principaux representants peuvent etre divises en deux « groupes ». Suit la liste (p. 88 et 89), dans laquelle ces deux groupes sont specifies: groupe A — de fossiles â affinites tithoniques et groupe B, â affinites creta- cees. Ce dernier groupe est caracterise par des formes appartenant au Barre- Institutul Geologic al României \ IGR/ 42 NICOLAE N. ONCESCU 42 mien et en general au Neocomien. La liste de fossiles du Groupe B comprend 11 formes, dont seulement 5 sont determinees specifiquement. Ainsi qu’il ressort du texte de P.-Hatzeg, les deux ensembles de formes proviennent du meme calcaire blanc, se trouvant immediatement au-dessous des marnes qui sont, d’apres lui barremiennes, d’apres d’autres auteurs et d’apres nous-memes, neocomiennes. Comme nous l’avons dejâ dit, ces formes sont celles d’une formation de passage, et l’attribuer au Berriasien c’est la meilleure solution. Elle s’impose d’autant plus que les calcaires blancs supportent en parfaite continuite les marnes calcaires des environs de Dâmbovicioara; or, ces marnes, d’apres tous les geologues qui s’en sont occuppds, ont offert des fossiles appartenant aux trois etages du Neocomien, le Valanginien, le Hauterivien et le Barremien. Dans ses travaux sur le bassin de la Dâmbovicioara, M. Simionescu (93, 99, 100) constate le passage graduel des calcaires tithoniques au Neocomien, en insistant sur la difference de facies. Dans la liste des fossiles provenant des marnes neocomiennes, dont je m’occuperai au chapitre respectif, M. Simio- nescu distingue des formes caracteristiques hauteriviennes et barremiennes; aussi quelques-unes denotant le Valanginien, bien que moins caracteristiques. M. Simionescu presente, dans son travail de these (100, p. 22), deux listes de formes provenant des calcaires tithoniques: la premiere comprend les fossiles recoltes dans le Dealu Coculeț, preș de Rucăr, la deuxieme les fossiles provenant des calcaires tithoniques de Vama Giuvala. II cite en outre quelques Nerinces trouvees dans les calcaires du Mateiașul. Toutes ces formes attestent I’âge tithonique de ces calcaires, dans les trois endroits. Une reserve est faite cependant sur I’âge des calcaires massifs ă facies tithonique de la vallee de la Dâmbovicioara, trouves en blocs detaches et degringoles des affleurements â l’occasion de l’etablissement de la chaussee conduisant ă la grotte de Dâmbovicioara. Dans ces calcaires, il trouvait les formes suivantes: Duvalia sp., Requienia sp., Isoarca sp., Lithophagus sp., Pecten sp., Spondylus sp., Rhynchonella cfr. astieri d’ORB., Rh. irregularis Pict., Rh. cfr. gibbsiana Sow., Rh. cfr. lata d’ORB., Terebratula sella Sow., Tere- bratula sp., Echinospatangus, Rhabdocidaris, etc. En se basant sur cette faunule, et en particulier sur la forme Requienia sp. (nous possedons aussi dans notre collection une Requienia sp. provenant de la meme localite), M. Simionescu tire la conclusion que, dans la vallee de la Dâmbovicioara, le calcaire massif n’appartient pas exclusivement au Titho- nique, mais qu’il correspond en pârtie au Cretace inferieur, lequel est repre- sente ici sous le facies des « calcaire â Requienia » des regions mediterraneennes. II remarque aussi que la forme Rh. astieri d’ORB. a ete citee egalement dans le Calcaire de Stramberg. Nous devons constater que la coupe du Dealul Sasului, avec ses calcaires blancs et ses marnes neocomiennes, calcaires oii P.-Hatzeg a decrit la faune IInstitutul Geologic al României Nicrz 43 RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 43 de passage entre le Tithonique et le Neocomien, est identique â la coupe qui se trouve â l’entree du village de Dâmbovicioara. En effet, ici, sur les calcaires blancs qui nous ont fourni â nous-memes Requienia sp. et, ă M. Simionescu la liste citee plus haut de formes melangees reposent en concordance les marnes neocomiennes, ainsi que le montre la fig. Nr. 5. Nous pouvons donc con- siderer les calcaires blancs de Valea Dâmbovicioarei comme appartenant au Berriasien, et que la forme de Requienia, qui se trouve â cet endroit dans les memes calcaires blancs, comme une apparition precoce dans ce facies recifal du Neocomien inferieur (Berriasien), bien qu’elle soit, en d’autre regions, liee au facies urgonien. II resulte de ces considerations qu’au-dessus des calcaires gris tithoniques, en concordance et meme en continuite de facies, se trouve un horizon de cal- caires blancs en bancs moins epais, ou en plaques, et qui font eux-memes transition au Neocomien. Nous les considerons comme representant dans la region le Berriasien, et les rattachons â la base du Neocomien, du fait des affi- nites de la faune berriasienne classique du S de la France, plutot avec la faune neocomienne, qu’avec celle du Tithonique (37). Par le facies cependant, ce Berriasien se relie dans notre region bien plutot au Tithonique, le passage entre les deux etant insensible. Ce sont les motifs qui nous ont conduit â separer sur la carte les marnes neocomiennes des calcaires berriasiens. II nous a ete impossible cependant de distinguer tout aussi nettement ces derniers des calcaires tithoniques; sur notre carte, nous avons marque par une nuance differente les calcaires berriasiens, sans les delimiter par une ligne par rapport au Tithonique. Nous les avons dans tous les cas s^pares, au contact des marnes neocomiennes, dans les endroits ou des fossiles carac- teristiques en ont ete cites, et egalement dans le cas oti nous avons pu nous convaincre sur les lieux de l’existence de calcaires blancs stratifies en plaques minces. Le Tithonique constitue une tres puissante masse dans la region W de Piatra Craiului, au flanc du synclinal de Piatra Craiului—Pietricica—Cojea, au-dessous desquels les formations inferieures n’occupent qu’une zone tres etroite. Dans l’axe de ce synclinal, les conglomerats cenomaniens forment un lambeaux assez reduit. Ce sont les calcaires tithoniques aussi, qui forment la majorite du sedimentaire â l’E et â l’W de Rucăr, dans la region de Podul Dâmboviței —Dâmbovicioara, avec les hauteurs du Ghimbavul et de Piatra Drago- slavelor. En connexion avec ces derniers, et faisant pârtie du meme puissant bloc, se trouve egalement la plaque faiblement ondulee, en majorite tithonique, entre Fundata—Fundățica—Vama Giuvala—Culmea Zacotelor. Les formations neocomiennes et du Cretace superieur ne forment ici que des lambeaux peu importants poses sur l’enorme dalie calcaire tithonique. C M Institutul Geologic al României IGR 44 NICOLAE N. ONCESCU 44 Les calcaires tithoniques constituent dans le Mateiașul un lambeau isole; comme nous l’avons vu, il n’y a ici que du Tithonique, sans autres formations sedimentaires ă la base ou au sommet. Un autre lambeau isole se trouve dans le Mont Clăbucetul, au S du Moe- ciul-de-Sus. Ici aussi les formations de la base tithonique sont absentes. En revanche, comme dans le Mateiașul, la base du Tithonique est brechoide. NEOCOMIEN Dans la region de Piatra Craiului, le Neocomien est localise plus particu- lierement â son extremite S, dans la depression tectonique de la Dâmbovicioara, Dans cette depression, le Neocomien est represente par les calcaires blancs berriasiens, par les calcaires marneux et les marnes neocomiennes. Berriasien. Les calcaires blancs, en bancs peu epais, signales precedemment â la pârtie superieure des calcaires tithoniques, ont fourni comme nous l’avons Fig. 5. — Coupe geologique â l’W du village de Dâmbovicioara. 1, calcaires tithoniques; 2, calcaires blancs en plaquettes, berriasiens; 3, marnes calcaires neocomiennes 4, conglomerats et gr^s conglom^ratiques c^nomaniens. vu une faune ă caractere mixte, dans laquelle â des formes tithoniques s’ajou- tent des especes certainement cretacees. Nous avons considere ces calcaires commes representant le Berriasien. En etudiant la coupe faite par la vallee de la Dâmbovicioara depuis l’entree dans ses gorges jusqu’au village de Dâmbovicioara, nous trouvons la succesions suivante. A l’W, dans les gorges, se trouve le calcaire massif tithonique passant ver le haut au calcaire blanc berriasien. Celui-ci dessine dans le versant droit de la vallee de faibles ondulations montrant dans les synclinaux des marnes neoco- miennes tres fossiliferes. Ce sont les calcaires blancs, qui ont fourni â M. Simionescu la faunule etablissant Ia transition du Tithonique au Neocomien, les marnes neocomiennes reposant en concordance sur ce Berriasien. La meme situation se remarque aussi bien dans la coupe du Dealul Sasului, que dans celle de Valea Izvorului, â l’E de l’egalise du village de Dâmbovicioara. Nous avons dejâ decrit (p. 41) la coupe du Dealul Sasului, montrant, au-dessous des marnes neocomiennes, les calcaires berriasiens, et le passage Institutul Geologic al României 45 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 45 graduel vers le bas de ceux-ci au Tithonique. Dans Valea Izvorului, les cal- caires blancs inclines vers l’W de 65°, sont separes par une faille importante du Tithonique, qui se trouve ă l’E. Sur les calcaires berriasiens de la vallee, se disposent en concordance les marnes neocomiennes, montrant ă la base des depots sans fossiles, auxquels font suite les marnes fossiliferes des environs de l’eglise du village de Dâmbovicioara. Les pendages du Neoco- mien de Valea Izvorului diminuent graduellement ver l’W, â mesure qu’on s’eloigne de la faille. Comme nous l’avons deja note, le Berriasien se relie petrographiquement bien plutot au Tithonique, dont il est inseparable par une limite precise. Cependant, dans les regions classiques, la faune de cet etage a montre des affinites plus marquees avec le Cretace, et c’est cette opinion que nous avons adoptee. Le Neocomien marneux ammonitique du type Dâmbovicioara (Valanginien, Haulmvien, Barremien). Les calcaires marneux et les marnes neocomiennes, du synclinal de Piatra Craiului, se trouvent cantonnes dans la region com- prise entre Podul Dâmboviței, Dealul Sasului et Dâmbovicioara, donc dans la pârtie la plus faillee de la contree. Ces failles ont partage la depression de la Dâmbovicioara en plusieurs compartiments qui, par des affaisements locaux, se sont disposes en gradins; cela c’est passe deja avant le’depot du deuxieme cycle de sedimentation du Cretace superieur, donc â la suite des mouvements orogeniques mesocretaces. Cette fragmentation par des failles, unie â l’action incessante de l’erosion pendant l’Albien et dans le Tertiaire, a conduit â un decapage particulier affec- tant surtout le Neocomien marneux, donc facilement attaquable. A l’heure actuelle, ces marnes neocomiennes ne sont plus representees que par des lambeaux tres reduits en etendue, localises dans les depressions. Dans les zones restees en saillie, comme les Bucegi et la pârtie N de Piatra Craiului, le Neocomien a ete presque completement detruit. Dans le bassin de la Dâmbovicioara, oii le Neocomien est plus repandu, sa subdivision en etages ne peut etre pratiquee; ceci, du fait de sa faible epais- seur — environ 30 m — et du mode d’affleurement qui ne permet pas de suivre sur le terrain les differents horizons. Les fossiles recoltes, bien que tres nom- breux, sont trâs rarement dans un etat de conservation suffisant; pour le surplus, on est oblige de les recolter dans les eboulis, de sorte que leur depart par rapport aux horizons en place est tres malaise. Le long de la chaussee du Dealul Sasului, dans Valea Izvorului, ăTE de l’eglise de Dâmbovicioara, comme dans Valea Muerii II (Brusturet), nous avons note — entre les marnes fossiliferes et les calcaires blancs berriasiens un niveau de 3 m d’epaisseur, forme par des calcaires marneux fossiliferes ă concretions siliceuses. Dans ce niveau, nous avons recolte — â sa pârtie 46 NICOLAE N. ONCESCU 46 superieure — dans Valea Muerii II (Brusturet) deux echantillons d’Aptychus didayi Coq., une Waldheimia rucarensis Sim. et de nombreuses Plicatula carte- roniana d’ORB. Dans le Midi de la France, Kilian (37) a considere Aptychus didayi Coq. comme caracteristique pour le Valanginien superieur, bien qu’il apparaisse dans le Valanginien moyen. Nous devons rappeler que pour Kilian, dans le travail cite, le Valanginien inf. est synonyme de Berriasien. Au dessus de ce niveau ă concretions siliceuses et peu fossilifere, suit, dans le Dealu Sasului, comme dans Valea Izvorului, une serie de marnes calcaires et de marnes feuillettees tres riches en formes neocomiennes. M. Simionescu, a eu l’occasion d’etudier la coupe de Dealul Sasului de suite apres l’amenagement de la chaussee de Rucăr ă Giuvala. L’auteur a distingue au-dessus du deuxieme horizon fossilifere, un troisieme, ce dernier, moins accessible actuellement, est constitue par des marnes calcaires, gris-bleuâtres sur cassure fraîche, grises ou jaunâtres quand elles sont longtemps exposees, se presentant en bancs epais alternant avec des couches subordonnees de marnes feuillettees. Du fait des eboulements et de l’herbe poussee en abondance, nous n’avons pas eu la possibilite d’etudier cet horizon. Comme nous le verrons d’aprâs les listes de fossiles presentees par les auteurs qui se sont occupes de cette question, les marnes et les calcaires marneux de ce complexe ont fourni des especes denotant le Valanginien, le Hauterivien et le Barremien. II s’ensuit donc que les depots representent tous ces trois etages. La richesse de cette faune neocomienne de Dâmbovicioara a de bonne heure attire de nombreux paleontologues. Le premier qui la mentionne c’est Foetterle (io) qui, dans un bref compte rendu d’un voyage geologique en Roumanie, en 1870, constate la superposition des marnes neocomiennes aux calcaires tithoniques â Podul Dâmboviței. En 1872, Herbich mentionne (22, p. 26) que les marnes neocomiennes de Valea Dâmbovicioarei, sont identiques comme facies au Neocomien de Brașov; il constate, en dehors de formes communes aux deux localites, la presence dans Valea Dâmbovicioarei de Ptychoceras, Baculites, Scaphites et Toxoceras, sans en donner des determinations specifiques. Gr. Stefănescu (108), est le premier qui presente en 1885 une liste de 16 formes specifiquement determinees, provenant de Valea Muierii et de Valea Cheii. Sur leur base, il considere les calcaires marneux du gisement comme appartenant au Cretace inferieur (Neocomien). En 1888, paraît le memoire posthume de Herbich (27), lequel renferme dans la premiere pârtie la description de nombreux fossiles, en pârtie nouveaux, provenant du Neocomien de Dâmbovicioara. Parmi ceux-ci toutefois, il y a 17 formes qui, en d’autres regions, caracterisent des etages superieurs au Barremien. On y remarque en effet des formes caracteristiques pour l’Aptien, Institutul Geologic al României SJGR/ REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 47 d’autres pour l’Albien, quelques-unes meme pour le Cenomanien. Ce fait a determine les specialistes d’entreprendre une revision de la question. Parmi les premiers, ce furent Haug (18) et Kilian (36) ă rectifier plusieurs de ces determinations; les formes appartenant ă des etages superieurs au Barremien resultent d’apres eux de determinations erronnees. Les deux auteurs concluent que dans le Neocomien de Dâmbovicioara il n’y a que le Hauterivien et le Barremien qui soient representes. Le meme fait a ete reconnu par Cobălcescu (8), qui trouvait que les formes specifiees par Herbich comme appartenant ă l’Albien proviennent de deter- minations fautives. Enfin, en 1897, Uhlig (113) entreprend la revision de l’entiere collection de Herbich, et presente la liste des formes qu’il avait redeterminees. Etant donnee sa competence en matiere d’Ammonites, cette liste est consideree comme representant la juste determination de ces fossiles. Uhlig conclut — comme PIaug et Kilian de leur cote — que seuls le Hauterivien et le Barremien sont representds dans les marnes neocomiennes de Dâmbovicioara. Cette faune a ete etudiee egalement par M. Simionescu, qui a publie â son sujet plusieurs travaux. Une premiere note date de 1897 (93 et 95); elle comprend une liste de 69 formes (dont 10 sont presentees sans specification), determinees par lui et par Uhlig dans la collection laissee par Herbich. Une autre liste, de neuf formes non citees jusqu’alors, se trouve dans une note parue la meme annee (94), et dans laquelle M. Simionescu montre que, dans le Neocomien de la Dâmbovicioara sont representes le Valanginien, le Hauterivien et le Barremien. L’annee suivante, dans son travail de these (100, pp. 26—28), il publie une liste de 103 fossiles, recoltees soit par lui-meme, soit par d’autres chercheurs. Sur la base de ces fossiles, il constate que seuls le Hauterivien et le Barremien y sont representes paleontologiquement. Quant au Valanginien, il ne serait pas suffisamment appuye. En effet, pour les echantillons donnes comme Phylloceras semisulcatzim d’ORB. et Hoplites pexiptychzis Uhl., p. ex., l’etat de conservation n’est pas propice pour une juste determination; toutefois il admet, du fait de l’existence des calcaires marneux sans fossiles dans la base du Neocomien faisant passage au Tithonique, que le Valanginien existe strati- graphiquement. Nous devons mentionner que, dans la liste de M. Simionescu, les formes citees par Gr. Stefănescu font defaut. Parmi ces dernieres, il y a, Belemnites latus Blainv. et Aptychus didayi Coq., formes citees par Kilian dans le Valan- ginien du SE de la France. Le deux formes mentionnees par Gr. Stefănescu sont conservees dans les anciennes collections du Laboratoire de Geologie de l’Universite de Bucarest, et je rappelle avoir moi-meme recolte Aptychus Didayi Coq. dans les marnes calcaires de Valea Muerii II (Brusturet). ir Institutul Geologic al României 48 NICOLAE N. ONCESCU 48 Dans sa liste (100, pp. 29—30), M. Simionescu distingue comme caracte- ristiques pour le Hauterivien les formes suivantes: Nautilus pseudo-elegans d’ORB. Duvalia dilatata Blainv. Belemnites jaculum Phill. Phylloceras infundibulum d’ORB. » tethys d’ORB. Haploceras (Lissoceras) grassi d’ORB. Crioceras duvali Lev. » cfr. moutoni Ast. Desmoceras cfr. difficile d’ORB Hoplites romanus Herb. » cfr. regalis Pav. Holcodiscus incertus d’ORB. Le reste des formes, jusqu’ă 103, appartient au Barremien. Des especes comme Acanthoceras albrechti-austriae Uhl., Hoplites teffryamis Karst., H. borowae Uhl., Puzosia melchioris Tietz., qui passent en d’autres regions dans l’Aptien ou elles atteignent leur maximum de developpement, elles ont ete recoltees par M. Simionescu dans les memes couches qui lui ont fourni les formes typiquement barremiennes. La meme annee (1898), M. Simionescu publiait un memoire paleontologique (100, part. II) contenant la description et en pârtie la figuration des fossiles de ces depots. Dans ce travail, on trouve aussi un tableau synoptique de la faune de Dâmbovicioara, en comparaison avec celle du Midi de la France, et celle des Couches de Wernsdorf. Une forme de ce tableau commune avec le Valanginien de France, c’est Phylloceras tethys d’ORB. En 1898 egalement, P.-Hatzeg presente, dans son travail de these, une liste de 85 especes (79, pp. 102—105) citees par differents auteurs dans les memes marnes. Nous n’y trouvons pas les formes citees par M. Simionescu, dont le travail paraissait la meme annee. P.-Hatzeg ajoute ă la liste, comme formes determinees par lui-meme, Belemnites pistiliformis Blainv. et Hoplites leopoldinus d’ORB. Comme nous le savons dejă, P.-Hatzeg considere l’ensemble de ces formes comme denotant seulement le Barremien. Dans son travail, păru en 1925, sur la geologie du col de Bran (32), M. Jekelius constate que la difference entre le Neocomien de Dâmbovicioara et celui de la region de Brașov, identiques pourtant comme facies, consiste dans le fait que les especes hauteriviennes sont plus nombreuses dans la region de Brașov, tandis que pour les especes barremiennes le rapport est inverse. M.M. Macovei et Atanasiu estiment, dans leur travail de synthese sur l’evolution geologique de la Roumanie pendant le Cretace (45) que, d’apres la bibliographie, la presence du Valanginien dans le bassin de la Dâmbovicioara n’est pas suffisamment prouvee. II resulte de tout ceci que la majorite des auteurs considere les marnes et les calcaires marneux de cette contree comme englobant avec certitude le Haute- rivien et le Barremien, tandis que la Valanginien ne serait pas bien appuye Institutul Geologic al României 49 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI paleontologiquement. M. Simionescu l’estime comme existant probablement, en partant de considerations stratigraphiques. Parmi les auteurs cites plus haut, seul P.-Hatzeg attribue ces marnes uniquement au Barremien. Nous avons toutefois montre qu’il considerait la pârtie superieure du Tithonique, comme representant le Valanginien et le Hauterivien. Nous avons montre aussi que, dans sa liste d’especes, M. Simionescu n’a pas mentionne les formes recoltees par Gr. Stefănescu. Parmis ces 16 formes, trouvees dans les collections du Laboratoire de Geologie, nous avons reconnu, apres une revision, les suivantes: * Lytoceras subfimbriatum d’ORB. * Hoplites angulicostatus d’ORB. * Desmoceras difficile d’ORB. * Phylloceras infundibulum d’ORB. * Nautilus neocomiensis d’ORB. * Aptychus didayi Coq. Belemnites latus Blainv. * Plicatula carteroniana d’ORB La forme determinee par Gr. Stefănescu comme Belemnites emerici Rasp. est en realite Belemnites latus Blainv. Les formes marquees sur cette liste d’un asterisque ont ete retrouvees aussi par nous-memes dans le Neocomien de Dâmbovicioara. La plupart des autres formes que nous avons personnellement recueillies ont dejâ ete decrites par M. Simionescu dans son memoire (100). Comme formes nouvelles, ou du moins non citees, nous devons ajouter les suivantes: Pteroceras emerici d’ORB. Turbo elegans d’ORB. Inoceramus neocomiensis d’ORB. Ancyloceras dilatatum d’ORB. Hoplites macilentus. d’ORB. Hamites rotundus d’ORB. Lissoceras grassianum d’ORB. a ete citee aussi par P.-Hatzeg et par M. Simionescu. Nous la confirmons, en soulignant son importance stratigraphique. Nous presentons plus loin le tableau synoptique des fossiles provenant du Neocomien de Dâmbovicioara, compares aux formes citees par Kilian en 1912 (37) du Neocomien du Midi de la France, et â celles presentees par Karakasch (35) du Neocomien de la Crimee, en 1907. Cette liste a ete dressee en grande pârtie d’apres celle du memoire de M. Simionescu (100, pp. 107—ui), completee par quelques formes citees par Uhlig, par P.-Hatzeg, et par celles de la collection de Gr. Stefănescu. Nous y avons ajoute egalement les formes nouvelles trouvees par nous-meme. On y peut constater une parfaite ressemblance de la faune de Dâmbovicioara avec celle du Midi de la France; presque toutes les formes se retrouvent d’une region â l’autre. Par contre, il n’y a que 28 d’entre elles qui soient communes avec le Neocomien de la Crimee. Institutul Geologic al României 5° NICOLAE N. ONCESCU 50 TABLEAU SYNOPTIQUE LES ESPECES DU NEOCOMIEN DU BASSIN DE LA DÂMBOVICIOARA SE de Ia France d’aprfes Kilian (Leth. Geogn). Crim^e d’apres Karakasch Be V H B A1) Be V H B A>) I 2 3 4 5 6 7 8 9 IO ii 12 13 14 15 16 i7 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 4° 4i 42 43 44 45 46 47 48 49 5° Belemnites, beskidensis UHL » minaret RASP 8 jaculum PHILL 9 cf. pistilliformis BLAINV 8 dilatatus BLAINV » latus BLAINV Nautilus pseudoelegans d’ORB » neocomiensis d’ORB 8 bifurcatus OOST 8 plicatus PlTT Phylloceras infundibullum d’ORB 8 tethys d’ORB 8 ernesti UHL » semisulcatum d’ORB Lytoceras phestus MATH 8 anisoptychus Ujl. » densifimbriatum d’ORB 8 subfimbriatum d’ORB » crebisulcatum d’ORB 8 strangulatum d’ORB » rectecostatum d’ORB Costidiscus rakusi UHL » rectecostatus d’ORB » cf. nodosostriatus UHL Lissoceras grassianum d’ORB Hamites haueri UHL 8 cf. acuarius UHL 8 subcinctus UHL Ptychoceras panii SlM 8 inornatum SlM Desmoceras difficile d’ORB 8 hemiphtychum KlL 8 cassiodoides UHL > psilotatum UHL 8 waageni SlM 8 karakaschi SlM Silesites seranonis d’ORB 8 vulpes COQ Puzosia melchioris TlETZ 8 liptoviensis ZEUSCHN Cleoniceras cf. strettostoma UHL 8 suessi SlM Saynella grossouvrei NlCKL Holcodiscus incertus d’ORB 8 van-den-heckei d’ORB e cf. Seunesi KlL 8 gastaldi d’ORB 8 diversecostatus COQ Pachydiscus neumayri HAUG Hoplites angulicostatus d’ORB + + + + + + +++ +++ + + + ++ ++ ++++ +++ + + + + + +++++ ++++++ +++++++ ++++ +++ ++++++ +++++ ++++++ +++++ + ++ + + + + + + + ++ + + + + + + + + + + + + + + + + + + + ‘) Be = Berriasien; V = Valanginien; H = Hauterivien; B = Barremien; A = Aptien. Institutul Geologic al României 51 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 51 Tableau Synoptique. — suite LES ESPECES DU NEOCOMIEN DU BASSIN DE LA DÂMBOVICIOARA SE de la France d’apres Kilian (Leth. Geogn). Crim£e d’apres Karakasch Be V H B A *) Be V H B A ■) 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 7° 71 72 73 74 75 76 77 78 79 80 81 82 83 84 85 86 87 88 89 90 91 92 93 94 95 96 97 98 99 IOO IOI Hoplites romanus HERB » aff. regalis PAV » leopoldianus d’ORB » treffryanus KARST » macilentus d’ORB » borowae UHL » pexiptychus UHL Pulchellia didayi d’ORB » pulchella d’ORB » compressissima d’ORB » sauvegeaui Her » provincialis d’ORB Acanthoceras albrechti-austriae UHL Crioceras angulicostatum d’ORB » duvali LEv » emerici LEV » uhligi SlM » aff. mojisisovicsi ElAUG » kiliani SlM » dissimile d’ORB » trinodosum d’ORB » furcatum d’ORB » cf. moutom AST Leptoceras beyrichi KaRST » studeri OOST » aff. cirtae SAYN Heteroceras leonhardti KlL » giraudi KlL » tardieui KlL » cf. astieri d’ORB Aptychus diday COQ Pleurotomaria dupiniana d’ORB Aporrhais obtusa PICT » dupiniana d’ORB. . Pteroceras emmerici d’ORB Turbo elegans d’ORB Pecten cotaldinus d’ORB » euthymi Hinnites romanus SlM Arca haugi SlM Pholadomya barremiensis MATH Neaera interstriata SlM Plicatula carteroniana d’ORB Inoceramus neocomiensis d’ORB Rhynchonella lineolata PHILL » cf. multiformis ROEM Terebratula sella SOW » cf. salevensis LOR Waldheimia rucarensis SlM Șerpuia parvula MUSTR Cidaris punctatissima AG 4- 4-4- + 4-4-4-4-4- +4- + + + + + + 4-4-4-4-4- 4-4- 4-4-4- 4- 4-4- 4- 4-4-4- 4- 4-4-4- 4-4-4- 4- 4- + 4- 4- 4- 4- 4- 4- 4- 4-4- 4- 4- 4- 4- 4- 4- 4- ') Be = Berriasien; V = Valanginien; H= Hauterivien; B = Barremien; A = Aptien. C Jr-r Institutul Geologic al României yiGRZ NICOLAE N. ONCESCU 52 52 II ressort aussi de I’examen de ce tableau qu’un nombre de 14 formes du Neocomien de la Dâmbovicioara apparaît en France des le Valanginien, et quelques-unes aussi en Crimee. Parmi celles-ci, Belemnites latus Blainv. apparaît deja dans le Tithonique superieur; il se developpe dans le Berriasien (Valanginien inferieur) et le Valanginien moyen et superieur, mais ne passe pas, dans le Midi de la France, dans le Flauterivien. Une forme caracteristique pour le Valanginien, c’est Aptychus didayi Coq., estime par Kilian comme caracteristique pour le Valanginien superieur; il debute cependant dans le Valanginien moyen, de suite, au-dessus du Berriasien, et passe rarement dans le Hauterivien. Nous avons recolte cette forme dans les marnes calcaires â concretions siliceuses de Valea Muerii II (Brusturet), correspondant — comme position stratigraphique et comme facies petro- graphique — aux marnes calcaires sans fossiles qui, dans le Dealul Sasului, s’intercalent entre les calcaires blancs berriasiens et les marnes fossilif&res neocomiennes. D’autres formes, comme Phylloceras semisulcatum, Lytoceras strangulatum d’ORB., Hoplites regalis Pav., H. leopoldinus d’ORB., H. macilentus d’ORB., Lissoceras grassianum d’ORB., ont leur maximum de developpemcnt dans le Valanginien; elles passent rarement dans le Hauterivien. Certaines, comme Belemnites beskidensis Uhl., B. jaculum Phill., B. dilatatus Blainv. appa- raissent dans le Valanginien et montent jusque dans le Barremien. B. minaret Rasp., apparaît au Valanginien et se developpe jusque dans le Barremien, ^tant tres rare dans l’Aptien, oii il est remplace par d’autres Belemnites. Un extension verticale notable est â signaler aussi pour Phylloceras tethys d’ORB. qui, apparaissant dans le Berriasien, s’eleve jusque dans le Barremien. II semble resulter de ces considerations que le Valanginien, dont l’existence stratigraphique dans la depression de Dâmbovicioara est certifice par la con- tinuite de la sedimentation entre le Berriasien et les marnes neocomiennes, justifie sa presence egalement du point de vue paleontologique. La presence depuis longtemps constatee du Hauterivien et du Barremien est confirmee par notre tableau. En ce qui concerne l’Aptien, dont l’existence est basee sur l’unique esp&ce Acanthoceras albrechti austriae Uhl., recoltee d’ailleurs par M. Simionescu dans les memes marnes que le reste de la faune barremienne et representee par un seul echantillon, il n’y saurait etre admise. Cela justement du fait que ce fossile, qui en France caracterise l’Aptien, a ete trouve en Roumanie ensemble avec la faune barremienne vers la pârtie superieure des marnes de Valea Muerii. On peut en conclure que A. albrechti-austriae Uhl. apparaît dans la region de Dâmbovicioara dans le Barremien, comme d’ailleurs M. Simionescu l’a deja affirme. En Allemagne cette forme est citee egalement depuis le Barre- mien (Macovei et Atanasiu, 45, p. 156). Institutul Geologic al României 53 RfîGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 53 Toutes les autres formes qui, dans le Midi de la France passent du Barre- mien dans l’Aptien, sont des raretes dans ce dernier, et offrent leur maximum de developpement dans le Barremien. On peut en conclure que le premier cycle de sedimentation a ete interrompu, dans notre region, vers la fin du Barremien. La repartition du Neocomien du type Dâmbovi- cioara. Les marnes et calcaires marneux neocomiennes font suite en continuite de sedimentation aux calcaires berriasiens et, comme nous l’avons mentionne plus haut, dans la region de Piatra Craiului, elles sont cantonnees dans la depression de la Dâmbovicioara, s’y presentant en lambeaux. A une autre occasion (63), nous avons signale la repartition de ces lambeaux et leurs rapports avec les autres formations. On trouve six lambeaux, qui sont tous isoles: 1. Le lambeau de la pârtie superieure de Valea Cheii, le plus meridional, constitue une bande etroite le long de la rive gauche de la vallee. II recouvre normalement vers le N le calcaire berriasien de Dealul Sasului. Au SE, il butte par faille contre le Tithonique de la rive gauche, tandis qu’au SW il supporte les conglomerats cenomaniens transgressifs. 2. Le lambeau de « Cetatea Neamțului», se trouve au-dessus et â l’E du village de Podul Dâmboviței. C’est aussi une bande etroite, d’un km longueur sur 150 m de largeur, se trouvant au niveau du premier lacet de la chaussee naționale montant vers Dealul Sadului. A l’W, il s’appuye normalement sur le Berriasien, tandis qu’â l’E il est separe du meme par une faille passant aux pieds du Dealul Sasului. 3. Le lambeau de Dealul Sasului, repose normalement, vers le S et vers l’W, sur le Berriasien de cette hauteur. A l’E et au N, il disparaît sous les conglomerats cenomaniens de Valea Orățiilor. 4. Le lambeau de Valea Zambilei—Valea Dâmbovicioarei—Valea Muerii I —Valea Izvorului, le plus etendu de la region, recouvre normalement ă l’W les calcaires berriasiens, et supporte un lambeau de gres conglomeratiques cenomaniens. Une faille le separe des calcaires tithoniques du Mont Giuvala. 5. Le petit lambeau au S de Gâlgoaie, se presente comme une bande etroite dans la rive gauche de la Dâmbovicioara, â environ 1 km de la grotte. Le Neocomien recouvre normalement vers le SE les calcaires beriassiens, et butte ă l’W contre les calcaires tithoniques ă droite de la Dâmbovicioara par une faille qui est longee par cette vallee. 6. Le lambeau au N de Gâlgoaie, au confluent de Valea Muerii II, se trouve sur la rive droite de la Dâmbovicioara; il repose normalement sur les calcaires berriasiens du S et supporte vers le N les conglomerats cenomaniens. A l’E, le Neocomien est limite par la faille de la Dâmbovicioara, qui le separe du calcaire tithonique de Valea Brusturetului. 41 ir. Institutul Geologic al României \ ICR/ 54 NICOLAE N. ONCESCU 54 Dans tous ces Iambeaux, les depots neocomiens ont des faibles pendages ne depassant pas 12 ă 200, ă l’exception du Neocomien plus disloque de Valea Izvorului, ă 150 m ă l’E de l’eglise de Dâmbovicioara. Ici les pendages atteignent 500 W, du fait de la faille passant dans le voisinage. Ces pendages diminuent graduellement â l’W, vers le village. II resulte de ce que nous avons dit jusqu’ici sur la constitution geologique des restes du premier cycle de sedimentation, dans les deux synclinaux des Bucegi et de Piatra Craiului qu’il y a une identite parfaite — aussi bien de structure que d’evolution geologique — de ces synclinaux. Ils peuvent donc etre bien consideres comme formant une seule unite. Dans les deux synclinaux, en effet, la transgression a debute au Dogger inferieur par les conglomerats, et la sedimentation s’est poursuivie sans lacunes jusqu’au Barremien inclusivement. A ce moment, elle a ete interrompue par les mouvements orogeniques de l’Aptien. Ces mouvements, ayant eu entre autres comme consequence l’exondation de la region, ont ete suivis par une active erosion continentale, pendant l’Albien, qui a detruit en pârtie les formations de ce premiei* cycle. II est naturel de penser que, les premieres qui en aient subi les effets ont ete les depots neocomiens, exposes ă la fois par leur situation superieure, et par leur nature petrographique relativement peu consistante. Ces depots ont donc ete, dans les Bucegi, presque completement enleves, n’y restant que le lambeau de Polița. D’ailleurs, ici l’erosion a attaque d’une maniere plus intense aussi les depots inferieurs au Neocomien. Dans le synelinal de Piatra Craiului, le Neocomien s’est conserve dans la depression tectonique de la Dâmbovicioara, depression qui a naturellement occasionne une attenuation de l’erosion. La transgression du deuxieme cycle de sedimentation, celui du Cretace superieur, a donc recouvert un relief varie, modele pendant l’Albien, et que les depots cenomaniens ont moule. Apres le retrăit definitif de la mer, vers la fin du Senonien, une autre epoque d’erosion commence, qui a decape la nouvelle couverture de Cretace superieur et mis ă nu les formations du premier cycle. Cette erosion s’est prolongee dans le Tertiaire en continuant l’oeuvre de destruction. 1 LES DEPOTS DU DEUXI&ME CYCLE DE SEDIMENTATION DANS LA REGION DE BUCEGI—PIATRA CRAIULUI GfiNfiRALITES Apres l’orogenese mesocretacee et l’erosion continentale durant l’Albien, la transgression si repandue du Cretace superieur est tres marque aussi dans notre region. Institutul Geologic al României IGr7 55 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 55 Les sediments deposes consistent en majeure pârtie en conglomerats, en deuxieme lieu de gres; â la pârtie superieure seulement, on trouve parfois des marnes. Les conglomerats de la base de cette serie sont — aussi bien dans les Bucegi que dans Piatra Craiului — disposes en transgression et en discordance, autant sur les depots du premier cycle, que sur le cristallin. Cette large trans- gression, sufisamment montree par la carte, milite contre l’opinion exprimee par certains auteurs (Jekelius, 32) que ces conglomerats representent une formation regressive. II faut e.n effet penser que, cette couverture de conglomerats a ete certaine- ment bien plus etendue autrefois qu’aujourd’hui; que, l’erosion continentale pendant le Tertiaire y a eu grand role, en la supprimant localement y mettant â nu les depots du premier cycle, et jusqu’au soubassement cristallin. La transgression marine du Cretace superieur semble etre venue du NE. Ses depots sont plus importants dans l’E de la region, dans Ies Bucegi, oii ils constituent une enorme dalie de conglomerats de 1.000 m d’epaisseur, occupant la plus grande pârtie du synclinal et masquant presque completement les depots du premier cycle. Dans le synclinal de Piatra Craiului, ces depots sont moins epais et con- serves en lambeaux â la surface des calcaires tithoniques qui, par contre, atteignent ici un grand developpement. Les conglomerats du Cretace superieur de la region de Bran, recouvrant la zone axialement ennoyee de l’anticlinal de la Leaota, etablissent une relation directe entre les conglomerats de Ia region des Bucegi et les lambeaux du synclinal de Piatra Craiului. Ces derniers sont assez rapproches les uns des autres, de sorte qu’on peut parler d’une couverture de Cretace superieur au-dessus des depots jurassiques et neoco- miens et des affleurements de schistes cristallins, couverture etendue entre les vallees superieures de la Prahova et de la Dâmbovița. C’est ce qui nous decide ă traiter, dans la description qui suit, les depots cretaces superieurs ă la fois dans les trois zones. Nous devons ajouter que, le Cretace superieur de la region a ete lui-meme affecte par des mouvements d’âge tertiaire, dans les plis synclinaux des Bucegi et de Piatra Craiului. Quoiqu’il en soit 1’aspect general de couverture persiste. L’etude de la succession des depots dans les differents coupes, que nous decrivons plus loin, montre un passage graduel des conglomerats, toujours situes ă la base et tres developpes, â une serie de gres micaces, puis, en cer- tains endroits â des marnes epargnees par l’erosion. Etant donne que les conglomerats et les gres conglomeratiques du synclinal occidental ont fourni, dans leur pârtie inferieure proche de la base, une faune d’âge cenomanien inferieur, et que, dans la meme region, on a recolte dans les JA Institutul Geologic al României 16 RZ 56 NICOLAE N. ONCESCU 56 marnes du sommet des formes senoniennes, vu le passage graduel entre ces formations, nous deduisons que toute la serie depuis le Cenomanien inferieur jusqu’au Senonien inferieur s’y trouve representee. CENOMANIEN La base de la serie du Cretace superieur est formee par des conglomerats, qui prennent un developpement enorme, tout ă fait disproportionne par rapport aux greș et aux marnes superieurs. Les greș et les marnes ont d’ailleurs ete dans leur plus grande pârtie supprimes par l’erosion. Habituellement, ces conglomerats sont formes par des elements polygenes roules, de tailles variees depuis quelques metres de diametre, jusqu’ă des fragments de roches atteignant la limite inferieure des psefites (2 mm diam.). Les blocs les plus gros se trouvent d’habitude ă la base et passent vers le haut ă des elements plus petits. Dans la region des Bucegi, surtout dans le versant abrupt oriental, on observe ă la pârtie superieure des intercalations de plus en plus frequentes de bancs de greș conglomeratiques, dans lequel le quartz predomine, ă cote des paillettes de mica. Ces bancs de greș conglomeratique s’intercalent parmi les bancs de conglomerats habituel. On remarque dans la region de Rucăr—Dâmbovicioara, que le cenoma- nien apparaît presque des sa base sous le facies du greș conglomeratique. En ce qui concerne la nature petrographique des elements de ces conglo- merats, ils sont formes — en premier lieu — par des debris arraches aux roches sur lesquelles la transgression a eu lieu. On trouve ainsi, en grande quantite, des blocs et des fragments de calcaires tithoniques, de greș du Dogger, des jaspes, de marnes calloviennes, de calcaires rouges ă restes de Crinoîdes, de marnes et de calcaires marneux neocomiennes; enfin, des fragments varies et nombreux de schistes cristallins de la serie de la Leaota: chloritoschistes, serici- toschistes, amphibolites, gneiss et de tres nombreux fragments de quartz. En dehors de ces roches, on trouve dans les conglomerats, dans le voisinage de Omul, de nombreux blocs de granițe gneissique ă feldspathe blanc, ă grain fin, remarques pour la premiere fois par P.-Hatzeg. Nous avons retrouves ces blocs en grand nombre ă l’E de Babele, aux sources de Valea Jepilor. Encore dans les conglomerats de la region des Bucegi, ă proximite de Omul, au debut de la vallee Obârșia lalomiței, au point dit Mecetul Turcesc, se trouve englobe dans la masse des conglomerats un enorme bloc de calcaire tithonique de quelques centaines de metres cubes. II a ete signale d’abord par Hauer, et P.-Hatzeg en parle aussi (78, p. 110). Nous pouvons expliquer ce rocher comme provenant d’une île de calcaires tithoniques en connexion avec le relief antecenomanien. II n’y a pas des indications â la base de ce bloc, pour pouvoir le considerer comme une klippe de Tithonique formant la base Institutul Geologic al României IGRZ 57 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 57 d’une ecaille superieure, ainsi que M. Jekelius l’estime. On ne constate â sa base, ni de zone brechoi'de, ni le reste d’un plan de chevauchement quelque reduit qu’il soit qui puisse etre interprete comme la limite inferieure d’une ecaille. Tout autour de ce bloc, les bancs de conglomerats se disposent dans la meme ordre de parfait parallelisme entre leurs plâns de stratification. Un fait qui merite d’etre signale ă propos des conglomerats, c’est la grande variation regionale, autant dans la composition que dans les dimensions des materiaux. Ainsi, dans certains endroits, comme p. ex. dans l’axe du synclinal de Piatra Craiului—-Cojea, les conglomerats offrent en grande majorite des elements calcaires, en special de calcaires tithoniques, de la dimension du poing environ. Les memes conglomerats calcaires se retrouvent dans le versant droit de la vallee superieure du Șimon. D’autres fois, comme dans les conglomerats de Valea lui Ecle, et en general dans les conglomerats de la region de Rucăr, le materiei predominant est forme par des blocs et des fragments de schistes cristallins. En bien d’endroits toutefois, la proportion des deux sortes d’elements est presque egale, comme par exemple dans le versant oriental des Bucegi. Les differences dans la distribution des elements composants sont en ge- neral etroitement liees au fondernent sur lequel la transgression s’est avancee. Ainsi, dans les regions constituees par les calcaires tithoniques, comme Piatra Craiului—Cojea, ce sont les elements calcaires qui predominent, tandis que les conglomerats recouvrant directement le cristallin, comme dans les environs de Rucăr, ce sont les elements cristallins qui l’emportent. Parfois, cependant, il arrive de rencontrer sur un socle calcaire, comme dans la region de Fundata, des conglomerats ă petits elements surtout de schistes cristallins. Ceci montre l’existence dans la mer cenomanienne de courants de fond qui transportaient le materiei detritique. Dans le cas de la region de Fundata, le transport s’est probablement fait sur une distance de i ă 2 km. En ce qui concerne leur position stratigraphique, on constate une parfaite ressemblance entre les conglomerats de la region des Bucegi et ceux de Piatra Craiului—Rucăr. Dans les deux regions, Ies conglomerats recouvrent en transgression et en discordance les formations du premier cycle de sedimen- tation, en moulant le relief forme avant leur transgression. Ils recouvrent, soit les marnes et les marnes calcaires neocomiennes, comme dans la depression de Dâmbovicioara, soit — et surtout — les calcaires tithoniques ou berria- siens. Dans les deux synclinaux les conglomerats s’etendent jusque sur le cristallin. Comme nous l’avons d’ailleurs deja montre, les conglomerats de ces syncli- naux se relient entre eux par les depots analogues de la region de Bran qui occupent la zone d’ennoyage axial de l’anticlinal cristallin de la Leaota. Dans Institutul Geologic al României \JCR/ 58 NICOLAE N. ONCESCU 58 cette region de Bran, la serie conglomeratique est souvent formee par des elements de faibles dimensions, quelquefois par des gres conglomeratiques comme par exemple dans les environs de Rucăr. Nulle part, dans la region de Bran, on n’observe la serie des gres superieurs micaces, que nous considerons comme turoniens; ni d’ailleurs les marnes senoniennes; d’apres nos observa- tions, il ne peut etre question de ces formations dans la contree immedia- tement au S de Bran. II resulte de ces considerations — et sans qu’il puisse y avoir de doute ă ce sujet — que les depots de conglomerats cretaces des synclinaux de Piatra Craiului et de Bucegi, comme ceux de la region de Bran, se sont formes syn- chroniquement au cours de la grande transgression marine du Cretace superieur. La difference d’epaisseur entre les conglomerats de la region des Bucegi, atteignant 1.000 m, et ceux de Piatra-Craiului, qui ne depassent pas 300 m, ne saurait etre invoquee — â notre avis — pour soutenir que dans les Bucegi leur depot a demande plus de temps, et donc qu’ils soient plus anciens. C’est qu’ils sont encadres stratigraphiquement d’une maniere identique, entre la serie jurassique-neocomienne sur laquelle ils transgressent, et les gres turoniens et les marnes senoniennes qui les recouvrent en concordance. Sur la base de l’etroite connexion qui existe entre les conglomerats des Bucegi et ceux de Piatra Craiului d’une part, et les gres conglomeratiques de la region de Podul Dâmboviței—Rucăr de l’autre, on peut affirmer que l’âge c^nomanien inferieur montre par les fossiles trouves dans cette derniere zone peut etre etendu aux deux autres ensembles. L’âge cenomanien des conglomerats de la region des Bucegi a ete pour la premiere fois soutenu par P.-Hatzeg. C’est lui qui a generalise le nom de « Conglomerats de Bucegi», en l’appliquant aux conglomerats de Rucăr et â ceux de Bran. Cette question d’âge a cependant provoque de nombreuses discussions. Ainsi, en 1833, les conglomerats de Bucegi entre Brașov et l’ancienne frontiere valaque, ont ete consideres par Lill v. Lillienbach (42) comme appartenant au complexe du «gres vert», cretace inferieur. Hauer, en 1859, parle du conglomerat calcaire des Bucegi (Kalkconglo- merat von Buczecs), auquel il attribue un âge eoc^ne, en le comparant aux conglomerats de Belluno. Dans son « Szeklerland » (23), Herbich en 1878, rapporte les conglomerats de Bucegi au Cretace superieur. P.-PIatzeg, qui a eu l’occasion de consulter ă 1’Institut Geologique de Vienne la carte manuscrite de Herbich sur le SE de la Transylvanie, montre (78) que sur cette carte les conglomerats de Bucegi sont interpretes comme l’equivalent du gres de lamna, correspondant ă l’Albien. Comme la carte de Herbich a ete dans une large mesure utilisee dans l’ela- boration de la carte geologique hongroise, dite du « millenium» (1896), les conglomerats de Bucegi sont attribues sur cette derniere ă l’Albien. Institutul Geologic al României ICRZ 59 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 59 En 1885, Gr. Stefanescu (108, p. 29 et suiv.) considere les con- glomerats de Nămăești et de Rucăr comme appartenant au Cretace superieur (Cenomanien). II reiate (p. 32) que, dans le departement de Muscel, le Cretace est represente par le Cretace inferieur (les marnes neocomiennes du bassin de la Dâmbovicioara); tandis que Ie Cretace superieur comporte le Cenomanien et le Senonien, de Nămăești, Rucăr, Bădeni, etc. II ne separe pas toutefois le Cenomanien du Senonien. Le Cretace superieur se compose d’apres cet auteur, de conglomerats alternant avec de gres micaces gris-bleu, durs; de gres gros- siers marneux rouges, verdâtres, gris, pourpres, etc., montrant du mica et de Ia chlorite; de marnes et gres marneux micaces en plaquettes, gris-bleu ou bigarres. En 1884, dans un rapport sur la geologie des departements de Prahova et de Dâmbovița (162), oii les levers avaient ete faits par Boțea, Gr. Stefă- nescu dit que, dans le departement de Prahova, «la pârtie superieure du « massif des Bucegi, de Valea Izvorului, de Jepi et de Râșnov jusqu’â la fron- «tiere transylvaine est formee de conglomerats eocenes â Nummulites, qui se « relient aux conglomerats du departement de Dâmbovița, par le Păduchiosu— « Strunga et la Coștila ». Personne avant Boțea, ni apres lui, n’a trouve des Nummulites dans les conglomerats de Bucegi. Gr. Stefanescu ne donne dans son rapport aucune precision sur l’endroit ou ces Nummulites avaient dte remarquees; c’est ce qui nous predispose â croire erronee cette affirmation de Boțea. Sur la carte geologique de la Roumanie, publiee en 1888 par l’ancien « Biurou Geologic », nous trouvons en consequence les conglomerats de Bucegi attribues â l’Eocâne. Dans la region de Rucăr, sont marques quelques Iambeaux de Cretace superieur; sur ceux-ci sont figures cependant aussi des Iambeaux de Miocene, ce qui montre que les marnes senoniennes des abords de Rucăr etaient alors considerees comme telles. Anton Koch, en 1887 (38), rapportait les conglomerats de Bucegi en pârtie au Cretace inferieur, en pârtie au Cretace superieur. La meme annee, Uhlig (1x4), parlant en passant des conglomerats de Bucegi, les considere comme appartenant au Cretace superieur. La meme annee aussi, Toula (iii) trouvait l’important nid fossilifere dans les gres conglomeratiques du complexe de Podul Cheii, dans la depression de Podul Dâmboviței ă l’E de Rucăr. II y cite plusieurs formes de Scaphites, Baculites, Belemnites, etc., â cote d’autres Ammonites, dans certains gres ferrugineux. II ne donne cependant aucune determination specifique. L’auteur considerait cette formation comme du Cretace superieur, sans la relier cepen- dant aux conglomerats de Bucegi, qu’il attribuait â l’Eocene. En 1897, P.-Hatzeg (75) presente une note sur l’âge des conglomerats de Bucegi, note dans laquelle il relie pour la premiere fois les conglomerats de synelinal des Bucegi â ceux, fossiliferes, de la region de Rucăr. Sur des O. Institutul Geologic al României \jgrZ 6o NICOLAE N. ONCESCU 6o bases stratigraphiques et paleontologiques, il attribue au Cenomanien tous ces conglomerats, qu’il appelle dans leur ensemble « Conglomerats de Bucegi». Les arguments de P.-Hatzeg, pour soutenir cet âge cenomanien, sont les suivants: Les conglomerats de Bucegi supportent des marnes gris-rouges â Belemni- tella aff. mucronata Schl., senoniennes, ce qui exclut un âge eocene. Dans ces conglomerats, plusieurs points fossiliferes ont ete cites: Dans Valea lui Ecle, preș de Rucăr, il a recolte, Rhynchonella aff. triangu- laris Wahl., Rh. aff. pisum Sow., de nombreux Gastropodes du groupe Eulima amphora d’ORB., puis Neithea (Voia) notabilii Munst., Ostrea sp., Pecten sp., des Bryzoaires, etc. Un autre point, c’est â Piscul cu Brazi, au NW de Petroșița 1), oii il trouvait dans les conglomerats des restes de Coniferes, parmi lesquels, Sequoia reichen- bachi Geinitz. Dans le mont Oarzele, entre Cotenești et Dragoslave, les conglomerats ont offert Exogyra haliotidea Sow. Cette faune est semblable, dit Hatzeg, â celle du «Plaener inferieur» allemand, qui correspond au Cenomanien franșais. Egalement en 1897, M. Simionescu (94) publie une liste de fossiles pro- venant du nid fossilifere decouvert par Toula ă Podul Cheii; il fait paraître la meme annee un autre travail (96), contenant la description detaillee de cette faune; Celle-ci comprend les formes suivantes: Stoliczkaia dispar d’ORB. Puzosia planulata Sow. » cfr. austeni Scharpe Schloenbachia inflata Sow. Baculites gaudini Pict. Scaphites meriani Pict. Hamites (Anisoceras) armatus Sow. Lytoceras (Gaudryiceras) aff. sacya Forbes Nautilus sp. L’auteur fait la remarque interessante que, les fossiles de Podul Cheii rappellent de beaucoup la faune decrite par Kossmat de l’Inde (« Outatur Grup»); en particulier, Lytoceras sacya Forbes est propre aux depots de l’Inde et de l’Extreme Orient (Japon). D’autre part, il compare cette faune â celle decrite par Kilian dans le Cenomanien inferieur du SE de la France, et remarque plusieurs formes communes: Schloenbachia inflata Sow., Stoliczkaia dispar d’ORB., Puzosia planulata Sow., P. austeni Sharpe., Hamites armatus Sow. II y a en meme temps des formes communes avec le Vraconien de la Suisse, decrit par Rene- vier: Schloenbachia inflata Sow., Puzosia planulata Sow., Stoliczkaia dispar d’ORB., Scaphites meriani Pict., Baadites gaudini Pict., Hamites armatus Sow. ’) Dans la note en question P.-HATZEG marquait ce point au NE, mais il rectifie cette erreur dans ton travail de these. 6i REGION de piatra craiului-bucegi 6i Cela etant, M. Simionescu conclut que les greș conglomeratiques de Podul Cheii representent le Cenomanien inferieur, ou Vraconien. M. Simionescu considere les conglomerats de Rucăr, qui lui avaient offert entre temps des formes comme Terebratula dutempleana d’ORB. et Pecten raulinianus d’ORB., comme representant un horizon inferieur par rapport ă celui de Podul Cheii. II s’ensuivait qu’en ce point l’Albien aussi serait repre- sente. En 1898, Popovici-Hatzeg reprend dans son travail de these (78) l’opi- nion qu’il avait exprimee dans sa note sur l’âge et l’extension des conglomerats. La liste des fossiles recoltes dans Valea lui Ecle restait la meme, ă la seule difference que de formes voisines A'Eulima amphora d’ORB., il en faisait un nouveau genre avec une espece nouvelle, Trajanella munieri FIatzeg. A la liste donnee par M. Simionescu de Podul Cheii, P.-Hatzeg ajoutait, comme formes nouvelles, Puzosia mayoriana d’ORB., Puzosia sp., Pachyceras aff. gaultinum Pict., Aucella sp. La meme annee, M. Simionescu, dans son travail de these, maintenait en general ses vues sur l’âge des conglomerats, qu’il divisait en deux zones: une zone inferieure, appartenant â l’Albien, comprenant les conglomerats de Rucăr, â Terebratula dutempleana d’ORB., Pecten raulinianus d’ORB. et Cidaris vesiculosa Goldf., etc.; une zone superieure, vraconienne, comprenant les greș conglomeratiques de Podul Cheii, avec leur faune ammonitique denotant la « zone ă Schloen- bachia inflata Sow. ». Sur le Vraconien, M. Simionescu se limite â dire qu’il est considere par certains auteurs comme la pârtie superieure de l’Albien, tandis que d’autres le rapportent â la pârtie inferieure du Cenomanien. II constate en meme temps que les conglomerats sont transgressifs sur les formations plus anciennes (100, p. 32). Pour ce qui concerne les conglomerats du synclinal des Bucegi, qu’il n’avait pas etudies en detail, l’auteur combat, dans une note infrapaginale (100, p. 37), l’idee d’une connexion, sur la base des analogies de facies, admise par P.-Hatzeg entre les conglomerats des Bucegi pr. dits, et ceux de la region de Dâmbovicioara. Dans le memoire de P.-Hatzeg (79), păru en 1899, nous trouvons decrites les formes fossiles du Cretace superieur des environs de Câmpulung et de Sinaia et, parmi elles, on remarque, comme especes crees par lui, Puzosia takei et Puzosia alimanisteanui. En partant de l’ensemble des formes decrites, aussi bien de Valea lui Ecle, que de Podul Cheii et de Piscul cu Brazi, P.-Hatzeg conclut â un âge ceno- manien inferieur de ces conglomerats. En 1911, dans leur travail sur la structure en nappes du Flysch carpatique, M.M. Mrazec et Voitești (53) considerent comme cenomaniens Ies con- JA. Institutul Geologic al României IG RZ 62 NICOLAE N. ONCESCU 62 glomerats de Bucegi qui, ensemble avec d’autres formations, entrent dans la composition de la « nappe du conglomerat de Bucegi». Les auteurs admettent pour ces conglomerats une assez grande extension, jusqu’en Bratocea et dans les Carpates Orientales (Ceahlău, Glodu). L’opinion exprimee, en 1925, par M. Jekelius (32) est differente: les conglomerats des environs de Dâmbovicioara seraient albiens, tandis que les greș conglomeratiques fossiliferes de Podul Cheii, cenomaniens; cependant, du fait que la limite entre ces greș et conglomerats est confuse, il attribue l’entier complexe au Gault-Cenomanien. Ce Gault-Cenomanien comprend egalement le conglomerat de la region pr. dite de Piatra Craiului, comme d’ailleurs aussi celui des environs de Bran qui, d’apres nous, etablit la liaison entre les conglomerats de Piatra Craiului et ceux des Bucegi. Dans le chapitre concernant les Bucegi, on trouve — dans le travail de M. Jekelius — les conglomerats de cette region consideres comme Cretace, sans autre specification. Des considerations finales du travail, il semble se degager qu’ils les paralle- lise aux conglomerats des regions voisines, donc â l’Albien. L’auteur considere les conglomerats des deux regions comme formes pendant une regression, qui aurait donc commence dans l’Albien. Pour lui, l’Aptien serait egalement represente dans la pârtie superieure des marnes neocomiennes de Dâmbovicioara; cet âge aptien serait indique par Acantho- ceras albrechti austriae Uhl., cite par M. Simionescu, et par Oppelia -nissus d’ORB. 11 existerait par consequent d’apres cet auteur une continuite de sedi- mentation entre l’Aptien marneux et l’Albien conglomeratique. La regression aurait ete determinee par le soulevement graduel du fond du geosynclinal. M.M. Macovei et I. Atanasiu, dans leur travail de synthese sur le Cretace de la Roumanie (44, pp. 172—173), attribuent les conglomerats du synclinal des Bucegi ă l’Aptien moyen et superieur, leur pârtie superieure pouvant etre aussi albienne. Dans la region des Bucegi, on y trouve d’apres eux — tout comme dans le Zăganu, le Ciucaș et le Ceahlău — des calcaires ă Caprotines. Quant aux conglomerats de la region de Rucăr-Dâmbovicioara, ils les consi- derent — sur la base de la faune trouvee anterieurement — comme apparte- nant au Cenomanien inferieur (Vraconien). En 1936, M. Voitești (118, p. 51) interprete tous les conglomerats de la region de Bucegi—Piatra Craiului comme transgressifs, et comme repre- sentant Ie Gault-Cenomanien. Dans un recent travail, M. Jekelius (34) manifeste, aussi bien dans Ie texte que sur Ia carte annexee, des differences de vues importantes par rapport aux idees exprimees en 1925 (32). II considere (34, p. 389) les conglomerats de Bucegi comme formes au cours d’une phase de regression debutant dans l’Aptien superieur. La pârtie inferieure de cet etage est en effet representee, dans les marnes neocomiennes, 63 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 63 par Oppelia nissus d’ORB. et par Acanthoceras albrechti austriac Uhl. A la page 387 du meme travail, l’auteur dit cependant que ces formes proviennent des memes couches qui ont fourni les formes barremiennes. La regression admise par M. Jekelius a dure depuis l’Aptien supdrieur jusque dans l’Albien inclusivement, et c’est alors que les conglomerats de Bucegi se sont constitues. C’est aussi au cours de cette regression que d’apres M. Jekelius la tectonique en ecailles (Schuppenstruktur) des Bucegi a pris naissance. Une nouvelle transgression a commence d’apres l’auteur avec le Ceno- manien inferieur (Vraconien), et a dure jusqu’au Senonien inclusivement. Dans la region des Bucegi, les gres superieurs — consideres par nous en con- tinuite de sedimentation avec les conglomerats de Bucegi (64), representant donc le Cenomanien superieur, et peut etre le Turonien ’) — sont attribues par M. Jekelius au Turonien-Senonien. Les gres marquent d’apres cet auteur une transgression du cycle cenomanien inferieur-senonien par dessus les conglomerats de Bucegi. Le Cenomanien est absent dans les Bucegi sur la carte annexee. Nous avons deja dit que l’auteur considere comme cenomaniens les conglomerats de Dâmbovicioara. CONSIDERATIONS CRITIQUES SUR LES OPINIONS EXPRIMEES SUR LA POSITION STRATIGRAPHIQUE DES CONGLOMERATS DE BUCEGI De l’ensemble de ces donnces, il se degage — par rapport â l’âge des conglomerats de Bucegi — le fait que, les auteurs s’accordent en general pour attribuer au Cenomanien inferieur (Vraconien) les conglomerats de la region Dâmbovicioara—Rucăr; ceci, sur la base des fossiles en pârtie caracteristiques â Podul Cheii, parmi lesquels Schloenbachia iiiflata est typique pour le Vraconien. Nous pouvons remarquer, â propos de l’opinion de M. Simionescu par egard aux conglomerats de la region de Rucăr (Valea lui Piele), qu’ils repre- senraient un horizon inferieur par rapport aux gres fossiliferes de Podul Cheii — que, dans les deux endroits, l’assise fossilifere occupe un niveau proche de la base du complexe. II est vrai qu’â Podul Cheii, cette assise fossilifere est greseuse; cependant ce gres renferme des eiements grossiers, en particulier des debris de quartz, si bien que ce gres, compris d’ailleurs dans le complexe conglomeratique, est lui-meme un gres conglomeratiques. Du reste, des niveaux de gres conglomeratique se remarquent frequemment dans la serie, tout preș de sa base. A ce sujet, nous pouvons dire que, d’apres nos propres observations dans Valea Andreiașului, preș de son debouche, on trouve, ă la base, des gres grossiers, supportant un horizon de conglomerats â gros *) Ces grfes ont ete rattachds par nous au Cenomanien sup.—Turonien, du fait de leur identite de facies et de situation stratigraphique avec ceux de la region de Rucăr. |pA- Institutul Geologic al României IGR/ 64 NICOLAE N. ONCESCU 64 elements (d’un diametre de 10—30 cm). Comme nous le montrerons dans la suite en decrivant d’autres coupes, les greș ne se situent pas uniquement â la pârtie superieure des conglomerats de la region de Rucăr, mais ils commencent ă s’intercaler depuis leur pârtie basale. C’est justement la situation qui se presente â Podul Cheii. Vu la frequence des variations longitudinales de facies dans les environs de Rucăr, on ne saurait affirmer que l’horizon de conglo- merats ă petits elements fossiliferes de Valea lui Ecle est inferieur dans la serie aux greș conglomeratiques de Podul Cheii. D’ailleurs P.-Hatzeg a montre que les fossiles de Podul Cheii — consistant uniquement en Cepha- lopodes — sont synchrones de ceux de Valea lui Ecle — plus varies, repre- sentes par des Brachiopodes, Lamellibranches, Gasteropodes, Echinides; et que les deux ensembles ont des representants dans le Plaener allemand (Ceno- manien). Base sur le passage graduel de l’horizon fossilifere intercale preș de la base du complexe vers la pârtie superieure, exempte de fossiles mais de meme facies, nous considerons l’horizon fossilifere comme etant d’âge vraconien, englobe dans la base du Cenomanien et representant la premiere phase de la transgression du Cretace superieur. Le rattachement du Vraconien au Cretace superieur est appuye par bien de faits constates en d’autres regions. En effet, dans la region prebalkanique de la Dobrogea, M. Macovei (45, p. 200—202) attribue au Cenomanien un paquet de greș epais de 20 m, montrant toujours â la base un horizon de conglomerats de 50 ă 80 cm d’e- paisseur. Cet horizon de conglomerats contient des concretions de phosphate de chaux, dont certaines ne sont que des fragments de fossiles albiens roules. En dehors de ces formes, le conglomerat contient une faune cenomanienne; M. Macovei y a determine 16 especes, parmi lesquelles on remarque, Schloen- bachia inflata Sow., Hamites armatus Sow. et Puzosia planulata Sow., formes communes avec le gisement de Podul Cheii. Dans l’horizon greso-marneux, au-dessus des conglomerats, M. Macovei cite, Acanthoceras mantelli Sow., Exogyra columba Sow., Belemnites minimus List. D’apres M. Macovei, les conglomerats de base â Schloenbachia inflata Sow. appartiennent au Cenomanien inferieur, qui est surmonte par la « zone â Acanthoceras mantelli». Or, cette derniere forme a ete citee par Paul (voir P.-Hatzeg, p. 119) egalement dans le conglomerat de Bucegi. En ce qui concerne Belemnites minimus List., qui a ete cite dans l’horizon conglomeratique, et dans la « zone â Acanthoceras mantelli », il perd la qualite de fossile caracteristique pour l’Albien. D’autre part, dans le travail sur le Rif marocain, par M. Lacoste (41), on constate dans la region meridionale du Rif, dans la zone du « sillon pre- rifain », la presence d’une serie uniforme de marnes calcaires et de marnes Institutul Geologic al României ICR/ 6ș REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 65 argileuses, serie qui a fourni dans sa pârtie de base une faune â Mortoniceras (Schloenbachia) inflatum Sow., Puzosia mayoriana d’ORB., Hamites (Ani- soceras) armatus Sow., formes rencontrees toutes dans Ie Vraconien de Podul Cheii. Au-dessus du Vraconien, dans la meme zone, suit — developpe sous le meme facies de marnes calcaires et de marnes argileuses — le Cretace supe- rieur, ne renfermant comme macrofaune que des fragments d’Inocerames. M. Lacoste englobe le Vraconien â Schloenbachia înfiata Sow. dans le Cretace superieur. En cela, il se base sur les caracteres lithologiques identiques, et sur la presence de Rosalina linnei d’ORB. qui, au Maroc tout comme dans les regions alpines et pyreneennes, est cantonnee dans le Cretace superieur, depuis le Vraconien jusque dans le Senonien inclusivement. Afin de montrer l’etroite ressemblance de position stratigraphique entre les conglomerats de la region de Dâmbovicioara—Rucăr—Piatra Craiului et ceux de la region des Bucegi, nous decrions dans ce qui suit plusieurs coupes de ces deux regions. Ensuite, nous pourrons reprendre le fii de notre discussion. Synclinal occidental (Piatra Craiului). Valea lui E c 1 e. Dans la rive gauche de cette vallee, preș du lit de la riviere, affleurent des schistes sericiteux et chloriteux â quartz. Au-dessus, â 30 ou 35 m du niveau de l’eau, se trouvent les conglomerats, dans lesquels on peut observer, â la base, un mince horizon forme par des blocs assez volumineux, de quelques decimetres cubes; cet horizon passe rapidement â des conglomerats â elements plus petits, souvent au-dessous de 4 mm diam. Ces conglomerats se maintiennent vers le haut sur environ 150 m, jusqu’au dos de la colline parallele ă cette vallee. Ces deux niveaux, le mince horizon de base et celui des conglomerats â petit elements, sont formes exclusivement de schistes cristallins. A relever le fait important de l’intercalation frequente de bancs de gres conglomeratiques; cela, depuis leur base meme. Les elements constitutifs de ces bancs, tres uniformes comme grosseur, depassant ă peine 3 mm diam., consistent en grains de quartz, en fragments de chloritoschistes, d’amphibolites, etc. Les paillettes de mica manquent. Cette absence du mica et l’uniformite du grain differencient ces bancs de Valea lui Ecle par rapport au banc fossilifere de Podul Cheii. Les conglomerats â petits elements de la rive gauche de Valea lui Ecle montrent souvent des fragments d’Ostrea, des piquants et des plaques d’Echi- nides, etc. Ils nous ont offert vers leur base un fragment de Belemnites minimus List. C’est dans ce banc que P.-Hatzeg a recolte les fossiles dont nous avons donne plus haut la liste. Dans Valea lui Andreiaș, preș des premieres maisons du village de Rucăr, nous avons note dans le lit meme de la vallee un horizon de gres conglomeratique montrant des paillettes de mica et des elements de quartz et de schistes cristallins. Ce banc, epais d’environ 6 m, rappelle 5 JA Institutul Geologic al României IGRZ 66 NICOLAE N. ONCESCU 66 beaucoup comme facies le banc fossilifere de Podul Cheii. Au-dessus de ce banc, se developpe un horizon plus important de conglomerats â elements plus gros, jusqu’aux dimensions du poing. Au confluent de Valea Preotului, dans la rive gauche de Râușorul, au-dessus du cristallin on remarque des conglomerats dans lesquels s’inter- calent des bancs de gres conglomeratiques montrant dans le ciment des paillettes de mica en abondance. Elles nous ont fourni, vers leur base de fragments de Cidaris. Vers la pârtie superieure, les conglomerats passent â un horizon de gres micaferes, absolument depourvus de quartz, jaunâtres quand ils sont alteres, gris-bleu sur cassure fraîche. Ces gfes offrent souvent des restes de plantes incarbonisees. Plus haut, en amont de la vallee, l’horizon de gres recouvre les conglomerats d’une deuxieme ecaille, ces gres ayant la meme situation que les precedents, donc parfaitement concordants avec le complexe conglomeratique cenomanien. Sur les gres micaferes, se dispose en continuite de sedimentation un paquet de marnes terrigenes, parfois sableuses, brunes ou gris-bleu, offrant de rares debris d’Inocerames. P.-Hatzeg a decrit, de marnes absolument identiques du flanc N de la Posada, Inoceramus lingua Goldf. Ce complexe marneux est donc certainement senonien. Dans Valea Preotului, on observe donc un passage graduel de sedimentation depuis le Cenomanien inferieur jusque dans le Senonien. A l’E de Rucăr, entre cette localite et Pleașa-Posada, on observe ă nouveau la concordance entre les marnes senoniennes et le complexe ceno- manien. Plus encore: dans la meme zone, au sources de Valea Rovinei, apparaissent au-dessous des marnes senoniennes les gres micaferes de passage entre le complexe conglomeratique cenomanien et le Senonien. A l’W de Podul Dâmboviței, entre cette localite et la crete Pleașa—Posada, on peut noter la coupe suivante. A la base, les calcaires tithoni- ques dans le lit de la Dâmbovița. Au-dessus et en transgression, le complexe greseux conglomeratique cenomanien, avec des bancs ă gros elements â la base et des gres conglomeratiques dans les niveaux superieurs. Plus haut, vers Pleașa—Posada, apparaît le complexe marneux senonien, concordant — d’apres la direction et le pendage des couches — avec les conglomerats. Les gres de passage entre les conglomerats et les marnes ne sont pas visibles â cet endroit. Etant donne le passage graduel de sedimentation constate dans les environs de Rucăr, entre les marnes senoniennes et les gres conglomeratiques cenoma- niens, nous avons affirme des 1935 (62), qu’il s’agit dans la region de Rucăr d’un deuxieme cycle sedimentaire, comprenant tous ces depots entre le Ceno- manien inferieur et le Senonien. En consequence, le Turonien est aussi represente dans ce complexe par les gres micaferes. Ceci, bien entendu, sous la reserve imposee par l’absence de fossiles caracteristiques; en effet, les restes aFr- Institutul Geologic al României ic rZ 67 RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 67 de plantes mentionnes sont impropres ă donner des indications precises, et les nombreuses coupes minces dans ces greș que nous avons examinees n’offrent aucune trace de microorganismes. Nous accentuons le fait que les greș micaferes, attribues ici au Turonien, ne peuvent etre confondus sur le terrain avec les intercalations de greș grossiers du complexe cenomanien. Dans ce complexe, meme quand les bancs de greș conglomeratiques contiennent du mica, celui-ci est subordonne aux debris, en particulier de quartz; d’autre part, les greș micaferes sont stratifies en minces plaquettes, tandis que les greș conglomeratiques se presentent toujours en bancs. II resulte de tout ceci que, dans la serie du Cretace superieur de Podul Dâm- boviței, s’individualise un complexe que nous appelons le « complexe greseux conglomeratique cenomanien », epais d’environ 250 m. Ce complexe est forme en general par un horizon de conglomerat â gros elements â la base surmontant, soit les schistes cristallins, soit les calcaires tithoniques, soit le Neocomien. Au-dessus, suivent des conglomerats ă elements plus petits dans lesquels s’intercalent, des la base, des bancs epais de greș conglomeratiques, avec ou exempts de mica. Ces bancs sont de plus en plus frequents vers la pârtie supe- rieure, ou se developpe enfin l’horizon de greș micaferes turoniens, qui cou- ronne le complexe cenomanien. Du fait de l’erosion, ces greș turoniens de meme que les marnes senoniennes, ne se sont que rarement conserves. Les marnes senoniennes, comme les greș micaferes sont cantonnes dans le synclinal occidental, uniquement â l’W de Podul Dâmboviței, dans les environs de Rucăr; aussi dans un lambeau isole, â Pravăț, ă l’extremite S de la region. A l’E de Podul Dâmboviței, se trouve un lambeau de conglomerats, qui recouvre ă l’W, au N et â l’E aussi bien les calcaires tithoniques que les marnes neocomiennes. Vers le S, le lambeau est transgressif sur le cristallin. Dans un banc de greș grossiers de ce complexe, se trouve — â Podul Cheii — le nid fossilifere que M. Simionescu et P.-Hatzeg ont decrit. Dans les greș conglomeratiques â l’E de Podul Dâmboviței, nous avons trouve Schloenbachia aff. rostrata Sow. et Exogyra sp. Dans les conglomerats de Valea lui Ecle nous avons recolte, en dehors de Belemnitcs minimus List., Ostrea (Alectryonia) santonensis Sow. et O. diluviana Sow., ensemble avec des piquants de Cidaris. On trouve des restes d’Ostreides et de piquants de Cidaris aussi dans les conglomerats situes â Fembouchure de Valea Preotului. Pour terminer nos remarques sur la situation stratigraphique des conglo- merats dans le synclinal occidental, nous devons ajouter que, dans les environs du village de Dâmbovicioara et dans Dealul Sasului, les conglomerats ceno- maniens sont transgressifs sur les marnes neocomiennes. Dans la vallee de Dâmbovicioara, au S de la grotte, il y a discordance nette entre les conglo- merats, restes ici horizontaux, et les marnes neocomiennes du support, inclinees ici de 200 vers le NW. 5* Institutul Geologic al României IGR/ 68 NICOLAE N. ONCESCU 68 Synclinal oriental (Bucegi). Les observations dans la region de Bucegi nous ont conduit â la constatation que nous avons faite aussi ă une autre ocasion (64), que les conglomerats cenomaniens recouvrent ici aussi en discordance et en transgression les depots du premier cycle, parfois le cristallin lui-meme. Ici aussi les conglomerats moulent un ancien relief resultant d’une erosion subaerienne anterieure, precenomanienne. Nous savons deja que, dans les Bucegi, un lambeau tres reduit de marnes neocomiennes s’est conserve ă Polița, dans le flanc W du synclinal; ă l’E, le Fig. 6. — Crete des Bucegi, constituie par des conglomerats en transgression sur les calcaires tithoniques et les schistes cristallins. Vue de Bran (Foto Krautner). Berriasien seul est represente dans les affleurements de S-ta Ana—Piatra Arsă. Les depots du premier cycle ont donc ete ici bien plus affectes par l’erosion precenomanienne que dans Piatra Craiului. Comme les auteurs qui nous ont precedes, nous avons constate aussi que le complexe conglomeratique ne renferme pas, dans les Bucegi, des fossiles et aussi que son epaisseur est bien plus considerable que dans la region de Dâmbovicioara: environ 1.000 m d’importance, contre 250 m. Par les conglomerats de la region de Bran, les conglomerats du synclinal oriental se relient ă ceux, fossiliferes, de la Dâmbovicioara—Podul Dâmbo- viței, comme â ceux de la region proprement dite de Piatra Craiului. II s’ensuit \ 16 RZ Institutul Geologic al României 69 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 69 que l’idee de continuite entre les deux regions, envisagees d’abord par Popo- vici-Hatzeg, qui a donne de l’extension au terme de « conglomerats de Bucegi » et a considere l’ensemble des ces conglomerats comme d’âge cenomanien, — est parfaitement justifice. Â l’appui des arguments produits par P.-Hatzeg s’ajoutent nos propres constatations, que: aussi bien dans les Bucegi que dans Piatra Craiului, les conglomerats recouvrent en transgression les formations du premier cycle. Donc la meme discordance s’observe dans les deux regions, et la meme interruption dans la sedimentation du premier cycle ă la fin du Barremien. On constate egalement, quelque soit le developpement de ces conglome- rats, qu’ils presentent eux-aussi des intercalations de bancs ă grain plus fin de gres conglomeratiques, qui deviennent toujours plus frequentes vers la pârtie superieure. Ces niveaux passent ensuite â des gres micaferes en plaques, de couleur gris-bleu, dans lesquels s’intercalent des marnes greseuses plus friables et de meme couleur. L’horizon des gres micaferes se retrouve autant dans les Bucegi, dans Valea Izvorului, qu’entre Valea lalomiței et la crete de conglomerats Cocora— Pietrosul—Nucet. Nous avons constate une ressemblance petrographique complete entre les gres superieurs micaferes des Bucegi et les gres micaferes de Rucăr, oii ils font passage entre le complexe greseux conglomeratique cenomanien et les marnes senoniennes. Ceci nous a decide (64) de les considerer du meme âge, c’est-ă-dire que les gres de la region des Bucegi sont egalement cenomaniens superieurs-turoniens. On ne rencontre plus dans Ies Bucegi l’horizon des marnes senoniennes des environs de Rucăr. II a ete balaye par l’erosion durant le Tertiaire. Cepen- dans M. Jekelius a cite (34, p. 395) un fragment de Kossmaticeras theobal- dianus Stol., provenant des gres superieurs de Valea Dorului, et qui d’apres l’auteur est caracteristique pour le Senonien. II se pourrait donc que cet etage soit aussi represente dans les gres superieurs des Bucegi. En tous cas, nous devons accentuer sur le fait que nous avons observe un passage graduel entre les gris turoniens-senoniens des Bucegi et les con- glomerats cenomaniens qui les supportent. Comme â Rucăr donc, la sedimen- tation s’est poursuivie ininterrompue, du Cenomanien au Turonien, et jusque dans le Senonien. Dans les coupes que l’on peut lever dans les Bucegi, en montant vers le haut plateau des Jepi — soit du cote de Vârful cu Dor, soit par Piatra Arsă, ou le long du funiculaire de Schiel, — on remarque des passages graduels, vers la pârtie superieure, â des intercalations de plus en plus frequentes de gres conglomeratiques. Ensuite, sur le plateau, on trouve en continuite de sedimentation l’horizon de gres micaferes, bien developpes dans Valea Dorului. H Institutul Geologic al României \JGR/ IO NICOLAE N. ONCESCU 70 Du fait de Ia rigidite du conglomerats, le Cretace superieur a ete affecte par de nombreuses failles, qui ont determine la naissance de plusieures ecailles. Ainsi, sur le plateau des Jepi, on remarque une faille N-S passant ă l’W de Valea Dorului. Les conglomerats se trouvant ă l’W de cette vallee, sur les hauteurs de Cocora—Pietrosul—Lăptici—Nucet, se trouvent â Ia base d’une puissante ecaille parallele ă la crete de l’abrupt oriental des Bucegi. Cette ecaille est ă son tour fracturee transversalement et supporte en concordance, au-dessus des conglomerats, les greș superieurs micaferes, se developpant ă l’W de la crete Cocora—Nucet, vers la vallee de la Ialomița. A l’E de Valea Dorului, le plateau des Bucegi est fracture transversalement, les failles passant entre les ecailles monoclinales, comme celles de Piatra Arsă, Furnica, Vârful-cu-Dor, Păduchiosul, lesquelles supportent toutes en concor- dance, au-dessus des conglomerats cenomaniens, les greș micaferes superieurs. Ces observations mettent en evidence, d’une part la transgression du deuxieme cycle de sedimentation dans les Bucegi et Piatra Craiului, transgres- sion debutant par le Cenomanien inferieur; d’autre part, la continuite de sedi- mentation entre les conglomerats cenomaniens et les grâs et les marnes turo- nien-senoniennes ressort nettement. Nous ne partageons pas l’avis de M. Jekelius suivant lequel les conglo- merats de Bucegi seraient d’âge aptien superieur-albien. Le seul argument, en effet, souleve par l’auteur, c’est leur caractere regressifs, donc la continuite de sedimentation avec les marnes neocomiennes des Bucegi et des environs de Brașov. Or, nous sommes en mesure de constater — aussi bien d’apres les donnees du terrain, que d’apres la carte de M. Jekelius — que les conglo- merats de Bucegi, comme ceux de Dâmbovicioara—Rucăr transgressent de beaucoup les contours des formations du premier cycle, s’etendant jusque sur le cristallin. Dans les Bucegi, on peut observer la transgression des conglomerats sur le cristallin, aussi bien â l’extremite sud du flanc occidental, au S de Valea Tăta- rului, que dans la pârtie nord de ce flanc, oii les conglomerats debordent le flanc W et passent dans la region de Bran. Dans les environs de Rucăr aussi, les conglomerats cenomaniens depassent les limites du Tithonique et arrivent, entre Valea lui Ecle et Valea lui Maldăr, ă s’appuyer directement sur Ie cristallin. Or, cette grande extension des conglo- merats par-dessus les limites du premier cycle montre une trangression. En effet, s’il s’agissait de regression, celle-ci se traduirait sur la carte par une aire de repartition plus restreinte que celle des formations plus anciennes — qu’ils suivent, dans cette hypothese, en continuite de sedimentation. Ceci n’est aucunement pas Ie cas des conglo- merats de Bucegi. Nous avons montre deja aussi que la forme Oppelia nissus d’ORB. — trouvee par M. Jekelius dans Ie Neocomien de Brașov — autant que Acanthoceras Institutul Geologic al României 71 RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 71 albrechti-austriae Uhl., recueilli par M. Simionescu, dans le Neocomien de Dâmbovicioara ont, les deux, ete trouvees dans le meme horizon qui a fourni la faune barremienne. C’est une question importante, puisque c’est sur ces formes que M. Jekelius appuye son opinion qu’une pârtie du Neocomien marneux serait deja aptien. Or, il semble bien que les deux formes, apparues des le Barremien, n’y soient pas caracteristiques. Le "fait a ete signale aussi par M.M. Macovei et Atanasiu (45, p. 156): Acanthoceras albrechti azistriae Uhl. est connu, en Allemagne, des le Barremien. Un fait qui appuye d’une maniere tres efficace notre point de vue, c’est l’existence d’un relief d’erosion precenomanien, qui est moule par les conglomerats cenomaniens. Cette erosion precenomanienne peut le plus naturellement etre consideree comme la suite d’une exondation provoquee par les mouvements mesocretaces. Ces mouvements, qui sont etudies plus loin en detail, interrompent le premier cycle de sedimentation â la fin du Barremien. Ils se placent dans l’Aptien; et l’erosion tres intense — durant l’Albien — explique bien l’absence dans la majeure pârtie de la region des formations neocomiennes. II y a une autre question. Bien que M. Jekelius estime, comme nous-meme, que les greș micaferes de la pârtie superieure des conglomerats soient turoniens et senoniens, il les considere comme transgressifs sur les conglomerats de Bucegi. Dans la region de Brașov la transgression aurait debute d’aprfes M. Jeke- lius, avec le Cenomanien. II est â remarquer cependant que le Cenomanien n’est pas mentionne sur la portion de la carte de M. Jekelius qui coincide avec notre region. De l’etude des coupes decrites plus haut resulte un passage insensible des conglomerats de Bucegi aux gris micaferes superieurs turoniens et senoniens. Un autre fait milite contre l’idee admise par M. Jekelius d’une transgression de ces derniers: sa propre carte atteste que les greș micaferes recouvrent partout des formations qui leur sont immediatement inferieures dans l’echelle strati- graphique; ă savoir, les conglomerats du flanc oriental du synclinal, ă l’E de Ia Ialomița. Ces greș viennent, ă l’W de la Ialomița, en contact par faille, avec les calcaires de l’endroit. Cette faille qui passe par la vallee superieure de Ia riviere n’est pas marquee sur la carte de M. Jekelius; l’auteur l’admet cependant, car nous la trouvons dans la coupe III de la meme planche. Les contours cartographiques de l’esquisse de M. Jekelius ne nous autorisent pas ă croire ă une transgression des gris turoniens-senoniens dans les Bucegi. Une derniere remarque est â faire ă propos du Turonien-Senonien marque sur la carte de M. Jekelius dans Ies contrees au S et ă l’W de Bran; nous devons dire n’avoir jamais trouve dans ces endroits les greș micaferes et les marnes superieures. Dans la region de Bran, nous n’avons remarque que des conglomerats et des greș grossiers conglomeratiques, cenomaniens, < JA Institutul Geologic al României yiGR/ Ii NICOLAE N. ONCESCU 72 LA DISTRIBUTION DU CENOMANIEN Les conglomerats de Bucegi se presentent dans la region du synelinal oriental comme une grande plaque faiblement plissee, constituant un large synelinal. Cette enorme dalie de conglomerats, longue du S au N de 24 km, s’arrete vers l’E ă la ligne frontale des Bucegi. Dans le flanc W, les conglomerats s’appuyent sur les calcaires tithoniques affleurant sur la crete Tătaru—Strunga—Polița. Ils se relient dans les parages de Valea Poarta aux conglomerats de la region de Bran. Les calcaires tithoniques de Strunga supportent egalement un petit lambeau de conglomerats, â l’E de 1’ancienne douane. Le lambeau qui se trouve derriere la cabane de Padina, au N de Valea Colților, s’appuye aussi sur des calcaires tithoniques. Un autre lambeau, important par le fait qu’il montre la transgression sur le cristallin des conglomerats, c’est celui qui se trouve au S de Valea Tăta- rului, entre cette vallee et Bolboci. Les conglomerats s’avancent jusqu’au chemin entre Deleanu et Tătaru. Dans la region de Bran, les conglomerats recouvrent directement le cristallin de la Leaota, lequel affleure en quelques endroits de sous la couverture de conglomerats. Dans cette region, ils recouvrent en transgression aussi les formations du premier cycle de sedimentation de la pârtie N et centrale du synelinal de Piatra Craiului, penetrant profondement comme une apophyse etroite jusqu’aux marnes neocomiennes de Valea Izvorului, Ciocanul et Dâmbo- vicioara, et s’etendant jusque dans le versant nord de Valea Zambilei. Vers l’W, la couverture de conglomerats des environs de Bran se prolonge jusqu’au- dessous de la crete Cojea—Gâlma Spărturilor, qui constitue le flanc oriental du synelinal de Piatra Craiului—Pietricica—Cojea. Dans le reste du synelinal occidental, les conglomerats et les gres conglo- meratiques se trouvent plutot en Iambeaux, grands et petits, isoles les uns des autres par l’erosion tertiaire qui a fragmente la couverture primitive. Voici ces Iambeaux: 1. D’abord, le grand lambeau de l’axe du synelinal de Piatra Craiului— Pietricica—Cojea; ces conglomerats comportent une majorite d’elements calcaires, empruntes au soubassement qui est exclusivement forme par des calcaires tithoniques. 2. Ensuite, le lambeau de forme circulaire, compris entre Valea-cu-Ulucile, la Dâmbovicioara superieure et Valea Brătoaiei; il comprend le point nomme « La Morminte ». 3. Le lambeau etroit et allonge en direction NW, de Plaiul Mare. 4. Le lambeau de Valea Orățiilor, au N de Dealul Sasului, recouvrant en transgression le Neocomien. II a ete separe, comme la carte le montre, Institutul Geologic al României 13 RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 73 de la couverture continue Bran—Valea Izvorului par l’erosion recente de Valea Zambilei. 5. Le lambeau â l’E de la Dâmbovița et au S de Dealul Sasului—Valea Cheii. 6. Le lambeau entre Gâlma Dâmbovicioarei—Gâlma Borii, qui traverse la chaussee naționale au canton du debut de Valea Urdărita. II y a ensuite les lambeaux disposes sur l’ancien relief precenomanien des calcaires tithoniques, â savoir: 7. Celui du debut de Valea Izvorului, qui recoupe la chaussee naționale un peu plus haut de l’ancienne douane Giuvala. 8. Le lambeau ă l’E de Giuvala. 9. Le lambeau ă aspect sinueux entre Fundata et Fundățica. 10. Le lambeau isole, recouvrant â la fois le cristallin et les calcaires titho- niques du Clăbucetul, au point dit « La Bisericuță ». A l’W de Valea Dâmboviței, nous trouvons: 11. Le lambeau ă l’W de Podul Dâmboviței, qui supporte les gres et les marnes turoniens et senoniens au-dessous de Pleașa Posada. 12. Le lambeau plus septentrional de Valea Arșiței—Valea Jugei. 13. Le petit lambeau recouvrant les calcaires de Piatra—Posada. 14. Le petit lambeau du versant W de Posada, qui supporte â l’E de Rucăr les gres et les marnes turoniens et senoniens. 15. Les conglomerats ă l’W et au N de Rucăr, recouverts ă l’E par les marnes et les gres turoniennes et senoniennes. Entre Valea lui Ecle et Valea lui Maldăr, ces conglomerats sont transgressifs sur le cristallin. 16. Les conglomerats qui se trouvent au-dessous de Măgura—Rucăr, au S de Vârful Măgura—Rucăr. 17. Le lambeau etroit et sinueux de Plaiul lui Maldăr recouvrant le cristallin. 18. Le petit lambeau entre Valea Râușorului et Valea Dârstei. 19. Le lambeau decoupe en franges sur les bords par l’erosion, au-dessous du versant oriental du Mont Căpitanul. 20. Au S du precedent, un petit lambeau sous la cote 1376 de la meme montagne. 21. Enfin, bien plus au S, dans Valea Pravățului, un lambeau de conglo- merats cenomaniens supportant du Turonien et du Senonien, et qui ensemble sont chevauches par le cristallin. TURONIEN—SfiNONIEN En nous occupant plus haut du Cenomanien, nous avons montre, afin de clarifier la situation stratigraphique de celui-ci, que le complexe greseux conglo- meratique supporte en concordance, dans la region de Rucăr, une serie de gres micaferes â traces de plantes. Les gres se presentent en plaquettes jusqu’â 5 Institutul Geologic al României 74 NICOLAE N. ONCESCU 74 cm d’epaisseur, gris-bleu en cassure fraîche, rouge-jaunâtre quand ils sont alteres. Ces gres passent, egalement en concordance, vers le haut ă la serie des marnes ă Inoceramus lingua Gold., senoniennes. La concordance et les passages insensibles entre ces țrois ensembles, nous ont decide des 1935 (62) de considerer le niveau moyen, celui des gres micaferes, comme representant le Turonien. Les levers que nous avons faits par la suite, dans les Bucegi, nous ont occasionne de retrouver ce niveau, sous un facies semblable et occupant une situation stratigraphique identique. II manque cependant ici le niveau de marnes â Inoceramus lingua Gold. des environs de Rucăr, fait qui est ă mettre au compte de l’erosion. Nous devons cependant remarquer, que les gres mica- feres sont bien plus developpes et plus epais dans la region de Bucegi, que dans les environs de Rucăr (40 â 50 m contre 5—6 m dans la derniere region). Dans son travail sur la geologie des environs de Brașov, M. Jekelius (34) cite l’espece Kossmaticeras theobaldianus Stol., trouve dans les gres de Valea Dorului (plateau des Bucegi), forme caracteristique pour le Senonien. Etant donne la puissance notable des gres micaferes dans les Bucegi, il est possible qu’ils representent, par leur pârtie superieure d’ou provient probablement la forme cifee par l’auteur, le Senonien. II s’ensuivrait que les marnes seno- niennes de Rucăr, a Inoceramus lingua Gold., ont leur equivalent stratigra- phique dans la pârtie superieure des gres micaferes des Bucegi. M. Jekelius considere le complexe greseux micafere de la pârtie superieure des conglomerats de Bucegi, egalement d’âge turonien et senonien, mais — comme je l’ai dejâ remarque — il estime en meme temps qu’il est transgressif par rapport aux conglomerats. II n’est pas cependant possible de separer, dans les Bucegi, deux horizons stratigraphiques distincts dans les gres micaferes. Le cas se presente bien dans les environs de Rucăr; mais, dans les Bucegi, nous comprenons l’entier horizon superieur sous le terme de Turonien- Senonien, comme d’ailleurs M. Jekelius le fait aussi. Du fait de l’erosion prolongee durant le Tertiaire, le Turonien-Senonien n’affleure dans notre region qu’en lambeaux isoles; cela aussi bien dans les Bucegi que dans le synclinal de Piatra Craiului, oii ils sont cantonnees dans les environs de Rucăr. Ces lambeaux recouvrent toujours un substratum de conglomerats cenomaniens. Quand on les trouve au contact des calcaires tithoniques, ce contact a lieu par faille. Nulle part on n’observe ces gres â la surface du Tithonique ou du cristallin, ce qui est un fort argument contre l’idee qu’ils seraient transgressifs. Dans les Bucegi, la formation turonienne-senonienne des gres micaferes en plaquettes, parmi lesquels s’intercalent parfois des niveaux marneux, eux-aussi un peu micaferes, montre la repartition suivante: Un grand lambeau ă contours anguleux sur le plateau des Jepi. II est tranche ă l’W par une faille passant au-dessous de la crete conglomeratique Institutul Geologic al României 75 RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 75 des hauteurs Cocora—Pietrosul—Lăptici—Blana—Nucet. A l’E, les greș micaferes s’etendent vers la crete du versant oriental des Bucegi ayant un contour anguleux. Cette disposition est due â la tectonique en ecailles mono- clinales ă inclinaison SW de ce versant; chacune des haute ursbien connues dominant Bușteni et Sinaia (Jepii, Piatra Arsă, Furnica, Vârful cu Dor, Pădu- chiosul) represente une de ces ecailles, constituee â la base par les conglo- merats, â la pârtie superieure par les greș micaferes. A l’E de la vallee supe- rieure de la Ialomița, se trouvent encore quatre de ces lambeaux. Un petit lambeau, le plus septentrional, commence sous le sommet de Babele et s’etend vers le S en s’effilant jusqu’â proximite de la cabane du Touring-Club. Le grand lambeau de greș micaferes compris entre Vârful Cocora au N, le Mont Blana au S, et la vallee de la Ialomița â l’W se dispose en concordance sur les conglomerats, en formant un petit synclinal â flancs faiblement inclines (jusqu’â 150). Le lambeau de faibles dimensions entre Culmea Blana au N, Culmea Nucetului â l’E et au S, et Valea lalomiței â l’W. Enfin, le grand lambeau sinueux de Valea Dichiului, s’etend entre la Ialomița, â l’W et Muntele Dichiu au S. 11 est limite vers le N par Nucetul et Oboarele. Dans le synclinal de Piatra Craiului, les depots turo- niens-senoniens sont bien plus reduits en etendue que dans les Bucegi; ils sont cantonnes dans le SW, dans la region de Rucăr et â Pravăț. Dans ces endroits, le Senonien est comme nous l’avons dit individualist aussi petrographiquement, sous forme de marnes qui depassent en epaisseur les greș micaferes inferieurs attribues au Turonien. Ici aussi ces niveaux se trouvent sous forme de lam- beaux. Un de ces lambeaux, etroit, allonge vers le NW, se trouve â l’W de Podul Dâmboviței, au-dessus du complexe conglomeratique cenomanien de la depression. II prend contact par faille â l’W avec le Tithonique de Pleașa— Posada. A leui' terminaison NW, les marnes de ce lambeau sont ecrasees entre les calcaires tithoniques de Pleașa-—Posada et ceux de Valea Ratei. De suite â l’E de Rucăr, et recouvrant normalement les conglomerats cenomaniens, se trouve un autre lambeau turonien-senonien, qui bute par faille â l’E contre les calcaires tithoniques et le conglomerats de Pleașa—Posada. Ici les marnes renferment — surtout vers Posada — de nombreuses concre- tions sphero’idales ferrugineuses. Un petit lambeau de greș turoniens, depourvus de leur toit de marnes, se trouve au N de Rucăr, au debouche de Valea Preotului, sur la rive gauche du Râușorul. On trouve aussi des greș et des marnes d’âge turonien-senonien dans Valea Preotului, au-dessous de Măguricea. Institutul Geologic al României \JGRZ 76 NICOLAE N. ONCESCU 76 A l’extremite SW de la region, aux sources de Valea Pravățului, s’appuye sur le complexe cenomanien un autre lambeau turonien-senonien, forme â la base par des greș micaferes reduits comme epaisseur qui supportent des marnes senoniennes. Ce lambeau est chevauche, ensemble avec les conglo- merats cenomaniens, par le cristallin qui se trouve au N, dans le Mont Plăi- sorul. » II. ZONE ORIENTALE LE FLYSCH CRETACE INFERIEUR DE LA BORDURE ORIENTALE DES BUCEGI Le complexe des couches du Flysch cretace inferieur situe dans la region de la Prahova est separe du massif de Bucegi par une ligne importanțe de chevauchement. Ce complexe est represente par le facies bien connu des Couches de Sinaia, d’âge valanginien-hau teri vien, qui est tres different du Neocomien vaseux ammonitique de Piatra Craiului—Bucegi. A l’E de la Prahova, au-dessus des Couches de Sinaia, apparaît un com- plexe greseux en gros bancs, qui plonge sous les conglomdrats de Bucegi. De ce complexe greseux de la pârtie superieure de la premiere ecaille de Valea Peleșului (Sinaia), M. Protescu (84) a decrit une faune barremienne. Ce Barremien ă facies neritique-greseux, de Flysch, est lui aussi entiere- ment different du facies vaseux des marnes valanginiennes — hauteriviennes- barrdmiennes des Bucegi (Polița) et de Dâmbovicioara. Les fossiles decrits du Barremien de Sinaia proviennent d’un seul nid fossilifere intercale dans les greș non-fossiliferes, tandis que les marnes de la depression de Dâmbovicioara sont fossiliferes dans toute leur etendue. En 1898, Popovici-Hatzeg (78, p. 106) a decrit dans les deux rives de la Prahova, aux abords de Sinaia, une puissante serie de couches formee par une alternance de greș et de marnes dures, parfois schisteuses, grises, localement d’un noir-bleuâtre et traversdes par de nombreuses veines de calcite. Les surfaces de separation des greș sont quelquefois recouvertes par des restes de plantes incompletement incarbonisees. « Ces couches sont tres disloquees, plissees dans tous les sens, s’inclinant dans toutes les directions, si bien qu’il n’est pas possible de noter une inclinaison generale ». Dans la region etudiee par P.-Hatzeg, ces couches sont completement depourvues de fossiles, comme d’ailleurs en general dans toute la zone du Flysch cretace. Ainsi que P.-Hatzeg le remarque (78, p. 107), ces couches avaient ete suivies par Paul sur une grande distance vers le NE. Cet auteur les trouvait identiques â celles de Cașin et de Covasna, ou Herbich avait trouve des fossiles Institutul Geologic al României 77 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 77 (23, p. 222), parmi lesquels l’espece tres caracteristique pour le Neocomien, Hoplites (Neocomites) neocomiensis d’ORB. D’apres Paul, on observe localement dans les environs de Sinaia (71) des bancs puissants de greș, dont on ne peut dire s’ils sont intercalcs ou reposent sur le complexe des marnes greseuses inferieures. Dans ces greș, a ete trouvee, d’apres Paul, l’espece Ammonites (Acanthoceras) mammilare Schl., par Robescu et Gr. Stefănescu (fossile communique par Pilide (72). Dans le meme travail, Paul en ce basant sur la presence de cette forme, dit que, si la determination en est exacte, elle entraîne l’existence de l’Albien, tandis qu’â Comarnic, Ammonites (Acanthoceras) mantelli Sow. demontre la presence du Cenomanien. P.-Hatzeg (78) ne croit pas que la forme Acanthoceras mammilare Schl., de- crite par Pilide comme provenant des environs de Sinaia, serait concluante pour envisager la presence de l’Albien. A juste raison d’ailleurs; l’endroit exact de provenance n’en est pas connu et, dans les environs de Sinaia, il y a plusieurs niveaux cretaces dont l’espece aurait pu provenir. P.-Hatzeg fait base sur les analogies remarquees par Paul entre les couches de Sinaia et celles de Covasna, dont Herbich avait recolte Hoplites neocomiensis d’ORB., et aussi sur le parallelisme admis par Paul entre les couches de Sinaia et Ies couches de Ropianka. P.-Hatzeg pretend que Paul aurait parallelise les couches de Ropianka aux couches de Wernsdorf, lesquclles sont barremiennes. En partant de ces parallelismes, l’auteur deduit un âge barremien pour les couches de Sinaia qui, dans son travail de these, sont decrites au chapitre consacre au Barre- mien. En nous referant aux travaux de Paul (68—70), nous n’avons cependant trouve aucun passage relatif ă ce parallelisme. Dans un autre endroit de son travail (78, p. 108), P.-Hatzeg dit qu’il a suivi les couches des environs de Sinaia jusqu’ă Comarnic, oii elles supportent des greș cenomaniens ă Acanthoceras mantelli Sow.; ceci est une preuve suivant l’auteur que le fossile mentionne par Paul dans les couches de Sinaia provient en realite d’un autre niveau. Dans les memes travaux, Paul situe les couches de Ropianka au-dessous des schistes menilitiques, et au-dessus d’un complexe de couches forme par des calcaires neocomiens ă Aptychus, des conglomerats (Munczel-Conglo- merat), et des greș en plaquettes ă restes de plantes d’âge neocomien moyen. II s’ensuit qu’au moment ou il a parallelise le greș carpatique aux couches de Ropianka, il a considere ces greș comme d’âge neocomien superieur (Aptien- Albien). En cela, il tenait probablement compte de l’espece Acanthoceras mammilare citee par Pilide, qui cependant — du fait qu’on n’est pas fixe sur son endroit de provenance — ne peut avoir de valeur. On sait d’ailleurs que les couches de Ropianka ont aujourd’hui une autre position dans l’echelle stratigraphique; elles sont senoniennes et eocenes, mJkĂ-r- Institutul Geologic al României X. IGRZ 78 NICOLAE N. ONCESCU 78 et par consequent aucunement assimilables comme position aux couches de Sinaia. II reste donc valable seulement le parallelisme avec les couches de Covasna, â Neocomites neocomiensis, et dont la liaison directe avec les couches de Sinaia a ete etablie par Paul. En 1907, Uhlig commente dans une note infrapaginale (115, p. 945) l’erreur de Bergeron, de paralleliser le Neocomien de Valea Muerii forme sur des calcaires â Caprotines, avec le greș carpatique, constitue en dehors de la zone cristalline, et qui n’ont donc aucune connexion directe. En ce qui concerne I’âge du greș carpatique; il reconnaît queHoplitesneoco- ■miensis d’ORB recolte ă Covasna par Herbich, et que lui-meme avait eu l’occa- sion d’examiner au musee de Cluj, a ete exactement determine. Cette forme denote avec certitude d’apres Uhlig le Neocomien inferieur ou Valanginien; mais, egalement d’apres lui, le greș carpatique comprend aussi les autres etages du Cretace inferieur. Dans la meme note infrapaginale, Uhlig dit qu’il ne connaît aucun travail de Paul, oii celui-ci attribue les couches de Ropianka au Neocomien. En effet, Posewitz, qui a Studie ces couches en 1907, les considere comme appartenant au Tertiaire inferieur et, comme elles renferment aussi des Inocerames sem- blables ă celle du Cretace superieur du bassin de Vienne, elles seraient en pârtie de cet âge. Nous avons trouve pour la premiere fois dans la bibliographie utilise le terme de « Couches de Sinaia » dans un article de Teisseyre, publie ă l’occasion du Congres International du Petrole, en 1907 (no). L’auteur fait usage de cette appelation, qui est restee, pour le complexe de couches decrit pour la premiere fois comme entite petrographique par P.-Hatzeg. Teisseyre estimait les couches de Sinaia comme neocomiennes et directement suivies par le. Senonien. C’est en 1911 que M. Voitești (116) separe, le premier, â la pârtie supe- rieure des couches de Sinaia, le complexe des « Couches de Comarnic », qu’il decrit ensuite en detail, en collaboration avec M.M. Mrazec et Macovei (54). Dans ces couches, on distingue deux ensembles: l’un inferieur, marneux, l’autre greseux-marneux ă la pârtie superieure, les deux etant caracterises par la presence de Orbitolina lenticularis Lam. Les marnes ă hieroglyphes fines de la base des couches de Comarnic appar- tiennent au Barremien. Quant aux couches de Sinaia, elles sont considerees dans le travail cite (54) comme valanginiennes-hauteriviennes. Cet âge est encore aujourd’hui admis pour ce complexe si dcveloppe dans nos Carpates; il est appuye par les fossiles, rares mais caracteristiques, qu’on y a trouve: Neocomites neocomiensis d’ORB. de Herbich confirmi par Uhlig, Aptychus didayi Coq., recolte egalement par Herbich dans Valea Trotușului et retrouve au meme endroit par M. I. Bancilă (6), Haploceras grassianum d’ORB., cite Institutul Geologic al României 79 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 79 aussi par Herbich ă Miercurea Ciucului; cette espece peut montrer la presence du Hauterivien, bien que dans le Midi de la France il se trouve egalement dans le Valanginien; quant â Rhynchonella (Peregrinella) peregrina v. Buch, qui est abondante preș de Târlung, elle confirme l’existence du Hauterivien; dans les regions classiques du Midi de la France cette forme est strictement cantonnee dans l’Hauterivien. M. Macovei cite (43, p. 67) Neocomites neocomiensis d’ORB., dans les schistes noirs barremiens. Nous rappelons cependant que cette forme est consideree par Uhlig comme valanginienne. M. Voitești a decrit au-dessous des couches de Sinaia (118, p. 38), dans les environs d’Azuga et de Bușteni, un ensemble de marnes rouges et de schistes phylliteux compacts, rougeâtres, ă debris de roches porphyriques, qu’il con- sidere comme un horizon de passage entre le Jurassique superieur et les couches de Sinaia. Ces « Couches d’Azuga », comme d’ailleurs les couches de Comarnic, ne sont pas representees dans le cadre de notre region; si nous les avons rappelees c’est uniquement dans Ie but de mieux preciser la situation des couches de Sinaia. En 1936, M. Protescu a decrit (84), dans un horizon de gres de la pârtie superieure de la premiere ecaille de Piatra Arsă (Sinaia), une serie d’Ammo- nites (op. cit., p. 538), montrant des analogies avec les formes barremiennes de Dâmbovicioara, bien que le facies petrographique des couches de provenance soit different. Sur la base de cette faunule, les couches ont ete parallelisees â l’horizon de base des couches de Comarnic. Bien que d’apres nous cet horizon differe petrographiquement de l’horizon inferieur ă hieroglyphes des couches de Comarnic, il doit quand-meme etre considere comme synchronique de celui-ci, car il occupe la meme position stratigraphique par rapport aux couches de Sinaia. II resulte de tout ceci que, dans la vallee superieure de la Prahova, se dresse en face des Bucegi un complexe de couches appartenant au Cretace inferieur, et dans lequel plusieurs horizons peuvent etre distingues: a) A la base, et affleurant uniquement dans la Valea Prahovei, ă 2 km donc de la ligne de chevauchement frontale de Bucegi, se trouve l’horizon des «couches d’Azuga», dont l’âge — malm superieur-berriasien — a ete etabli seulement sur la base des rapports stratigraphiques. b) Le complexe des couches de Sinaia, le plus puissant forme par une alternance de marnes, de calcaires et de gres en couches jusqu’â 10—15 cm, noirâtres, presentent des traces des plantes incarbonisees sur leurs sur- faces de stratification. Ces couches sont intensement ecrasees et plissees dans tous les sens; de nombreux diaclases les parcourent, diaclases remplis de calcite, laquelle recolle, on peut dire, les morceaux de roche IJIA Institutul Geologic al României IGRZ 80 NICOLAE N. ONCESCU 80 fragmentee par le plissement intense subi. Ce complexe est d’âge valangi- nien-hauterivien. c) L’horizon des gres calcaires â gros grains, de Furnica et de Piatra Arsă, qui ont offert des fossiles denotant un âge barremien. Notre carte ne comprend ni les couches d’Azuga, ni celles de Comarnic. En revanche, les couches de Sinaia et le Barremien greseux y sont bien deve- loppees dans la region sud-orientale. Les couches de Sinaia affleurent bien dans la vallee de la Prahova, montrant leur plissement intense depourvu d’une direction et d’un sens de plongement precis. A l’W des localites de Sinaia et de Bușteni, ces couches masquees sur les hauteurs par la foret et les eboulis, montrent toutefois dans quelques-unes des vallees affluentes de beaux affleu- rements, oii elles apparaissent avec leurs caracteres specifiques. A mesure qu’on approche la ligne frontale de Bucegi, on observe une direction generale vers l’NW, avec des pendages allant jusqu’â 8o°. Dans Valea Jepilor, â l’W de Bușteni, les couches de Sinaia passent graduel- lement vers le haut â un complexe de gres calcaires, durs, grossiers, en bancs jusqu’â 50 cm. Ces gres presentent des intercalations de marnes et de gres schisteux, dont l’epaisseur ne depasse pas 20 cm. Dans ce complexe, on ne remarque nulle part les diaclases si frequents et caracteristiques des couches de Sinaia. Sur une distance d’environ 300 m, dans Valea Jepilor, ce complexe greseux offre une inclinaison de 75—85° vers l’W, en certains endroits les blocs de gres se redressant meme â la verticale. On arrive ainsi, sous l’abrupt des Bucegi, â l’importante ligne de chevauchement du flanc oriental du massif et dont le plan est redresse â plus de 700. A l’W de cette ligne, l’horizon greseux se main- tient avec 250 de pendage vers l’W; il disparaît bientot sous les conglomerats de Bucegi qui prennent du developpement, montrant la meme direction et le meme plongement vers l’W. L’horizon de gres grossiers se maintient au-dessous des conglomerats sur plus de 5 km, vers le S depuis Valea Jepilor, jusqu’au- dessus des calcaires tithoniques de S-ta Ana. A cet endroit, le gres massif affleure bien dans la chaussee montant de S-ta Ana vers l’hotel de la cote 1400. Leur facies est le meme que celui des grăs surmontant les calcaires tithoniques de S-ta Ana—Piatra Arsă et qui ont fourni la faune barremienne deja mentionnee (84). Toutefois on peut suivre les gres grossiers du meme facies, surmontant les couches de Sinaia, aussi â l’E de la ligne frontale des Bucegi. Ils se deve- loppent sur une distance d’environ 3 km, â partir de Valea Jepilor jusqu’â l’extremite N du Jurassique de Piatra-Arsă; ici, la ligne frontale de Bucegi montre un decalage vers l’W en face de la premiere ecaille jurassique. Les gres barremiens disparaissent rapidement sous les conglomerats, de sorte qu’il n’est pas possible de voir leurs rapports avec ces conglomerats; nous croyons cependant que ces rapports sont tectoniques. Institutul Geologic al României 8i REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 81 III. LE QUATERNAIRE La region etudiee est completement depourvue de depots d’âge tertiaire. Pendant tout le Tertiaire la region etant exondee, l’erosion a trouve champ libre. Elle a probablement eu des moments de recrudescence apres chacun des paroxysmes orogeniques tertiaires. L’abaissement general de la temperature au debut du Quaternaire et, en meme temps, l’exhaussement accentue des hauts reliefs, echo des mouvements Fig. 7. — Cirque de Gaura, massif des Bucegi. (Foto Gh. GhiCA). orogeniques post-levantins, ont determine l’instalation — sur les cretes elevees des Bucegi — de glaciers du type alpin. A leur disparition, due au rechaufement general du climat europeen, ces glaciers ont laisse — dans le relief de ces grandes hauteurs — des temoignages de leur existence anterieure dans ces parages. De tels temoignages sont les beaux cirques qui se trouvent aux origines de bien des vallees torrentielles des Bucegi, comme: Obârșia lalomiței, Gaura, Mălăești, Țigănești, Valea Cerbului, etc. Le profil longitudinal de certaines de ces vallees, p. ex. Obârșia lalomiței et Gaura, montre des brusques changements de pente successifs, qui sont encore des preuves de l’influence des glaciers, comme d’ailleurs aussi le profil transversal en U. En plusieurs endroits, on remarque des depots morainiques: tels sont ceux de Valea Cerbului, ceux du confluent de Valea Cătunului avec Valea Guțanu, et la moraine frontale de Valea lalomiței ă 500 m en amont de la cabane du Touring-Club roumain. 6 Institutul Geologic al României 8z NICOLAE N. ONCESCU 82 Nous n’entrons pas ici dans l’etude detaillee des traces de la glaciation quaternaire dans les Bucegi, la question ayant deja ete suffisament etudiee par nos predecesseurs. Le premier qui ait signale les traces des glaciers dans les Bucegi fut Popovici-Hatzeg (80). D’autres ne tardaient pas â lui succeder: de Martonne (47), Jekelius (28, 29), Krăutner (40), Wachner (119, 120), Orghidan (66). La conformation morphologique de la crete de Piatra Craiului n’a pas permis la formation de grands cirques, qui puissent du moins persister jusqu’â l’heure actuelle. II est cependant tres probable que cette haute crete ait ete recouverte par les neiges eterne Îles. Un autre facteur geologique qui a ete tres actif pendant le Quaternaire, c’est l’erosion des eaux courantes; d’ailleurs meme de nos jours elle est tres intense. Dans les zones montagneuses plus elevees, les vallees ont un caractere torrentiel prononce, ă profil transversal en V caracteristique. Dans les regions plis basses, les vallees s’elargissent en plaines alluviales, qui sont assez develop- pees le long de bien de cours d’eau plus importantes. Egalement dans ces regions basses, on rencontre des terasses d’âge quater- naire. Les eboulis et les glissements de pente occupent dans la region des surfaces considerables. Ils sont particulierement developpes en contrebas des pentes abruptes de conglomerats cenomaniens et de calcaires tithoniques. Parfois, comme p. ex. aux pieds de Piatra Craiului, les eboulis sont cimentes â leur base. C’est un signe qui denote un laps de temps considerable depuis leur etablissement ă cet endroit. Les phenomenes karstiques prennent, naturellement, une grande ampleur dans cette region, formee en majeure pârtie par des roches calcaires. Ce sont des lapiez — remarques aussi bien sur les calcaires tithoniques qu’â la surface des conglomerats cdnomaniens —, des sources vauclusiennes, de nombreuses gorges, des dolines, de ponts naturels, des grottes. Parmi les grottes importantes, sont tres connues et visitees la grotte de Dâmbovicioara et celle de Schitul lalomiței. Dans cette derniere on a trouve des restes d’Ursus spelaeus. Elle a ete etudiee par Popovici-Hatzeg et Săn- georzan (75). Ce dernier en a leve le plan detaille. TECTONIQUE GfiNfiRALITfiS Au premier coup d’oeil jete sur la carte, la region de Bucegi—Piatra Craiului se presente formee de deux grands synclinaux mesozoiques, tres bien marques par les depots jurassiques-moyens neocomiens, et qui sont separes l’un de l’autre par la puissante masse cristalline de l’anticlinal de la Leaota. Le meme HM- Institutul Geologic al României 16 RZ 83 RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 83 cristallin se retrouve sous le flanc occidental du synclinal dc Piatra Craiului, qui est ainsi encadre par ce cristallin. La serie du Cretace superieur recuvre en transgression les syncli- naux des Bucegi et Piatra Craiului et 1'anticlinal de Leaota. Ce Cretace superieur est forme en grande majorite par les conglomerats de Bucegi, et d’une maniere subordonnee par Ies gres et les marnes turoniennes-senoniennes. A l’E, vers la vallee de la Prahova, cette zone cristallino-mesozoique est bordee par l’importante ligne de chevauchement ă l’W de la Prahova. Le long de cette ligne le flanc oriental des Bucegi chevauche la zone interne du Flysch cretace, formee ici par le Valanginien-Hauterivien neritique des couches de Sinaia et le Barremien greseux. La zone cristalline de la Leaota presente une direction axiale generale N-S, sensiblement parallele aux axes des deux synclinaux mesozoîques. L’anticlinal de la Leaota subit vers le N un affaissement axial, faisant place â la depression de Bran—Brașov. Les synclinaux mesozoîques de Piatra Craiului et des Bucegi sont bien mis en evidence par les depots du premier cycle de sedimentation de la region (Dogger inferieur-Neocomien); Ies depots du deuxieme cycle (Cenomanien- Senonien) recouvrent en transgression, aussi bien les formations du premier cycle, que la zone anticlinale du cristallin de Leaota, etant developpes dans la pârtie nord affaissee de celle-ci. Les depots du Cretace superieur, tres epais, atteignant 1.000 m dans le synclinal oriental, s’amincissent de plus en plus vers l’W et le SW; ils sont subordonnes, dans le synclinal de Piatra Craiului, oii par contre les depots du premier cycle sont tres developpes. Bien qu’affectes par les plis synclinaux des Bucegi et de Piatra Craiului, les depots du deuxieme cycle sont toujours discordants par rapport aux formations plus anciennes. Ce fait montre que leur transgression a ete precedee par des mouvements tectoniques suivis par une longue periode continentale. C’est â ces mouvements orogeniques et â l’erosion qui a suivi que l’absence de l’Aptien et de l’Albien est redevable. La discordance du Cenomanien est bien visible dans Valea Dâmbovicioarei, un peu en aval de la grotte, oii les conglomerats reposent horizontalement sur les marnes neocomiennes, inclinees de 20° vers le SE. II en est de meme sur la chaussee qui monte â l’E de Podul Dâmboviței vers Dealul Sasului, au point oîi elle oblique brusquement pour decrire le deuxieme lacet. En plusieurs points, aussi bien dans les Bucegi que dans Piatra Craiului, on remarque des îles de calcaire tithoniques en plein Cenomanien. Ces îles, tenant du soubassement mesozoique plus ancien, font pârtie du relief conti- nental forme avant le depot des conglomerats. Elles s’observent en plus d’un endroit: au N du village de Rucăr, sous le Măguricea, aux environs du village Ciocanul, preș du village Peștera—Bran. Dans le synclinal oriental, les cal- caires tithoniques de Goaga—Predușul, appartiennent â la meme categorie. 6* \ Institutul Geologic al României IGR/ 84 NICOLAE N. ONCESCU 84 En d’autres endroits, comme p. ex. ă l’E de Strunga, derriere la cabane de « Padina », au debut de la vallee Horoaba, on peut tres bien remarquer que la base des conglomerats se moule â l’ancien relief ante-cenomanien. Le meme fait se remarque dans la region du village Fundata, ou les conglomerats se sont conserves seulement dans les depressions de l’ancien relief. L’absence de l’Aptien et de l’Albien, permet de croire que les mouvements de plissement ont debute dans l’Aptien. Car, il est evident que la transgression cenomanienne a invade un relief continental preexistent, relief qui s’etait probablement etabli ă la fin de l’Aptien et pendant l’Albien apres l’exonda- tion determinee par des mouvements orogeniques mesocretaces. La sedimentation du deuxieme cycle a ete suivie par d’autres mouvements orogeniques, qui ont determine le plissement du Cretace superieur lui-meme des deux grands synclinaux. Les effets des mouvements tertiaires se sont ajoutes, sans toutefois pouvoir dire — du fait de l’absence d’une enveloppe tertiaire — laquelle parmi les phases tertiaires a eu dans notre region un retentissement plus marque. Nous tâchons d’apporter toutefois quelques precisions â ce sujet un peu plus loin, en essayant de ramener notre region dans le cadre general de la tectonique carpatique. ANALYSE TECTONIQUE DE DETAIL Dans ce chapitre, nous etudierons les particularites tectoniques et les rapports des deux synclinaux avec le fondement cristallin et les unites voisines, et aussi les rapports de l’anticlinal cristallin de la Leaota, avec les sediments mesozoîques. A) ZONE SYNCLINALE DE PIATRA CRAIULUI Le flanc occidental de cette zone synclinale constitue la crete principale de Piatra Craiului continuee vers le S par Culmea Pietricica. II se trouve ă gauche de la Dâmbovița, qu’il suit jusqu’aux abords du village de Podul Dâmboviței; ă cet endroit, les depots jurassiques passent dans le versant droit de la vallee, si bien que les calcaires tithoniques des environs de Rucăr font pârtie encore de ce flanc W. Vers le N, ce flanc se recourbe brusquement vers l’E dans la region de Măgura—Bran. Le flanc oriental de cette zone synclinale est forme par les calcaires titho- niques de la crete qui l’on peut suivre de Fundata â Poiana Zăbavei, puis de Ghimbavu jusqu’ă Vârtoape—Piatra Dragoslavelor. Le lambeau de calcaires tithoniques de Mateiașul fait egalement pârtie de ce flanc oriental. Les rapports entre les depots du premier cycle (Dogger—Neocomien) avec le support cristallin sont en general, des rapports de transgression. \ IGRZ Institutul Geologic al României RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 85 Dans toute la longueur de ce flanc W, ainsi qu’ă l’interieur du synelinal de Piatra Craiului, on observe â la base des depots les conglomerats doggeriens â elements cristallins du type Leaota. La presence des ces conglomerats demontre que ces depots sont en place; ce fait infirme l’hypothese exprimee par Bergeron (4, 5) — pour les Bucegi — de l’arrivee en nappe de charriage de ces depots sur le cristallin. Cela n’exclut pas cependant l’existence de decollements locaux. Les depots du premier cycle, formes en majorite de roches calcaires, depourvues de plasticite, se sont comportes durant les mouvements oroge- niques comme une masse rigide, dans laquelle de nombreuses failles sont apparues. Ces failles sont tres frequentes surtout dans le massif de Piatra Craiului; en certains endroits comme dans la zone de Dâmbovicioara, elles forment meme la caracteristique de la tectonique. Cette fragmentation par failles a eu comme resultat la constitution de nombreux compartiments qui, par leur jeu vertical, ont acquis une disposition en marches, les unes soulevees, les autres affaissees. Le phenomene est surtout visible dans la region de Rucăr— Dâmbovicioara, oii se trouve la depression tectonique connue dans la biblio- graphie sous le nom de «bassin de Dâmbovicioara». Nous avons montre (62) que cette fragmentation si accentuee du synelinal de Piatra Craiului peut etre mise au compte d’un ecrasement entre les deux masses cristallines, du Făgăraș â l’W, de Leaota ă l’E. On peut deduire des coupes levees, que la tectonique de notre region peut etre attribuee â une poussee venue de NW, du Făgăraș. L’anticlinal de la Leaota a joue un role important dans le phenomene; c’est la resistance qu’il a opposee â ces poussees qui s’est traduite dans la fragmentation par failles des depots. D’ailleurs, l’anticlinal de la Leaota a ete lui-meme sans doute influence par les pressions venues du Făgăraș, qu’il a en tous cas transmises au synelinal des Bucegi. PREUVES DE POUSSEE EXERCEE PAR LE MASSIF DU FĂGĂRAȘ SUR LA ZONE SYNCLINALE DE PIATRA CRAIULUI II y a une serie de phenomenes de plissement, qui ne peuvent recevoir une juste interpretation qu’en admettant une pression venue du NW. Les voici: a) Dans le flanc occidental du synelinal de Piatra Craiului, ă partir du sommet dit « La Om » vers le NE, les calcaires tithoniques de la crete de Piatra Craiului sont renverses. Ils plongeut jusqu’â 8o° vers l’W ensuite, vers la base, les couches deviennent verticales, puis, elles passent peu â peu au pendage normal vers l’E, etant supportes par le socle cristallin. Cette position renversee des calcaires du sommet de Piatra Craiului a ete pour la premiere fois remarquee mais non expliquee par M. Jekelius (32). 86 NICOLAE N. ONCESCU 86 Plus au S, vers Pietricica, les calcaires tithoniques de la crete se redressent, en passant ă un pendage de 750 vers l’E. D’ailleurs, le sedimentaire de base offre, depuis Tămășelul jusqu’aux premiers defiles de la Dâmbovița, un pendage normal vers l’E. b) Si nous suivons ce flanc occidental dans sa longueur au NE du sommet «La Om», nous remarquons que ce flanc, avant d’atteindre Valea Bârsei, dessine une inflexion tres accentuee vers l’E, sous un angle de 900, pour se continuer dans les calcaires de Măgura—Bran: sa direction devient presque W-E, perpendiculaire ă celle des calcaires de la crete principale. c) Si nous suivons le meme flanc occidental vers le S, on observe qu’il se maintient â gauche de la Dâmbovița jusqu’â l’entree de celle-ci dans les premieres gorges, au N du village de Podul Dâmboviței. A cet endroit, il passe brusquement dans la rive droite de la riviere, le Jurassique se retrouvant â Gruiul Lupului, â une distance de preș de 4 km de la Dâmbovița. Le fait nous met en presence d’une rupture du synclinal, la portion N etant deplacee vers l’E; donc, un decrochement transversal a eu lieu. D’autres faits d’obser- vation soutiennent aussi ce point de vue. En effet, Ia pârtie N du flanc oriental est elle-aussi deplacee vers l’E, ă la meme latitude, par rapport ă la pârtie S et environ de la meme distance. Ici, les calcaires tithoniques de Poiana Zăbavei— Curmătura Ghimbavului sont decroches vers l’E de 3 km par rapport ă ceux du Ghimbavu. Le decrochement a eu lieu le long d’une faille qui, de Valea Dâmboviței, passe sous les calcaires tithoniques de Cetatea Neamțului. Nous decrivons en detail cette faille un peu plus loin. Les trois faits d’observation notes plus haut, â savoir, le renversement du flanc occidental de Piatra Craiului, la brusque inflexion vers l’E â son extremite septentrionale, et la decrochement transversal de Podul Dâmboviței — doivent etre interpretes comme des effets d’une puissante pression venue du NW. Cette pression s’est exercee plus intensement au N et s’attenuait de plus en plus vers le S. Elle a ete exercee par la masse cristalline de Culmea Făgărașului qui chevauche au contact, aussi bien le cristallin du type Leaota, que le sedimentaire qui le recouvre. Les travaux de M. Schmidt (91, 92), — les seuls travaux de detail sur le cristallin du NW de Piatra Craiului — renferment des donnees montrant que le cristallin gneissique du Făgăraș chevauche le groupe de la Leaota. M. Schmidt separe dans cette region quatre zones petrographiques distinctes, dont deux seulement regardent notre region, â savoir: Dans le support du Jurassique de Piatra Craiului et son immediat voisinage, l’auteur distingue la «zone des micaschistes feldspatises», consistant en « micaschistes sericiteux et chloriteux, schisteux, â porphyroblastes de feld- spathes tres caracteristiques pour l’entiere zone », laquelle est identique au cristallin de la Leaota. Vers l’E, «la zone est surmontee par le Cretace supe- rieur de Tohanul et de Vulcan. A l’E de Holbac, elle affleure ă nouveau sous 87 RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 87 la forme d’une zone etroite, separee du cristallin gneissique par le Lias â charbons de Codlea ». La deuxieme zone, appellee par M. Schmidt « zone de gneiss de Holbac », est formee par des «gneiss oeilles qui s’observent dans toute son etendue; des gneiss alcalins feldspathises, micaces, â yeux de microcline, gneiss d’injec- tion typiques qui sont caracteristiques aussi pour le gneiss de Cozia et de Cumpăna, etc. ». « La serie entiere des gneiss de Holbac offre un plongement accentue vers le NNW, et chevauche la zone des micaschistes feldspathises ». M. Mrazec a souligne 1), de son cote, la continuation du gneiss de Cum- păna dans la zone des gneiss de Holbac, et aussi le chevauchement de ces gneiss par-dessus le cristallin de la serie des micaschistes feldspathises, qui forme le soubassement de Piatra Craiului. La coupe donnee par M. Jekelius (31, p. 12) dans la region de Vulcan— Codlea, montre que le cristallin gneissique de la « zone du gneiss de Holbac » (Schmidt) chevauche le Lias du flanc W du synclinal de Codlea. Le cristallin qui, â l’E de Codlea, revient ă l’affleurement au delâ des depots liasiques, est du type de la premiere zone, celle du cristallin de la Leaota. Sur la carte publiee recemment par M. Ghika-Budești (12), on voit bien que la zone des gneiss de Cumpăna (Reinhard) se prolonge dans la zone de Holbac. Cețte zone, ă direction NE alors qu’elle traverse la vallee"superieure de la Dâmbovița, se prolonge â l’E, au dela de Valea Șinca, et arrive au contact du Lias de Codlea. D’apres M. Schmidt, le cristallin de Holbac presente ă son extremite orientale, au N de Valea Bârsei, des directions N-S. En ce qui concerne I’âge du chevauchement du gneiss de Holbac, il n’est pas possible d’apporter des precisions. Du fait que le Cretace superieur est lui-meme affecte par le plissement, nous pouvons affirmer que le chevauche- ment a eu lieu apres le Cretace superieur. L’absence d’une couverture tertiaire empeche cependant de preciser si ce chevauchement date de la fin du Seno- nien, ou s’il est le resultat d’un autre paroxysme orogenique tertiaire. LES FAILLES DE LA ZONE SYNCLINALE DE PIATRA CRAIULUI Une importante consequence des pressions orogeniques exercees sur la zone synclinale de Piatra Craiului formee par des roches calcaires sans plasticite et encadrde entre les deux puissantes masses cristalines du Făgăraș et de la Leaota est sa fragmentation par des nombreuses failles. Les failles se sont produit d’une maniere incipiente, au cours meme des mouvements orogeneti- ques mesocretacees, divisant l’entier synclinal en des nombreuses comparti- x) Dans la discussion qui a eu lieu aprfeș L communication de M. Schmidt, dans la s£ance de l’Inst. geologique (91). Institutul Geologic al României 88 NICOLAE N. ONCESCU 88 ments. Ces compartiments etaient alors disposes en gradins. L’orogenese tertiaire a reprit les mouvements verticaux au long des failles, amenant locale- ment des changements dans les rapports des compartiments. Dans la pârtie N du synclinal, oti les poussees ont ete tres intenses, le cristallin du soubassement a perce le long des plâns de faille, tandis que dans l’axe des synclinaux les conglomerats cenomaniens etaient eux-memes entraînes dans le plissement. Ces failles sont surtout nombreuse â l’extremite SW de la zone synclinale de Piatra Craiului, vers Rucăr—Dâmbovicioara. C’est lâ que se trouve la depression de Dâmbovicioara, deja signalee. Cette depression se rattache au synclinal de Piatra Craiului — ainsi que nous l’avons deja soutenu dans une note anterieure (62) — aussi bien par ses depots sedimentaires que par son evolution geologique. En dehors de la zone tres faillee de la depression de Dâmbovicioara, on distingue dans ce synclinal trois autres zones, separees les unes des autres par des failles importantes. Au N, la « zone de Piatra Craiului—Pietricica— Cojea », se presentant comme un synclinal etroit de 5 km, ă flanc W deverse. A l’E de la depression de Dâmbovicioara, s’individualise une zone formee par des calcaires tithoniques d’aspect tabulaire, portant des petits lambeaux de conglomerats cenomaniens et qui coincide en pârtie avec le flanc oriental du synclinal; nous l’appelods la « zone Fundata—Giuvala—Culmea Zacotelor ». Enfin la zone calcaire de Mateiaș, aujourd’hui completement separee des precedentes par l’erosion et les decollements, que nous appelons la « zone de Pravăț—Mateiașul». a) LA ZONE DE PIETRICICA—PIATRA CRAIULUI Nous avons deja rappelees quelques-unes des particularites tectoniques de ce synclinal etroit, dont le N W coincide avec le flanc occidental de la zone synclinale de Piatra Craiului. Le bord oriental de ce petit synclinal est forme par la crete de Gâlma Spăr- turilor—Cojea, dont les calcaires montrent un plongement de 25—300 vers l’W. A la base des calcaires, on trouve les jaspes oxfordiens montrant la meme direction et le meme pendage. La bande de jaspes, ă direction generale N io° E, se maintient sur une distance de 3,5 km, s’appuyant sur toute cette longueur sur le cristallin qui affleure au debut de Valea Coacăzei et de Valea Spârlei au S de Mânecuța. Ce cristallin est interrompu sur une petite distance â l’extremite S par des conglomerats cenomaniens transgressifs, pour affleurer de nouveau sur une faible etendue au debut de Valea Strâmbă. L’absence de depots jurassiques plus anciens au-dessous des jaspes, attri- buable aux laminages locaux, justifie la faille marquee sur notre carte entre les jaspes et le cristallin. Institutul Geologic al României VICR/ 89 RfiGION de piatra craiului-bucegi 89 Cette faille ne peut etre suivie plus au S, car elle est masquee par les conglo- merats cenomaniens. Nous croyons cependant qu’elle se continue bien plus loin dans cette direction dans la pârtie orientale de la depression de Dâmbo- vicioara, qu’elle separe de la zone moins plissee de l’E. La resistance opposee aux poussees venant de NW par le cristallin du flanc oriental de ce compartiment de Petricica—Piatra Craiului explique, en meme temps que le deversement des couches du flanc W, le plissement serre contrastant avec celui des autres compartiments; ceux-ci ne sont en general affectes que par des failles et des denivellations verticales. Dans l’axe du synclinal de Piatra Craiului se trouve plisse aussi un important lambeau de conglomerats cenomaniens; ce fait montre bien que le plissement de celui-ci ne saurait etre mis au compte des mouvements mesocretaces. On observe dans le flanc W du synclinal, aussi des failles transversales, certaines de faible importance qui recoupent les formations jurassiques, d’ou resulte plusieurs decrochements de la bordure W du synclinal. Une telle faille se trouve dans la paroi occidentale de Piatra Craiului, preș de Fundurile. Sous le Gruiul Mirei se trouvent quatre autres failles, dont celle de Valea cu Ulucile a joue un certain role; en effet, son aile septentrionale est marquee par un abrupt de 400 m, ce qui montre un considerable rejet; cette faille repre- sente d’ailleurs la limite entre le synclinal proprement dit de Piatra Craiului au N, et la depression de Dâmbovicioara au S. b) LA ZONE DE FUNDATA—GIUVALA—CULMEA ZACOTELOR Cette zone coincide en pârtie avec le flanc oriental de la zone synclinale de Piatra Craiului. Elle differe des deux autres par le fait que les mouvements orogeniques tertiaires l’ont moins affectee; de ce fait, elle a pu garder l’aspect tabulaire qu’on lui remarque. Les accidents tectoniques ne peuvent y etre que difficilement suivis â cause de l’uniformite de sa structure geologique: les calcaires tithoniques occupent la plus grande pârtie de sa surface, portant des lambeaux tres reduits de conglomerats cenomaniens. Les depots du Jurassique moyen n’affleurent qu’en deux points. Cette zone plonge vers le N sous les conglomerats cenomaniens de la region de Bran. A l’E, elle prend contact avec le cristallin de la Leaota, qu’elle recouvre directement par le Tithonique ou par les jaspes; les formations jurassiques moyennes y sont absentes. En un seul endroit peu etendu entre Poiana Zabavei et Valea Crovului, on remarque en place sous les calcaires tithoniques, des con- glomerats quartziferes compacts et durs, rappelant les conglomerats de la base du Dogger de Strunga. La foret, tres touffue en ce point, empeche cependant de suivre la coupe jusqu’â la base du Tithonique. En d’autres endroits, le Tithonique s’appuye directement sur le cristallin; en peu de points seule- .’Ja Institutul Geologic al României Nigr/ 9° NICOLAE N. ONCESCU 90 ment on observe de vagues silicifications â la base des calcaires, mais jamais l’horizon compact des jaspes. Cette absence du Jurassique moyen sur presque toute la longueur de la limite orientale de cette zone ne peut etre que l’effet du laminage au cours des mouvements tectoniques. Ceux-ci ont en effet deplace comme on a vu cette zone de 3 â 4 km vers l’E, de sorte que les depots relativement minces et peu resistants du Jurassique moyen ont du etre supprimes sous le poids de la lourde masse des calcaires tithoniques. Dans la pârtie N de cette zone, lă ou les conglomerats cenomaniens com- mencent ă l’invader, on peut observer, dans deux vallees plus profondes de l’endroit, deux failles. Une de ces failles suit Valea Grădiștei; la seconde, est parallele â la premiere, mais se trouve â quelques deux kilometres plus â l’E dans Valea Cheii. Le long de ces failles affleure le cristallin, toujours du type de la Leaota, mais reduit comme etendue. Ce qui est important, c’est que dans les deux cas on observe, entre ce cristallin et la base du Tithonique, les depots si caracteristiques des couches de Klaus, lamines sous le poids des cal- caires superieurs. Ves l’W, la zone est separee de la depression de Dâmbovicioara par la faille de Ciocanul—Valea Izvorului—Valea Urdărita. Nous reviendrons de suite sur cette importante faille. c) LA DEPRESSION DE RUCĂR—DÂMBOVICIOARA Cette depression, qui fait pârtie integrante du synclinal de Piatra Craiului, a ete formee par la fragmentation intense de cette region, et par le jeu sur la verticale des compartiments formes. Les failles, tres nombreuses, ont des directions variees: generalement N-S et NE-SW, et moins frequemment, du NW au SE. Grâce aux jeux des compartiments qu’elles delimitent pendant les diverses phases orogeniques, la depression de Dâmbovicioara a ete partagee en trois depressions plus petites: la depression de Rucăr, â l’W, celle du Podul Dâmboviței au centre, et la depression de Dâmbovicioara pr. dite, ă l’E. Les rapports de situation entre les differents compartiments de la depres- sion ont — comme nous l’avons dejâ remarque — varie au cours des temps geologiques, certains compartiments, souleves aujourd’hui, ayant ete autrefois plus descendus. Nous reviendrons sur cette question. Voici les principales failles de la depression de Rucăr—Dâmbovicioara. La Faille de Ciocanul—Valea Izvorului—Valea Urdărita, dejâ signalee plus haut, separe la grande depression de Rucăr—Dâmbovicioara de la zone Fundata—Culmea Zacotelor, et marque aussi la limite orientale de la depres- sion proprement dite de Dâmbovicioara. \._.A Institutul Geologic al României yiGRy 91 RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 91 Cette faille commence au S, dans la pârtie superieure de Valea Cheii, montrant d’abord une direction NW, et passe entre les marnes neocomiennes inclinees vers le SE dans la rive droite de la vallee, et les calcaires tithoniques de la rive gauche. D’ici, elle passe dans Valea Urdărita 011 elle se dirige vers le N, interessant seulement des calcaires tithoniques; ceux-ci offrant ă gauche de la vallee un pendage W de 700 et, â droite, de 300 E; on observe aussi, dans la coupe de cette vallee, que dans l’aile orientale de la faille, dans Gâlma Giuvalei, les calcaires tithoniques s’elevent ă 1335 m d’altitude, tandis que l’aile W est formee, â 1186 m, par les marnes neocomiennes de Dealul Sasului. La denivellation est donc tres importante. Apres avoir suivi cette vallee sur preș de 3 km, la faille recoupe Ia chaussee de Rucăr â Bran, preș du canton en face de Valea Urdărita, en passant devant le versant abrupt portant les lacets de la chaussee vers Giuvala. La direc- tion de la faille est ici NW. Apres avoir ete masquee sur une faible distance par un petit lambeau de conglomerats cenomaniens, elle apparaît ă nouveau, entre les calcaires tithoniques de Gâlma Dâmbovicioarei d’une part et les calcaires blancs berriasiens de Valea Izvorului surmontes par les marnes neocomiennes de Valea Muerii, d’autre part. Sa direction change au N de Valea Izvorului; elle se dirige vers le NE et, apres avoir ete visible sur une distance d’environ 2 km vers Ciocanul, elle disparaît â nouveau sous les conglomerats cenomaniens des environs de ce hameau. Valea Izvorului est recoupee par cette faille â environ 150 m ă l’E de l’eglise de Dâmbovicioara. A cet endroit, les calcaires blancs berriasiens de l’aile W s’inclinent dans le meme sens de 550, tandis que dans son aile orientale les calcaires tithoniques plongent de 200 E puis, immediatement vers l’E, de 20° W. La faille Ciocanul—Valea Urdărita presente une denivellation de l’aile W qui atteint par endroit au moins 350 m, visible dans les coupes annexes. Cette faille est tres importante dans la tectonique locale, ddlimitant comme nous l’avons signale deja, la depression de Dâmbovicioara vers l’E. Sur la carte, cette faille apparaît comme une continuation vers le S de la faille qui sillonne le synclinal de Piatra Craiului, en passant au debut des vallees Strâmba et Spârlea. Dans leur ensemble, elles se presentent comme une grande ligne de fracture, ă direction generale N-S, affectant la region mediane du grand synclinal de Piatra Craiului. La faille de Valea Brusturetului—Valea Dâmbovicioarei. Cette faille, â direction encore N-S, est visible sur environ 4 km â partir de l’embouchure de Valea Brusturetului; elle passe par Gâlgoaie (Sources de la Dâmbovicioara), et suit le cours de la Dâmbovicioara, jusqu’au coude de celle-ci vers l’W â son confluent avec Valea Izvorului. Elle se perd un peu plus bas de 1’abrupt Institutul Geologic al României NICOLAE N. ONCESCU 92 tithonique de l’entree du village de Dâmbovicioara, sous les conglomerats cenomaniens se trouvant entre Valea Zambilei et Valea Izvorului. Dans presque toute sa longueur, elle separe les marnes neocomiennes ă l’W, des calcaires tithoniques â l’E, sur la rive gauche de la Dâmbovicioara. En un seul endroit, situe â i km de « Peșterea Dâmbovicioarei», il s’est con- serve un lambeau de Neocomien egalement sur son aile E. Premiere faille de Dealul Sasului. Cette faille de direction W-E, est visible sur i km dans la pârtie W de Dealul Sasului. Elle passe entre la paroi abrupte de calcaires berriasiens formant son aile E, et les marnes neocomiennes de son aile W. Deuxieme faille de Dealul Sasului. Une autre faille se trouve de suite â l’W de la precedente et parallele â celle-ci. Elle delimite vers l’W la deuxieme marche affaissee de Dealul Sasului, vers les marnes neocomiennes en Iambeaux reduits et vers les calcaires berriasiens de Cetatea Neamțului. Ces deux derni^res failles ne peuvent etre suivies vers le N, ni dans le lambeau de conglomerats cenomaniens, ni dans les marnes neocomiennes de Valea Zambilei. II est probable qu’elles se reunissent dans ces dernieres en une seule faille, qui se relie â son tour â celle de la vallee superieure de la Dâmbovicioara, en delimitant ainsi â l’W le compartiment de Dealul Sasului— Dâmbovicioara. Ce compartiment est descendu de 350—400 m par rapport ă la zone des calcaires de Fundata—Giuvala ă l’E; mais il est en meme temps souleve relattivement au compartiment occidental, celui de la depression de Podul Dâmboviței. Vers le S, le prolongement des memes failles de Dealul Sasului est masque par le lambeau de conglomerats cenomaniens culminant dans la hauteur dite Piscul Stoicii. Nous soupconnons que ces failles se relient, sous les conglome- rats transgressifs, â la faille de la pârtie superieure de Valea Cheii, en limitant ainsi vers le S le compartiment de Dealul Sasului. Ainsi defini, le compartiment de Dealul Sasului se presente faiblement ondule suivant la direction N-S, en une serie de plis anticlinaux et synclinaux tr^s peu accentuds. Une coupe du S au N, de Valea Cheii â Gâlgoaie, nous met en presence — dans Vârful Groșilor (1222 m), qui fait pârtie du Dealul Sasului — d’un anticlinal dans l’axe duquel affleurent les calcaires blancs berriasiens. Dans le flanc S de cet anticlinal se trouvent les marnes neoco- miennes de Valea Cheii, tandis que le flanc N est forme par les memes marnes, lesquelles recoupent sous la forme d’une bande large de 1,4 km la chaussee passant au N de Dealul Sasului. Les marnes neocomiennes dessinent ensuite un large synelinal, comprenant dans la zone axiale les Iambeaux de con- glomerats cenomaniens de Orății—Nisipuri—Dâmbovicioara. Ce synelinal est suivi par un deuxieme anticlinal, sur le flanc N duquel on trouve les UfcL- Institutul Geologic al României IGR/ 93 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 93 marnes neocomiennes de la rive gauche de la Dâmbovicioara, au N de Peștera. La faille Cetatea Neamțului—Valea Dâmboviței. Cette faille est tr^s importante par le role qu’elle a joue dans le decallage subi par la portion N du synclinal de Piatra Craiului. Elle passe, avec une direction NW, sous la paroi de calcaires tithoniques dc Cetatea Neamțului, ă l’E du village de Podul Dâmboviței. A cet endroit elle est mise en evidence par une serie de sources, puis elle passe devant les calcaires tithoniques de l’entree des defiles de la Fig. 8. — Depression tectonique de Podul Dâmboviței. Escarpements de cal- caires tithoniques, qui dominent les gres conglomeratiques’cenomaniens du premier plan (Foto KrăUTNER). Dâmbovicioara, en determinant une denivellation importante; en effet, les conglomerats cenomaniens J) qui recouvrent le Tithonique de son aile occi- dentale, se trouvent descendus de 200 m par rapport â leur prolongement de l’aile' orientale surmontant les calcaires tithoniques de Plaiul Mare. Cette faille penetre dans les premieres gorges de la Dâmbovița, au N du village de Podul Dâmboviței. Elle ne peut etre suivie plus loin, du fait que cette pârtie de la vallee est impraticable. Elle n’est pas observable, vers le SE (de la chaussee Rucăr—Bran), â cause de la presence des conglomerats cenomaniens recouverts de vegetation. *) Ces conglomerats sont visibles de part et d’autre de la chauss6e avant les gorges de la Dâmbovicioara. Institutul Geological României 94 NIC0EAE N. ONCESCU 94 Cette faille, importante donc aussi bien par la denivellation verticale de l’ordre de 200—250 m qu’elle determine, que par l’interessant decrochement transversal ă jeu d’environ 4 km deja signale, est tres probablement apparue — comme d’ailleurs les autres failles importantes de la regions — au cours des mouvements mesocretaces. C’est alors que la denivellation s’est esquissee; le decrochement transversal apparaît consecutif ă la poussee, post-senonienne ou tertiaire, du Făgăraș, utilisant l’endroit de faible resistance forme aupara- vant par cet accident apparu dans la region. La faille ă l’E de Pleașa—Posada. La direction de cette faille est NW-SE. Elle separe les calcaires tithoniques de la crete Pleașa—Posada ă l’W’, des conglomerats cenomaniens surmontes par les marnes senoniennes â l’E, et qui affleurent dans la pârtie occidentale de la depression de Podul Dâmboviței. Elle est observable sur une distance d’environ 3 km. La faille de Gruiul Raței. Parallele â la precedente, elle borde vers l’E une bande etroite de marnes senoniennes pincee entre les massifs calcaires de Pleașa—Posada âTW et de Gruiul Ratei a l’E. » » La faille a l’W de Pleașa—Posada. Cette faille passe avec, une direction NW-SE, entre les formations du Cretace superieur â l’W, formant la pârtie orientale de la depression de Rucăr d’une part, et les calcaires tithoniques surmontes par les conglomerats cenomaniens du compartiment Pleașa—Posada de l’autre. La faille de Pleașa. En continuite avec la precedente et presentant la meme direction, cette faille separe les calcaires tithoniques â l’E de Vârful Piesei, des marnes senoniennes â l’W. Les failles consignees aux paragraphes 6, 8 et 8 a, deliinitent le comparti- ment de Pleașa—Posada, forme par des calcaires tithoniques recouverts par les conglomerats cenomaniens. Ce compartiment souleve, dominant ceux de l’W et de l’E, constitue le seuil de Pleașa—Posada qui separe la depression de Rucăr de celle du Podul Dâmboviței. La faille de Valea Preotului. Cette faille â direction SW-NE separe, au N de Rucăr et sur une distance de plus d’un km, les calcaires tithoniques affleurant en plusieurs endroits le long de la rive gauche de cette vallee, des formations du Cretace superieur de la rive droite de celle-ci. La faille de Valea Mătușei. Dirigee NW-SE, cette faille separe les calcaires tithoniques, des greș turoniens. C’est une faille secondaire, qui atteints 500 m en longueur. 95 RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 95 La faille du versant N de Valea-cu- Ulucile. Cette faille, dirigee SW-NE, est constatable dans la bordure occidentale du synclinal de Piatra Craiului. Elle y determine un decrochement transversal d’une envergure d’environ 400 m de longueur. Formant l’aiie N de cette faille, on remarque sur la rive gauche de la Valea-cu-Ulucile une paroi escarpee, bien que boisee, montant de quelque 750 m plus haut que celle de la rive opposee. Cette denivellation ne peut etre attribuee qu’â une faille suivant Valea-cu-Ulucile, et que nous considerons en meme temps comme la limite N de la depression de Dâmbo- vicioara. En dehors des failles que nous venons d’enumerer, la region de Dâmbo- vicioara—Rucăr est parcourue par de nombreuses failles secondaires qui, recoupant sans denivellation appreciable les memes formations, ne peuvent etre suivies dans toute leur longueur. Nous avons deja vu plus haut que les failles de la region de Piatra Craiului doivent etre apparues en grande majorite, sous une forme incipiente, deja du temps des mouvements orogeniques mesocretaces. Pendant l’orogenese tertiaire de nouveaux deplacements ont eu lieu surtout le long des failles. Ces deplacements ont affecte les compartiments dans leurs positions initiales. En effet, les depots peu consistants du Neocomien se trouvent aujourd’hui cantonnes dans le compartiment de Dealul Sasului—Dâmbovicioara, qui actuellement est le plus eleve de la depression. Les compartiments relativement beaucoup plus affaisses, de Rucăr et de Podul Dâmboviței, n’en montrent au contraire aucun affleurement de Neocomien; ce fait ne pourrait s’expliquer, si nous acceptons la situation actuelle comme originelle. Or, le Neocomien est absent, non seulement lâ oii l’on observe les calcaires tithoniques â nu, calcaires qui auraient donc pu perdre leur couverture de marnes durant le Tertiaire, mais aussi dans les endroits ou ces calcaires sont surmontes par les conglomerats cenomaniens. II faut donc admettre une erosion precenomanienne qui a entame la couverture de marnes, et cette erosion entraîne comme consequence bien naturelle que ces compartiments de Rucăr et de Podul Dâmboviței ava- ient avant le Tertiaire une situation superieure par rapport ă celui de Dealul Sasului. L’inversion de la position des compartiments a eu lieu pendant l’un ou l’autre des paroxysmes orogeniques tertiaires. En partant du fait que les marnes senoniennes, representant la formation la plus recente du deuxieme cycle, sont conservees seulement dans les depressions de Rucăr et de Podul Dâmboviței, et qu’elles sont absentes sur Dealul Sasului, on peut croire que cette inversion a ete la suite des mouvements post-senoniens. Cela du fait que ces marnes forment un horizon de faible importance (environ 30 m) qui aurait ete vite elimine par l’erosion si les compartiments qu’il surmonte avait JȚ Institutul Geologic al României 16 R/ NICOLAE N. ONCESCU garde pendant un certain temps une situation superieure par rapport aux compartimenta voisins. L’effet des paroxysmes tertiaires plus recents a ete peut-etre d’accentuer ces differences de rejet entre les compartiments. d) LA ZONE DE PRAVĂȚ—MATEIAȘUL Cette quatrieme zone, moins etendue, se trouve dans le SW de notre region. Elle consiste en deux lambeaux isoles de depots sedimentaires deposes sur le cristallin de la Leaota. L’un de ces lambeaux, uniquement forme par des calcaires tithoniques, constitue le Mateiașul et ses contreforts, qui delimitent la region collinaire des environs de Câmpulung (la zone des « Muscele ») par raport ă la zone mon- tagneuse de Dragoslave—Rucăr. Le second lambeau est situe au NW de Mateiașul, entre Valea Pravățului et l’Argeșel; il est forme par des conglomerats, des greș et des marnes appar- tenant au Cretace superieur. Le lambeau tithonique du Mateiașul se presente sous la forme d’un syn- clinal pince dans le cristallin. Les calcaires offrent â leur base un aspect bre- choîde, et comprennent des horizons de calcaires marmoreens. Le lambeau de Cretace superieur de Valea Pravățului est chevauche dans sa pârtie N par le cristallin; les marnes senoniennes developpees du cote du Pravăț, comme les conglomerats cenomaniens affleurant vers l’Argeșel, plon- gent vers le N sous le cristallin avec 25°. Cette ligne de chevauchement — peut-etre du fait de son manque d’im- portance — ne peut etre suivie dans le cristallin. Quoiqu’il en soit, son interet est tres grand, car elle prouve avec certitude l’activite de mouvements post- senoniens dans le synclinal de Piatra-Craiului. Les calcaires tithoniques de Mateiașul etaient autrefois en connexion avec les calcaires du flanc oriental de Piatra Craiului. L’erosion les a separes; la distance actuelle entre les deux masses calcaires atteint environ 3 km. Les calcaires brechoîdes et les calcaires marmoreens de la base du Mateiașul y mettent pour le surplus en evidence un decollement suivi par le glissement du calcaire tithonique ă la surface du cristallin. L’absence du reste de la serie jurassique ă la base du Tithonique appuye cette maniere de voir. Le lambeau de conglomerats du Pravăț a lui-aussi ete en connexion directe avec les conglomerats des environs de Rucăr; c’est l’erosion qui l’en a detache. B) LE SYNCLINAL DES BUCEGI Dans le massif des Bucegi, l’allure synclinale ne peut etre mise en doute. Les depots du premier cycle affleurent aussi dans ses deux flancs, W et E, mais ces depots sont moins developpes que dans Piatra Craiului, tandis que ’jA Institutul Geologic al României 16 R/ 97 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 97 ceux du cycle cretace superieur se presentent sous des epaisseurs enormes, depassant 1000 m. Les conglomerats cenomaniens ont noye completement, dans sa pârtie N — (region de Omul) — les depots du premier cycle de sedimentation, d’ailleurs en grande pârtie entames par l’erosion durant l’Albien. Mais l’erosion tertiaire a decape ă son tour les conglomerats de Bucegi, de sorte que le fonde- ment jurassique et neocomien vient en maints endroits ă l’affleurement. Ces depots du premier cycle ont ete mis ă nu surtout â la pârtie S du massif, laquelle est relativement soulevee par rapport aux contrees septen- trionales. Le cristallin de la Leaota est, comme nous l’avons vu, dans la meme situation: souleve au S, il s’abaisse axialement vers le N. Bien que reduits comme etendue, les depots du premier cycle des Bucegi sont identiques comme facies et comme âge ă ceux de Piatra Craiului. Ces depots se presentent sous la forme d’une etroite bande N-S, depuis Polița, jusqu’ă Valea Tătarului au S, apparaissant aussi ă Lespezi—Zănoaga. Dans le flanc oriental, ils affleurent seulement dans la klippe alongee N-S de Piatra Arsă—S-ta Anna, preș Sinaia, et en d’autres petits lambeaux de calcaires tithoniques semes le long de la ligne frontale des Bucegi. On a pu voir au chapitre de stratigraphie que, dans les Bucegi comme dans Piatra Craiului, le premier cycle s’est prolonge jusque dans le Neocomien, et qu’apres le Barremien la sedimentation y a ete interrompue, ne reprenant qu’avec le Cenomanien; que la lacune durant l’Aptien et l’Albien a ete marquee par des mouvements orogeniques et par une periode d’erosion qui a en grande pârtie suprime les depots jurassiques et neocomiens. 11 est possible d’ailleurs que ces depots ont ete dans les Bucegi originaireinent peu developpes. On a pu voir aussi comment la transgression cenomanienne, venue du NE, a depose dans la region la puissante seric des conglomerats de Bucegi, qui a moule les excavations et noye sous leur masse les reliefs precenomaniens. La complete identite de facies des depots sedimentaires dans les deux grands synclinaux, la presence du meme socle cristallin sur lequels ils se sont constitues, comme aussi les rapports etroits de leur tectonique, mettent en evidence d’une maniere indubitable leur evolution geologique commune. Les mouvements tectoniques d’âge tertiaire ont accentue les anciens plis esquisses pendant le Mesocretace, si bien que les conglomerats cenomaniens sont interesses, comme dans Piatra Craiului de son cote, par le grand pli synclinal des Bucegi. Ce synclinal presente un grand developpement, ses flancs ne montrant nulle part des inclinaisons au delă de 20—25°. Les conglomerats cenomaniens y ont de ce fait l’aspect d’une interminable succession de bancs apparemment tres peu derange et qui, â la suite des mouvements tertiaires, a ete fracturee surtout transversalement. L’importance de ces fractures est tout ă fait secon- daire. Quant aux failles longitudinales, elles sont probablement apparues 7 98 NICOLAE N. ONCESCU 98 durant l’orogenese mesocretacee et ont ete rajeunies ulterieurement. Elles sont visibles aujourd’hui seulement en relation avec les depotsjurassiques qui percent șa et lă la couverture de conglomerats. Dans la region des Bucegi aussi, l’on constate les effets de la poussee venue du NW. Ainsi, sur les coupes que nous presentons, on observe que le syn- clinal des Bucegi est assymetrique, son flanc W etant souleve par rapport au flanc oriental; de plus, l’axe N-S du synclinal y est deplace vers l’W, le flanc W etant bien moins large que le flanc E. On constate aussi que, le flanc W s’appuye normalement sur le cristallin, tandis que le flanc oriental, ayant ă sa base les klippes jurassiques de Piatra Arsă, chevauche la zone interne du Flysch neocomien de la region de Sinaia—Bușteni. Nous attribuons la situation relativement elevee du flanc W au soulevement du seuil cristallin de la Leaota au cours des mouvement stertiaires. En meme temps que le mouvement vertical, la masse cristalline de la Leaota a ete deplacee vers l’E par la poussee venue de la direction du Făgăraș. C’est ce mouvement, transmis au synclinal des Bucegi, qui a determine le chevauchement du flanc oriental de celui-ci, le long de la Prahova par-dessus la zone des couches de Sinaia et du Barremien greseux du Flysch neocomien. Tous les termes jurassiques moyens apparaissant du dessous du Tithonique du flanc W du synclinal, montrent que ce flanc est reste relativement en place sur son socle cristallin. LA LIGNE FRONTALE DES BUCEGI La poussee venue du NW n’a rencontre, le long de la ligne frontale des Bucegi, qu’une faible resistance. II ne nous a pas ete possible de trouver — dans le cadre de notre region — des donnees precises sur l’amplitude des mouvements mesocretacees; cette question oblige pour etre discutee et eclaircie, de placer la region dans le cadre general des Carpates, ce que nous ferons d’ailleurs plus tard. En tous cas nous devons souligner, independamment de toute interpretation de la tectonique mesocretacee des Carpathes, que cette ligne frontale doit etre consideree comme un effet de ces anciens mouvements. Dejă dans le mesocretace l’important accident tectonique dont il est question separait deux zones distinctes: ă l’W, la zone cristallino-mesozoîque, dans laquelle le Necomien apparaît sous le facies marneux-ammonitique, de Dâmbo- vicioara; â l’E, la zone du Flysch, oii le Neocomien offre le facies neritique des couches de Sinaia. Les poussees intenses venues du NW, au cours du Tertiaire, ont fait glisser le flanc oriental des Bucegi — par chevauchement — sur la zone des couches de Sinaia. Sur une grande distance le long de cette ligne frontale les conglomerats de Bucegi du flanc oriental viennent en contact avec les couches de Sinaia; il Vîgr/' Institutul Geologic al României 99 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 99 n’y a que dans le S, que sur cette ligne de contact anormal apparaissent les klippes jurassiques de S-ta Ana—Piatra Arsă. Dans cette pârtie aussi s’intercale le facies greseux du Barremien entre le Jurassique—Berriasien de Piatra Arsă—S-ta Ana et la base des conglomerats de Bucegi, montrant le meme plongement que les conglomerats. La carte met en evidence que ce Barremien se prolonge, sous les conglomerats de Bucegi, bien plus loin que la terminaison N des klippes jurassiques, qu’il depasse d’environ 3 km. Nous avons signale deja la presence d’un complexe de couches greseuses identiques aux gres barremiens, qui affleure â l’E de la ligne frontale des Bucegi en situation verticale, ou offrant un fort pendage W — atteignant 80—-85°. Ce paquet peut etre suivi, en particulier dans Valea Jepilor, sur une distance de 400 in. Vers Bușteni toutefois, leurs relations avec les couches de Sinaia ne peuvent etre suivies pas-â-pas, du fait de la presence de la foret et des eboulis de ces parages. Mais, preș de Bușteni, puis dans la vallee de la Prahova, affleurent — â 1 km de distance â peine des gres massifs barremiens — les couches de Sinaia tres developpees. II s’ensuivrait donc qu’il faut admettre ici un passage graduel depuis l’horizon de gres barremiens en couches verti- cales aux couches de Sinaia. Comme nous l’avons affirme ă un autre endroit, aussi bien la bande de gres barremiens qui sont en concordance avec les conglomerats, que les gres redresses â l’E de la ligne de chcvauchement, disparaissent un peu au N de Valea Jepilor. A partir de ce dernier point vers le N le long de cette ligne frontale, les conglomerats de Bucegi viennent en contact direct avec les couches de Sinaia. La ligne frontale presente, au S, une direction SSW- NNE; cette direction change â l’extremite N de la klippe de Piatra Arsă, devenant SSE-NNW; cela, du fait meme de l’apparition de cette klippe, qui a determine un decallage de la portion S d’environ 1 km par rapport â la pârtie N. La direction NNW de cette ligne persiste jusqu’â Poiana Coștilei, ou elle dessine un entrant aigu. Ensuite, elle se dirige vers le N, en recoupant Valea Cerbului â 200 m â l’W de la maison Dihamu. En cet endroit, on observe sous les conglomerats de Bucegi, une puissante breche â elements de schistes cristallins, temoignant que le fondement cristallin se trouve ă faible profon- deur dans cette pârtie du flanc oriental des Bucegi. A partir du sommet dit La Clește, la direction de la ligne frontale rede- vient NNW jusqu’â la hauteur des calcaires tithoniques de Piatra Arsă *). Elle est interrompue ici par une faille transversale particulierement interes- sante, ainsi qu’on le verra plus loin. Dans Valea Cerbului apparaissent — dans le flanc W de la faille — des couches de Sinaia qui peuvent etre suivies jusqu’au point Pichetul Roșu. Ces >) Klippe situee aux sources de Valea Râșnoavei. 7* Institutul Geological României IOO NICOLAE N. ONCESCU 4 IOO couches apparaissent de sous les conglomerats cenomaniens; elles se trouvent donc ici en fenetre. Dans la meme situation tectonique se trouvent les couches de Sinaia, qui affleurent sous la forme d’une bande etroite de suite au N de Pichetul Roșu, depuis le debut de Valea Glăjăriei vers le N. En jugeant d’apres la distance entre ces fenetres tectoniques et la ligne frontale, il semble resulter que l’envergure du chevauchement du flanc oriental des Bucegi, est d’au moins 4 km. La grande poussee developpee au cours de ce phenomene explique bien l’aspect plissote des couches de Sinaia, comme leurs diaclazes et leurs empillement en paquets fragmentes; ces couches, ont subi de la part de la lourde masse chevauchante un veritable petrissage. LE DECROCHEMENT DE PIATRA MARE ET LE CHEVAUCHE- MENT DE CELLE-CI SUR LES COUCHES DE SINAIA J’ai montre plus haut que la ligne frontale des Bucegi est limitee par une faille transversale, faille qui passe en contrebas des calcaires de Piatra Arsă II (sources de Valea Râșnoavei) avec une direction W-E. L’importance de cette ligne transversale est dans le fait qu’elle separe — dans la grande zone syncli- nale orientale — deux unites: l’une au S, celle des Bucegi, l’autre au N, celle de Piatra Mare. L’unite de Piatra Mare, au N, a subi un deplacement accentue vers l’E par rapport ă l’unite des Bucegi au S, et la faille transversale de la base des calcaires de Piatra Arsă a servi de plan de glissement lors de ce decalage. N’ayant pas eu la possibilite d’etendre nos recherches sur la region de Piatra Mare, nous utilisons, dans le but de clarifier la position tectonique de cette unite par rapport ă notre region, la carte publiee recemment par M. Jekelius (34). Sur cette carte, la zone de Piatra Mare, constituee par des sediments jurassiques et des conglomerats de Bucegi, est interpretee par M. Jekelius comme formant une nappe charriee par-dessus la zone des couches de Sinaia. La dislocation â l’E de Piatra Mare, qui limite les conglomerats cenoma- niens du substratum de couches de Sinaia, s’etend sur une longueur de 10 km en direction NNW, dans la rive gauche de Valea Gârcinei. Les couches de Sinaia affleurent en fenetre aussi â l’W de la ligne de chevauchement de la Gârcina, au S de Turcheș. Essayant de trouver la liaison entre la zone de Piatra Mare et celle des Bucegi, nous remarquons d’abord que, la ligne de la Gârcina presente la meme situation tectonique que la ligne frontale de Bucegi. Elles separent les flancs orientaux chevauchants des deux synclinaux formes par les sediments jurassi- ques et les conglomerats des Bucegi, des couches de Sinaia constituant l’autochtone. Le flanc E du synelinal de Piatra Mare represente une zone 101 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI IOI identique â celle du flanc E des Bucegi, mais deplacee bien plus vers l’E que celle-ci par les poussees tectoniques tertiaires venues du NW. II s’ensuit que le flanc oriental des Bucegi etait — avant les poussees tertiaires — en continuite directe avec le flanc oriental de Piatra Mare. Ces poussees, etant plus fortes dans la moitie N du synclinal primitif, elles ont determine un decrochement transversal plus accentue — pouvant etre estime â environ 12 km par rapport aux Bucegi; cette moitie N, a ete poussee donc en nappe par-dessus les couches de Sinaia. II ressort aussi de la carte de M. Jekelius que, le bord meridional de la nappe de Piatra Mare est un ligne de fracture â direction W-E, passant entre Timișul-de-Sus et Predeal. La zone de Piatra Mare apparaît donc comme une pârtie integrante de la grande zone synclinale orientale, decrochee et poussee de beaucoup vers l’E le long de cette faille transversale. La tectonique du synclinal des Bucegi—Piatra Mare est, naturellement, en liaison etroite avec celle du synclinal de Piatra Craiului—Rucăr. Celui-ci, du reste a ete le premier â subir l’effet de la poussee exercee par la masse cristalline du Făgăraș. II est donc interessant de considerer la tectonique de la region dans son ensemble. Dans ce sens la question paraît se presenter dans les conditions suivantes: Le cristallin des Monts du Făgăraș a exerce une pression vers l’E, de plus en plus accentuee â mesure que l’on se deplace vers les hauteurs septen- trionales des Monts Perșani; ici, il se trouve fortement chevauche, sur le Lias de Codlea (Jekelius, 31 coupe, p. 17). Les effets de ces pressions ont ete premierement ressenties par la zone de Rucăr—Piatra Craiului. Mais la region de Rucăr est uniquement fracturee, sans deplacement lateral bien notable. La region de Piatra Craiului—Fundata a ete detachee de celle de Rucăr suivant la faille transversale de la Dâmbovița (â Podul Dâmboviței); elle a ete ployee en synclinal ă bord occidental deverse, et decrochee vers l’E d’en- viron 4 km. Son extremite N chevauchee d’une maniere plus accentuee, subit en meme temps, du fait des pressions de plus en plus fortes, une brusque inflexion vers l’E suivant la ligne Măgura—Bran. Les memes pressions se manifestent aussi dans les Bucegi qui, ployes en synclinal fracture, sont pousses par-dessus les couches de Sinaia. Mais, le plus puissant effet de ces pressions est ressenti par la zone Postă- varul—Piatra Mare qui, detache des Bucegi—Piatra Craiului le long de la faille transversale mentionnee, est poussee bien plus loin vers l’E, en nappe sur les couches de Sinaia. L’ampleur du decrochement est d’environ 12 km, et il n’est pas exclu que la zone de Zăganu fasse pârtie de cette nappe de charriage; le fait semble meme ressortir clairement des recherches de M. A Institutul Geologic al României icr/ 102 NICOLAE N. ONCESCU 102 Preda (83). La disposition en ecailles imbriquees de la region Postăvarul— Piatra Mare est due au meme phenomene. Ce chevauchement accentue a ete certainement de beaucoup facilite par l’affaissement axial vers le N du cristallin de la Leaota. Au contraire, vers le S, les coupes montrent avec evidence la resistance que cet anticlinal oppose aux poussees tendant â accumuler toujours vers l’E la couverture sedimentaire fracturee et localement decollee. L’anticlinal de la Leaota s’efface de plus en plus vers le N, et disparaît completement ă la latitude de Piatra Mare—Postăvarul; â la place des deux synclinaux meridionaux (Bucegi et P. Craiului), on trouve ici un seul synclinal (Piatra Mare) de depots sedimentaires, jurassiques et neocomiens, recouverts par les conglomerats cenomaniens transgressifs. Le synclinal de la region de Brașov—Christian—Codlea comportant du Trias et les trois termes du Jurassique (Lias, Dogger, Malm), en dehors du Neocomien et des conglomerats, se differencie comme une zone distincte par rapport â la grande zone synclinale Piatra Craiului—Bucegi—Piatra Mare— Postăvarul (ici l’on n’observe nulle part du Trias, ni du Lias â la base de la serie etudiee). PARTICULARITfiS TECTONIQUES Ă LTNTERIEUR DU SYNCLINAL DES BUCEGI Dans la region des Bucegi, le flanc W, marque par le Jurassique de Tătarul— Polița, montre une direction N io° E et un pendage E 200, qui se retrouvent dans les conglomerats cenomaniens de la crete Bătrâna—Gaura. Les conglomerats de cette derniere se trouvent aujourd’hui sur une marche elevee par rapport aux conglomerats du Bran, du fait de l’existence probable d’une faille N-S passant en contrebas de cette crete. Suivant cette faille, l’entier synclinal des Bucegi a ete souleve de plusieurs centaines de metres par rapport â la region W. Le synclinal des Bucegi delimite ainsi â l’W par cette faille, â l’E par la ligne frontale deja etudiee, apparaît — du fait de la faible inclinaison de ses flancs — sous l’aspect morphologique d’une immense plaque formee dans sa tres grande majorite de conglomerats cenomaniens. Cette plaque est inte- ressee en plusieurs endroits par des failles, dont voici les plus importantes: Faille de la vallee superieure de la Ialomița. Cette faille, â direction N-S, peut etre suivie sur une longueur de 4 km. Elle est visible deja au S des gorges du Tătaru et s’etend jusqu’au N du confluent de Valea Horoabei, separant les calcaires tithoniques â l’W des greș et conglomerats cenomaniens ă l’E. En deux endroits le long de cette faille, le cristallin affleure â la base des cal- caires tithoniques: l’un se trouve au debouche des gorges de Tătaru; le Institutul Geologic al României 1CR 103 RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 103 cristallin assez developpe y est tres broye. Plus haut de 3 km, au debouche de la Horoaba, se trouve le deuxieme affleurement de schistes cristallins, d’extension reduite. Cette faille disparaît vers le N, masquee par les conglo- merats cenomaniens de 1’Obârșia lalomiței. Le fait que la faille n’est evidente que dans Ies depots jurassiques, laisse supposer qu’elle a ete determinee, par Ies mouvements mesocretaces, avant la transgression cenomanienne. Les failles transversales du flanc W des Bucegi. Tout comme le flanc W de Piatra Craiului, celui des Bucegi est recoupe par quelques failles transver- sales, de faible importance, le long desquelles les compartiments se sont decroches. Deux de ces failles se trouvent dans les environs de Vama Strunga. Elles sont paralleles et offrent une direction W-E. La carte montre que le bloc jurassique qu’elles delimitent est deplace vers l’W d’environ 500 m par rapport â la bordure generale du synclinal. Nous ne possedons pas des elements en nombre suffisant pour apprecier l’âge de ces failles; il est cependant tres probable que la fragmentation a commence au temps des mouvements mesocretaces; les decrochements qu’elles ont facilite sont toutefois ă considerer comme des effets ter- tiaires. Les ecailles de la klippe Piatra Arsă—S-ta Ana. La klippe de Jurassique de S-ta Ana, recoupee par Valea Peleșului, consiste en deux ecailles imbriquees de l’W vers l’E. Le pendage des couches y est de 350 W. L’ecaille de base est formee par les jaspes chevauchant. les couches de Sinaia; au-dessus des jaspes oxfordiens, suivent les calcaires tithoniques et berriasiens, puis les greș barremiens. Le Barremien de cette ecaille est interrompu par une faille ă inclinaison W de 450; la deuxieme ecaille le surmonte. Celle-ci offre la meme succession sedimentaire: jaspes ă la base, Tithonique-Berriasien, greș barremiens, recouvert par les conglomerats de Bucegi. Les failles de la dalie de'conglomerat* du plateau des Bucegi. Cette dalie d’un aspect tabulaire, ă une epaisseur de plus de 1.000 m. Elle a subi au cours du Tertiaire un deplacement accentue vers l’E, chevauchant de 4 km environ les couches de Sinaia. Son flanc W, a ete lui-aussi deplace vers l’E, mais en- semble avec son fondement cristallin. Ces mouvements ont determine l’apparition dans la masse rigide des conglomerats, de failles â directions variees, accompagnees de denivellations. Mais il serait impossible de suivre ces dislocations dans la masse des conglo- merats, sans l’horizon de greș micaces turoniens-senoniens de la pârtie supe- rieure des conglomerats. Ces greș n’affleurent que dans Ies regions centrale Institutul Geologic al României NICOLAE N. ONCESCU 104 104 % et meridionale du synclinal; de ce fait, les details de la tectonique des regions au N de Caraimanul restent imprecis. Voici les failles dont nous avons eu la possibilite de preciser le trajet: a) Faille ă l’E des sommets Cocora — Pietrosul — Blana. Cette faille s’oriente SW-NE. Elle separe les conglomerats ceno- maniens, montrant la direction N 200 E et un plongement 180 W, des greș turoniens-senoniens; la direction de ces greș est N 180 E, et l’inclinaison de i5°W. b) Faille â l’E du sommet de Nucetul. 11 s’agit tres probablement de la continuation de la precedente. Cette faille se presente en effet immediatement au S et dans les conditions identiques. La direction en est cependant differente: elle s’oriente N-S. En dehors de ces deux failles, paralleles â l’axe du synclinal, il y a dans la region des failles transversales, de direction W-E. c) La faille au S du Caraiman. Nous avons deduit la pre- sence de cette faille, du fait que dans son aile N les conglomerats forment une paroi abrupte, dominant d’environ 300 m l’aile S. Au SW de Caraiman, on trouve une serie de failles transversales au con- tact des conglomerats et des greș, determinant plusieurs ecailles sur le flanc oriental du synclinal. Ces ecailles montrent un plongement monoclinal constant vers le SW. Nous avons deja signalees ces Ecailles se traduisant dans la serie des sommets connus â l’W de Sinaia, les Jepi, Piatra Arsă, Furnica, Vârful cu Dor, etc., chacun forme â la base par les conglomerats, et ă leur pârtie superieure par les greș turoniens-senoniens. Chaque ecaille est separee des voisines par des lignes de failles: djla faille entre l’ecaille des Jepi et celle de Piatra Arsă; e) la faille entre l’ecaille de Piatra Arsă et celle de Furnica; f) la faille entre l’ecaille de Furnica et Vârful cu Dor; g) 1 a faille separant l’ecaille de Vârful cu Dor, de l’ecaille de Păduchiosu — Oboarele; h) la faille entre Păduchiosu et Dichiu. Un phenomene interessant soulignant cette structure en ecailles du pla- teau des Bucegi, c’est la disposition particuliere du cours superieur des vallees â la surface de ce plateau: bien d’entre elles presentent und deviation particu- liere ă angle droit, immediatement apr^s avoir touche les conglomerats de la base de ces ecailles. Ainsi, Valea Dorului, apres un trajet N-S dans les greș superieurs, se dirige ă angle droit vers l’E quand elle a touche les conglomerats cenomaniens de la base de l’ecaille de Vârfu-cu-Dor, Institutul Geologic al României ICR 10.5 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 105 De la meme maniere, Valea Oboarele dirige son cours egalement â angle droit, mais cette fois vers l’W, quand elle atteint les conglomerats de l’ecaille de Oboarele. Si l’on juge d’apres l’etat tres peu encaisse des vallees qui sillonnent le plateau des Bucegi (en general suivant des failles) avant d’arriver dans l’un ou l’autre des grands collecteurs de la Prahova et de la Ialomița, on pourrait deduire que la tectonique en ecailles des Bucegi est tres recente. D’autre part, vu le fait que cette tectonique en ecailles est tres probablement la consequence immediate du deplacement vers l’E du synclinal sous la poussee du cristallin du Făgăraș, il s’ensuivrait que cette poussee soit elle-meme un phenomene tout aussi recent; qu’il soit du au paroxysme orogenique de la fin du Pliocene, dont l’influence tres accentuee dans les Carpates a ete mise en evidence par M. Voitești (ii8). C) L’ANTICLINAL DE LA LEAOTA Entre les deux synclinaux de Piatra Craiului et des Bucegi, se dresse avec une direction conforme — N-S jusqu’â N io° E — l’anticlinal de cri- stallin de la Leaota. C’est une zone massive, atteignant des altitudes au delâ de 2.000 m (max. 2.134 m, dans Vârful Leaotei). Elle vient en contact direct, ă l’W avec le Jurassique superieur du flanc oriental du synclinal de Piatra Craiului, â l’E avec le Jurassique moyen du flanc occidental des Bucegi. Nous avons dejâ insiste sur l’ennoyage axial de cet anticlinal, vers le N, sous les conglomerats cenomaniens de la depression de Bran, qui font la liaison entre ceux de la Piatra Craiului et ceux des Bucegi. Dans la region de Bran, c’est le cristallin qui se trouve dans le soubassement des conglomerats; il a ete rencontre dans les puits fonces pour la recherche de l’eau et affleure meme en plusieurs endroits par le decapage des conglomerats du fait de l’ero- sion. Le point le plus septentrional d’affleurement se trouve entre Bran et le village Poarta, dans Valea Poartei. Le cristallin affleure aussi sous les con- glomerats — sous la forme d’une zone large de 4 km — un peu au S, le long de Valea Lungă, entre les villages Moeciul de Sus et Moeciul de Jos. En general, l’absence des depots jurassiques sous la couverture — assez mince ici — des conglomerats cenomaniens, montre que le soulevement de l’anticlinal cristallin remonte â une epoque anterieure au depot de ces conglo- merats, sous l’effet des mouvements orogeniques mesocretaces. Cette circon- stance explique, d’une part l’erosion durant l’Albien des sediments du premier cycle 1), de l’autre la faible epaisseur des conglomerats, tres naturelle dans une region ă caractere geanticlinal. *) Comme oft l’a vu prdcădcmment, il n’y a que deux endroits oti des lambeaux de calcaires tithoniques se sont conserv^s: â Goaga—Predelușul et au confluent de Valea Moe- țiului. Institutul Geological României 106 NICOLAE N. ONCESCU 106 L’anticlinal de la Leaota a joue un role important durant les mouvements tertiaires; le role d’un seuil resistant devant Piatra Craiului, poussee vers l’E par l’avancement de la masse du Făgăraș, qui l’a deplacee dans cette direction d’environ 4 km. Dans ce deplacement, le flanc W est reste solidaire du cristallin de soubassement; le fait est prouve par la conservation des horizons sedimen- taires de la base des calcaires tithoniques. II faut en conclure que le sedimen- taire s’est deplace ici ensemble avec le cristallin. Au contraire, dans le flanc oriental, des decollements et des deplacements relatifs sont intervenus, qui ont determine la destruction par laminage de ces horizons; il n’en reste que, par-ci par-lă, quelques paquets de jaspes oxfordiens. A la fin, devant l’entassement de masses provoque â l’W, l’anticlinal de Leaota cede â son tour: il est deplace vers l’E de 2 â 3 km, en transmettant les poussees au synclinal des Bucegi qui le flanque sur sa droite. L’anticlinal de la Leaota a subi aussi au cours des mouvements tertiaires un mouvement d’exhaussement sur la verticale, accompagne par l’apparition de la faille, de flanc occidental des Bucegi. C’est le long de cette faille que devait avoir lieu le soulevement maximum du cristallin dans son aile orientale, ensemble avec l’entier flanc W des Bucegi. Le fait s’est traduit par I’assyme- trie — deja notee — du synclinal des Bucegi, dont le flanc W est bien plus exhause que le flanc E. L’ennoyage axial vers le N de l’anticlinal de la Leaota, dans la region de Piatra Mare—Postăvarul, a eu comme effet la suppression de tout obstacle â la poussee exercee par le Făgăraș. Le cristallin de cette derniere zone a eu donc la possibilite d’exercer librement sa poussee tectonique sur sa pârtie N (Piatra Mare), la deplacant de 16 km vers l’E par-dessus les couches de Sinaia. La faille WNW-ESE qui a occasionne le decrochement signale au S de la region de Piatra Mare, s’est formee justement ă l’endroit ou l’anticlinal de la Leaota, suffisamment enfonce, n’a plus eu d’influence sur les rapports des masses superficielles. Dans ce cas, l’inflexion vers l’E de la crete de Piatra Craiului, dans le region de Măgura—Bran, doit etre mise egalement au compte de la r^sistance plus faible opposee â la marche en avant du synclinal occi- dental par l’anticlinal de la Leaota dans la region de Bran. * 4 De tout ce que nous avons consigne jusqu’ici sur les caracteristiques tectoniques de notre region, il ressort que, la tectonique actuelle est due â la sommation des divers mouvements orogeniques tertiaires, remaniant en bonne pârtie les effets tectoniques de l’orogenese mesocretacee. II ressort aussi que, le phenomene tectonique le plus important pendant les mouvements tertiaires, c’est celui de la poussee de la masse cristalline du Făgăraș vers l’E et SE. Nous n’avons pas des donnees suffisantes, dans la region meme, pour de- duire avec quelque precision lequel parmi les paroxysmes tertiaires a deter- k IGR/ Institutul Geologic al României io? REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 107 mine ce chevauchement. Toutefois, en partant de la constatation faite sur l’etat encore jeune des vallees du plateau des Bucegi, qui ne sont pas encore encaissees, il se pourrait que ce paroxysme coincide avec la puissante orogenese de la fin du Pliocene. Cependant, il est possible aussi que le chevauchement du cristallin du Făgăraș et donc les pressions exercees par lui, representent les effets lentement additiones de plusieurs orogeneses tertiaires, qui ont contribues peu-â-peu â donner â la region ses caracteres tectoniques actuels. II. LES MOUVEMENTS OROGENIQUES MESOCRETACES L’interruption de la sedimentation du premier cycle — dogger-barre- mien — et la discordance transgressive des conglomerats cenomaniens ont ete determines par des mouvements orogeniques. Ces mouvements, qui ont eu lieu pendant l’Aptien, sont arrives â l’exondation de la region et â la creation durant l’Albien d’un relief, sur lequel s’est etendue la transgression cenoma- nienne. Une autre preuve de l’influence de ces mouvements, nous l’avons signalee dans les changements de rapports entre les compartiments tectoniques de la depression de Rucăr—Dâmbovicioara: la conservation des marnes neoco- miennes dans le compartiment actuellement plus eleve de Dealul Sasului— Dâmbovicioara ne peut etre expliquee, comme on l’a vu, que par une situation relativement abaissee par rapport aux autres compartiments, apres les mouve- ments-mesocretaces et pendant l’erosion albienne. Nous avons envisage aussi une autre preuve de l’influence de ces mouve- ments pendant l’Aptien et l’Albien, dans la formation de l’anticlinal cristallin de la Leaota. C’est cette apparition precoce qui explique le decrochement transversal au N de Piatra-Craiului Bucegi: du fait de la resistance opposee par l’anticlinal de la Leaota, deja forme, aux poussees tertiaires, ce segment s’est deplace relativement peu, tandis que le segment de Piatra Mare a ete pousse bien plus loin vers l’E par les pressions orogenique tertiaires. Notre region etant peu etendue toutefois, elle ne peut fournir un nombre suffisant de donnees pour apprecier l’intensite et l’ampleur de ces mouvements mesocretaces. La necessite s’impose donc de considerer cette region dans son cadre geologique naturel, de faire appel aux donnees obtenues dans les regions voisines. Dans cette voie, deux hypotheses peuvent etre avancees: I. Les depots du premier cycle se sont constituees dans un geosynclinal dont le substratum etait forme par le cristallin de la Leaota. Ce geosynclinal touchait â l’W le cristallin de Făgăraș, se prolongeant vers le N dans le geo- synclinal du Hăghimaș. Le paroxysme mesocretace a faiblement ondule ce geosynclinal qui, â son extremite meridionale, a ete subdivise en deux JA Institutul Geologic al României 16 R/ 108 NICOLAE N. ONCESCU 108 synclinaux secondaires, de Piatra Craiului et des Bucegi, par l’apparition du geanticlinal de la Leaota. II. Les formations du premier cycle provenant d’une zone situee au NW ont pu etre charriees, avec leur fondement cristallin, durant les mouvements Fig. 9. — Esquisse paMog&jgraphique de la region Bucegi—Piatra Craiului—Piatra Mare, au Cr6tac6 moyen. representeraient dans cette hypothese un phenomene secondaire de plissement de la nappe au cours de son deplacement. Nous proposant de discuter un peu plus loin ces hypotheses, nous souli- gnons pour le moment Un fait: quelque soit l’ampleur de ces mouvements orogeniques mesocretaces, ils ont dans tout les cas esquisse dans la region une serie de lignes tectoniques de deuxieme ordre qui ont ete reprises par les mouvements tertiaires. Les orogeneses tertiaires ont remis en mouvement la region, en accentuant les plis formes, en changement localement les rapports de position entre les divers compartiments tectoniques, surtout, en accentuant le deplacement vers l’E des grands blocs isoles par les failles mesocretacdes. Institutul Geologic al României IGRZ 109 RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 109 Ces mouvements tertiaires ont affecte bien entendu aussi les depots du deuxieme cycle sedimentaire en transgression sur le relief precenomanien. Nous presentons dans l’esquisse ci-contre l’aspect — en lignes generales — de notre region avant le depot des conglomerats de Bucegi. Sur ce schema, le massif de Piatra Mare est recule vers l’W de 16 km, les Bucegi, la Leaota et la pârtie N de Piatra Craiului, de 4 km, tandis que le cristallin du Făgăraș y occupe une situation bien plus occidentale que celle actuelle. Entre ce dernier et la limite W du synclinal de Postăvaru—Piatra Mare, s’intercalait la zone synclinale plus interne, Codlea—Vulcan, caracterisee par des sediments mesozoîques plus anciens, triasiques et liasiques, qui sont absents dans les autres. Le fait que ce synclinal se termine aujourd’hui vers le S avant d’atteindre Piatra Craiului, que ses depots ne se retrouvent plus ă l’W de celle-ci, peut etre du, soit au laminage complet, soit peut-etre plus simplement ă leur absence originelle. Quant au fondernent cristallin de ce synclinal, il s’agit, en jugeant d’apres les donnees de M. Schmidt, du cristallin de la Leaota qui affleure ă l’E de Holbac, ă l’interieur de ce synclinal. La region synclinale cristallino-mesozoîque, de Leaota—Piatra Craiului— Piatra Mare—Bucegi, avec son sedimentaire debutant par le Dogger, carac- terise par le grand developpement de calcaires tithoniques massifs et par un Neocomien de type ammonitique, se differencie par rapport ă la zone plus orientale du Flysch interne. Dans cette derniere, le Neocomien — et meme la pârtie terminale du Jurassique — sont developpes sous des facies neriti- ques, depourvus de fossiles, sous un facies de Flysch. Essayons â present, en partant de cette esquisse, de voir laquelle des deux hypotheses convient le mieux ă notre region. L’HYPOTHSSE D’UNE STRUCTURE MESOCRETAC&E NORMALE C’est l’hypothese que nous avons exprimee dans notre note sur l’evolution geologique de la region (64). En nous basant sur l’identite complete entre les formations des deux cycles de sedimentation, dans les Bucegi et Piatra Craiului, nous avons condu â une identite d’evolution geologique des deux synclinaux. Vu que le Dogger inferieur debute, dans les deux synclinaux, par des conglomerats transgressifs, nous avons admis que les formations du premier cycle se sont deposes dans un seul geosynclinal â direction N-S, prolongeant le geosynclinal du Haghimaș, ou le sedimentaire, du Dogger au Neocomien, offre les memes facies (7). Dans cette note, nous avons considere que Ies couches triasiques et liasiques de Christian—Codlea se sont formees elles-aussi dans ce meme geosynclinal, installe de bonne heure dans la region, et qui s’etait etendu vers le SE, peu ă peu, dans le Dogger, englobant la region de Bucegi et de Piatra Craiului. JA Institutul Geologic al României IGRZ IIO NICOLAE N. ONCESCU no II ressort cependant de notre esquisse que les depots triasiques et liasiques de Cristian—Codlea appartiennent â un synclinal distinct, plus interne. Au Dogger, ce synclinal a ete double vers l’exterieur par un deuxieme synclinal, celui de Piatra Craiului—Bucegi, fonctionnant comme tel jusque dans le Barremien. L’anticlinal de la Leaota n’existait pas encore â ce moment; il s’est forme pendant les mouvements mesocretaces. Dans la region de Piatra Craiului—Bucegi—Piatra Mare, le Jurassique superieur consiste en calcaires tithoniques recifaux, massifs, tandis que le Neocomien est forme par des calcaires marneux et des marnes â facies ammoni- tique, ou « facies de Dâmbovicioara ». A l’E de la zone des Bucegi, les memes termes stratigraphiques presentent le facies flysch, sans fossiles, represente par les couches d’Azuga (Jurassique superieur), par les couches de Sinaia (Valanginien-Hauterivien), et par les couches de Comarnic (Barremien-Aptien). Le passage entre les deux groupes de facies n’est pas observable. Sur notre esquisse, nous avons separe les deux zones de facies par une ligne N-S, mate- rialiste dans la region par la ligne de chevauchement que nous avons designd sous le nom de «la ligne frontale des Bucegi». Pour interpreter, dans l’hypothese d’une structure normale, ce brusque changement de facies, nous pouvons admettre la presence d’une crete geanti- clinale le long de la ligne separatrice. Nous ne possedons cependant aucune donnee positive sur la presence d’une telle crete. Dans tous les cas, l’existence d’affleurements de schistes cristallin, â Zamura, decrit par M. M. Murgeanu et Gherasi (56), cristallin identique â celui de la Leaota, concorde suffisamment avec l’idee d’une sedimentation sur place des deux facies, recouvrant un fondement cristallin commun de type Leaota et separes l’un de l’autre par une crete. Parmi les etudes de synthese sur la geologie carpatique, etudes conșues dans la meme hypothese, nous devons citer celle de M. Macovei (43). Dans cette etude, les depots sedimentaires mesozoîques au contact du cristallin sont consideres comme appartenant ă un « synclinal marginal des Carpates Orien- tales », se prolongeant de Bucovine par le Haghimaș jusque dans Ies Bucegi. L’apparition actuelle discontinue de ces depots est due uniquement â l’erosion. Les mouvements orogeniques mesocretaces apparaissent dans cette hypo- these. avec un râie de deuxieme ordre, ayant un caractere precurseur. Le plissement qu’ils ont determine a ete de faible importance, la manifestation la plus accusee etant l’anticlinal meridional de la Leaota, separant les deux synclinaux. Mais ils ont en meme temps determine, dans cette region de for- mations rigides, l’apparition de la plus grande pârtie des failles citees plus haut. Dans la pârtie orientale de la region, les memes mouvements ont fait apparaître le long de la ligne de separation des deux facies, ou, si l’on veut, le long de la crete gâanticlinale, une fracture que les mouvements tertiaires feront evoluer en ligne de chevauchement: la ligne frontale de Bucegi. L- Institutul Geologic al României REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI L’HYPOTHfiSE D’UNE STRUCTURE MESOCRETACEE EN NAPPES Voici comment dans cette hypothese de nappes, le schema de structure geologique peut-il etre interprete. La ligne tectonique N-S qui, dans la pârtie orientale, separe les deux facies neocomiens, type Dâmbovicioara et type flysch, peut etre consideree comme la ligne frontale d’une nappe venue du NW. Cette nappe constituee par le cristallin de la Leaota et son sedimentaire du premier cycle, chevauche un autochtone forme probablement par un autre cristallin et un autre Meso- zoîque se trouvant en profondeur. Son front se trouve dans cette zone orientale des couches de Sinaia; il forme une separation tectonique des deux facies, ce qui paraît plus vraissemblable. La zone des gneiss de Făgăraș peut etre â son tour consideree comme une unite distincte par rapport â celle du cristallin de Ia Leaota. La possibilite de l’existence de plusieurs unites tectoniques dans le cristallin des Carpates meridionales est d’ailleurs generalement admise. L’ampleur du jeu du bloc du Făgăraș (durant le Tertiaire) laisse supposer d’ailleurs une activite de sa part pendant le Mesocretace. Le synclinal Codlea—Vulcan—Brașov, avec sa serie comportant du Trias et du Lias, ă cote du Dogger-Neocomien, apparaît comme une zone plus interne par rapport au synclinal de Piatra Craiului—Bucegi—Piatra Mare, ou seuls les derniers depots sont representes. Vu sa situation interne, il peut etre considere en connexion directe avec le synclinal du Hăghimaș, ou justement le Trias est represente. Si l’on tient compte de la nature du cristallin de Holbac, montrant — d’apres M. Schmidt (91) — des analogies avec le cristallin de la Leaota, on peut consi- derer ce synclinal comme venu en nappe, ensemble avec le cristallin de la Leaota et le synclinal externe. Mais l’argument tire des analogies des deux cristallins ne peut contrebalancer celui plus precis de la stratigraphie, de sorte que nous pouvons admettre que ce synclinal forme une unite â part, intercalee entre le cristallin du Făgăraș et celui de la Leaota. On ne peut cependant connaître, du fait des deformations ulterieures, les rapports de position entre les deux zones cristallines, de la Leaota et du Făgăraș, â la suite des mouvements mesocretaces. Les rapports actuels sont des rapports de chevauchement, le Făgăraș chevauchant la Leaota. II se pourrait cependant que le cristallin de la Leaota constitue quand meme une unite superieure, venue de regions plus internes par dessus le Făgăraș, sa situation actuelle etant due aux deformations tertiaires. Le voisinage immediat des deux zones de facies neocomiens le long de la Prahova, comme la fragmentation intense par les failles du Mesozoîque de Piatra Craiului—Bucegi, s’expliquent facilement dans l’hypothese d’une nappe Institutul Geological României 112 NICOLAE N. ONCESCU 112 de charriage mesocretacee. De meme, les affleurements cristallins des environs de Zamura, â facies semblables ă celui de Leaota, peuvent etre interpretes comme une digitation inferieure de la zone frontale du cristallin de la Leaota (D. M. Preda), digitation qui a perce les couches de Sinaia, sortant un peu â l’E en anticlinal, grâce aux mouvements tertiaires. De la meme maniere peut etre interpretee aussi l’intercalation de gres barremiens entre les conglo- merats de Bucegi et les calcaires tithoniques et berriasiens de S-ta Ana. L’hypothese d’une structure en nappes a ete de longue date admise dans les Carpates. Nous nous bornerons aux idees qui ont ete exprime â cet egard, et nous essayerons de voir comment ces idees s’accordent avec les faits que nous y avons constate dans notre region. Dans la bibliographie concernant la tectonique carpatique, c’est Jules Bergeron (4, 5) qui a le premier parle (en 1903 et 1904) d’une tectonique en nappes dans notre region. L’auteur considerait la serie sedimentaire entiăre des Bucegi, depuis le Lias (il considerait, ainsi que nous l’avons dejă consigne, les conglomerats ă charbons de la base du Dogger, comme du Lias) jusqu’au Cenomanien inclus, comme venue d’une region inconnue, en nappe, sur un autochtone cristallin. II appuyait son affirmation sur un laminage des depots jurassiques moyens dans le flanc W des Bucegi, et estimait que l’âge de cette nappe serait probablement sarmatien. Nous avons dejă examine en pârtie la question et montre que ce laminage n’existe pas en realite; au contraire, la serie jurassique moyenne est tres bien developpee ă cet endroit. Les faibles laminages constatees dans cer- tains endroits de la region, n’ont qu’un caractere local. En 1905, puis en 1910, G. Murgoci publie une serie de notes sur la tecto- nique en nappes des Carpates Meridionales (58, 59, 60, 61). L’auteur y con- state le chevauchement du I-er groupe cristallin et de son Mesozoique, en grande nappe de surplissement sur le II-ăme groupe cristallin et son Meso- zoîque — comme autochtone. La Leaota avec son sedimentaire jurassique et cretace est considere comme la zone frontale de la nappe du I-er groupe (Getique). Sur la carte accompagnant une de ses notes (61), Murgoci ne marque pas les klippes jurassiques de la base du flanc E des Bucegi. La ligne de chevauchement de la Prahova est consideree comme le front de la nappe tertiaire des conglomerats des Bucegi. Quant ă l’âge du charriage de la nappe getique, il a ete place, par Murgoci, entre la fin du Barremien et le debut du Cenomanien. Nos propres donnees confirment et precisent les idees de Murgoci quant ă l’âge du paroxys'me mesocretace, qui s’est produit pendant l’Aptien. Nous croyons cependant que, le cristallin de la Leaota et son sedimentaire appartien- nent ă une unite distincte de celle de Făgăraș. En 1907, Uhlig (115) publie sa synthese tectonique des Carpates, dans laquelle la zone cristallino-mesozoîque des Carpates comporte deux nappes: Institutul Geologic al României X. ICRZ RfiGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI 113 1. Une nappe inferieure, « bucovinienne », formee par du cristallin, des conglomerats et dolomies permiennes, des jaspes triasiques, des schistes noirs jurassiques, et du Tithonique-Neocomien ă facies sableux. La nappe bucovi- nienne est chariee, d’apres Uhlig, sur un autochtone de Flysch cretace inferieur. 2. Une nappe superieure, «transylvaine», exempte de cristallin, formee de schistes de Werfen, de Muschelkalk, de Trias superieur â facies de Hallstatt, puis de Rhetien, Lias, Dogger, Kimmeridgien et de calcaires tithoniques- neocomiens ă facies coralligene. Ces unites d’UHLlG n’ont pas des equivalents precis dans la region de Bucegi—Piatra Craiului. En effet, la serie Dogger-Tithon-Neocomien de Bucegi qui peut etre parallelisee ă la pârtie superieure de la nappe transylvaine, y est solidaire au cristallin de Leaota, tandis que la nappe transylvaine de Uhlig ne comporte pas de cristallin. En 1911, M.M. Mrazec et P.-Voitești, admettent — dans leur travail sur la structure en nappes du Flysch carpatique (53) — quatre nappes for- mant le Flysch interne. De ces nappes, la « nappe des conglomerats de Bucegi » est l’unite la plus superieure; elle serait formee par le cristallin de la Leaota — ensemble avec les Iambeaux d’ecrasement de gneiss de Cozia, et de granițe d’Albești — et par la couverture de sediments mesozoîques et tertiaires repo- sant sur le cristallin de la Leaota. II s’ensuit que notre region serait dans sa totalite comprise dans la « nappe du conglomerat de Bucegi» de ces auteurs. Cette nappe, comme d’ailleurs toutes les nappes du Flysch, aurait ete formee pendant le Tertiaire. En nous rapportant aux constatations faites dans notre region que dans le Tertiaire, apres la sedimentation du Cretace sup., des deplacements vers l’E ont eu lieu dans les deux synclinaux, nous devons conclure que ces deplace- ments s’encadrent par leur constitution de meme que par le sens du mou- vement dans cette « nappe du conglomerat de Bucegi». Les nappes du Flysch ont d’ailleurs ete considerees par les auteurs comme des nappes-ecailles, se deplațant de l’interieur vers l’exterieur, deplacements qui n’ont pas ete tres accentues. En 1929 M. Voitești, publie un travail de synthese sur la structure des regions carpatiques (117) et, en 1935, le meme auteur publie son «evolution g^ologique-paleogeographique de la Terre Roumaine » (118). Dans le premier, la tectonique carpatique est mise en parallele avec celle des Alpes; une distinction est faite entre les plissements mesocretaces, qui ont donne les « Chaînes Daces», et les plissements tertiaires dont les resultats ont ete les nappes du Flysch et les plis subcarpatiques. Les plissements mesocretaces ont affecte la zone cristallino-mesozoîque des Carpates, formant une serie de nappes â maximum de developpement — comme nombre et comme intensite — dans la region de 1’Oltenie, du Banat et de la Serbie orientale. 8 Institutul Geologic al României X. IGRZ 114 NICOLAE N. ONCESCU 114 Dans leur ordre d’apparition, en commenșant par la superieure, ces nappes sont, d’apres M. Voitești, les suivantes: I. «Nappe transylvaine»; II. «Nappe bucovinienne»; III. «Nappe Ge- tique»; IV. «Nappe de Retezat—Băile Herculane»; V. «Nappe de Cazane— Parâng»; VI. «Nappes des Portes de Fer—Albești». La region de Leaota—Bucegi—Piatra Craiului—-Piatra Mare est comprise dans la l-ere nappe (transylvaine) qui, d’apres M. Voitești, est la premiere apparue de la serie des six nappes mesocretacees, etant aussi la plus superieure. Elle serait formee par le cristallin de la Leaota et sa serie jurassique-neoco- mienne. La region plus septentrionale, des Persani, tient encore de cette nappe, comme aussi les depots sedimentaires et le cristallin de leur base de Hăghimaș et de Rarău, dans les Carpates Orientales. Le massif gneissique du Făgăraș est compris dans la Nappe Getique. La nappe II (bucovinienne), qui represente « mai mult o învălătucire cu « strivire și îngrămădire a grupului filitelor sericitoase-chloritoase și quarțitice «cărbunoase și a calcarelor cristaline intercalate lor, cu Paleo-Mesozoicul «(Permian-Trias-Jurasic-Neocomian) ce le acopere», se trouve iritercalee entre la nappe I et la nappe III. Elle s’est detachee d’ailleurs d’elles, et se trouve indiquee sur le flanc N du Făgăraș, mais sans etre pourtant representee aussi sur le flanc S de celui-ci. Comme on le voit, les donnees marquees sur notre esquisse se rapprochent de l’interpretation de M. Voitești. La nappe transylvaine, qui coincide dans notre region avec la zone cristallino-mesozoîque de la Leaota—Bucegi—Piatra Craiului—Piatra Mare, englobe, d’apres M. Voitești, aussi «ceea ce s’a denumit altă dată Pânza Conglomeratului de Bucegi». Cette nappe devrait, â notre avis, etre interpretee comme comportant deux phases d’avancement: L£re phase mesocretacee, pendant laquelle la nappe transylvaine est venue, amenee par les poussees tangentielles, de l’W, et s’est avancee dans la situation montree par notre esquisse. Ses elements constitutifs etaient alors, les schistes cristallins de la Leaota, et sa couverture sedimentaire du premier cycle. Apres cette phase de mouvements de grande ampleur pendant l’Aptien ă eu lieu la transgression des conglomerats cenomaniens et des gres turoniens- senoniens. Vient ensuite la Il-e phase, celle des mouvements tertiaires, pendant laquelle la nappe transylvaine, â laquelle s’est ajoutee le con- glomerat de Bucegi, s’est fragmentee — sous l’influence de la poussee du Făgăraș (le getique de M. Voitești) — d’abord en deux grands blocs: Piatra Mare au N, et Piatra Craiului—Leaota—Bucegi au S. Le bloc septentrional s’est decolle de son substratum et, ne rencontrant aucune resistance de la part de son trefonds cristallin, a subi un deplacement important (16 km aprox.) vers l’E, venant recouvrir dans cette direction les couches de Sinaia; au contraire dans le bloc meridional, le cristallin de la Leaota, opposant de la II5 REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI H5 resistance, le deplacement a ete plus reduit (4 km aprox.). Dans tous les cas, la translation pendant le Tertiaire a ete en general de moindre ampleur que celle du Mesocretace. Suivant nous, ce n’est donc que pendant les mouvements tertiaires, inte- ressant ensemble les conglomerats de Bucegi et le cristallino-mesozoique de l’ancienne nappe transylvaine, que celle-ci devient synonyme de la « Nappe du conglomerat de Bucegi». En reprenant les etudes de G. Murgoci sur les Carpates Meridionales, M. Streckeisen distingue dans la pârtie orientale de Ia chaîne trois nappes, superieures â la nappe getique, â savoir: 1, Ia zone du gneiss de Cozia; 2, Ie cristallin de la Leaota et 3, le cristallin du Făgăraș. II est â souligner que 1’auteur, comme M. Schmidt pour sa part (91, 92), reconnaît l’existence d’une ligne tectonique entre la zone de Făgăraș et celle de la Leaota. En 1938, M. Jekelius (34) considere la zone de Bucegi—Piatra Craiului— Piatra Mare—Brașov—Codlea, comme s’integrant dans la « nappe de conglo- merat de Bucegi» de M.M. Mrazec et VoiTEȘTi. Sur la carte annexe de ce travail, parue en 1939, M. Jekelius marque la ligne frontale de Bucegi comme element tectonique mesocretace. Nous avons deja exprime les motifs qui nous determinent â considerer cette ligne comme une ligne tectonique recente, tertiaire. RESULTATS ET CONCLUSIONS Le grand nombre des etudes presentees sur notre region imposent de degager, au terme de ce travail, nos contributions â la clarification des questions de stratigraphie, tectonique et developpement geologique qui nous ont pre- occup£. Une premiere contribution que nous avons apportee, c’est la distinction dans les formations sedimentaires de la region, de deux cycles de depots: le premier debutant dans le Dogger inf. et finissant avec le Barremien, le deu- xieme d’âge cretace superieur, commențant par le Cenomanien et finissant dans le Senonien. Nous avons pour la premiere fois trouve, dans le prolongement vers le S de Piatra Craiului, au-dessous des calcaires de Pietricica, la serie entiere du Dogger. Cette serie commence par les conglomerats de base, suivis par les greș et les marnes bathoniens et calloviens ă Posydonomya alpina Grass, au- dessus, les jaspes et les calcaires rouges kimeridgiens, puis le Titho- nique. Nous avons suivie cette serie vers le N jusque sous le sommet« La Om », ou elle avait ete deja precisee par les recherches de M. Jekelius (32). Cette serie doggerienne se rencontre assez souvent â la base des calcaires tithoniques de la region, pour croire que son absence,en certains endroits, 8* Institutul Geologic al României 116 NICOLAE N. ONCESCU Il6 est due uniquement ă des suppressions tectoniques, par laminage. Une consequence de ces constatations, c’est de renoncer â l’idee que le Tithonique represente dans les Carpates Meridionales une formation transgressive, idee exprimee par Popovici-Hatzeg et adoptee par Haug et par Schaffer. Par la situation stratigraphique, strictement encadree entre le Kimeridgien ă Aspidoceras acanthicum Opp., et les marnes calloviennes, I’âge des jaspes peut etre mieux precise: ils sont oxfordiens, et non pas calloviens-oxfordiens comme on l’estime habituellement. Le passage graduel du Tithonique aux marnes neocomiennes se fait par un horizon de calcaires blancs, souvent stratifies en plaques jusqu’â 15 cm d’epaisseur, et qui peut etre attribue au Berriassien. D’autre part, la revision de la riche faune des marnes neocomiennes nous a permis d’y trouver des formes commenșant dans le Valanginien et dont certains ne depassent pas cet etage. II s’ensuit que la presence de ce Valanginien peut etre appuyee aussi sur des preuves paleontologiques. Nous avons largement developpe la question de l’interruption du premier cycle de sedimentation â la fin du Barremien, la mettant au compte des mouve- ments orogeniques mesocretaces; nous avons insiste aussi sur la formation d’un relief continental pendant 1’Albien,occasionne par l’exondation de la region. Nous avons d’autre part apporte de nouveaux arguments en faveur d’un âge cenomanien des conglomerats de Bucegi, aussi bien dans les Bucegi que dans Piatra Craiului; l’opinion de P.-Hatzeg ă ce sujet est donc juste. La discussion quelque peu ample de ce point, consignee plus haut, s’est imposee du fait que certains auteurs avaient dernierement soutenu l’idee que les con- glomerats representent en pârtie une formation regressive d’âge aptien-albien. Entre les conglomerats cenomaniens et les marnes senoniens existe, dans la rdgion de Rucăr, une nette continuite de sedimentation; la serie comporte donc aussi Ie Turonien, que nous estimons represente par les greș micaferes. La meme continuii existe d’ailleurs aussi dans les Bucegi entre les conglo- merats et la serie des greș micaferes superieurs, turoniens et senoniens. Nous avons montre l’evolution geologique commune des Bucegi et de Piatra Craiului. Ces deux massifs se presentent comme de grands synclinaux separes l’un de l’autre par l’anticlinal cristallin de la Leaota. Cet anticlinal s’ennoie axialement vers le N, si bien que les deux synclinaux se relient dans le synclinal de Piatra Mare—-Postăvarul, ecrase et pousse vers l’E. Le synclinal de Codlea—Vulcan—Brașov qui renferme, en dehors des deux series, Dogger-Neocomien et Neocretace, des depots denotant le Trias et le Lias, s’individualise comme un synclinal distinct, plus occidental. La tectonique de l’ensemble de la region apparaît determinee par Ia poussee vers le SE exercee pendant le Tertiaire par la masse des gneiss du Făgăraș, tendant â chevaucher les zones orientales. Institutul Geologic al României ICR U? REGION DE PIATRA CRAIULUI-BUCEGI Les effets que nous constatons aujourd’hui resultent de la sommation de differents paroxysmes orogeniques tertiaires, superposes ă l’ancienne tectonique du Cretace moyen et dont les propres effets ne peuvent plus etre que diffici- lement dechiffres. Toutefois, la transgression des conglomerats cenomaniens noyant un relief postbarremien, comme aussi le changement de position rela- tive entre les compartiments tectoniques de la depression de Rucăr—Dâmbo- vicioara, et enfin l’apparition de l’anticlinal de Leaota separant deux regions â evolution identique — sont des preuves nettes de l’activite dans la region des mouvements mesocretaces. Nous rappelons les preuves de poussee vers le SE, exercee par la masse des gneiss du Făgăraș sur le massif de Piatra Craiului: le retroussement du flanc W de celui-ci dans la region du sommet « La Om »; le decrochement transversal le long d’une faille NW-SE recoupant la Dâmbovița, marque par un deplacement de 4 km vers l’E de la portion N du synclinal de Piatra-Craiului; l’inflexion brusque du flanc W de Piatra Cra- iului â l’extremite septentrionale de celle-ci, dans la region de Măgura—Bran. La pression exercee par le Făgăraș a determine le decollement du flanc oriental de Piatra Craiului de son fondement cristallin de la Leaota, et son glissement vers l’E; au cours de ce glissement, les formations doggeriennes de ce flanc ont ete supprimees par laminage. Les poussees continuant, l’anticlinal de la Leaota a fini par ceder lui aussi; de cette fapon, le synclinal des Bucegi a ete â son tour pousse vers l’E, chevau- chant par son flanc oriental la zone interne du Flysch forme de couches de Sinaia, le long de la ligne de frontale de Bucegi. Le flanc interne des Bucegi est reste cependant en place par rapport ă son socle cristallin. La zone septentrionale, celle de Piatra Mare—Postăvarul, oii le cristallin de la Leaota, etait trop enfonce pour opposer de la resistance aux poussees venues du NW, a ete pousse bien plus vers l’E que les Bucegi. II est naturel de penser que des nouvelles failles y sont apparues, et que les mouvements ont ete repris aussi le long des anciennes failles mesocretace. Les paroxysmes tertiaires ont en grande pârtie efface les effets de la tectonique mesocretacee. II n’en est pas moins vrai que plusieurs de ces effets peuvent etre mis en evidence par une analyse plus minutieuse; nous en avons enumeres plusieurs qui semblent bien etablis. Le region n’offre pas cependant des preuves suffisantes de l’ampleur de ces mouvements. De ce fait, nous les avons consideres, en elargissant notre cadre, â la lumiere de deux hypotheses: L’hypothese d’une structure normale â la suite de ces mouvements meso- cretaces, et L’hypothese de nappes de charriage mesocretacdes. Dans l’hypothese de la structure normale, il s’en suivrait qu’apres le pre- mier cycle, dogger-barremien, sedimentă approximațivement dans l’aire Institutul Geological României Il8 NICOLAE N. ONCESCU actuelle de distribution des depots respectifs, un faible plissement du geosyn- clinal mesozoi'que ait survenu, marque par l’exhaussement de l’anticlinal de la Leaota et par l’apparition de nombreuses failles fracturant la region. Parmi celles-ci, la 'plus importante c’est la ligne frontale des Bucegi, apparue le long de la zone geanticlinale, qui separait le Neocomien â facies flysch du Neoco- mien vaseux du type Dâmbovicioara. L’hypothese des nappes de charriage explique mieux cette difference des facies de Neocomien type Flysch et de Neocomien vaseux, ce dernier venu avec la nappe. Elle explique mieux aussi le jeu comme bloc independant du massif gneis- sique du Făgăraș. Ce massif a eu la possibilite d’exercer une poussee de grande ampleur dans le Tertiaire, uniquement du fait de sa differenciation anterieure en unite independante. La nappe de charriage de la region de Leaota—Bucegi—Piatra Mare— Piatra Craiului, par les elements qui entrent dans sa constitution et par le mecanisme de son mouvement, peut etre assimilee â la « nappe transylvaine » de M. Voitești. Cette nappe a eu d’apres nous deux phases d’avancement: Une phase mesocretacee, pendant laquelle le cristallin de la Leaota et son sedimentaire du Dogger inf. au Barremien ont ete charries vers le SE. II est possible que le synclinal occidental de Codlea—Vulcan qui comprend aussi des depots triassiques et liassiques soit une unite distincte. Dans cette hypo- these, la ligne frontale de Bucegi marque le front de la nappe transylvaine butant contre l’autochtone disloque des couches de Sinaia. La deuxieme phase a eu lieu durant le Tertiaire, apres la sedimentation des conglomerats de Bucegi et du reste de la serie du Cretace superieur. Nous considerons les phases de mouvement tertiaires des differents blocs produits par l’orogenese mesocretacee dans l’ancienne nappe transylvaine avec sa couverture de Cretace superieur, comme apartenant elles seules â la «nappe du conglomerat de Bucegi ». Rețu: Octobre 1940. IGR/ nstitutul Geologic al României BIBLIOGRAPHIE r. AmI BOUli. 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Edition franțais, 1886. 107. — Relațiune sumară de lucrările Biroului Geologic în campania anului 1883 (Districtele: Prahova, Mehedinți, Dolj și Romanați). An. Biur. Geol., I (1882—1883), Nr. 1, București, 1883. Edition franțais, 1886. 108. — Relațiune sumară de lucrările Biroului Geologic în campania anului 1884. An. Biur. Geol., II, 1884, București, 1885. Ed. franțais, 1886. 109. STRECKEISEN A. Sur la tectonique des Carpates Măridionales. An. Inst. Geol. Rom., voi. XVI, (1931), București, 1934. 110. TEISSEYRE W. Stratigraphie des rdgions pâtrolifăres de la Roumanie et des contr^es avoisinantes. Guide des exc. du III-eme Congres Intern, du Petrole. București, 1907. ni. TOULA Fr. Eine geologische Reise in die transylvanischen Alpen Rumăniens. Neues Jahrb. f. Mineralogie, Geologie, etc., 1897. 112. TRAUTH FR. Aptychenstudien. III—V. S. 329—411. Ann. des Naturh. Museums in Wien, Bând XLIV, Wien, 1930. 113. UHLIG V. Uber Fr. 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Geographische und geologische Beobachtungen am Bucegi-Massiv. Ac. Roum. Bull. Sect. Scien., XIII, 1—7, S. 1—2, București, 1930. 120. — Urme de ghețari în Munții Bucegilor. An. Inst. Geol. Rom., voi. XIV, 1929, p. 63—77, București, 1930. 121. SUESS E. Die braune Jura in Siebenbiirgen. Verh. d. k. k. geol. R. A., 1867, S. 28. . Institutul Geologic al României IGR N.ONCESCU’ Region de Piatra Craiului-Bucegi.- Etude Geologique.— Imprim, atei. Inst. Geologic al Rom. ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI. VOL. XXII X. IGR Institutul Geologic al României N. ONCESCU: Region de Piatra Craiului—Bucegi - Etude Geologique.— Imprim, atei. Inst. Geologic al Rom. ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI. VOL. XXII Institutul Geologic al României IGR/ / N.ONCESCU • Region de Piatra Craiului -Bucegi -Etude geologique Imprim Atei.Inst.Geologic al Rom. ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI. ~Voi.XXII. Institutul Geologic al României iGRy SUR LES METHODES POUR CARACTERISER LA TEXTURE DES SEDIMENTS MEUBLES PAR MIRCEA POPOVĂȚ La question de la texture des sediments meubles a fait l’objet, ces der- niers temps, de nombreuses etudes qui, d’une part, tendent â rendre plus uniforme la presentation des donnees analytiques, et, d’autre part, essaient de caracteriser ces sediments. C’est aux recherches des petrographes dans ce domaine que nous devons quelques methodes interessantes, qui consistent â trouver certaines valeurs, que nous appellerons «indices de texture ». Ces indices, deduits des donnees des analyses granulometriques (mecaniques), sans etre capables de remplacer les donnees experimentales memes, peuvent faire valoir le caractere du sediment. Dans le present travail nous examinerons ces essais, en faisant connaître, en meme temps, notre point de vue. REPRfiSENTATION GRAPHIQUE ET FRACTIONS Des le debut, le chercheur se heurte ă la difficulte de comparer les resultats, â cause de la diversite des manieres de separer les granules en fractions, dont les limites sont extremement variables. Des systemes particuliers de separation sont employes dans presque chaque pays, sinon par chaque auteur. Existant un etroit rapport entre le choix des fractions et les representations graphiques de la composition granulometrique du sediment, commenqons par examiner celles qui sont le plus employees. Une representation qui n’indique pas le fractionnement inițial est donnee par la courbe de sommation (cumulative, integrale), dont les avantages ont ete si clairement exposes par M. G. W. Robinson (18). Pour la tracer, on porte en abscisse les dimensions des diametres des particules 1), et en ordonnee ’) On peut tout aussi bien porter les rayons ou, comme il a 6td recommandă par M. ROBINSON, le logarithme des vitesses de chute des particules. Institutul Geologic al României 2 MIRCEA POPOVĂT 126 la somme en pourcents de granules aux dimensions egales ou inferieures â celles de l’abscisse correspondante. II y a encore des discussions quant au choix de l’echelle des abscisses, certains auteurs etant pour l’echelle nume- rique, tandis que la plupart ont adopte l’echelle logarithmique. On ne peut pas, au moyen de l’echelle numerique, separer les dimensions les plus petites, de l’ordre de grandeur des microns, qui constituent les fractions de granules dont le role est tellement important. Par contre, ces fractions ne sont pas negligees, dans l’echelle logarithmique, au profit des plus grossieres, qui, d’ailleurs, sont representees sur des longueurs assez grandes, comme il appert Fig. 1. — Courbes de sommation repr&ențant le mâme sediment aux ^chelles logarithmique et numerique de l’axe des abscisses. par un exemple choisi au hasard (fig. 1) ou, entre les memes limites de l’ab- scisse, on trouve les courbes aussi bien â l’echelle numerique, qu’ă l’echelle logarithmique. Les donnees correspondent ă un meme sediment (limon flu- viatile de la Vallee du Jiu, No. 11 du tableau II). On peut y remarquer que, dans l’echelle numerique des abscisses, 50% des granules sont comprimes sur 1/100' de la longueur de l’axe des abscisses, tandis que le dernier 1% occupe environ 2/3 de celle-ci. En revanche, dans la representation â l’echelle logarithmique, 50% des granules occupent environ la moitie de la longueur de l’axe des abscisses, tandis que le dernier 1% s’etend sur moins de 1/10 de cette longueur. M. Kumel constate que les fractions, telles qu’on les etablit commune- ment, n’ont pas la meme valeur, car les limites des fractions fines se trouvent Institutul Geologic al României 127 LA TEXTURE DES SEDIMENTS MEUBLES 3 beaucoup plus rapprochees que ne le sont celles des fractions plus grossi^res (9). Considerons par exemple la fraction 2—1 mm, elle est dix fois plus etendue que la fraction 0,2—0,1 mm qui, â son tour, depasse de dix fois la fraction 0,02—0,01 mm, rapport qui se maintient dans l’echelle numerique. Or, c’est justement ce fait qui plaide pour le choix de l’echelle logarithmique des ab- scisses, dans laquelle ces intervalles sont egaux. En effet, toutes les analyses granulometriques font ressortir la necessite de fixer les intervalles proportion- nellement â la grandeur des limites. Si les fractions etaient fixees de telle maniere qu’entre les limites il y ait une meme difference, comme par exemple 2—1,5 mm, 1,5—1 mm, 1—0,5 mm, 0,5—o mm, les donnees analytiques ne Fig. 2. A, histogramme; B, courbe de frequence du m^me sddiment et maniere de modifier la courbe. seraient plus capables d’exprimer la composition granulometrique de la plupart des sediments, pour lesquels la presque totalite des granules se grouperaient dans la derniere fraction. Par consequent, une fois decides pour l’abscisse â l’echelle logarithmique, le choix des limites des fractions est indique par celle-ci: les fractions doivent etre representees par des intervalles egaux, ou presque egaux. Dans la Science du Sol on a adopte, presque sans exception, les fractions proposees par Atterberg (1): sabie grossier ........ » fin .................. silt (poussiere) ...... argile . .............. 2 —0,2 mm en diametre 0,2 — 0,02 » » » 0,02 — 0,002 » » » < 0,002 » » » Institutul Geologic al României 4 MIRCEA POPOVĂT 128 Si, pour les buts recherches dans l’etude des sols ces limites donnent pleine satisfaction, elles sont trop larges quant il s’agit des sediments meubles. C’est pourquoi chaque fraction a ete partagee en deux ou trois subdivisions. L’une des plus utilisees est la division en trois, les limites se trouvant dans les rap- ports 2; 2; 2,5, comme par exemple dans les sous-fractions: 2—x mm; 1—0,5 mm; 0,5—0,2 mm. Dans une autre representation graphique qui, elle aussi, reclame l’ab- scisse â l’echelle logarithmique, le taux de la fraction est determine par l’aire d’un rectangle. Si les fractions sont representees par des intervalles egaux, la hauteur du rectangle devient proportionnelle au pourcentage (fig. 2, A). II est necessaire, dans ce cas, que les limites des fractions soient dans un rap- port constant. Ce sont les chercheurs americains qui construisent de prefe- rence ces graphiques, auxquels ils donnent le nom d’histogrammes. Dans ce but ils utilisent des fractions dont les limites forment une progression geome- trique â la raison 2 (parfois I/2), c’est-â-dire: x 1 1 1 1 1 x 1 1 2 — I, I-------,--------,---------,---------, ...,----------, .... 22 4 4 8 8 16 64 128 Le desavantage de cette division est de ne point s’emboîter dans celle enoncee plus haut, et qui trouve de plus en plus la faveur des petrographes. M. Cor- rens (3) divise les fractions proposees par Atterberg, dont les limites se trouvent dans le rapport de 10, en deux sous-fractions au rapport entre les limites de ]/xo = 3,162: 2 — 0,63, 0,63—0,2, 0,2 — 0,063, 0,063—0,02,.... Ces limites etant encore trop larges, il est preferable de proceder â trois . 3 ___ subdivisions. Le rapport entre les limites sera dans ce cas de ]/xo = 2,154. Cette maniere rationnelle de division paraît avoir ete proposee par M. Krum- bein, selon une citation de M. Niggli (13). Les sous-fractions de cette division sont les suivantes: 2 — 0,93, 0,93 — 0,43, 0,43 — 0,2, 0,2 — 0,093, °>°93 — 0,043, • • • • Entre autres, cette division possede l’avantage que, les limites etant proches de celles utilisees ordinairement dans la pratique, par l’intermediaire de la courbe de sommation, obtenue au moyen des donnees analytiques de la divi- sion pratique, il est facile de transformer ces donnees en fractions aux limites rationnelles. Les nouveaux points se trouvant sur Ia courbe â proximite des anciens, experimentaux, l’erreur eventuelle est reduite au minimum. Tandis que sur la courbe de sommation la fraction predominante corres- pond â Ia portion de la courbe dont la pente approche le plus de Ia verticale, sur l’histogramme cette fraction est donnee par le rectangle le plus haut. X. igr/ Institutul Geological României 129 LA TEXTURE DES SEDIMENTS MEUBLES 5 De l’histogramme on peut facilement passer â une courbe continue, aux memes caracteres, en reunissant les milieux des bases superieures des rectangles. On obtient de cette maniere les courbes de frequence pour la texture du sedi- ment (fig. 2, courbe B). TABLEAU I Division en fractions Fractions Sous-fractions Limites pratiques mm Limites rationnelles mm Blocs >200 >200 Grossiers 200 IOO 200 — 93 Galets ' Moyens 100 — 50 93 — 43 Petits 50 — 20 43 — 20 Grossier 20 — IO 20 — 9,3 Gravier .... Moyen TO — 5 9,3 — 4,3 Petit 5 — 2 4,3 — 2 I 2 — I 2 — 0,93 Sabie grossier . • II I — 0,5 0,93 — 0,43 HI 0,5 — 0,2 0,43 — 0,2 I 0,2 — O,1 0,2 — 0,093 Sabie fin. . . . II 0,1 — 0,05 0,093 — 0,043 III 0,05 — 0,02 0,043 — 0,02 Gros O,Q2 — 0,01 0,02 — 0,0093 Silt (Poussifere) . 1 Moyen 0,01 — 0,005 0,0093 — 0,0043 Fin 0,005 — 0,002 0,0043 — 0,002 Grosse 0,002 — 0,001 0,002 — 0,00093 Argile . . . . Moyenne 0,001 — 0,0005 0,00093 — 0,00043 Fine 0,0005 — 0,0002 0,00043 — 0,0002 Grosse 0,0002 — 0,0001 0,0002 — 0,000093 Suspension . . ■ Moyenne 0,0001 — 0,00005 0,000093 — 0,000043 Fine 0,00005 — 0,00002 0,000043 — 0,00002 Le tableau I contient la division en fractions et sous-fractions, etendue ă toutes les dimensions qu’on peut rencontrer dans la pratique J). Outre les limites utilisees dans la pratique, dont l’inconvenient est, nous l’avons vu, qu’elles ne se trouvent pas dans le meme rapport, on y trouve aussi les limites 3 __________________________________________________________________________________ rationnelles, qui forment une progression geometrique ă la raison de [/io. Evidemment, rien n’empeche que ces dernieres limites soient choisies aussi dans la pratique. A cet effet il suffirait d’employer des tamis aux ouvertures des mailles indiquees, ou bien, dans la methode de la sedimentation, utilisee *) Certains petrographes et g^ologues considerent des ddsignations telles que sabie, argile, coinme dtant impropres, vu qu’il pourrait y avoir confusion avec les sediments de meme nom. Jusqu’â ce que d’autres d^nominations acceptables fussent irouvdes, pour les chercheurs habituels des sediments meubles il n’y a aucune confusion possible lorsqu’il est question de « fraction sabie », « fraction argile ». Institutul Geologic al României IGRZ 6 MIRCEA POPOVĂT 13° pour determiner les particules fines, de faire le prelevement apres le temps cal- cule pour ces dimensions. L’introduction dans la pratique de ces sous-fractions est facilitee parce que, comme nous l’avons deja fait remarquer, leurs limites sont approchees de celles actuellement utilisees, et qu’elles peuvent s’inter- caler entre les limites en usage pour les grandes fractions. Toutefois, pour ne pas aggraver la confusion, que nous tendons justement ă reduire, nous utili- serons toujours les limites pratiques, en attendant qu’il soit possible de sou- mettre Ia question devant un for internațional. MfiTHODES POUR CARACTERISER LA TEXTURE Classification d’apres la texture. — Lorsqu’on dosire classifier le sediment d’apres sa texture, on recourt souvent ă une methode graphique. A cet effet Fig. 3. — Reprdsentation en triangle. Les numeros correspondent â ceux des sediments du tableau II. on reunit les resultats en trois groupes, par exemple sabie (2 — 0,02 mm), silt (0,02 — 0,002 mm), argile (< 0,002 mm) ). On porte ces valeurs le long ’) Les fractions peuvent 6tre group^es d’une autre maniere, selon les besoins, par exemple: sabie fin, silt et argile. Institutul Geologic al României 131 LA TEXTURE DES SEDIMENTS MEUBLES 7 des trois hauteurs d’un triangle equilatere, zero se trouvant â la base, 100 au sommet (fig. 3). Des points trouves sur chaque hauteur on mene des paralleles aux bases opposees. En realite, si la somme des pour-cents est 100, il suffit de deux paralleles qui, par leur intersection, determinent un point, dont la position par rapport aux trois sommets indique la texture. Pour la designation de celle-ci on peut separer de differentes manieres la surface du triangle. Une de ces manieres est figuree plus haut (fig. 3). Nous n’insistons pas sur la repre- sentation en triangle, les chercheurs qui en voient l’utilite pouvant se choisir celle qui convient mieux au but poursuivi. On trouve, dans le tableau II, la composition, reduite â trois groupes de fractions, de quelques sediments, les numeros correspondant â ceux de la fig. 3. TABLEAU II Composition granula metri que condensee des sediments examines 6 Z Nature du sediment, localii^, r6f6rence Sabie Silt Argile I 2 3 4 5 6 7 8 9 IO 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 Sabie de Kliwa, Gura Vitioarei (Prahova) *) . . . » d6sertique, Cote d’Anichab (Afrique SO) (7) 9 de dune, Moreni, (Dolj) •) 9 » 9 Conacul Faranga (Dolj) *) ... o fluviatile, Ciupercenii Vechi (Dolj) *) . . . » » Podari, (Dolj) *) Loess, Stelnica, (Ialomița) *) » Poșta, (Tulcea) *) 9 lacobdeal, (Tulcea) *) Limon diluvial, Păd. Fântânele (Dolj) *) .... 9 fluviatile, Livezi (Dolj) *) Vase lacustre, Leordeni, (Ilfov) •) 9 marine, Wilhelmshaven (Allemagne) (21) . . Poussiere eolienne, Iași, (Iași) *) 9 9 Salt Lakc City (U.S.A.) (4) . Marne, Mileanca, (Dorohoi) *) Argile coluviale, Țuglui, (Dolj) *) Bentonite d’origine am^ricaine, (11) Varved Clay, N. Ontario, (U.S.A.) (17) » » » » » & 100,0 99,7 91,1 9L9 93,4 95,° 61,4 52,8 63,9 35,7 30,5 52,0 16,5 26,9 27,4 3,3 i,7 4,8 M o,3 4,9 5,2 3,2 2,0 25,0 27,8 22,8 21,2 35,o 28,7 54,i 52,3 n,9 5i,5 26,2 10,9 81,0 9,2 4,o 2,9 3,4 3,o 13,6 i9,4 13,3 43,i 34,5 19,3 29,4 20,8 6o,7 45,2 72,1 84,3 17,9 90,8 En rapport avec la methode precedente il y a le procede de M. Holmes (8), qui caracterise le sediment au moyen d’un symbole unique, constitue de la maniere suivante: les pour-cents de sabie, de silt et d’argile sont exprimes, chacun, par un seul chiffre, soit o pour des teneurs allant de o â 9%, 1 pour *) Les echantillons de provenance roumaine ont et6 analysâs par l’auteur. Pour les autres, les numeros renvoient â la liste bibliographique de la fin. 9* 8 MIRCEA POPOVĂT 132 des teneurs de 10—19%, et ainsi de suite. La somme des trois indices doit etre 9. Par exemple, le symbole du sediment 10 du tableau II est 324. Cette methode est utile, parce qu’elle permet de transcrire ces symboles sur la carte et de reunir tous les points de meme symbole. II y a pourtant des sediments, tel celui du No. 12, pour lesquels le symbole ne peut pas s’etablir aisement. Dans une documentee etude sur la systematique des roches, M. Fischer (5) elabore un systeme semblable, mais en multipliant le nombre des indices composants, systeme qui trouve aussi la faveur de M. Correns (3). Ceci revient en realite â rendre les resultats d’analyses soignees â une precision reduite de dix fois. A ces procedes il manque la qualite des symboles adoptes par M. Holmes, la simplicite. Passons maintenant ă l’examen des methodes proprement dites pour carac- teriser la texture des sediments meubles. La plupart des valeurs obtenues se deduisent au moyen des courbes representant le sediment, soit des courbes de sommation, soit des courbes de frequence, le calcul se basant souvent sur des methodes statistiques. Mâthode Baker x). — La plus ancienne des methodes efficaces est celle de M. Baker (2), par laquelle on deduit deux indices, l’un representant le diametre moyen de la composition granulometrique du sediment, I’Equivalent grade, I’autre etant une mesure du degre de classement des granules, le Gra- ding factor. C’est une methode graphique, fondee sur les considerations sui- vantes: la grosseur du diametre moyen etant proportionnelle ă l’aire renfermee par la courbe exprimant la texture du sediment, l’« Equivalent grade » sera donne par la base d’un rectangle, dont l’aire egale celle renfermee par la courbe. Le rectangle represente un sediment ideal, aux granules d’une seule dimension, donc un sediment ă classement parfait. Plus la courbe de sommation s’ecartera de la droite representant le diametre moyen, plus imparfait sera le classement du sediment, et l’aire comprise entre la droite et la courbe constituera une mesure pour le degre de classement. On trace la courbe de sommation (dans cette methode les diametres doivent etre portes â l’echelle numerique), on mesure l’aire renfermee par la courbe (fig. 4, hachures verticales); en divisant par la longueur representant 100% on trouve une valeur qui, ă l’echelle des diametres correspond au diametre moyen. On mene une paralizie, par le point representant le diametre moyen, ă l’axe des pour-cents. De l’aire totale renfermee par la courbe on soustrait l’aire comprise entre la courbe et la droite (fig. 4, hachures inclinees). Le *) Dans une de nos notes antdrieures (14), on a imprimi, dans une phrase ou il est question de cette methode, Ies mots «toute arbitraire ». Ni la methode, aussi ingdnieuse que feconde, ni notre opinion, ne correspondent â ces mots, glissds par une regrettable inad- vertance. Institutul Geologic al României 133 LA TEXTURE DES SEDIMENTS MEUBLES 9 quotient entre la difference obtenue et la valeur de l’aire totale constitue Ie «Grading factor». Le «Grading factor» prend des valeurs comprises entre o et i, cette derniere correspondant â un classement parfait. La methode est d’application excellente pour les sables mais, pour des sediments â texture plus fine, il peut arriver que l’aire comprise entre la courbe et la droite soit superieure â l’aire totale renfermee par la courbe et, dans ce cas, le « Grading factor » devienne negatif, ce qui n’a aucun sens. On rencontre ces cas plus bas, dans le tableau V, pour les sediments Nos. io, 15, 18, 20. L’inconvenient n’est pas insurmontable, on n’a, par exemple, qu’â rapporter l’aire comprise entre la droite et la courbe directement ă l’aire totale, seule- ment, dans ce cas, la valeur o representerait le classement parfait, la limite superieure n’etant plus determinee. i M Institutul Geologic al României \_IGR/ IO MIRCEA POPOVĂT 134 Methode Wentworth.— Une methode fondee sur le calcul est celle de M. Wentworth (22). On y determine trois indices, â savoir: le diametre moyen («Mean size») 4>m, Vecart type (« Standard deviation ») E, mesurant le degre de classement de l’echantillon et Vindice d’assymetrie (« Skewness ») A, indiquant la preponderance, dans le sediment, des granules grossieres ou des granules fines. Om est mesure par l’abscisse du centre de gravite de l’aire comprise entre la courbe de frequence et l’axe des abscisses, E correspond au rayon de giration de la surface autour de son centre de gravite. Soient/ la frequence (pour-cents de granules de chaque fraction) et d la distance du milieu de l’intervalle representanț la fraction â l’origine choisie; les trois indices sont trouves au moyen des formules suivantes: ^fd v }f^fd* . V E= |/^’ A=^Lr- E croit â partir de 1 pour un classement parfait, les valeurs plus elevees indiquant des classements d’autant plus defectueux. La valeur de A serait nulie pour une courbe symetrique; elle est affectee du signe + ou —, selon que dans le sediment ce sont les granules grossieres ou celles plus fines qui predominent. Pour le detail des calculs voir l’appendice 2. L’application de la methode Wentworth necessite des fractions dont les limites soient en rapport constant. Pour le calcul on utilise des logarithmes dans la base de ce rapport constant des limites, par exemple ]/ 2, 2, ]/10, 3 j/io,... (v. l’appendice 1). En outre, les sediments ă texture fine doivent subir la modification apportee par M. Macar (io), qui reduit la courbe de frequence â sa pârtie principale, en menant des tangentes aux points d’in- flexion des branches descendantes de la courbe (fig. 2, B). Dans ce cas, on ne ddtermine plus le diametre moyen de toutes les particules du sediment, mais seulement le diametre moyen de la fraction predominante dans le sediment. C’est une methode dont le fondement mathematique est des plus rigoureux, elle reclame en revanche de longs calculs. La rectification de la courbe est indispensable dans le cas des sediments fins, afin d’omettre de nombreuses fractions, dont la plupart sont deduites par extrapolation, pour les petites dimensions. D’autre part, les fractions omises pouvant depasser en teneur les restantes, les calculs ne se rapportent plus â un sediment reel. Methode Gry. — L’indice dont il a ete question plus haut, le diametre moyen de la fraction predominante, est determine par une methode gra- phique due ă M-me Gry (6). Le diametre moyen trouve correspond ă l’ab- scisse du maximum de la courbe de frequence. Le degre de classement se duduit de la pente de la courbe de sommation, Institutul Geologic al României \jcRy 135 LA TEXTURE DES SEDIMENTS MEUBLES II Les resultats de l’analyse doivent etre groupes en fractions aux limites ă rapport constant. La methode de M-me Gry consiste â tracer la courbe des differences entre les pour-cents des fractions successives, en affectant celles-ci du signe + ou —, selon que dans leur succession les pour-cents croissent ou diminuent. Le point d’intersection de cette courbe avec l’axe des abscisses — le logarithme des dia- metres des granules — donne l’abscisse du ma- ximum de la courbe de frequence. Le numero correspondant au loga- rithme represente la va- leur du diametre moyen de la fraction predomi- nante, soit A (fig. 5). On porte la valeur de A (en logarithmes) sur l’axe des diametres de la courbe de sommation. De part et d’autre on prend les moities d’un intervalle representant une fraction. On eleve les points ainsi trouves sur la courbe de som- mation et on fait les dif- ferences entre les pour- cents correspondant â ces points de la courbe. Soit M cette difference, qui signifie le pour-cent de la fraction predomi- nante, dont le diametre moyen est A. Entre autres, l’avantage de la methode de M-me Gry est que, pour les courbes â deux ou plusieurs maximums, on trouve autant de valeurs A. Or, une courbe ă plusieurs maximums represente un sediment au depot duquel ont contribue plusieurs agents. Par consequent, les valeurs A pourraient fournir une indication de ces agents. II ne faut pas confondre l’indice A avec le diametre moyen des particules du sediment, ă cote duquel il peut etre calcule, et dont par ailleurs il peut differer sensiblement. Quant aux valeurs de M, nous devons remarquer qu’elles dependent des dimensions de l’intervalle 093 63 30 w g 8 S E 8 g s i S H g » □ £ cn Sa S Fig. 5.—Constructions graphiques et d’apres la methode Gry. 043 G20 297 0093 243 998 as 940 358 582 348 s ■30.0 - 10 log A « î.31 △ o 0204 mm M = 78~ 40=38 B represente toute ia courbe des d’f^anoes. dont on n a Uluise p PP- 154—159- 15. — Die Charakterisierung der Bodentypen durch Textur-Indices. Bericht iiber die Tagung der V. Kommission in Wien, 1937, pp. 24—26. 16. AMAR NaTH Puri and B. R. PURI. Expressing mechanical analysis and state of aggre- gation of soils by single values. Soil Sci., 47, 1939, PP- 77—81. 17. G. RlTTENHOUSE. A laboratory study of an unusual series of varved clays from Northern Ontario. Amer. Jour. of Sci. (5), 27, 1934, pp. no—120. 18. G. W. ROBINSON. The form of mechanical composition curves of soils, clays and other granular substances. Jour. Agric. Sci., 14, 1924, pp. 626—633. M Institutul Geologic al României 20 MIRCEA POPOVĂȚ 144 19. SCHOKLITSCH, in TH. ZlNGG. Beitrag zur Schotteranalyse. Schweiz. Min. Pelr. Mitt., 15, I935> PP- 39—140- 20. K.-H. SINDOWSKI. Korngrossen- und Schwermineralverteilung in rezenten Strand- sanden der mecklenburgischen Ostseekiiste. Zbl. Min. Geol. u. Pal. (A), 1938, pp. 161—167. 21. K. STOCKFISCH und W. BENADE. Die Cbarakterisierung der Heilschlamme und ver- wandter Stoffe... Mitt. aus d. Preuss. Geol. Landesanst., H. 11, 1930, PP- 35—83- 22. CH. K. WENTWORTH. Method of computing mechanical composition types of sedi- ments. Bull. Geol. Soc. Amer., 40, 1929, pp. 771—790. Institutul Geologic al României 16 R. APPENDICES 3 _ i. TABLE DE LOGARITHMES DANS LA BASE J/io Logarithme Nombre Logarithme Nombre Logarithme Nombre O,OI 1,0077 o,34 1,2982 0,67 1,6723 02 0155 35 3082 68 6853 °3 0233 36 3183 69 6982 04 0312 37 3284 7° 7113 °S 0391 38 3387 71 7245 06 0471 39 349° 72 7378 07 0552 4° 3593 73 7512 08 0633 4i 3698 74 7647 °9 0715 42 3804 75 7783 IO 0798 43 39io 76 7920 11 0881 44 4017 77 8058 12 0965 45 4125 78 8197 13 1049 46 4234 79 8337 14 1134 47 4344 80 8479 »5 1220 48 4454 81 8621 16 1307 49 4566 82 8764 17 1394 5° 4678 83 8909 18 1482 51 4791 84 9055 19 1570 52 4905 85 9200 20 1659 53 5020 86 9350 21 1749 54 5136 87 9499 22 1840 55 5252 88 9649 23 1931 56 5370 89 9800 24 2023 57 5488 9° 9953 25 2115 58 5608 91 2,0106 26 2209 59 5728 92 0261 27 2303 60 5849 93 0417 28 2397 61 5971 94 0575 29 2493 62 6094 95 0733 30 2589 63 6218 96 0893 31 2686 64 6343 97 1054 32 2784 65 6469 98 1216 33 2882 66 6596- 99 1380 Institutul Geologic al României IGR/ 22 MIRCEA POPOVĂȚ 146 2. EXEMPLE DES OPERATIONS A FAIRE POUR LE CALCUL DES INDICES D’APRES LA METHODE WENTWORTH (ADAPTATION D’APRES M. WENT- WORTH). mj: om 1*3 = 0,33 ms O.M •m? ■ ~ o,>s . nes Ti \/ w logTj T.soea v Tj 60?» E 0,39 0. si m3 0,316 * 3 * 0.730 •• 0,9^8 - 0.158 ♦ 0,118 + O, 059. X 2 ♦ 0,118 — - ao^o I fyo^ log = . i. Sl'-O 7*1 X TA g « s^s 0,030Z 1.62^2 Dans ce tableau, log represente le logarithme dans la base 10. Explicati011S. Dans la colonne f on trouve les pourcentages correspondant aux intervalles des fractions de la courbe rectifice. On choisit une origine provisoire o, ordinairement dans l’intervalle au taux le plus 61evă; d signifie l’ordre d’dloignement de l’intervalle respectif ă l’intervalle origine, en affectant du signe — les intervalles des fractions plus fines que celle de l’origine, et du signe + les intervalles des fractions plus grossi^res. Les valeurs Sfd ± m3 = 2fd3 sont trouvdes en unites d’intervalles. Zf ’ Calcul de 1, â savoir compris entre 1 < 2, on multiplic la valeur par 2,15; si Ti se trouve entre 2 < 3, on multiplie par (2,15)’ = 4,67, et ainsi de suite. r Institutul Geologic al României 147 LA TEXTURE DES SEDIMENTS MEUBLES 23 Calcul de A. — Suivre les indications du tableau. La valeur de A est — lorsque le centre de gravita se trouve â gauche de l’ordonnde maximum de la courbe de frequence, et + lorsque cele-ci se trouve â droite. Remarque. — M. WENTWORTH prend les fractions croissantes vers la gauche sur l’axe des abscisses, tandis que nous, nous les prenons â droite. Cette maniere de proceder est non seulement normale, mais presente encore l’avantage de ne plus reclamei" l’emploi des inverses des nombres, ce qui est năcessaire dans le procedă de M. WENTWORTH, pour 3_______________________ le logarithme (base /io) de Di. 3. EXEMPLE POUR LE CALCUL DES INDICES D’APRES LA METHODE NIGGLI Calcul de d.— Limite des fractions dn dn + 1 mn dn “r dn + 1 2 2 ^max 0,36 0,28 5,4 1,5120 0,2 0,15 6,8 1,0200 0,1 0,075 31,8 2,3850 0,05 °>°35 16,0 0,5600 0,02 0,002 0,01 I 16,0 0,1760 0,001 24,0 0,0240 0 100,0 5,6770 :ioo = 0,057 mm = d Calcul de d'. — L’indice d' est la limite d’une sous-fraction 0,057—0,05 rnm, dont la moyenne est 0,0535. Dans cette sous-fraction il y a 4,4% de granules, qu’on a 6valu6 en proportion de l’6tendue de cet intcrvalle, vu que dans l’intervalle 0,1—0,05 il y a 31,8%. Le produit du pourcentage par la moyenne de l’intervalle dans cette sous-fraction est donc dn T du 4. 1 4,4 X 0,0535 = °>2354. La somme de mn----------------------pour les granules des fractions au- dessous de 0,05 mm donne 0,7600, ă laquelle on ajoute 0,2354, au total 0,9954; en divi- sant par 60,4%, taux des granules plus fines que 0,057 mm, on trouve d' = 0,016 mm. Calcul de d". — En proc6dant d’une maniere analogue, on trouve la somme des d I J mn-------------- entre les limites extremes 0,057 et 0,36, on divise par 100 — 60,4 = 39,6 2 et on trouve d” = 0,118 mm. Calcul de a. — 3 (0,118 — 0,016) LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL DANS LA PÂRTIE MOYENNE DES CARPATES MOLDAVES PAR I. ATANASIU SOMMAIRE Page Informations prăliminaires..........................................................149 1. Nappe du grăs de Tarcău.........................................................152 Greș de Tarcău .....................................................................152 Eocăne superieur marneux (Couches de Plopu) ........................................154 Oligocăne...........................................................................156 Greș de Lucăcești...................................................................156 Menilites et marnes bitumineuses....................................................157 Schistes dysodiliques et greș de Kliwa........................................158 Miocene.............................................................................158 Les termes inf6rieurs au gr£s de Tarcău............................................158 2. Nappe de Tazlău (ou nappe intermădiaire)........................................159 Oligocene...........................................................................159 Iiocene ............................................................................161 Base de la nappe de Tazlău..........................................................163 Couches d’Audia.................................................................... 164 3. Nappe marginale.................................................................167 Eocene .............................................................................167 Oligocene...........................................................................168 4. Nappe submarginale..............................................................17° Oligocene.......................................................................... >7° Eocfene ............................................................................171 CrătaciS............................................................................I7« Miocene.............................................................................>7* Miocene păricarpatique..............................................................J72 Bibliographie.......................................................................*74 INFORMATIONS PRELIMINAIRES Dans la pârtie moyenne des Carpates moldaves (departements de Bacău et de Neamțu), la zone marginale du Flysch paraît, de premier abord, assez bien delimitee, par deux lignes tectoniques importantes: vers l’interieur des Carpates, par le front du greș de Tarcău, marquant le bord d’une zone plus Institutul Geologic al României 16 R/ 2 I. ATANASIU 15° interne et, â l’exterieur, par la ligne de contact anormal entre le Flysch paleo- gene et le Miocene subcarpatique. Du point de vue tectonique, il semblerait donc qu’il y a ă etudier, dans cette nappe marginale, une suite d’ecailles ou de digitations normalement seriees, derivant d’une masse de Flysch d’âge neocretace-paleogene, masse qui s’enracine â l’W sous la nappe du greș de Tarcău et qui, vers l’exterieur, a glisse par-dessus le Miocene subcarpatique. Des etudes recentes ont toutefois montre que cette image ne correspond pas ă la realite, laquelle est bien plus compliquee (pl. I et II). On a en effet constate, en premier lieu, que la nappe du grâs de Tarcău a pu recouvrir en certains endroits la zone marginale presqu’entiâre, arrivant jusque tout preș de la zone du Miocene subcarpatique. Plusieurs lambeaux se sont conserves de cette couverture (p. ex., la nappe de Berzunț, au S de Moinești), lambeaux qu’on serait tente de cataloguer, d’apres leur position, dans la nappe marginale, si leur facies ne trahissait pas une origine plus interne. En deuxieme lieu, on a pu etablir l’existence, entre la nappe marginale et la nappe du greș de Tarcău, d’une nappe distincte, que j’appelle la « Nappe de Tazlău », dans laquelle, l’Eocene plus particulierement, presente un facies visiblemerit intermediaire entre le facies marginal et le facies du greș de Tarcău. Cette nappe aussi s’avance parfois, tres loin vers l’E, jusqu’au voisi- nage immediat de la limite du Flysch, tandis qu’en d’autres endroits elle n’apparaît plus, restee probablement en profondeur au-dessous de la nappe du greș de Tarcău. En troisieme lieu, on a constate que la variation des facies de l’Oligocene est si accusee, qu’une distinction dans cette zone, d’au moins deux nappes est necessaire: la nappe marginale proprement dite, et une autre correspondant â une zone de sedimentation plus externe, nappe pour laquelle j’ai propose le terme de « Nappe submarginale ». La plupart du temps, la nappe marginale, decomposee en ecailles secondaires, arrive au contact direct du Miocene sub- carpatique, masquant entierement la nappe submarginale. II n’y a que vers le N, au dela de Valea Bistriței, dans les bassins du Cuejdiu et du Cracău, que la nappe submarginale reste bien decouverte. Enfin, aussi bien dans le bassin du Tazlăul-Sărat que dans ceux des vallees du Slănic, de l’Oituz et de Cașin, on a eu l’occasion de prouver que la sedi- mentation a continue, dans la zone marginale, au dela de la fin de l’Oligocene, car on trouve — au-dessus du gr&s de Kliwa et en concordance avec lui — une serie assez epaisse de depots greso-marneux passant graduellement ă des sediments â gypse et, probablement aussi, â sel. Ecrases et lamines entre les ecailles de la nappe marginale, ces sediments «intramarginaux» peuvent facilement etre confondus avec les depots salins de la zone subcarpathique, et conduire ainsi â des interpretations tectoniques erronees. On peut rencontrer — en resume — dans la zone marginale du Flysch des departements de Bacău et de Neamțu: Institutul Geologic al României 151 LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL 3 a) Des elements tectoniques constitues par le Paleogene du type marginal, caracteristique pour cette zone; b) Des lambeaux de recouvrement dans lesquels l’Eocene est de type interne; c) Des elements tectoniques appartenant â la nappe intermediaire de Tazlău; d) Des ecailles, ou des fenetres, dans lesquelles affleure la nappe submar- ginale; e) Des sediments salins de Miocene intramarginal (sur les ecailles); /) Des sediments appartenant au Miocene subcarpatique (en fenetre). Si nous tenons en meme temps compte du fait que les elements tectoni- ques plus internes, commc p. ex. la nappe du greș de Tarcău, peuvent arriver vers l’E jusqu’au bord du Flysch, laissant ainsi derriere eux des elements dont l’origine est bien plus externe, nous pouvons affirmer que la zone mar- ginale arrive â etre, dans cette region, un vrai chaos tectonique, dans lequel l’orientation est extremement difficile. Etant donne aussi que le terrain est en grande pârtie boise et ne presente dans aucun cas des affleurements qui permette de travailler sur la base de continuites evidentes, nous sommes obliges de nous baser, dans les essais de delimitation et de coordination des elements tectoniques, presque exclusivement sur les analogies de facies petro- graphique de ces elements. Pour les terrains les plus caracteristiques qui prennent part â la consti- tution du Flysch marginal nous conservons, dans ce qui va suivre, la reparti- tion stratigraphique qu’on trouve dans les travaux classiques —et qui est usuelle aujourd’hui encore. Ainsi nous parlons de «Senonien», «d’Eocene infe- rieur, moyen ou superieur» « d’Oligocene» etc. Toutefois nous observons que la correspondance rigoureuse avec les autres terrains qui se placent effecti- vement dans ces niveaux de l’echelle stratigraphique ne peut pas etre sufisam- ment prouvee, surtout ă cause de la penurie de documents paleontologiques dans le Flysch. De ce fait, les quelques travaux recents qui mettent en doute la classification stratigraphique courante des terrains du Flysch, sont certaine- ment justifies. Mais il n’est pas moins vrai qu’on peut utiliser, meme pour les tra- vaux de detail, une classification fondee surtout sur la superposition strati- graphique - ă la condition que la superposition normale soit etablie avec toute la rigueur. Et dans une region aussi mouvementee que celle du Flysch, aucune precaution â ce point de vue, ne doit etre consideree comme excessive. Afin d’eviter les confusions, nous n’hesitons pas â employer de preference pour les differents termes stratigraphiques du Flysch, les denominations locales qui ont ^te introduites par les differents auteurs, precisant le mieux possible le sens de ces denominations. . M Institutul Geologic al României UGR/ 4 I. ATANASIU 152 1. NAPPE DU GREȘ DE TARCĂU La nappe du greș de Tarcău constitue une unite tres developpde en surface. Elle est probablement decomposee en plusieurs ecailles secondaires qui n’ont pas ete jusqu’ă present bien mises en evidence. Dans sa constitution, entrent le Paleogene, le Senonien et les couches d’Audia. gr£s de tarcău L’element caracteristique de la nappe, c’est le greș de Tarcău. C’est un greș micace, gris-bleuâtre en cassure fraîche, jaunâtre sur les faces alterees; il est constitue — abstraction faite de la muscovite — dans sa plus grande pârtie par des grains de quartz, auxquels s’ajoute du feldspath, ainsi que des frag- ments de micaschistes et de quartzite. Est remarquable surtout, d’apres les etudes de M. Filipescu (i, p. 603) et M. Wetzel (2, p. 68), le contenu assez eleve en mineraux lourds: biotite, grenat, zircon, etc. Le greș de Tarcău fait effervescence avec les acides (surtout sur cassures fraîches). Les bancs qu’il forme atteignent plusieurs metres, admettant entre eux de minces cou- ches marneuses. Dans les ecailles les plus externes de la nappe du greș de Tarcău on trouve des intercalations conglomeratiques, epaisses de presque 10 m et parfois des conglomerats contenant des blocs de gneiss, de grano- diorites, de quartz, dont le diametre peut depasser 20 cm (p. ex. aux sources de Pârâul lui Manole—Tazlăul-Sărat). II est certain que ces conglomerats ne sont pas equivalents avec ceux qu’on trouve, dans les ecailles les plus internes, au toit du greș de Tarcău (3, p. 249). II faut remarquer aussi que dans les ecailles internes, le greș de Tarcău contient aussi des intercalations de marnes rouges, ce qui n’est pas le cas pour l’ecaille la plus externe qui con- stitue le front de la nappe du greș de Tarcău. Les seuls restes fossiles cites en Moldavie, dans le greș de Tarcău sont des petites Nummulites, lesquelles d’ailleurs sont assez frequentes. En Mountenie, dans le greș de Fusaru, MM. I. P.-Voitești (4) et Filipescu (i, p. 555) ont trouve aussi des Assilines, Orthophragmines et des fragments de Gasteropodes et Lamellibranches. Le greș de Tarcău est caracteristique, dans les Carpates orientales roumaines, pour la zone mediane du Flysch. Depuis le Teleajen vers le N il s’indivi- dualise et se developpe de plus en plus, atteignant dans la pârtie meridionale de la Moldavie une largeur de presque 20 km. Au N de la vallee du Bicaz, cette zone mediane se retrecit graduellement et disparaît. Plus au N on re- trouve le greș de Tarcău en Bucovine, ou il forme plusieurs lambeaux syncli- naux, surtout dans la zone interne du Flysch. Le greș de Tarcău peut etre suivi aussi au delă du Ceremuș, en Pologne, oii il forme des massifs importants dans la zone interne (beskidique) du Flysch. Vers l’E, c’est-â-dire vers le Institutul Geologic al României \ icrz 153 LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL bord externe des Carpates orientales, le gres de Tarcău est substitue par un autre facies de l’Eocene. La denomination a ete introduite par S. Athanasiu (5, p. XLVII). D’apres la diagnose originelle c’est un « gres grossier, qui peut devenir parfois conglo- meratique, massif ou en bancs tres epais; gris-bleu sur cassure fraîche, noirâtre sur les surfaces alterees. Des intercalations de schistes marneux de couleur grise ou noire et de gres en plaquettes sont generalement frequentes dans sa pârtie superieure ». Ce gres etait attribue ă l’Eocene. La liste des synonymies pour le gres de Tarcău, au sens large, est assez riche: Mittlere Karpathensandstein âPrisaca, en Bucovine (6, p. 321). Gres de Magyaros, dans le bassin de l’Oituz (7, p. 219). Uzusandstein (Cretace), dans les vallees de l’Uzu et de l’Oituz (7, p. 208 et legende de la carte geologique). Godulasandstein (Gault), toujours dans les vallees citees (7, p. 50 et profil, p. 220). Oi.thuzersandstein (Cretace), dans la vallee de l’Oituz (8, p. 200). Pro parte « Uzer san dstei 11» dans Ies Carpates orientales (9). Primics comprend sous cette denomination non seulement des vrais gres de Tarcău, mais aussi des gres cretaces (ex. les gres de Ceahlău). Non « U z e r-S a n d s t e i n » (Cretace moyen), dans les Carpathes orien- tales (10, p. 813). Uhlig emploie cette denomination pour des gres que nous attribuons aujourd’hui au Cretacee (Stânișoara, Ceahlău, Ciucaș, Comarnic). Pro parte Mago r as a n dst e i n (Paleogene) dans les Carpates orientales (10, p. 738). Une pârtie des gres consideres par Uhlig comme gres de Măgura sont des gres cretaces (Ceahlău, Stânișoara, etc.) tandis que une autre pârtie (Tarhavas) sont des gres eocenes, c’est-ă-dire des vrais gres de Tarcău. Pro parte « U z u-S c h i c h te n » (11, p. 576). Les couches de Uzu de Teisseyre sont parfois de vrais gres de Tarcău, mais parfois ce sont aussi d’autres depots (des gres schisteux de l’Eocene de la zone marginale, du Senonien). «Uz u-s a n d s t e i n » dans les environs de Poiana-Sărată (Sosmezo) (12). «Gres de Uzu» dans la Moldavie meridionale (13, p. 164). Pro parte «Gres de Siriu» dans les Carpates orientales (14, p. 333 et 15, P- 5°3)- A Siriu meme on trouve des gres eocenes (gres de Tarcău), mais une grande pârtie de la nappe du gres de Siriu est constituee par des gres cretaces. «Gres de F u s a r u » (14, p. 331; 15, p. 551; 16, p. 787; 17, p. 67). A la courbure des Carpates en Mountenie, et dans la Moldavie meridionale, le gres de Fusaru represente le bord externe du gres de Tarcău et un facies particulier, de passage, entre le gres de Tarcău et l’Eocene marginal. «Gres de Tarcău» en Moldavie (18, p. 93; 19, p. 41; 3, p. 248; 22, p. 70). f, I. ATANASIU 154 «Eocene du type Fusaru-Tarcău » dans la Mountenie orientale (i,p. 554, etude petrographique detaille). Pro parte «Glimmersandstein» dans le bassin du Tazlăul-Sărat, (21, p. 304 et 2, p. 11 et 67—68). Une pârtie des «Glimmersandstein» sont des intercalations dans l’Eocene de la nappe de Tazlău (echantillon Nr. 15 a, p. 68). A la nappe de Tarcău reviennent les echantillons numerotes 13, 14, 15 et 16, dont l’etude apporte des contributions interessantes pour la connaissance de ce greș. On a beaucoup discute l’âge du greș de Tarcău. Quelques profils que j’ai leves dans de bonnes conditions les derniâres annees (fig. 1) ont montre qu’au moins dans les ecailles les plus externes du greș de Tarcău, le greș massif avec son facies particulier atteint environ 400 m d’epaisseur, et est recouvert par les marnes â intercalations rouges de l’fiocâne superieur; il s’appuie d’autre part sur des marnes calcaires schisteuses, qui peuvent repre- senter encore une pârtie de l’Eocene, mais ces marnes englobent certainement aussi du Senonien, car elles contiennent des Inocerames caracteristiques (p. ex. Inoceramus salisburgensis F. et K., dans la Valea Largă). Le facies du greș de Tarcău est donc ici attribuable â l’Eocene exclusivement, et se situe au- dessous du niveau des marnes â intercalations rouges. II est probable que, plus â l’W, dans les ecailles plus internes de la nappe du greș de Tarcău, le facies greseux envahit aussi l’horizon superieur marneux de l’Eocene. Nous deduisons ceci du fait que l’on connaît, dans le grâs de Tarcău massif, des intercalations marneuses de couleur rouge; dans le greș des ecailles externes (Berzunț, Tazlăul-Sărat), qui represente seulement la pârtie inferieure au niveau des marnes rouges, ces intercalations sont introu- vables. 11 est donc comprehensible que, dans les ecailles plus internes, l’epais- seur du greș de Tarcău soit encore plus grande. De ce fait on voit que l’ac- ception du terme «greș de Tarcău» peut etre variee. Jusqu’â present on applique cette denomination â des greș eocenes internes qui surmontent les couches â Inocerames, tant qu’ils gardent un aspect petrographique plus ou moins constant, meme si ce facies envahit aussi les niveaux superieurs de l’Eocene (marnes rouges) et peut-etre aussi de l’Oligocene (greș de Lucăcești, et peut-etre meme des termes plus superieurs). Nous voyons donc qu’il est necessaire de restreindre la denomination â un certain type de developpe- ment. Nous reviendrons sur cette question. fiOCfiNE SUPERIEUR MARNEUX (COUCHES DE PLOPU) Le greș supporte, dans la region qui nous preoccupe, un horizon marneux â intercalations rouges, horizon dont l’epaisseur ne semble pas depasser 70 m. Le passage du greș de Tarcău aux marnes se fait graduellement mais assez rapidement, c’est-â-dire sur une faible epaisseur. On observe, comme inter- L- Institutul Geologic al României X 16 R/ 155 LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL 7 calations dans les marnes, des couches minces de greș bleuâtres, finement micaces et relativement durs, presentant toujours sur les faces qui viennent en contact avec les marnes des hieroglyphes nombreux et varies. La position stratigraphique de ces marnes dans la nappe du greș de Tarcău est clairement visible le long du ruisseau Plopu, affluent du Trotuș, preș Dărmănești, et aux sources du ruisseau Ariniș (Poiana Arșiței), affluent du Tazlăul- Sărat, preș Zemeș. Nous preferons choisir comme type l’affleurement de Plopu (fig. 1) puisqu’il est facilement accessible, et nous jugeons opportun d’introduire pour ces couches la denomination locale de « Couches de Plopu » afin d’eviter la confusion avec d’autres marnes rouges, d’âge eocene, qui ont probablement la meme position stratigraphique, mais qui appartiennent â d’autres unites tectoniques. Les «Couches de Plopu» dans l’acception que nous leur donnons ici, sont donc un facies et un terme stratigraphique des ecailles externes de la nappe du greș de Tarcău, terme situe au toit de ce greș. Nous avons deja exprime la supposition que dans les ecailles les plus internes de cette nappe le facies greseux pourrait envahir aussi l’horizon des « Couches de Plopu »; dans ce cas une separation de l’horizon ne serait plus possible et le seul indice de son existence seraient les marnes rouges intercalees dans Ie greș de Tarcău. Avec l’acception que nous leurs donnons, les couches de Plopu ont ete reconnues par R. Noth et Krejci-Graf (21, p. 305) et dcnommees « Bunten Mergel »; ce sont des marnes situees â la base des greș de Lucăcești, dans la nappe du greș de Tarcău. L’etude petrographique d’un echantillon provenant de Arșița est donnee par W. Wetzel (2, p. 70). II faut observer que les « Bunten Mergel» ont un sens plus restreint que les «Couches de Plopu », car M. Krejci distingue, entre les marnes rouges et le greș de Lucăcești encore un niveau: le « Flysch-Mergel «-niveau Fig. 1.—Schema stra- tigraphique le long du ruisseau Plopu. Luc., Grds de Lucăcești; M, mdnilites; Mb, marnes calcaires bitumineuses qui devrait correspondre ă la pârtie superieure de nos couches de Plopu. Toutefois en jugeant tant d’apres les coupes geologiques qu’on trouve dans le travail mentionne de MM. Noth et Krejci-Graf, de meme que d’apres les descriptions petrographiques et les precisions sur la position dans le terrain, que nous offre Ie travail de MM. Krejci-Graf et Wetzel, il est evident que le Flysch-Mergel represente un complexe qui com- prend aussi la majeure pârtie des sediments eocenes de la nappe de Tazlău. Institutul Geologic al României . IGrZ 8 I. ATANASIU 156 Les « marnes micacees, grises, avec 2—3 intcrcalations de marnes roages- violacees » que M. le Prof. I. P.-Voitești (23, p. 69), range dans l’Eocene moyen, ă la base du gres de Tarcău, sont certainement des marnes du meme âge que les couches de Plopu, mais qui appartiennent â une autre unite tec- tonique (Nappe de Tazlău). Leur position ă la base du gres de Tarcău, dans la region â laquelle se refere M. le prof. I. P.-Voitești (ruisseaux Petrosul- Sec et Petrosul) n’est pas normale; elles sont chevauchees par le gres, et l’apparition de Iambeaux de menilites et de gres de Kliwa sur le plan de charriage qui separe les deux nappes enleve tout doute possible quant â la position « normale » des ces marnes rouges ă la base du gres de Tarcău. OLIGOCfiNE Gres de Lucăcești. L’horizon â marnes rouges est suivi par de gros bancs d’un gres quartzeux, blanc-jaunâtre, exempt de mica ou en contenant tres peu et dissemine en tres fines paillettes, un peu marneux et souvent rela- tivement riche en granules de glauconie. Ce gres presente souvent, du moins macroscopiquement, des analogies avec le gres de Kliwa, au point de pou- voir etre confondu avec celui-ci. II est prudent de ce fait de n’attribuer â cet horizon que les gres qui stratigraphiquement reposent d’une maniere evidente sur l’fîoc^ne marneux. L’epaisseur du gres de Lucăcești est d’en- viron 15 m seulement; elle paraît plus faible ici que dans certaines ecailles plus externes. La denomination a ete introduite par M. I. P.-Voitești (16, p. 787) pour des gres qui, sur la crete de Berzunțu et sur celle qui se dresse entre les ruisseaux d’Asău et de Tazlăul-Sărat, recouvrent les marnes qui sur- montent les gres de Tarcău. D’apres la diagnose originale ce sont « des gres gris fins, faiblement micaces, qu’on peut facilement confondre avec le gres oligocene de Kliwa ». Pour eviter une confusion possible, nous observons le fait que les gres qui forment de gros bancs dans le ruisseau Lucăcioaia â Lucăcești, ne sont pas des gres de Lucăcești. Correspond exactement au gr£s de Lucăcești, ainsi qu’il a ete defini par M. le prof. I. P.-Voitești, la denomination de Lucăcești-Sandstein employee par MM. R. Noth et Krejci-Graf (21, p. 305) pour des gres situes strati- graphiquement au-dessus du gres de Tarcău dans le bassin du Tazlăul-Sărat. Le gres de Lucăcești se retrouve aussi, comme nous allons le montrer, dans la nappe de Tazlău et dans quelques-unes des dcailles les plus internes de la nappe marginale. Dans cette situation il a ete reconnu par M. Krejci- Graf (24, p. 56). Les deux echantillons etudies par M. Wetzel (2, p. 81) se rapportent â des gres de Lucăcești appartenant â la nappe de Tazlău. Je rapporte le gres de Lucăcești â l’Oligocene, et non pas â l’Eocene, du fait qu’avec lui apparaît dans la serie du Flysch un nouveau type de roche Institutul Geologic al României 157 LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL 9 qui — par son aspect petrographique — tient plus de l’Oligocene que de l’Eocene. En deuxieme lieu, parce que nous le considerons, du moins en pârtie, comme un equivalent des couches de Bisericani, couches que nous attribuons ă l’Oligocene inferieur. Menilites et marnes bitumineuses. Au-dessus du gres de Lucăcești, on trouve des schistes ă intercalations de gres schisteux. Dans la coupe de Plopul (fig. 2) â peine ă 10 m au-dessus des gres de ces schistes des ecailles de Melet a. Les marnes rappellent par leur schistosite, les schistes dyso- diliques de l’Oligocene, mais ici elles sont de beaucoup plus argileuses. Un banc de menilites â peu preș constant, d’une epaisseur depassant parfois 2 m, est surmonte par des marnes bitu- mineuses (ou schistes calcaires, comme on les appelle encore). Les marnes bitumineuses sont epaisses d’en- viron 30 m; ce sont des pelites bitumineuses. En cassure fraîche, elles sont de couleur chocolat, tandis que les surfaces exposees sont d’un blanc bleuâtre. Elles offrent assez souvent des restes de poissons et, tres rarement (p. ex. Pârâul Jghia- bului ă Cucueți, Bacău) des mollusques (Car- diaces et autres fossiles qui n’ont pas encore fait l’objet d’une etude). Frappees au marteau, ces roches degajent toujours une odeur de petrole. Pour certains geologues, elle representent, ensemble avec les menilites de support, la base de l’Oligocene. Nous-memes sommes enclins â les attribuer â l’Oligocene moyen, en laissant dans l’Oligocene inferieur le gres Lucăcești, on trouve dans Marnes calcaires bitumineuses Menilites Marnes dysodihques Gres sans mica a ecail- les de Me/etta Gres â struct. uroisee Marnes dys. a ecailles de poissons Gres schisteux dans des marnes Gres de Lucăcești Couches de Plopu Fig. 2. — Ddtails de consti- tution de la pârtie infdrieure de l’Oligocene â Plopu. de Lucăcești et, son equivalent stratigraphique, les couches de Bisericani. Les marnes bitumineuses sont un terme des plus importants de la serie sedimentaire du Flysch, car elles gardent, presque inchange sur de grandes distances, en long et en travers, leur facies si caracteristique. Elles consti- tuent de ce fait un excellent horizon repere. Je releve encore le fait que, dans certains travaux geologiques, les marnes bitumineuses sont consignees comme couches de Bisericani (21, p. 303 et 25, p. 20). Mais c’est une confusion car les couches de Bisericani, quand elles affleurent, sont inferieures comme position stratigraphique au niveau des menilites et des marnes bitumineuses. D’apres S. Athanasiu ces marnes L iGRZ Institutul Geologic al României IO I. ATANASIU 158 faisaient pârtie de la « Subdivision des schistes menilitiques », qui supporte la «Subdivision du greș de Kliwa» (13, p. 173). Cette maniere de classer les sediments oligocenes persiste meme dans les travaux les plus recents (27, p. 127 et 22, p. 127). Tschermak (26, p. 332) affirmait l’identite entre les schistes ă menilites des environs de Slănic (Moldavie) et les couches de Șipote de Bucovine, ce qui n’est pas juste. Cette confusion on la retrouve aussi chez Teisseyre (ii, p. 570). Les « Couches de Șipote » ainsi denommees par Paul (6, p. 50 et 59), telles qu’elles apparaissent ă Șipote en Bucovine, appartiennent au Cretace et representent les depots que nous appelons aujourd’hui couches d’Audia. M. K. Krejci-Graf (24, p. 58) a introduit pour les marnes bitumineuses la denomination de «Kalkschiefer » et sous cette denomination elles ont ete etudiees du point de vue petrographique par M. Wetzel (2, p. 83 et suiv.); mais les descriptions se rapportent ă des Echantillons qui proviennent d’autres unites tectoniques (nappe de Tazlău, ou nappe marginale). Les descriptions des memes roches dues ă M. Filipescu (i, p. 610—612) ne se referent, elles non plus, ă des roches provenant de la nappe du greș de Tarcău ou du moins de la zone interne car les roches decrites proviennent de l’eperon de Vălenii de Munte. Jusqu’ă present, nous sommes donc insuf- fisamment informes sur les details de constitution des marnes bitumi- neuses appartenant ă la nappe du greș de Tarcău. Schistes dysodiliques et greș de Kliwa. Ces depots termineni la serie paleo- găne dans les lames externes de la nappe du greș de Tarcău. Les quelques profils que j’ai leves sont insuffisants pour pouvoir affirmer s’il y a, ou non, une difference essentielle dans la constitution de ces horizons, tels qu’ils apparaissent ici, et ce qu’on voit dans la zone marginale. L’ensemble paraît toutefois moins Epais dans la nappe du greș de Tarcău. LE MIOCENE On n’a pas mentionne jusqu’ă present des depots miocenes, concordants avec le greș de Kliwa de la nappe du greș de Tarcău. LES TERMES INFERIEURS AU GREȘ DE TARCĂU Dans les contrees que j’ai personnellement etudiees de plus preș, je n’ai nulle part eu la chance de trouver jusqu’ă present des profils qui montrent la base du greș de Tarcău et ses rapports avec les couches ă Inocerames. En tout cas, ce n’est pas dans la region frontale de la nappe qu’un tel profil pouvait etre trouve, car ici le greș de Tarcău est separe par un plan de char- riage; le fait est bien prouve par certains lambeaux d’Oligocene affleurant, au front de la nappe, ă la base du greș de Tarcău. Institutul Geologic al României 159 LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL II Plus au N aussi (28, p. 309), le contact du greș de Tarcău avec le Seno- nien n’est pas normal. Et du fait que sur le Senonien, lâ oh il n’est pas couvert par le greș de Tarcău, nous trouvons des greș calcaires â Nummulites qui rappellent les greș calcaires de la nappe de Tazlău, nous deduisons que, au moins une pârtie de la « Zone senonienne» qui apparaît entre la zone du greș de Tarcău et la zone marginale, pourrait appartenir â la nappe de Tazlău. Si nous hesitons ă affirmer cette appartenance avec plus de conviction, c’est â cause du fait que nous ne connaissons pas des intercalations de grds de Tarcău dans l’Eocene de cette zone. Avec de pareilles doutes, on peut meme se demander si quelques-uns des affleurements de Senonien qui ont ete interpretes comme des anticlinaux dans le greș de Tarcău, ne sont pas des fenetres, dans lesquelles apparaîtrait la nappe de Tazlău. Ainsi, avec les renseignements dont nous disposons, il nous paraît hasardeux de discuter les rapports stratigraphiques entre ce greș de Tarcău et les sediments que nous appelons couches â Inocerames ou couches de Hangu. 2. LA NAPPE DE TAZLĂU (OU NAPPE INTERMEDIAIRE) Cette nappe renferme dans son complexe, aussi bien des depots paleo- genes, que du Cretace. OLIGOCfcNE Cette subdivision presente le meme aspect petrographique que dans la bordure orientale de la nappe de Tarcău. En tout cas, la succession des horizons est exactement la meme, et les horizons gardent essentiellement le meme facies. Si certains changements interviennent, ils sont relatifs sur- tout â l’epaisseur des horizons et ă de faibles variations de detail, moins importants pour une caracterisation d’ensemble. Ainsi le niveau schisteux qui separe le greș de Lucăcești des marnes bitumineuses et qui contient les grands menilites a, dans cette nappe, moins de 20 m d’epaisseur, tandis qu’il depassait les 40 m dans la nappe du greș de Tarcău; mais les menilites sont de beaucoup plus abondants dans la nappe de Tazlău (îig. 3). Les descriptions microscopiques No. 58 et 59 de M. Wetzel (2, p. 91) se rapportent ă des menilites provenant de cette nappe. Les menilites se montrent constitues d’une masse fondamentale de calcedoine, dans laquelle la schistosite est encore marquee par des traînees de taches noirâtres de sub- stance organique et peut-etre aussi de sulfure de fer. Recemment M. Filipescu (29, p. 83), fonde sur le fait que dans l’eperon de Văleni on trouve encore du greș de Tarcău, a exprime l’opinion que cet jĂ Institutul Geologic al României IGR/ I. ATANASIU 160 12 eperon ne peut pas etre considere comme un representant de la nappe mar- ginale mais qu’il appartient â une nappe plus interne. La coexistence du grâs de Tarcău avec l’Eocene de type marginal nous laisse supposer qu’il s’agit lâ d’une nappe intermediaire, correspondante â peu preș â notre nappe de de Taslău. et la plus detaillee d’un Tazlău. Si ce point de vue est juste, on peut considerer comme valables, pour caracteriser les sediments du facies intermediaire, les descriptions petrographiques que M. Filipescu donne pour quelques-unes des roches de l’eperon de Văleni. Ainsi les marnes bitumineuses peuvent etre par- fois des veritables diatomites, dans lesquelles la teneur en CaO et MgO est presque negligeable (0,42 CaO et 0,39 MgO) de sorte que la denomi- nation de «marnes» devient impropre. On y trouve aussi d’assez nombreux grains de quartz â contour arrondi et des graines de glauconie, de pyrite et de magnetite. La substance organi- que apparaît sous la forme de taches noires. En dehors des frustules de diatomees, pour la plupart cycliques et pennees, on rencontre encore assez frequemment des spicules de spongiaires et, rarement, des coquilles de radiolaires (30, p. 2). Tschermak (26, p. 332) en etudiant en coupes minces les sediments oligocenes des environs de Slănic opinait que la silicification qui a donne naissance aux menilites pourait etre rapportee ă une vegetation â diatomees; c’est un point de vue que les etudes de M. Filipescu ont confirme: en effet il affirme que «les schistes menilitiques derivent probablement uniquement d’une silici- fication de la terre â diatomees et spicules de spongiaires ». C’est toujours â M. Filipescu (i, p. 608) que nous devons la description la plus recente gres de Kliwa, provenant d’une zone de sedi- mentation probablement correspondante â la zone de sedimentation de la nappe de Tazlău. La description montre qu’au point de vue de sa con- stitution petrographique, le gres de Kliwa de cette nappe est presque par- faitement identique aux gres de Kliwa de la zone marginale. En effet, dans les etudes de MM. D. Preda et H. Grozescu (31, p. 587 et 32, p. 220) on trouve des renseignements suffisants pour soutenir cette identite: ainsi, tout comme dans le gres de Kliwa de i’Eperon de Văleni, on trouve, dans le gres Institutul Geologic al României 161 LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL >3 de la nappe marginale du departement de Bacău, des grains de glauconie, des fragments de roches vertes provenant de l’avant-pays, et de rares pail- lettes de muscovite et de grains de feldspath; meme la «structure en pave» (Pflasterstruktur), due â Ia cimentation diagenetique, mentionnee par M. Grozescu a ete retrouvee aussi par M. Fili- pescu. S’il ya quelque difference â relever, alors c’est seulement la presence des diatomees dans les greș de Văleni et peut-etre aussi la frequence un peu plus grande des grains de feldspath dans les memes greș. Mais sur le greș de Kliwa nous reviendrons ă propos de la nappe marginale. EOCÎ1NE L’Eocene, c’est l’element caracteristique de la nappe. En effet, nous trouvons dans cette nappe, au-dessous des marnes superieures â in- tercalations rouges, un complexe de couches, im- portant d’environ 400 m, complexe constitue par des paquets de greș de Tarcău epais de 60 â 80 m, alternant avec des depots eocenes de type marginal. Ces depots consistent surtout en greș tres calcaires, â structure curbicorticale, et qui forment des bancs epais jusqu’â 60 cm, s’inter- calant parmi des marnes grises ou blanchâtres. II s’y ajoute des calcaires lithographiques gris clair ou jaunâtres, des marnes calcaires d’un blanc grisâtre, â Fucoîdes, (fig. 4) ainsi que des con- glomerats verts ă elements de petite taille. Le plus souvent ces conglomerats renferment de nombreux Foraminiferes, parmi lesquels on re- connaît des Nummulites et des Orbitoides etoiles. Les greș calcaires et les calcaires lithographi- ques presentent souvent des lentilles de silex. C’est de ce groupe de roches que font pârtie marnes â Fucoîdes dans la nappe de Taslău celles decrites par W. Wetzel (2, p. 70 et suiv.) roches portant les numeros 21, 21a, 22, 23, 24b, 30, 31, 39. De nombreux Foraminiferes (Anomalina, Textularia, Lepidocyclina, Cibicides, Nummulites, Nodosaria), des piquants d’Echinoîdes, des algues calcaires et, enfin, des Fucoîdes y ont ete remarques. On y a mentionne aussi des phenomenes de silicification. A cette liste, nous ajoutons, d’apres MM. S. Athanasiu (13, p. 168), Krejci- Graf ,24, p. 46) et nos propres observations, des dents de Squales, des restes de Lamellibranches (Ostrea, Pecten), des Bryozoaires et des Lithothamniums. Institutul Geologic al României 16 R/ I. ATANASIU 162 300 - 20Q- 100- MARNEROUGE C.DE PLOPU La denomination de «Flysch marginal», employee par M. Krejci-Graf (24, p. 56; 21, p. 305; 2 p. 12) se rapporte â ces couches. Nous observons seulement qu’elles n’ont pas la position stratigraphique qu’on leur assigne (intercalees entre les marnes rouges et le gres de Lucăcești). Pour Teisseyre (ii, p. 573) les intercalations calcaires de cette nappe (qui apparaissent â Moinești p. ex.) revenaient aux «Couches de Târgu-Ocna», denomination qu’il employait aussi pour l’Eocene a. facies marginal. M. S. Athanasiu (13, p. 168) range ces couches dans l’Eocene superieur (Bartonien) et remarque, â Moinești, les intercalations de gres de Moinești. I. Băncilă (22, p. 70) niant, dans le bassin de Tazlăul- Sărat, l’existence, pourtant indiscutable, d’un plan de chevau- chement â la base de la rappe du gres de Tarcău, veut voir dans l’Eocene de la nappe de Tazlău un facies de « passage graduel de l’Eocene de type marneux â l’Eocene de type greseux » qui lateralement se trouve en contact normal, au moins avec le gres de Tarcău. Si nous sommes d’accord avec l’idee que l’Eocene de la nappe de Tazlău est un facies intermediaire, nous ne pouvons pas accepter l’assertion, d’ailleurs nettement dementie par les faits, que le front de la nappe du gres de Tarcău est « simplement une limite de contact de deux facies petrographiques » Les paquets de gres micaces intercales dans ces depots sont constitues par des gres petrographiquement identiques au gres de Tarcău. Dans l’Eocene de la nappe de Tazlău, ces gres forment au moins trois niveaux distincts (fig. 5). Le terme de « Gres de Moinești», introduit par W. Teisseyre (33, p. 234), se refere â un de ces paquets, qui affleure preș Moinești dans Dealul Osoiu; il a â sa base des depots â facies marginal, dans lesquels s’intercalent des microconglomerats verts ă Foraminiferes. Si l’on restreint l’appellation de gres de Tarcău uniquement au complexe greseux compact que nous rencon- trons dans la nappe de Tarcău, on peut garder celle de gres de Moinești pour ce gres micace, intercale dans l’Eocene de la nappe de Tazlău. En tous cas, le gres de Moinești ne peut avoir de sens petrographique mais seulement un sens stratigra- phique. Avec le meme sens, pourrait etre garde aussi le terme de « Gres de Uzu », du â Herbich, si l’on pouvait prouver que, dans GR^S .MICACES HORIZON CALCAIRE M.Ă FUCOÎOES HORIZON CALCAIRE GRES MICACES HORIZON CALCAIRE FORAMINIF. GRES MICACES ?COUCHES Â INOCERAMES Fig- 5-1 L’Eoc&ne inter m^diaire. les ecailles plus internes de la nappe de Tarcău, le facies du gres de Tarcău envahit, aussi l’horizon superieur, â marnes rouges, de l’Eocene. Institutul Geologic al României 163 LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL >5 II s’ensuit que Ie greș de Uzu correspondrait â une unite stratigraphique dans laquelle Ie greș micace representerait tout l’Eocene carpatique, autant qu’il existe, Eocene compris entre les marnes ă Inocerames â la base et le greș de Lucăcești; I e greș de Tarcău signifierait 1’unite stratigraphique dans laquelle Ie greș micace occupe uniquement la pârtie de l’Eocene comprise entre les couches â Inocerames et les marnes superieures ă intercalations rouges et enfin, La denomination de greș de Moinești reviendrait aux greș micaces se trouvant intercales, en paquets de 40 â 80 m, dans l’Eocene de la nappe de Tazlău. BASE DE LA NAPPE DE TAZLĂU Je ne connais aucun profil, qui montre clairement la maniere dont se fait le passage de l’Eocene de cette nappe aux couches â Inocerames; c’est le motif pour lequel je laisse momentanement ouvert le probleme. Je soupțonne seule- ment que le passage entre le Cretace superieur et l’Eocene est graduel et conținu, et qu’une absence du Paleocene et d’une pârtie de l’Eocene est peu probable. M. Băncilă (22, p. 68) mentionne, sur le ruisseau Petrosul Sec (Tazlău) des couches de Tisaru. Du moment que sur quelques tres bonnes coupes, nous n’avons pas rencontre ces couches dans le paquet de presque 400 m d’epaisseur de marnes qui contiennent les trois intercalations de greș de Moinești, nous sommes en droit de les ranger dans un niveau plus profond, c’est-ă-dire â la base de l’Eocene, ou dans le Senonien. L’existence des couches de Tisaru dans la nappe de Tazlău n’est pas improbable car plus au N, dans le bassin de la Bistrița elles apparaissent associees ă des sediments qui pour- raient appartenir, sinon â la nappe de Tazlău elle meme, du moins ă une nappe â facies rapproche, peut-etre un peu plus marginal. Pourtant, vu la grande confusion qui regne dans les travaux geologiques â propos de ces cou- ches, nous hesitons encore de donner comme certaine la presence de vraies couches de Tisaru dans la nappe de Tazlău. Afin de preciser tant que possible, le sens de la denomination de « Couches de Tisaru» nous donnons un breve aperțu historique. La denomination fut introduite par M. S. Athanasiu (34, p. XXXI) pour un complexe de couches qu’il affirmait plus anciennes que le Bartonien (c’est-â-dire que l’iocene â type marginal) et probablement que le Senonien. Ce sont des couches et bancs de silex, rouges, verts et noirs, â minces inter- calations de schisțes marneux noirs et de greș quartziteux. Les silex sont rubanes. L’endroit typique est dans la vallee de la Putna (Mont Tisaru). M. S. Athanasiu les considerait comme un equivalent des couches d’Audia et observait qu’elles apparaissait aussi dans la vallee de l’Oituz. 4 M Institutul Geologic al României N I6RZ x6 I. ATANASIU 164 D’apres MM. Mateescu et Filipescu (35, p. 128 et 36, p. 156, 158) Ies restes fossiles qu’on trouve dans les couches de Tisaru sont: des fragments d’Inocerames, des Briozoaires, des Echinodermes, des Spongiaires, des Fora- miniferes (Orthophragmina, Nun.mulites), des Radiolaires et des algues calcaires. Pourtant, vu l’acception trop large qu’ils donnent â ces couches et â cause du fait que les descriptions sont donnees pour l’ensemble, on ne peut pas savoir si ces restes fossiles se trouvent aussi dans les «Couches de Tisaru » strictu sensu. La synonymie qu’on peut etablir est la suivante: « R o t h e und g r u n 1 i c h e, auch gefleckte M e r g e 1 » (dans la vallee de l’Oituz) (7, 199—200). «Senonien inferieur» dans la valide de la Bistrița (18, p. 89). Non «Couches â Desmoceras cfr. ponsianum » de la vallee de Sărata, prds de Piatra Neamț (18, p. 89); ces couches appartiennent en realite ă l’Eocene marginal et le Desmoceras en question provenait des conglomerats verts, oti il se trouvait remanie. «Senonien inferieur» = Couches de Tisaru, dans la vallee de l’Oituz (19, p. 32, 34, 42). Pro parte «Couches de Tisaru î. s!r.» dans la vallee de la Putna (35, p. 128). II est certain que «l’horizon des calcaires gris et des marnes â fucoîdes » qui forme d’apres M. Mateescu la pârtie superieure de ses couches de Tisaru j. str. n’appartient pas â ces couches. COUCHES D’AUDIA Enfin, je ne puis confirmer, ni nier si, dans la nappe de Tazlău aussi, existent, au-dessous des couches ă Inocerames, Ies schistes noirs d’Audia. Dans tous les cas, dans mes courses faites dans les regions ou la nappe a son developpement typique je n’ai pas encore rencontre de tels schistes. Mais ils sont connus plus au nord, dans la vallee de la Bistrița, dans la large zone de couches â Inocerames qui longe le front de la nappe du greș de Tarcău. Et puisque je suppose que cette zone correspond au point de vue du facies, au moins en pârtie, â la nappe de Tazlău, je donnerai ici les quelques infor- mations necessaires pour preciser le sens des couches d’Audia. La denomination a ete introduite par M. Sava Athanasiu (37, p. XLIX) pour des: «Schistes noirs siliceux, greș quartziteux et silex noirs, marnes siliceuses et parfois schistes marneux rouges, apparaissant toujours dans l’axe des anticlinaux formes par le Bartonien et qui sont bien visibles â Audia, preș du confluent du ruisseau Hangu et de la Bistrița ». Sont attribuees au Bartonien inferieur. En 1913 toujours M. S. Athanasiu (34, p. XXXVII—XXXIX) leur assigne l’âge barremien, d’apres la position stratigraphique visible dans la Institutul Geologic al României \ ICRZ 165 LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL 17 vallee de la Moldova entre Câmpulung et Sadova. Ce qu’il considerait en 1908 comme « Bartonien » c’etait en realite du Senonien. A la diagnose de M. S. Athanasiu il faut ajouter la presence dans les couches d’Audia des lentilles de sphaerosiderites et des greș â glauconie. Les restes fossiles cites dans les couches d’Audia sont: Hoplites (Neoco- mites) castellanensis d’ORB. â lacobeni (Caszon), Hoplites (Neocomites) neoco- miensis d’ORB. ă Covasna (7, p. 188 et 204) et les restes d’ Ammonites inde- terminables trouves preș de Piatra Neamț et en Bucovine (38, p. 483). D’apres M. Filipescu (38, p. 482 et 39, p. 95), on y trouve aussi des Foraminiferes (entre autres aussi Rosalina stuarti J. de Lap.), des Radiolaires, des Spongiaires, des fîchinodermes, des Mollusques, des Brachiopodes, etc. Mais puisque quel- ques-unes au moins des roches contenant ces formes ne sont pas des schistes noirs typiques, et du moment qu’on sait que pour M. Filipescu (29, p. 8) les schistes noirs font parties du «melange de marnes rouges ă Rosalina, avec des marnes d’un gris noirâtre â Fucoîdes qui constituent le Senonien», on peut douter si tous les organismes mentionnes se trouvent effectivement dans les vrais schistes noirs. Les couches d’Audia supportent assez souvent, probablement en concor- dance, des sediments consideres d’âge aptien. Ce fait, et leur ressemblance petrographique avec les couches de Wernsdorf (40, p. 353), ont ete des argu- ments qui nous ont determine (18, p. 77), de considerer comme juste l’opinion de M. S. Athanasiu, quant â leur âge. Recemment MM. Preda et Băncilă (41, p. 62 et 38, p. 96) speculant surtout la position stratigraphique des schistes noirs par rapport au greș de Tarcău, et M. Filipescu en se fondant sur la presence, discutable d’apres nous, de Rosalina stuarti dans ces couches, veulent voir dans les schistes noirs un facies du Senonien des Carpates orientales. J’observe pourtant qu’au moins dans la nappe de Tazlău (en y comprenant aussi le « Senonien » de la vallee de la Bistrița) et dans les nappes marginales, meme les plus profondes (ex. nappe sub marginale), les couches â Inocerames subsistent et couvrent toujours les schistes noirs. En nous rapportant donc â ces nappes, nous pouvons affirmer que les schistes noirs sont un terme stratigraphique indubitablement plus ancien que les couches â Inocerames. Les couches d’Audia sont connues en Roumanie dans le Flysch des Car- pates orientales, depuis la vallee du Buzău (Mountenie orientale) jusque dans la vallee du Ceremuș, ou elles passent en Pologne et en Slovaquie. Dans le Flysch des Carpates orientales les couches d’Audia sont assez developpees le long de la bordure orientale de la zone interne, ou elles chevauchent la zone senonienne. Vers l’W, c’est-ă-dire en approchant l’axe de la chaîne, les couches d’Audia, sont probablement remplacees par un facies greseux. Dans la zone marginale, les couches d’Audia apparaissent rarement, et alors comme des percements dans l’axe des anticlinaux. ii, t8 I. ATANASIU 166 Les couches d’Audia ont regu des denominations tr^s variees: Schipoter Schichten, â Șipote Kamerale en Bucovine (6, p. 50, 59 et carte geologique). Pro parte «Ropiancaschichten» â sphaerosiderite, dans la pârtie meridionale de la Bucovine (Prisaca, Sadova, Negrileasa) (6, p. 55 et carte). Les couches visibles ă Șipote, attribuees par Paul ă l’Eocene (Obere Karpathensandstein) et les couches de Ropianca â sphaerosiderite, attribuees par le meme savant au Cretace inferieur, sont en realite la meme chose. Sphaerosideritziige in Unter, dunkelgrauer Kreide Karpa- thensandstein, â lacobeni (Kaszon) et â Covasna (7, p. 177, 188, 204). Attri- buees au Cretace inferieur. S c h w a r z e Schiefer, Schipoter Sch. Paul’s, ă Negrileasa, Tabăra, Găinești (10, p. 222). Attribuees â l’Eocene. Barremien (Schistes noirs, facies particulier du Barremien) dans le bassin de la Bistrița (Moldavie) (18, pp. 77—81). Le facies «Schistes noirs» du Senonien carpatique (38, p. 494). «Senonien noir» dans la vallee du Buzău, au confluent du ruisseau Crasna (29, p. 81). En dehors du bassin du Tazlău-Sărat, la nappe de Tazlău est connue aussi â Moinești et, plus au S, dans les vallees du Slănic et de l’Oituz. Son deve- loppement et son extension vers le N sont moins connus; on n’a pas des donnees suffisantes meme sur le bassin du Tazlău-Mare; d’autant moins sur la vallee de la Bistrița, et le N de la Moldavie. II est logique d’admettre que l’Eocene marginal ă intcrcalations de gres micaces de type interne, tel qu’il apparaît dans la nappe de Tazlău, repre- sente un segment du bassin sedimentaire dans lequel, vers l’W, se deposait exclusivement le sabie micace qui a donne le gres de Tarcău, tandis qu’â l’E se formaient les depots. marno-calcaires de l’Eocene du type marginal; entre ces deux termes extremes, il y avait des passages graduels, dans le sens que, les sediments marno-calcaires admettaient, vers l’W, des inter- calations de plus en plus frequents de gres micaces. Certaines zones de cette region de passage, comme par exemple celle interessee dans la formation de la nappe de Tazlău, comprenaient donc des facies intermediaires. II s’ensuit la possibilite que, dans cette meme nappe, au cas ou le plissement originel n’a pas suivi d’une maniere exacte la zone sedimentaire respective, apparais- sent des differences appreciables dans le sens axial, en ce qui concerne la con- stitution de l’Eocene; que, dans un certain sens, cp soit le gres micace qui predomine et, dans un autre, les sediments marno-calcaires. II est possible aussi, que des nappes ou ecailles, plus internes ou plus externes que la nappe de Tazlău, soient originaires de ces regions intermediaires. Ces elements Institutul Geologic al României 167 LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL 19 tectoniques pourront avoir donc un Eocene egalement de type intermediaire, mais dans lequel le rapport entre les greș micaces et les sediments marno- calcaires pourra etre un autre que celui constate dans Ia nappe de Tazlău. Je crois que toutes les unites tectoniques, dans lesquelles l’Eocene presente ce caractere mixte, pourraient etre groupees sous le nom de « Nappes interme- diaires ». L’extension vers l’E, ă certains moments, du facies greseux-micace doit etre sans doute liee ă des mouvements de l’ecorce qui ont eu lieu ă l’W de la zone de sedimentation de l’Eocene, dans le territoire carpatique; c’est de ces regions que provient aussi — eR jugeant d’apres son facies — le mate- riei detritique qui constitue le greș micace. En considerant uniquement ce que l’on peut observer dans le perimetre du greș de Tarcău, ou le greș est presque completement libre d’intercalations pelitiques, l’impression nous reste que ces mouvements ont toujours eu le meme sens positif. Tout au plus certaines intercalations conglomeratiques plus importantes trahiraient une acceleration du rhytme de mouvement. La constitution de l’Eocene des nappes intermediaires montre toutefois que ces mouvements ont pu etre interrompus, ou meme qu’il y a eu des oscillations en sens inverse, negatif, durant lesquelles le facies de greș micace etait substitue par une sedimentation vaseuse- calcaire. 3. NAPPE MARGINALE La nappe marginale consiste en une serie d’ecailles, les unes bien indivi- dualisees du point de vue tectonique, les autres moins. Nous savons que la nappe marginale est formee — comme terme le plus ancien — par les schistes noirs d’Audia, suivis par le Senonien represente par les couches â Inocerames, puis le Paleogene et, enfin par un Miocene â facies particulier, que nous pouvons qualifier de Miocene «intramarginal». £oc£ne L’element specifique de la nappe marginale, element qui la differencie par rapport â la nappe de Tarcău et la nappe intermediaire de Tazlău, c’est l’Eocene. Cet Eocene est exclusivement constitue par des depots marno- calcaires, exempts d’intercalations de greș micace du type du greș de Tarcău. Les depots marno-calcaires ont â peu preș exactement le meme aspect que les intercalations marno-calcaires de l’Eocene de la nappe de Tazlău, inter- calations que nous venons de decrire; il est donc inutile d’y revenir. S’il y a quelque difference â relever, c’est que les greș calcaires ă facture curbicorticale sont moins frequents, etant remplaces plutot par des calcaires siliceux rap- pelant beaucoup les calcaires lithographiques, La description petrographique UL Institutul Geologic al României k ICRZ 20 1. ATANASIU 168 que donne M-lle M. Frollo (42, p. 77) se rapporte ă de pareils calcaires, dans lesquels elle constate la presence de spicules d’Eponges, des fragments de Bryozoaires, des Nummulites et quelques autres Foraminiferes. Les accidents siliceux qui « apparaissent nettement distincts, de couleur presque noire, sont disposes en lits discontinus, paralleles ă la stratification ». C’est pour cet Eocene marginal que Cobălcescu a introduit la denomination de «Couches inframenilitiques» (43, p. 67), denomination usite aussi par M. Preda (31, p. 578). Teisseyre (n, p. 54, Couches de Târgu-Ocna) en donne une description detaillee, dont il ressort que sous le nom de « Couches de Târgu- Ocna » il englobe aussi le facies intermediaire â intercalations de gres de Moi- nești; comme contenu stratigraphique, reviennent â ces couches tout l’Eocene, inclusivement les marnes â intercalations rouges, et le Senonien. Pour M. S. Athanasiu (13, p. 167) l’Eocene de type marginal, avec les sediments senoniens qui se trouvent â sa base, c’etait le « B a r t o n i e n », qui devrait etre superieur, comme position stratigraphique, au gres de Tarcău, classe dans l’Eocene moyen. Plus tard, apres la decouverte des Inocerames, due a Botez (44, p. 48), M. S. Athanasiu separe comme senoniens au moins les marnes ă Fucoîdes qui apparaissent dans les anticlinaux des gres de Tarcău (p. ex. ceux de Poiana Uzu, 34, p. XXI). Toujours d’apres M. S. Athanasiu (La zone du Flysch dans la vallee de la Bistrița entre Pângărăciori et Piatra- Neamț, etude exposee ă l’Institut Geologique de la Roumanie dans la seance de 28 mai 1921; non publiee) les Couches de Doamna devaient com- prendre, dans les Carpates orientales, les depots d’âge senonien inferieur, â Desmoceras ponsianum. Plus tard on etablit que ces couches appartiennent â l’Eocene marginal, Desmoceras ponsianum etant remanie dans des conglo- merats verts intercales dans cet Eocene (45, p. 331). A la pârtie superieure de l’Eocene, existe ici aussi l’horizon marneux â intercalations de couleur rouge. OLIGOCÎINE L’Oligocene presente dans la nappe marginale, des sa base, une appre- ciable differenciation dans les ecailles qu’on peut y distinguer. Ainsi dans les ecailles occidentales (p. ex. Piatra Șoimului preș Zemeș, Bacău), lâ oii la base de l’Oligocene est visible, elle est representee par le gres de Lucă- cești, tout comme dans les nappes plus internes. Dans des ecailles plus orien- tales, le gres de Lucăcești n’apparaît plus;’â sa place on trouve les couches de Bisericani. Puisque ce facies particulier de la pârtie inferieure de l’Oligocene dans la zone marginale du Flysch des Carpates orientales a occasionne maintes confusions, nous trouvons necessaires quelques precisions. Institutul Geologic al României \ IGRZ 169 LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL 21 La denomination a ete introduite par M. S. Athanasiu (La Zone du Flysch dans la vallee de la Bistrița entre Pângărăciori et Piatra-Neamț, etude expose â l’Institut geologique de Roumanie dans la seance de 28 mai 1921; non publie), pour un: « Complexe parfaitement homogene constitui par des marnes schisteuses, noires, micacees et relativement sablonneuses, avec minces intercalations de greș fins siliceux» (45, p. 332). Sont attribuees â l’Oligocene seulement d’apres leur position stratigraphique, car jusqu’â present on n’y connaît pas des restes fossiles. Les affleurements des couches de Bisericani sont lies â la zone margi- nale du Flysch. Elles existent vers le Nord au moins jusque dans la vallee du Ceremuș, â la frontiere de la Pologne. Vers le Sud elles disparaissent probablement quelque part dans la pârtie meridionale de la Moldavie, car en Mountenie on ne les a pas reconnu jusqu’â present. Dans les Carpates orientales de la Roumanie on n’a presque jamais separe les couches de Bisericani de l’Eocene. L’Eocene tel que nous le trouvons compris dans presque tous les travaux concernant le Flysch marginal de cette region comprend, â sa pârtie superieure, les couches de Bisericani. Les «Couches de Bisericani» mentionnees, dans la vallee du Tazlăul-Mare (25), et dans le bassin du Tazlăul-Sărat (21, p. 303) ne correspondent pas aux vraies couches de Bisericani. Les horizons superieurs, c’est-â-dire l’horizon des menilites et des marnes bitumineuses, l’horizon des schistes dysodiliques, et celui du greș de Kliwa, se retrouvent egalement dans toutes les ecailles mais, ici aussi, on peut re- marquer certaines differences, parmi lesquelles l’apparition de conglomerats â elements verts dans les greș de Kliwa est â relever. Les ecailles occidentales, celles dont la base est faite par le greș de Lu- căcești, ont leur pârtie superieure constituee par des greș de Kliwa typique, montrant semble-t-il des epaisseurs superieures â celles remarquees dans les nappes plus internes. Dans ces ecailles le greș de Kliwa est un greș blanc constitue presque exclusivement par des grains de quartz tres petits et d’une homogeneite presque parfaite. L’alteration de la glauconie et des fragments de roches vertes fournit les oxydes de fer qui salissent parfois la roche en lui donnant la couleur jaune ou brun clair (rouille). Intercale en couches peu epaisses entre les schistes dysodiliques â Meletta crenata, le greș blanc se developpe de plus en plus vers la pârtie superieure de la serie, ou il forme des bancs massifs de plu- sieurs dizaines de metres d’epaisseur. En meme temps les intercalations de schistes dysodiliques diminuent gradueilement de puissance, jusqu’â com- plete disparition. Sont synonymes avec le grâs de Kliwa les denominations suivantes: W a m a-S a n d s t e i n, â Vama en Bucovine (6, p. 318) attribue au « Greș carpatique inferieur, d’âge cretace ». Institutul Geologic al României IG RZ 22 I. ATANASIU 170 Weisser S an d s t e i n der Menilitgruppe â Poiana-Sărată (Sosmezb) (7, p. 251 et 293), compare par Herbich lui-meme avec le greș de Wama, et attribue au Cretace superieur. GelblicherSandstein â Slănic et Târgu-Ocna (26, p. 317, 322, 333)- Gres de Măgura, oligocene, ă Târgu-Ocna (43, p. 62, 70). Tisești-Sandstein dans le district de Bacău (33). Dans les ecailles orientales, apparaissent d’abord, dans le greș de Kliwa, seulement des blocs de taille relativement petite, de roches vertes; mais plus â l’E on observe dans le greș de Kliwa des bancs trăs puissants, de plusieurs dizaines de metres d’epaisseur, constitues par des conglomerats de blocs parfois tres gros, de roches vertes, de calcaires â grandes Nummulites et de quartz (p. ex. Muntele Uture preș Solonț, Bacău). En meme temps, appa- raissent des intercalations de conglomerats verts, plus ou moins epaisses, aussi dans les schistes dysodiliques. Ces apparitions d’elements exotiques dans l’Oligocene sont un indice de la proximite de la zone submarginale. Parfois on rencontre dans la nappe marginale des sediments salins, ă gypse, qui surmontent le greș de Kliwa. De pareils sediments sont assez clairement visibles dans les vallees de l’Oituz et du Slănic (Moldavie). Dans la valide de l’Oituz ces sediments forment la cuvette de Hârja—Poiana-Sărată qui repose sur le flanc oriental d’un anticlinal forme par le Paleogene marginal (19, p. 53). Dans la vallee du Slănic, le long du ruisseau Pufu, on voit les memes sediments succedant au greș massif de Kliwa; ce sont les depots que MM. Macovei et Preda ont separes sur la carte geologique Tg.-Ocna— Slănic—Dofteana comme Burdigalien—Helvetien de la nappe marginale (46). Des depots de meme nature sont probablement aussi quelques-uns des sedi- ments ă gypse que nous connaissons dans la pârtie superieure du bassin de Tazlăul-Sărat, dans les environs de Chilii (Păr. Clipa, Păr. Socăriei, Păr. Comanului). Pour ces sediments nous croyons adequate la denomination de « Miocene intramarginal»; en les denommant ainsi on les distingue des autres sediments miocenes qui apparaissent dans le territoire couvert par la nappe marginale, et qui n’appartiennent pas â cette nappe — mais sont visibles seulement dans des fenetres. 4. NAPPE SUBMARGINALE OLIGOCENE J’ai deja montre â une autre occasion (47) que l’unite la plus externe du Flysch marginal, c’est une nappe qui differe de la nappe marginale par la constitution de son Oligocene: ă partir du niveau des marnes bitu- mineuses vers le haut, cet Oligocene est presqu’exclusivement represente . A Institutul Geologic al României ICRZ 171 LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL 23 par des conglomerats de roches vertes, â elements parfois gigantesques, aux- quels s’ajoutent des calcaires nummulitiques et des quartzites. II n’y a que les faibles intcrcalations de schistes dysodiliques ou de gres de Kliwa qu’on y observe, qui rappellent le facies typique de l’Oligocene marginal. Au-dessous des marnes bitumineuses, se trouvent des menilites et les couches de Bisericani. Aussi bien dans les marnes bitumineuses que dans les couches de Bisericani, on observe — rarement, il est vrai — des blocs de roches vertes. EOCfeNE L’Eocene presente, â la pârtie superieure, l’horizon ă marnes rouges, le reste etant constitue par des depots marno-calcaires, comme dans la zone marginale. On observe toutefois ici une predominance des bancs calcaires sur les marnes, ainsi que l’apparition de bancs epais de conglomerats, dans lesquels les elements verts peuvent atteindre les dimensions du poing. CRETACfi Le Senonien et des schistes noirs, semblables aux couches d’Audia apparaissent aussi dans cette nappe (47, p. 324) mais les affleurements qui nous sont connus sont trop restreints pour nous permettre quelques gene- ralisations. MIOCENE Cette nappe possede un Miocene inferieur qui lui est propre, caracte- rise par l’abondance des fragments de roches vertes. Le «Miocene vert» est constitue par des schistes de couleur verte â intcrcalations assez frequentes de gres, de microconglomerats et de conglomerats de roches vertes, plus rarement de gypses. II parrait succeder, en continuite stratigraphique, aux conglomerats de l’Oligocene inframarginal; du moins c’est cette impression qu’on a lorsqu’on etudie le rapport entre l’Oligocene et le Miocene de la nappe submarginale le long des ruisseaux Almașul et Mangalagiu preș Băl- țătești (Neamț). De tels depots affleurent encore beaucoup plus au Sud (departement de Bacău), dans les ruisseaux dits Slatina, Jghelosul et Valea Sărății, preș Solonț, et c’est probablement que de cette serie proviennent les echantillons No. 85, 86 et 87 decrits par M. Wetzel (2). D’apres la description presentee par M. Grozescu (32, p. 229), le Mio- cene vert semble correspondre au moins en pârtie aux couches qu’il a appelees couches d ’ An tal (gres et conglomerats verts). Nous devons cepen- dant remarquer le fait que, dans le ruisseau Antal (â Nadișa), comme aussi dans la majorite des endroits ou les couches d’Antal sont consignees sur la carte, 24 I. ATANASIU 172 nous trouvons aussi des depots qui ne different en rien du Miocene peri- carpatique, gris. C’est pourquoi nous sommes enclins â croire que l’auteur a entendu comprendre dans les couches d’Antal, non seulement Ie Miocene vert, mais aussi ce que nous separons comme Miocene gris. Cette association nous semble cependant peu indiquee, non pas uniquement du fait que le facies petrographique est, dans les deux series miocenes, suffisamment distinct pour pouvoir facilement les separer, mais aussi parce que leur tec- tonique semble toute autre: tandis que le Miocene gris apparaît fortement et intimement disloque et broye, le Miocene vert se presente en gros bancs compacts, â tectonique plus ample, tectonique qui rappelle bien plutot celle du Paleogene marginal ou submarginal que celle du Miocene gris. Les choses etant ainsi, nous hesitons d’utiliser le terme de « Couches d’Antal », ayant l’impression que ce que M. Grozescu a groupe sous ce nom est heterogene. J’ai propose pour cette unite tectonique le terme de «Nappe submar- ginale ». Elle est bien visible au N de Valea Bistriței, en particulier dans le bassin du Cracău. Vers le S, elle est tres probablement depassee par la nappe marginale; masquee par celle-ci, elle reste cachee en profondeur; tout au plus apparaît-elle, tres laminee, le long de la ligne de contact entre le Flysch et le Miocene. Je soupșonne que, dans la region de Solonț, certain ecailles de schistes dysodiliques accompagnees de roches vertes, apparaissent dans le Miocene qui separe l’ecaille du mont Uture des ecailles plus occidentales, appartiennent â cette nappe submarginale. A la meme nappe reviennent probablement aussi les conglomerats verts qui bordent le front de la nappe marginale en Bucovine. MIOCENE pericarpatique L’absence d’affleurements convenables ou l’on puisse etudier le Mio- cene sur des profils stratigraphiques avec des hauteurs suffisantes, se remarque presque partout dans les Carpates orientales; le Miocene y est en effet tres disloque et broye. Y font defaut surtout les coupes susceptibles de montrer les rapports entre le Miocene et le Paleogene, et cela â cause du fait que le Flysch de la nappe marginale vient en contact anormal avec le Miocene peri- carpatique; la nappe chevauche ce Miocene. De ce fait, la stratigraphie du Miocene pericarpatique de la Moldavie est encore loin d’etre precisee. Le Miocene pericarpatique, qu’on pourrait aussi denommer Miocene gris, est represente par une serie argilo-marneuse â couleur predominante grise, serie dans laquelle s’intercale habituellement des greș fins, micaces, de couleur bleuâtre. Lorsque les greș sont plus developpes et plus abondants, ils sont grossiers, jaunâtres, et presentent en surface des points blancs. On y remarque souvent, et egalement en intercalations, de minces bancs de marnes rouges et de greș ă ciment de gypse et meme des bancs de gypse Institutul Geologic al României ICRZ 173 LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL 25 compact. Les marnes semblent contenir parfois des Foraminiferes. C’est ă un gres provenant de ce complexe, que se rapporte la description No. 95 (Dealul Crețului, Solonț), due â M. W. Wetzel (2). II est â remarquer le fait que, dans ce Miocene gris, les intercalations de conglomerats de roches vertes sont absentes. Le Miocene gris forme la plus grande pârtie de la zone pericarpatique, du moins dans le departeinent de Bacău et de Neamț et il semble qu’il peut etre considere comme l’autochtone de la nappe marginale. Quelques coupes que j’ai etudies en certaines regions carpatiques laissent croire que le Miocene vert constitue, du moins dans les endroit ou les boule- versements de nature tectonique n’interviennent pas, le soubassement imme- diat des marnes grises. Le fait ne nous a pourtant pas semble, nulle part dans les coupes suivies, suffisamment concluant pour pouvoir compter cette superposition comme indiscutablement etablie. Si cependant elle pouvait etre effectivement prouvee, nous devrions alors considerer les marnes grises comme un des elements de la nappe submarginale, et distinguer, dans le Miocene de cette nappe, un horizon inferieur represente par le Miocene vert et un horizon superieur constitue par le Miocene gris. Rețu: Juin 1942. nstitutul Geologic al României BIBLIOGRAPHIE i. M. FlLIPESCU. Recherches geologiques entre la vallee du Teleajen et la vallăe de la Doftana. An. Inst. Geol. Rom., Voi. XVII, București, 1936. 2. K. KREJCI-GRAF u. W. WETZEL. Die Gesteine der rumănischen Erdolgebiete. Archiv f. Lagerstăttenforschung, H. 62, Berlin, 1936. 3. G. MACOVEI et I. ATANASIU. La zone interne du Flysch... Guide des excursions de l’ Association pour l’avancement de la geologie des Carpates, Bucarest, 1927. 4. I. P. VOITEȘTI. Contribution â l’6tablissement de l’âge du Paleogene du facies de Fusaru. Rev. Muz. geol. Cluj, T. II, Cluj, 1927. 5. S. ATHANASIU. Raport anual. An. Inst. Geol. Rom., Voi. 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Institutul Geologic al României LES FACIES DU FLYSCH MARGINAL MOLDAVE ANUARUL INSTITUTULUI GEOLOGIC AL ROMÂNIEI: Voi.XXII' lmPr A,eb lns* Ge°' 31 Rom- Institutul Geologic al României LES BRYOZOAIRES DE LA ZONE RECIFALE DU SARMATIEN MOYEN DES DEPARTEMENTS D’ORHEIU ET DE LAPUSNA (BESSARABIE) PAR EMILIA SAULEA-BOCEC Assistant au Laboratoire de Geologie, Jassy Dans Ia pârtie orientale des departements d’Orheiu et de Lăpușna, le Sarmatien moyen ou Bessarabien est developpe sous le facies recifal. Les recifs forment une barriere dirigee N—S, qui commence ă laloveni, au S de Chișinău, et se prolonge vers le N par Visterniceni et Ghidighici, Micăuți et Cricov, Periesecina, Brănești et Orheiu; plus au N encore, par quelques affleurements clairsemes, la barriere aboutit finalement au Nistru, preș des villages Japca et Bursuci, en face de Kamenka, en Podolie. Cette barriere est constituie par des recifs ă Nubecularia coloniaux, dont les facies peri- et postrecifaux sont riches en lamellibranches, gastropodes et bryozoaires. Les bryozoaires sont souvent preponderants et, par leur abon- dance et leur parfait etat de conservation ont depuis longtemps attire l’attention des paleontologues. Qa et lâ, dans cette meme zone recifale, les bryozoaires ont forme â eux seuls des recifs, egalant quelquefois ceux de Nubecularia. Pour le Sarmatien moyen de la Bessarabie, ces formations furent la premiere fois mentionnees par M. le Prof. I. Simionescu (16), â Cricov, oii les bryo- zoaires forment plutot une couche intercalee parmi des lumachelles. L’impor- tance de ces recifs dans les depots bessarabiens est de beaucoup plus grande qu’on ne l’a supposee jusqu’â present, et les bryozoaires constitutifs sont peu ou point connus. Les travaux d’EiCHWALD (io), de Reuss (14), de Sinzov (17) et de M-me V. Nicolaescu (12) se referent seulement aux bryozoaires des lumachelles postrecifaux, developpes sous forme de petites colonies. Ces travaux relevent, ce qui est d’ailleurs valable pour toute la faune sarmatienne, la richesse en individus et la penurie relative des genres et des espâces. Aucun de ces travaux n’offre un tableau complet de ce groupe, tel qu’il etait repre- ■JA Institutul Geologic al României IGR/ 2 EMILIA SAULEA-BOCEC 178 sente pendant le Sarmatien moyen de la Bessarabie; quelques especes, citees pour la derniere fois avant 1900, sont decrites d’une maniere incomplete et mentionnees presque toujours uniquement dans les gisements de Chișinău. Nous presentons, dans cette note, une liste complete autant que possible des bryozoaires de la zone recifale du Sarmatien moyen des departements d’Orheiu et de Lăpușna, et nous donnons leur repartition geographique telle qu’on la connaît jusqu’â present. Nous precisons par de nouveaux details les caracteres des especes Membra- nipora lapidosa Pall. et Tubulipora cumulus Sinz. (non Eichwald.); nous citdns l’especes Lepralia montifera Ulr. et Bassl., nouvelle pour la Bessa- rabie, et importante dans cette region pour les recifs constitues exclusivement par des bryozoaires; enfin nous presentons quelques nouvelles especes: Schizoporella semilunaris n. sp. Schizoporella tuberculata n. sp. Schizoporella spongitiformis n. sp. Dakaria rhomboides n. sp. Ainsi, la liste des bryozoaires connus jusqu’â present dans la zone recifale bessarabienne des departements d’Orheiu et de Lăpușna, est la suivante: Diastopora corrugata Rss. Diastopora congesta Rss. Tubulipora cumulus Sinz. (non Eichw.) Membranipora lapidosa Pall. Schizoporella unicornis Johnst. Schizoporella semilunaris n. sp. Schizoporella tuberculata n. sp. Schizoporella ■uariabilis Rss. Schizoporella terres Eichw. Schizoporella spongitiformis n. sp. Dakaria bessarabica V. Nic. Dakaria rhomboides n. sp. Lepralia montifera Ulr. et Bassl. On remarquera que le nombre des especes appartenant aux Cheilostomes depasse de beaucoup celui des Cyclostomes, et que la majorite des bryozoaires appartient â la familie des Schizoporellidae. Le rapport est justement inverse de celui que l’on constate pour le Tortonien de Șirăuți, sur le Prut (3, p. 1), region voisine de celle que nous avons etudiee. La repartition stratigraphique des bryozoaires du Bessarabien, dans les limites de la region etudiee, est assez nette. Dans la pârtie inferieure du complexe bessarabien se developpent les recifs â bryozoaires formes exclusivement aux depens de l’espece Lepralia Institutul Geologic al României 179 LES BRYOZOAIRES DE LA ZONE RECIFALE DU SARMATIEN MOYEN 3 montifera Ulr. et Bassl. Dans la pârtie superieure du complexe bessarabien recifal se developpent des lumachelles postrecifaux qui recouvrent les recifs ă Nubecularia coloniaux. Ces lumachelles renferment une association de bryozo- aires sous forme de petites colonies. Les especes preponderantes sont: Diasto- pora corrugata Rss., Schizoporella unicornis Johnst. et Schizoparella variabilis Rss., auxquelles s’ajoute, en proportion reduite, les autres especes de la familie des Schizoporellidae. Les especes Tubulipora cumulus Sinz. (non Eichw.) et Membranipora lapi- dosa Pall. presentent une localisation typique: elles forment une zone supe- rieure aux lumachelles postrecifaux dans la region du recif â Nubecularia de Visterniceni. Membranipora lapidosa Pall., qui a une aire de repartition plus grande, se trouve comme une mince couche qui acheve les formations zoogenes â Visterniceni, ainsi qu’â Ghidighici, Periesecina, Micăuți et Cricov. II est interessant de mentionner que cette espece, d’une importance reduite dans la zone recifale du Sarmatien moyen de Bessarabie, devient le bryozoaire con- structeur de recifs dans le Sarmatien superieur de la presqu’île de Kertsch et Taman (2, p. 4). De toute la region recifale des departements d’Orheiu et de Lăpușna, la zone du recif de Visterniceni se detache comme une region dans laquelle ont domine les meilleures conditions pour le dcveloppement des bryozoaires. C’est d’ailleurs la region â laquelle s’attachent tous les memoires publies jusqu’â present. Ord. CYCLOSTOMATA Busk. Subord. TUBULIPORINAE Hagenow. 1851. Fam. Diastoporidae Gregory 1899. Gen. Diastopora Lamouroux 1821. Diastopora corrugata Rss. PI. I, fig. 1—2 1853 Pustulopora primigenia ElCHW. ElCHWALD (10) p. 17, II, 11—12. 1853 Pustulopora curta ElCHW. ElCHWALD (io) p. 18, II, io. 1869 Diastopora corrugata RSS. REUSS (14) p. 6, I, 6—7; II, 1—5. 1892 Diastopora corrugata RSS. SlNZOV (17) p. 51, I, 12. 1892 Tubulipora cumulus ElCHW. SlNZOV (17) p. 52, I, 13 (non 14). 1932 Diastopora corrugata RSS. NlCOLAESCU (12) p. 231, fig. 1—3. Apertura = 0,20 mm. Zoarium en eventail plat ou â marges repliees, ayant toujours une region inițiale d’ou les zoecies divergent en semicercle. Les zoecies, peu nombreuses et distantes dans la region inițiale, se multiplient et se rapprochent ensuite vers la peripherie du zoarium. Institutul Geologic al României EMILIA SAULEA-BOCEC 180 Les zoecies sont cylindriques et distinctes sur toute leur longueur, bien qu’englobees dans la masse de la colonie; seules les extremites se separent, en se redressant un peu, et se terminent par une apertura circulaire ă peristome bien epaissi. La surface des zoecies est recouverte de plis inegaux qui passent sans interruption d’une zoecie â l’autre; l’espace interzoecial est finement perfore. L’espece est frequente â Ghidighici et Visterniceni dans les lumachelles postrecifaux atteignant meme la proportion de 20% du total des bryozoaires. Moins frequente, on la rencontre aussi ă I a 1 o v e n i dans les memes conditions. Diastopora congesta Rss. PI. I, fig. 3 1847 Tubulipora congesta RSS. REUSS (13) p. 49, VII, 2 (non 1 et 3). 1853 Pustulopora fruticosa ElCHW. ElCHWALD (10) p. 18, II, 9. 1853 Tubulipora echinus ElCHW. ElCHWALD (10) p. 16, II, 14. 1869 Diastopora (Tubulipora) congesta RSS. REUSS (14) p. 510, II, 6—7. 1932 Diastopora congesta RSS. NlCOLAESCU (12) p. 232, fig. 4. Apertura = 0,10—0,12 mm. Le zoarium a les memes caracteres que chez l’espece precedente. Les zoecies cylindriques, greles, finement striees et bien detachees de la masse coloniale, sont nombreuses et rapprochees des le commencement du zoarium. Leurs extremites detachees et redressees donnent au zoarium un aspect hirsute caracteristique, qui separe nettement cette espece de D. corrugata Rss. L’aper- tura des zoecies est circulaire ou elliptique sans peristome epaissi. La masse interzoeciale est finement perforee. D. congesta Rss., beaucoup plus rare, se trouve dans les memes gisements que D. corrugata Rss. Fam. Tubuliporidae Johnston 1838. Gen. Tubulipora Lamark t8i6. Tubulipora cumulus Sinz. (non Eichw.) PI. I, fig. 4—6 1853 Pustulopora laevis ElCHW. ElCHWALD (io) p. 18, II, 13. 1892 Tubulipora cumulus ElCHW. SlNZOV (17) p. 52, I, 14 (non 13). Apertura =0,17 mm. Le zoarium de ce bryozoaire commence par des branches etroites, s’elargis- sant par la multiplication brusque des zodcies sous la forme d’une masse evasee de laquelle se detache plusieurs branches â nombre reduit de zoecies. Institutul Geologic al României l8l LES BRYOZOAIRES DE LA ZONE RfiCIFALE DU SARMATIEN MOYEN Les parties massives ainsi que les branches sont depourvues d’une cavite interieure. C’est le caractere essentiel qui differencie ce genre des especes du genre Diastopora. Les zoecies tubulaires, longues, distinctes sur toute leur longueur et â surface finement striee, ont une apertura circulaire. Les extremites des zoecies se detachent sur une tres grande portion de la masse coloniale. Ce caractere est beaucoup plus accuse que chez la D. congesta Rss., et est susceptible de grandes variations. Les sections transversales des colonies presentent un reseau de cellules juxtaposees, â contour legerement rectangulaire, sans masse inter- zoeciale. L’espece est frequente â Visterniceni, â proximite du recif â Nubecularia et, avec Membranipora lapidosa Pall., forme une importante zone perirecifale. Ord. CHEILOSTOMATA Busk. Subord. ANASCA Lewinsen. Fam. Membramporidae Busk. 1854. Gen. Membranipora Blainville 1830. Membranipora lapidosa Pallas. 1766. PI. I, fig. 7—9 1853 Pleuropora (Eschara) lapidosa PALL. ElCHWALD (io) p. 48, II, 17. 1892 Membranipora lapidosa PALL. SlNZOV (17) p. 53, I, 1—3. {Lz = 0.43 —0.49 mm. ( ho = 0.34 — 0.43 mm. Iz =0.16 — 022 mm. pesia ) _ o jj—0.16 mm. Le zoarium est polymorphe: des masses compactes formees de couches superposees, de longs bâtonnets coniques et massifs de 1—2 cm. de diametre, ou des branches etroites bifurquees â 2—5 series de zoecies. Les zoecies â frontale membraneuse disparue, sont elliptiques, entourees d’un cadre etroit et lisse, un peu plus elargi dans la region pro- ximale, et delimitees entre elles par un sillon profond. Aucune trace d’avicu- laires ou d’ovicelles. Dans les zoariums massifs, les zoecies assez regulierement disposees forment des series transversales de cellules. Leur cadre est toujours lisse. On peut souvent observer la region dorsale des colonies sous forme de lames calcaires continues, sur lesquelles des sillons peu profonds marquent les series longitudinales de cellules; c’est un aspect comparable en tout ă la figure donnee par Sinzov (17, I, 3). q Opesia est l’ouverture centrale de la zonele, r<5sultant de la disparition de la membrane frontale. 6 EMILIA SAULEA-BOCEC 182 De la meme maniere se presente ce bryozoaire dans les zoariums sous forme de branches massives, dans lesquelles on ne peut observer d’ailleurs que les cel- lules de la zone centrale, tandis que la zone exterieure est fortement diagenisee. Sur les zoariums ă branches etroites, les zoecies presentent une grande variation. Elles sont un peu plus allongees, et disposees en series longitudinales alternes; leur cadre est lisse, ou comporte deux tubercules distaux, ainsi que les a figures Sinzov (17, I, 1—2); sur d’autres exemplaires, le cadre des zoecies porte deux paires de fins spicules dans la region distale et mediane; enfin, sur d’autres zoecies, on trouve une troisieme paire de spicules, plus petits, situes dans la region proximale. Ces trois types de zoecies se trouvent sur des zoariums isoles ou bien grou- pees sur le meme echantillon; elles ne peuvent etre attribuees qu’â la meme espece. Ce bryozoaire forme sur 400—500 m. de largeur, une zone perirecifale autour du recif â Nubecularia de Visterniceni. Dans le voisinage du recif on trouve des zoariums massifs â zoecies simples, tandis que dans les regions peripheriques, probablement dans une mer plus profonde est moins agitee, les zoariums sont greles et les zoecies avec toute la gamme d’ornementations. Membranipora lapidosa Pall. pourrait avoir des affinites avec M. spiculata Canu et Bassler (8, p. 21, IX, 1) du Miocene de Carteret et de la Caroline du Nord, dont les trois paires de spicules sont recourbees vers le centre de la zoecie. Elle se rapproche aussi de M. tubmmargo Canu et Bassler (8, p. 23, IX, 12) du Miocene de Maryland, oii des tubercules se substituent aux spicules. M. macrostoma Rss. cite par Canu et Lecointre (9, p. 14, I, 8) pour la region de Maine-et-Loire, et represente seulement par des zoariums greles â quatre series de zoecies, pourrait bien se rapporter ă la meme espece, attendu que les trois especes precitees ont ete etablies sur un tres petit nombre d’exemplaires (quelquefois meme sur un seul). Le gisement le plus important du M. lapidosa Pall. est â Visterni- ceni. Sous forme de zoariums en bâtonnets massifs, on en trouve aussi ă Ghidighici, Micăuți et Periesecina. Fam. Schizoporellidae Bassler 1935 Sousfam. SCHiZOPORELLINAE BASSLER 1935 Gen. Schizoporella Hinks 1877 (syn. Schizopodrella Canu et Bassler 1917) Schizoporella unicornis Johnst. 1847 PI. II, fig. 1—5 1853 Cellepora Solaris EICHW. ElCHWALD (10) p. 27, II, 3. 1853 Cellepora syrinx EICHW. ElCHWALD (10) p. 26, I, 27. României i»3 LES BRYOZOAIRES DE LA ZONE RECIFALE DU SARMATIEN MOYEN 7 1853 Cellepora tinealis ElCHW. ElCHWALD (10) p. 28, I, 23. 1869 Hemieschara variabilis RSS. REUSS (14) p. 4, I, 1—5. 1904 Schizoporella subquadrata ULR. et BASSL. ULRICH et BASSLER (18) p. 420, CXIV, 1; CXVIII, 5—6. 1923 Schizopodrella unicornis JOHNST. CANU et BASSLER (8) p. 105, XVII. 13—14. 1932 Hemieschara variabilis RSS. NlCOLAESCU (12) p. 236, fg. 8—9. ( Lz — 0.63—0.72 mm. I ha = 0.13—0.18 mm. Zo^cie \ , Apertura 1 , [ Iz — 0.27—0.45 mm. r ( la = 0.15—0.17 mm. Le zoarium, â une seule couche de zoecies, est sous forme de bâtonnets aplatis, creux â l’interieur, simple ou avec une ou deux ramifications; inci- demment sous forme de lame encroutante. Les zoecies rectangulaires, frequemment allongees, sont rangees reguliere- ment en series longitudinales et transversales, ou bien en series obliques spirales. L’a p e r t u r a presque circulaire, â sinus assez large et peu pro- fond, est entouree d’un peristome bien epaissi. La frontale, faiblement convexe et pourvue d’un petit tubercule imperfore situe sous l’apertura, est criblee de pores assez forts, irregulierement disposes, ou en series longitudinales. Ces caracteres sont specifiques pour cette espece. Les aviculaires, deux et bien souvent un seul, situes du cote de l’apertura, sont triangulaires, â sommet un peu redresse et partages en deux loges par un filament calcaire. Les ovicelles globuleuses et un peu allongees, ă surface rugueuse et munie de pores, degagent l’apertura presque entierement. Tres nombreux sont les zoariums depourvus d’aviculaires et d’ovicelles ainsi que ceux ă aviculaires et ovicelles en meme temps; moins frequents sont ceux pourvus seulement d’aviculaires. En dehors des zoariums â une seule couche de zoecies, on rencontre sou- vent des zoariums cylindriques, irreguliers ou piriformes, â canal axial, formes de plusieurs assises de zoecies. Ces formes ont ete attribuee jusqu’â present exclusivement â Schizoporella variabilis Rss. (17, p. 55, I, 10; 12, p. 234, fig. 6). Leur etat imparfait de fossilisation, qui ne permet d’observer avec certitude que l’apertura circulaire ă large sinus inferieur, laisse supposer qu’une pârtie au moins de ces colonies peut etre attribuee â 5. unicornis Johnst. Cette espece du Bessarabien fut connue, jusqu’en 1932 (12, p. 236), sous le nom de Hemieschara variabilis Rss. Bassler R. S. dans le Fossilium catalogus, Bryozoa, de 1935 (p. 123), ne maintient plus ce genre. Dans la litterature consultee nous n’avons pas trouve de description minutieuse de l’espâce 5. unicornis Johnst. Les quelques figures rencontrees sont d’une identite parfaite avec nos echan- tillons â aviculaires; on mentionne aussi que l’espece est tres frequente dans le Tertiaire de l’Europe. Sur ces arguments nous avons attribue les formes de Hemieschara variabilis Rss. ă Schizoporella unicornis Johnst. Institutul Geologic al României iGRy 8 EMILIA SAULEA-BOCEC 184 Ce bryozoaire est frequent dans les lumachelles recouvrant les recifs â Nubecularia de Visterniceni et Ghidighici (35% du total des bryozoaires), de Cricov, Periesecina, Orheiu. Schizoporella semilunaris n. sp. PI. II, fig. 6 {Lz = 0.65—0.72 mm. ( ha = 0.17 mm. , Apertura < , , Iz = 0.34 mm.- I la = 0.10 mm. Cette espece differe de 5. unicornis Johnst. par les dimensions (Ă«w=o,i2; lav = 0,06 mm) et la position des aviculaires: ils sont beaucoup plus grands, recourbes et places sous l’apertura des zoecies, s’approchant par leur base, de sorte qu’ils forment, dans l’ensemble, un arc qui contourne le tiers infe- rieur de l’apertura. L’esp^ce est rare dans les lumachelles postrecifaux de Visterniceni et Ghidighici. Schizoporella tuberculata n. sp. PI. III, fig. 3—4 f Lz = 0.56—0.61 mm. f ha = 0.20 mm. Zodcie \ lz = 0.36-0.43 mm. Apertura | = 0 l8 mm Le zoarium cylindrique â une seule couche de zoecies est du type de zoarium des «S. unicornis Johnst. Les zoecies sont rectangulaires, courtes, et en series longitudinales et transversales, delimitees par d’etroites lames calcaires; incidemment, elles forment des series diagonales. L’apertura terminale est grande, circulaire, a sinus tres large, â peine perceptible, et â peristome suffisamment epaissi; elle est situee dans un plan incline vers la region distale de la zoecie. La frontale convexe et criblee de pores grands et peu nombreux, porte un fort tubercule massif â proximite de l’apertura. Les aviculaires sont de dimension moyenne, â deux loges, situes du cote de l’apertura, frequemment un seul par zoecie et notamment sur les zoariums ă ovicelles. Celles-ci sont grandes et globu- leuses, â surface rid^e et rappellent les ovicelles de S. variabilis Rss. Les caracteres distinctifs de cette espece sont: zoecies delimitees par une lame calcaire, apertura circulaire et inclinee, frontale â grands pores et â fort tubercule. L’espece a des affinites avec 5. unicornis Johnst. au point de vue de la forme generale des zoecies et de l’apertura; elle en differe par les zoecies delimitees par une lame calcaire, par l’apertura inclinee et la frontale ă fort tubercule. Elle se rapproche de S. variabilis Rss. par la frontale convexe Institutul Geologic al României L K3R/ l8s LES BRYOZOAIRES DE LA ZONE RfiCIFALE DU SARMATIEN MOYEN et tuberculee, mais en differe nettement par le sinus peu profond et l’orne- mentation â grands pores irregulierement disposes. L’espece est peu frequente dans les lumachelles postrecifaux de V i - sterniceni et Ghidighici. Schizoporella variabilis Rss. PI. II, fig. 7—9 1853 Cellepora regularis ElCHW. ElCHWALD (10) p. 24, I, 21. 1853 Cellepora uviformis ElCHW. ElCHWALD (10) p. 23, I, 17—18. 1853 Cellepora ovifera ElCHW. ElCHWALD (10) p. 22, II, 5. 1892 Schizoporella variabilis RSS. SlNZOV (17) p. 55, I, 6—10. 1932 Schizoporella variabilis RSS. NlCOLAESCU (12) p. 233, fig. 5—6. ( Lz = 0.59 mm. ( ha = 0.17—0.18 mm. Zodcie s , Apertura < , , t lz = 0.32 mm. ( la = 0.16 mm. Les zoariums sous forme de bâtonnets creux â l’interieur, ressemblent ă ceux de S. unicornis Johnst. Les zoecies sont disposees presque toujours en-quinconce. Elles sont legerement ovoidales, ă apertura allongee dans le sens de la zodcie, ă sinus large et profond. L’apertura represente le tiers de la longueur totale de la zoecie. La frontale convexe est pourvue d’un fort tubercule, lisse et imperfore, duquel rayonnent des series de pores fins. Les caracteres de l’apertura et de la frontale separent nettement cette espece de toutes les autres. Les aviculaires triangulaires sont du type de toutes les Schizoporellidae. Les ovicelles sont grandes, globuleuses, saillantes, deve- loppees transversalement, â surface fortement ridee. Cette espece est une des plus caracteristiques pour le Sarmatien moyen de la Bessarabie. Elle est frequente dans les lumachelles postrecifaux de Visterniceni et Ghidighici (35%), tout comme S. unicornis Johnst. On la trouve aussi, moins frequente, ă Cricov et Orheiu. Bien que l’espece soit tres frequente dans les environs de Chișinău, il est interessant de noter que Reuss ne la cite pas dans son ouvrage concernant les bryozoaires de cette region (14). II mentionne l’espece Lepralia veruculosa Rss. (14, p. 5, II, 8) qui a partiellement les caracteres de 5. va- riabilis Rss. et qui en differe par l’apertura petite, circulaire, â sinus etroit; on fait mention que l’espece est rare. La riche collection que nous avons eue â notre disposition ne nous a permis d’attribuer aucun echantillon â cette espece. II serait bien possible que Lepralia veruculosa Rss. ne soit qu’une S. variabilis Rss. D’autre part la mention que L. veruculosa Rss. est rare, nous laisse supposer qu’une pârtie des formes attribuees ă Hemieschara va- riabilis Rss. appartient â 5. variabilis Rss. Cette supposition est suggerde aussi par la description et quelques-unes des figures attribuees ă Hemie- schara, M Institutul Geologic al României IGR/ ' IO EMILIA SAULEA-BOCEC 186 Schizoporella terres Eichw. PI. III, fig. 5—6 1853 Vincularia terres ElCHW. ElCHWALD (10) p. 37, II, 28. 1853 Vincularia tristoma (angularis) ElCHW. ElCHWALD (10) p. 37, I, 29. 1892 Schizoporella terres ElCHW. SlHZOV (17) p. 56, I, 11. 1932 Schizoporella terres ElCHW. NlCOLAESCU (12) p. 235, fg. 7. . ( Lz = 0.58 mm. f ha = 0.16 mm. Zodme | lz = e 29_o<36 mm Apertura । = Q mm Le zoarium sous forme de bâtonnets greles, bifurques, donne une masse arborescente irreguliere; les bâtonnets avec 4—5 zoecies radiaires qui s’ap- prochent dans la region axiale, sont tres caracteristiques. Les zoecies plutot petites, peu allongees, faiblement delimitees, ont l’a- p e r t u r a petite â sinus inferieur peu marque. La frontale peu convexe, est criblee de fins pores â disposition irreguliere. Les aviculaires petits, presque toujours au nombre de deux; les ovicelles n’ont pas ete observees. Un nombre reduit d’exemplaires ont les rameaux avec plus de 5 zoecies ainsi ty^Eschara papillosa Rss. (13, p. 68, VIII, 2) du Tertiaire du Bassin de Vienne. 5. terres Eichw. est assez frequente (5%) dans les lumachelles postreci- faux de Visterniceni, Ghidighici et Orheiu. On la rencontre surtout localisee en nids. Schizoporella spongitiformis n. sp. Pl. III, fig. 1—2 {Lz = 0.63—0.68 mm. ( ha = o. 15 mm. , ________ Apertura < , lz = 0.35 mm. v ( la = 0.12 mm. Zoarium massif â plusieurs couches; zoecies rectangulaires courtes, en files radiaires et circulaires autour d’un individu (a n c e s t r u 1 a). La fron- tale, peu convexe, est munie de pores tres petits â disposition radiaire. L ’ a - p e r t u r a, petite et presque circulaire, est entouree d’un mince peristome â large sinus inferieur. Les aviculaires sont petits, triangulaires, peu pro- eminents. Les ovicelles legerement allongees sont convexes, peu saillantes, ă surface finement ridee et delimitee vers l’apertura, qui reste â moitid libre, par une ligne droite. v Par rapport â Stylopoma spongites Pallas. (8, p. 102, XVII, 1—12) elle est d’une identite parfaite en ce qui concerne le developpement du zoarium et les caracteres generaux de la zoecie; notre espece differe seulement par l’apertura â sinus large et par les ovicelles qui ne recouvrent pas complete- ment l’apertura. Le dernier caractere est considere comme essentiel pour le genre Stylopoma. Notre espece se rapproche de S. unicornis Johnst. par A Institutul Geologic al României 187 LES BRYOZOAIRES DE LA ZONE RECIFALE DU SARMATIEN MOYEN II la majorite des caractâres de detail de la zoecie, mais en differe par le de- veloppement du zoarium en couches nombreuses superposees. L’espece est frequente dans les lumachelles postrecifaux â M i c ă u ț i, Brănești, Orheiu, ou elle forme parfois des masses largement on- dulees, jusqu’â 2 m d’epaisseur sur quelques metres de longueur. Gen. Dakar ia Jullien 1903 Dakaria bessarabica V. Nic. Pl. III, fig. 12 1932 Dakaria bessarabica V. NIC. NlCOLAESCU (12) p. 237, fig. 11. f Lz — 0.58 mm. f ha = 0.12 mm. Zoăcie St o „ Apertura { , z ( Iz = 0.40—0.48 mm. ( la = 0.13—0.16 mm. La morphologie du zoarium est celle de 5. unicornis Johnst., mais â diametre reduit. Les zoecies sont disposees en files longitudinales ou spi- rales. Elles sont assez grandes, â contour polygonal allonge, delimitees par des lames calcaires. L’apertura sous-terminale est elliptique en sens transversal; son bord inferieur est pourvu d’un large sinus, dont les extre- mites sont marquees de spicules tres fins. Le peristome est legerement epaissi. La frontale peu convexe est pourvue d’un tubercule assez reduit, en general perfore, situe sous l’apertura â un tiers de la distance entre l’apertura et la marge proximale de la zeocie. Aux pores fins rayonnant autour du tubercule, se substitue, â proximite de la lame separatrice des zoecies, une rangee de pores plus grands. Les caracteres de la frontale et de l’apertura sont specifiques pour cette espece. Les aviculaires petits, triangulaires, peuvent faire defaut; on ne connaît pas les ovicelles. L’espece est rare dans les lumachelles postrecifaux de Visterniceni et G h i d i g h i c i. Dakaria rhomboides n. sp. Pl. III, fig. 7—9 Zoecie {Lz = 0.72—0.79 mm. Iz = 0.49—o. 52 mm. ( ha — 0.20—0.22 mm. Apertura । [a _ 0 i8_O 2O mm L’espece est rencontree sous forme de feuillets plats â une seule couche de zoecie; elle est probablement encroutante. Les zoecies grandes, â contour rhomboîdal, sont tres regulierement dis- posees en quinconce; elles sont delimitees par une fine lame calcaire. L ’ a - 12 EMILIA SAULEA-BOCEC 188 p e r t u r a terminale, parfaitement triangulaire, â angles legerement arrondis, porte sur la marge inferieure un sinus evase dont les extremites sont mar- quees, comme pour toutes les Dakaria, de deux spicules fins et courts. La frontale uniformement convexe dessine un tubercule massif imperfore, situe sous l’apertura; le reste et crible de pores fins irregulierement disposes. Les aviculaires sont trâs grands et elliptiques (hav = 0,14 mm; lav = 0,11 mm), â deux loges, dont l’inferieure est la moitie de la superieure. Ils sont entoures d’un cadre epaissi et situes tout preș de l’apertura. Les ovicelles tres grandes, globuleuses, bien saillantes, developpees transversalement, â surface forte- ment ridee par des cotes rugueuses, ne laissent apercevoir que tres peu de la region inferieure de l’apertura. Les caracteres de cette espece sont tres nets: zoecies rhombiques, aper- tura triangulaire, aviculaires grands. L’espâce est rare, tout comme D. bessarabica V. NlC., et on la rencontre dans les memes gisements, ă Visterniceni et Ghidighici. Sousfam. HIPPOPORININAE Gen. L e p r a 1 i a Johnston 1847 Lepralia montifera Ulr. et Bassl. Pi. III, fig. IO—II 1904 Lepralia montifera ULR. et BASSL. ULRICH et BASSLER (18) p. 424, CXVI, 5. 1923 Lepralia montifera ULR. et BASSL. CANU et BASSLER (8) p. 134, XVIII, 11. ( Lz = 0.43—0.56 mm. f ha = 0.13 mm. Zoecie ■> , , Apertura < , [ Iz = 0.25—0.30 mm. l la = 0.14 mm. Le zoarium en est forme de couches â surface plane ou sinueuse. Les zoecies, rectangulaires ou legerement polygonales, sont disposees regulie- rement en files paralleles ou, le plus souvent, sans regularite. L’apertura terminale est trâs grande, presque circulaire, â large sinus inferieur et situee dans un plan incline; peristome peu epaissi. La frontale est fortement re- dressee en un tubercule d’ou rayonnent des sillons â grands pores, separes par des lames calcaires ramifiees vers la marge des zoecies. Peu de zoecies pourvues d’aviculaires petits, du type des aviculaires des Schizoporellinae. Les ovicelles sont egalement rares; assez grandds, moderement convexes, ă marge inferieure droite, elles ne laissent voir que la region inferieure de l’apertura. Ainsi que le remarque Ulrich et Bassler (18, p. 424), l’apertura dans un plan incline, et l’ornementation de la frontale ă convexite marquee et fortement ridee, sont caracteristiques pour cette espece. Jusqu’â present on n’a donne, pour cette espece, qu’une description incertainb des aviculaires, tandis que les ovicelles n’ont pas ete observees. l8g LES BRYOZOAIRES DE LA ZONE RECIFALE DU SARMATIEN MOYEN 13 Les observations que nous venons de faire sur Ies riches collections ă notre disposition, laissent entrevoir la possibilite de ranger Lepralia montifera Ulr. et Bassl. parmi les especes du genre Schizoporella. Lepralia montifera n’a pas ete cite jusqu’â present pour la zone recifale du Sarmatien moyen de Bessarabie. Elle est pourtant le bryozoaire le plus important, qui forme, par son unique developpement, les massifs recifaux de Pohărniceni, Piatra, T r e b u j e n i, le long du Răut. Rețu: avril 1942. M Institutul Geologic al României VlGR/ BIBLIOGRAPHIE i. ANDRUSSOV N. Die siidrussischen Neogcnablagerungen, Ill-ter Th., Sarmatische Stufo. Verh. d. Russ. k. Min. Gesell. z. St. Petersburg, Bd. 39, 1902. 2. — Die fossilen Bryozoenriffe der Halbinsel Kertsch-Taman. 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III, 1853. 11. MANZONI A. Bryozoi fossili del Miocene d’Austria cd Ungheria. Denkschr. d. k. Akad. d. Math. Naturw. CI. Bd. XXXVII, II. Abth. 1877. 12. NlCOLAESCU V. Contributions â l’dtude des Bryozoaires sarmatiens de Bessarabie, Bul. Soc. Române de Geologie, Voi. I. Buc. 1932. 13. REUSS A. E. Die fossilen Polyparien des Wiener Tertiărbeckens. Naturtoiessensch. Abhand. II. Bd. Wien, 1847. 14. — Uber tertiăre Bryozoen von. Kischinew in Bessarabien, Sitzb. d. k. Akad. d. Wissensch. I. Abth. Heft 8, 1869. t5' — Die fossilen Bryozoen des osterreichisch-ungarischen Miocâns. Denksch. , d. Akad. der Wissensch. in Wien. Bd. XXXII, 1874. 16. SIMIONESCU I. Note sur un calcaire ă Bryozoaires au Sarmatien de Bessarabie. Ac. Rom. Bul. Sect. Scient. VII-6me annee. 1920—1921. 17. SlNZOV I. Bemerkungen ilber einige Versteinerungen aus den bessarabischen Neogen- ablagerungen. Mim. de la Soc. des Natur. de la Nouvelle-Russie. Odessa, 1892. 18. 11LRICH E. et BASSLER R. G. Bryozoa. Maryland Geological Survey, pp. 404—429, Baltimore, 1904. PLANCHE I Institutul Geologic al României PLANCHE I Diastopora cor rugata RSS. Ghidighici. Fig. i — Zodcies. X 15- Fig. 2. — Zoarium, forme generale. X 3- Fig. 3.—Diastopora contesta RSS. X 15, Visterniceni. Tubulipora cumulus SlNZ. (non ElCHW.), Visterniceni. Fig. 4—5. —Zoarium avec les extr&mtds des zodcies redress^es. 4X7; 5 > Fig. 6. — Zoarium partiellement sectionnâ. X 15- Membranipora lapidosa PALL. Visterniceni. Fig. 7—8. — Zoarium en branches avec les zodcies orn6es de spicules. X 15. Fig. 9. — Zoarium massif avec disposition irregulifere des zodcies. X 7. 15- Institutul Geologic al României E. Saulea-Bocec. Bryozoaires du Sarmatien moyen PI. I 9 Anuarul Institutului Geologic al României, Voi. XXII Institutul Geologic al României IGRZ PLANCHE II Institutul Geologic al României PLANCHE II Schizoporella unicomis JOHNST. Fig. i. —Zoarium ă zoecies simples. X 15, Ghidighici. Fig. 2 et 3. — Zoarium â zoecies avec aviculaires et ovicelles. X 15, Ghidighici. Fig. 4.— Zoarium, forme generale. X 3, Visterniceni. Fig. 5. — Zoarium â zodcies pourvues d’aviculaires. X 15, Periesecina. Fig. 6. — Schizoporella semilunaris n. sp. X 15, Ghidighici. Schizoporella variabilii RSS. Visterniceni. Fig. 7—8. —Zoarium ă zoecies avec aviculaires. X 15. Fig. 9. — Zoarium ă zodcies pourvues d’aviculaires et d’ovicelles. X 15. Institutul Geologic al României IGRZ E. SAULEA-BOCEC. Bryozoaires du Sarmatien moyen PI. II 8 Anuarul Institutului Geologie al României, Voi. XXII -A.Institutul Geologic al României \IGR/ PLANCHE III Institutul Geologic al Românie PLANCHE III Schizoporella spongitiformis n. sp. Orheiu. Fig. i. — Fragment de zoarium â zoecies avec disposition rdgulifere autour de l’ancestrula, X 15- Fig. 2. — Zoecies ă aviculaires et ovicelles. X 15. Schizoporella tuberculata n. sp. Visterniceni. F>g- 3- — Zoarium ă zoecies simples.X 15. Fig. 4. —Zoarium â zoecies avec aviculaires et ovicelles. X 15- Schizoporella terres ElCHW. Orheiu. Fig. 5. — Forme gân^rale du zoarium. X 3. Fig. 6. — Fragment de zoarium X 15. Dakaria rhomboides n. sp. Ghidighici. Fig. 7—8.— Fragments de zoariums â zoecies simples. X ij- Fig 9. — Zoecies avec aviculaires et ovicelles. X 15. Lepralia montifera ULR. et BASSL. Pohărniceni. Fig. 10. — Zoarium avec les zoecies ă disposition r^guliere. X 15. Fig. 11. — Zoarium avec les zoecies irr6gulidrement disposees. X 15. Fig. 12.—Dakaria bessarabica V. NIC. X 15, Ghidighici. M Institutul Geologic al României \_IGR/ E. Saulea-Bocec Bryozoaires du Sarmatien moyen PI. III DAS PLIOZÂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM MITTLEREN DONAUBECKEN VON ERICH JEKELIUS INHALT Seite Voruort.......................................................................... 195 Geographische Umschreibung des Mittleren Donaubecke.ns........................... 195 I. Die Stratigraphie des Pliozans................................................ i97 A) Die Stratigraphie des marinen Pliozans .................................. 197 B) Die stratigraphische Gliederung der Binnenablagerungen................... 199 1. Die kontinentale Periode in Europa zur Zeit der Pikermifauna . . . X99 2. Die Săugetierfauna.................................................... 200 Die Săugetiere als stratigraphische Deitformen.................................... 200 Die neogenen Săugetierfaunen...................................................... 200 Die Faunenfolge..................................................... 200 Die miozăne Săugetierfauna.......................................... 201 Die Săugetierfauna des unteren Pliozans............................. 201 Die Pikermifauna des Măot und Pont.............................. 201 Die stratigraphische Verbreitung des Mastodon longirostris und des Mastodon grandincisivum .................................. 202 Die stratigraphische Verbreitung des Hipparion gracile .... 203 Tritt die Pikermifauna schon im Sarmat auf?......................... 204 Stratigraphische Stellung des oberen Sarmat......................... 208 3. Die Molluskenfauna.................................................... 209 Stratigraphischer Wert der pliozănen Siisswassermollusken......................... 209 Congerien........................................................... 210 Cardien.............................................................. au Unzulănglichkeiten in der Palăontologie der Siisswassermollusken . . 213 4. Grenze Pliozăn-Miozăn................................................. 213 2 ERICH JEKELIUS 192 Seite II. Die stratigraphische Nomenklatur der pontische» Bildungen des Mittleren Donaubeekens.................................................................... 216 Einleitung...................................................................... 216 A) Pont (Le Play, 1842)................................................... 216 1 Die Entstehung der stratigraphischen Begriffe: Pontische Stufe und Kalk von Odessa.......................................................... 216 Le Plays «Pontische Formation » 216 Der Kalk von Odessa............................................................. 217 Stiatigraphisches Profil .......................................... 217 Die Fauna des Kalkes von Odessa.................................... 218 Untere und obere Begrenzung des Kalkes von Odessa.................. 219 2. Die weitere Entwicklung der stratigraphischen Begriffe: Pontische Stufe und Kalk von Odessa..................................................... 219 3. Die Pontische Stufe im iibrigen Russland.............................. 221 Kertsch......................................................................... 221 Transkaukasien ................................................................. 223 Schemachinischer Distrikt....................................................... 223 Kuban........................................................................... 224 4. Stratigraphische Stellung der dem Kalk von Odessa ăquivalenten Bil- dungen in Siidbessarabien................................................ 224 5. Zusammenfassung und Schlussfolgerungen............................... 229 B) Die Congerienschichten (M, HOERNES, 1851^ —Brunner Schichten. — . . Inzersdorfer Schichten.......................................................... 229 Historische Ubersicht............................................................ 229 Warum «Congerienschichten»?...................................................... 230 Die stratigraphische Stellung der Congerienschichten............................. 232 Historische Ubersicht........................................................... 232 Gliederung in Untere und Obere Congerienschichten............................... 236 Die stratigraphische Stellung der Congerienschichten im Vergleich zum Pont Rumăniens und Russlands...................................... 237 C) Pannon (L. ROTH, 1879) 241 D) Slavonische Stufe (ANDRUSOV N., 1923).................................. 245 E) Valenciennesia-Horizont (HOERNES R., 1874)............................. 245 F) Lyrcaea-Horizont (Sp. BRUSINA, 1884).................................... 248 G) Rhomboidea-Schichten (NEUMAYR und PAUL, 1875).......................... 249 H) Budmania-Horizont (GORJANOVICI-KRAMBERGER, 1897)....................... 250 III. Die Pontische Stute im Mittleren Donaubecken.............................. 251 A) Wiener Becken.......................................................... 251 Einleitung...................................................................... 251 Stratigraphische Gliederung der Congerienschichten des Wiener Beckens . 252 Historische Ubersicht .......................................................... 252 Gibt es im Wiener Becken auch Obere Congerienschichten? .... 255 B) Ungarn.................................................................. 257 Historische Ubersicht........................................................... 257 Rhomboidea Horizont—Balatonica Schichten — Vutskitsi Schichten 262 Ungulacaprae Schichten.......................................... 263 193 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 3 Seite Die Congerienschichten des Ungarischen Beckens................................ 269 Das Becken des Kleinen Ungarischen Tieflandes oder das Raaber Becken............................................................ 270 Das Becken Transdanubiens (Pannoniens) und des Donau-Theiss Zwischengebietes........................................... 271 Das Becken der Grossen Ungarischen Tiefebene...................... 272 C) Kroatien.............................................................. 273 1. Beociner Fazies.................................................... 273 2. Wiener Fazies (Congerien und Melanopsis Fazies)................... 275 3. Die Entwicklung in Bosnien und Herzegowina........................ 275 D) Serbien............................................................... 276 E) Rumănien.............................................................. 277 Geographische Giiederung der rumănischen Teile des Mittleren Donau- beckens....................................................... 277 1. Der Ostrand der Theissebene....................................... 277 Untere Congerienschichten...................................................... 277 Obere Congerienschichten....................................................... 280 2. Siebenbiirgen...................................................... 283 Untere Congerienschichten...................................................... 283 Die Randzone im Siidosten ........................................ 283 Das zentrale Becken............................................... 287 Westrand.......................................................... 288 Sudwestliches Randgebiet ......................................... 289 Ostrand........................................................... 290 Obere Congerienschichten....................................................... 291 IV. Die Maotische Stule (Inostranzev, 1887)................................... 293 A) Die Entwicklung des Begriffes in Russland............................. 293 B) Die Weissen Mergel in Kroatien und Slawonien......................... 295 V. Die Ubergangsschiehtei) (Fuchs Th., 1875).................................. 298 Einleitung..................................................................... 298 A) Ostmark............................................................... 298 1. Dem Sarmat zwischengelagerte « Ubergangsschichțen »................ 298 Wiener Becken ................................................................. 29$ Umgebung von Wien................................................. 298 Burgenland..................................................................... 3°° Mattersburger Becken.............................................. 3°° Drassburg-Zemendorf........................................... 3°° Wiesen........................................................ 3O1 2. « Ubergangsschichțen » von der Basis des Pont...................... 3°4 Wiener Becken ................................................................. 3°4 Umgebung von Wien................................................. 3°4 Eichkogel bei Mâdling............................................. 3°7 Wollersdorf....................................................... 3°9 Gebiet um Zistersdorf............................................. 3°9 13 Institutul Geologic al României 4 ERICH JEKELIUS 194 Seite Burgenland..................................................................... 318 Landseer Bucht................................................... 318 Eisenstâdter Becken.............................................. 320 Steiermark..................................................................... 322 B) Ungarn............................................................... 325 C) Rumânien............................................................. 334 Einleitung..................................................................... 334 1. Ostrand der Theissebene............................................ 336 2. Siebenbiirgen...................................................... 337 Die Randgebiete des Beckens.................................................... 338 Der Westrand..................................................... 338 Der Siidrand..................................................... 341 Das Innere des Beckens......................................................... 343 D) Zusammenfassung...................................................... 345 VI. Die Sarmatische Stuîe im Mittlereu Donaubecken............................ 350 Einleitung..................................................................... 35° A) Das Sarmat im Euxinischen Becken...................................... 350 B) Das Sarmat im Mittleren Donaubecken .................................. 352 Historische tJbersicht ........................................................ 352 1. Ostmark ........................................................... 353 Wiener Becken ................................................................. 353 Gebiet um Zistersdorf............................................ 353 Burgenland..................................................................... 355 Wiesen........................................................... 355 Steiermark..................................................................... 359 2. Ungarn............................................................. 362 3. Rumânien........................................................... 365 Ostrand der Theissebene........................................................ 365 Banat............................................................ 365 Bucht der Weissen Criș........................................... 366 Bucht von Beiuș.................................................. 366 Siebenbiirgen.................................................................. 368 Randzonen des Siebenbiirgischen Beckens.......................... 368 Beckeninneres.................................................... 369 Untere Sarmatgrenze . ........................................ 370 Obere Sarmatgrenze............................................ 37° Stratigraphische Stellung des Tuffes von Bazna................ 372 VII. Mediterraii-sarmatische Susswasserscliicliten.................................... 375 Index verschiedensprachiger Ortsbezeichnungen .......................................... 378 Verzeichnis der zitierten Literatur..................................................... 383 195 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 5 VORWORT Mit den in vorliegender Arbeit zur Diskussion stehenden Fragen babe ich mich schon in meiner Arbeit uber « Die Parallelisierung der pliozănen Ablagerungen Siidosteuropas » (1935) auseinandergesetzt und die wichtigsten der bis dahin erschienenen Arbeiten, soweit sie diese Fragen betreffen, kritisch gesichtet. Ich verweise hier auf meine dortigen Darlegungen und komme auf dort schon behandelte Fragen hier nur zu sprechen, wenn es zum Ver- stăndnis der Zusammenhănge notwendig erscheint. Fur die immer wieder versuchten Parallelisierungen des siidosteuropă- ischen Neogens fehlt auch heute noch ein genugend solides Fundament. Ein grosser Teii der bisherigen Literatur lăsst an Zuverlassigkeit manches zu wiinschen iibrig. Die faunistischen und stratigraphischen Bearbei- tungen der in Frage stehenden Schichtserien sind in den meisten Făllen ungenugend. Es liegt mir ferne, mit dieser Feststellung die durch mehrere Generationen schon bisher geleistete enorme Arbeit in Abrede zu stellen oder verkleinern zu wollen. Aber die Aufgaben, die noch zu losen sind, wenn sichere Unterlagen fur eine zuverlăssige Parallelisierung der siidosteuropă- ischen sarmatisch-pontischen Ablagerungen geschaffen werden sollen, sind mindestens ebenso enorm. Ich war daher auch weder in meiner friiheren Arbeit ubei- « Die Paralle- lisierung der pliozănen Ablagerungen Siidosteuropas », noch bin ich in vor- liegender Arbeit bemiiht, den Versuch einer durchgreifenden Parallelisierung dieser Bildungen zu wagen, neben die zahlreichen schon bestehenden Ver- suche noch weitere, zwangslăufig ebenso unbefriedigende Versuche zu stellen. Vielmehr habe ich versucht, die bisherige Literatur kritisch zu sichten, irrige Interpretationen als solche nachzuweisen und dadurch hier oder dort den Weg zu einer richtigeren Erkenntnis frei zu machen. Diese Aufgabe ist nicht immer leicht, stets undankbar und nicht durchfiihrbar, ohne oft vielleicht auch scharfen Widerspruch auszulbsen. Da ich aber keine anderen Ziele verfolge als eine Klărung der Probleme, wird mich jeder von Nebenmotiven ebenso unbelastete Widerspruch nur freuen, zumal wenn er Beitrăge zu einer Klărung bringt. GEOGRAPHISCHE UMSCHREIBUNG DES MITTLEREN DONAUBECKENS Wir finden in der geologischen Literatur in letzterer Zeit oft die Be- zeichnung « Pannonisches Becken » ftir die geographisch-geologische Einheit, die sonst unter dem Namen «Mittleres Donaubecken» zusammengefasst wird. Pannonien ist aber das Gebiet siidwestlich des grossen Donauknies. Selbst die Gebiete Ungarns nordlich und ostlich der Donau gehoren nicht 13* Institutul Geologic al României 6 ERICH JEKELIUS 196 mehr dazu, auf gar keinen Fall aber zum Beispiel das Banat oder Sieben- biirgen. Daher ist die Ausdehnung der Bezeichnung « Pannonisches Becken » auf alle diese Gebiete falsch. Die geographisch richtige, zusammenfassende Bezeichnung dieser Gebiete ist der Name Mittleres Donaubecken. Fur Pan- nonien war die Donau Grenzfluss, fiir das Mittlere Donaubecken ist sie die zentrale Lebensader. Die Grenzen des Mittleren Donaubeckens decken sich mit denen des Verbreitungsgebietes der Melanopsis fossilis und der Melanopsis vindobo- nensis, der Congeria partschi und vieler anderer Formen, die fiir die Unteren Congerienschichten so bezeichnend sind, also mit dem Verbreitungsgebiet der Unteren Congerienschichten. Es ist bezeichnend, dass der Name «Pannonisches Becken » in die geo- graphische Literatur keinen Eingang gefunden hat. Dafiir finden wir ausser der Bezeichnung Mittleres Donaubecken (oder Mitteldanubisches Becken) in der geographischen und der geologischen Literatur auch noch die Be- zeichnung «Innerkarpatische Senke ». Loczy L. (1941) verwendet fiir den ungarischen Anteil am Mittleren Donaubecken die Bezeichnung «Ungarisches Beckensystem» und unter- scheidet innerhalb desselben zwei geographische Einheiten, die durch die Donau von einander getrennt werden: das « Alfold » ostlich der Donau und «Pannonien» westlich der Donau. Am Mittleren Donaubecken haben Anteil: 1. Deutschland mit den ostmărkischen Gebieten: Wiener Becken, Bur- genland, steiermărkische Beckenteile. 2. Slowakei. 3. Ungarn. 4. Rumănien mit dem Ostrand der Theiss-Ebene (Banat, Bucht der Weissen Criș, Bucht von Beiuș) und Siebenbiirgen. 5. Kroatien. 6. Serbien. Institutul Geologic al României ig r7 I. DIE STRATIGRAPHIE DES PLIOZÂNS A) DIE STRATIGRAPHIE DES MARINEN PLIOZĂNS Fur die stratigraphische Gliederung gilt als Norm die durch die Ent- wicklung der marinen Faunen bedingte Einteilung. In der von Deshayes (1830) und von Lyell (1832) durchgefiihrten Glie- derung der marinen Tertiărablagerungen, fur die der Prozentgehalt der Faunen an rezenten Formen die Grundlage bildete, wurden fur das Miozăn die Ablagerungen Mittelfrankreichs, die mit dem Torton abschliessen, fur das Pliozăn aber die marinen jungtertiăren Ablagerungen Italiens, die mit dem Plaisancien beginnen, als Typus angenommen. Aus der Zeit zwischen Torton und Plaisancien fehlen in Europa marine Bildungen, abgesehen von einigen Vorkommen an der Atlantischen Kiiste Frankreichs und Belgiens, deren genaue stratigraphische Eingliederung jedoch nicht moglich ist. Aber selbst wenn wir iiber Europa hinausgreifen an den Siidrand des Mittelmeeres, nach Nordafrika, finden wir nirgends fiir die Zeitspanne vom Torton bis zum Plaisancien geschlossene Profile mariner Sedimente, die den Versuch einer Parallelisierung der europăischen kontinentalen Ablagerungen mit marinen Bildungen gestatten wurden. Diese Verhâltnisse fiihrten zu den Verlegenheitsversuchen, gewisse brak- kische Einschlăge im oberen Torton Frankreichs und Nordafrikas unserem Sarmat gleichzustellen und mehr von einer sarmatischen Fazies des oberen Torton zu sprechen, als von einer selbstăndigen Stufe. So betrachtete Deperet (1893) das Sarmat als Anhăngsel des Torton, eine Auffassung die nachher ganz allgemein von den franzosischen Autoren vertreten wurde und Veran- lassung dazu gab, auch unser sudosteuropăisches Sarmat noch ins Torton stellen zu wollen (Spalek, 1937). Gignoux (1926) stellte in seiner Tabelle (S. 487) das Sarmat Osteuropas dem Torton gleich, in seinem Schema (S. 495) aber parallelisierte er mit dem unteren Torton die Mergel von Baden und den Leithakalk, iiber denen er im Wiener Becken die Cerithienschichten folgen lasst. Selbstverstăndlich kann fiir die Beurteilung und Definition einer Stufe nur d i e Gegend massgebend sein, in der diese Stufe typisch und vollstăndig Institutul Geologic al României 8 ERICH JEKELIUS 198 ausgebildet ist. Dem Sarmat kommt aber in Siidosteuropa die Bedeutung einer selbstăndigen Stufe zu. Dieser Stufe muss in der allgemeinen strati- graphischen Gliederung der ihr gebiihrende Platz eingerăumt werden und zwar nicht auf Kosten des Torton, da dieses in Siidosteuropa auch vollstăndig entwickelt ist und in seinen oberen Horizonten auch brackische Bildungen zeigt, wie die Schichten mit Venus konkensis und das Buglow. Es ist nicht einzusehen, weshalb nicht diese obertortonen brackischen Bildungen den obertortonen brackischen Bildungen Frankreichs entsprechen sollen. Sahelien. Als marines Ăquivalent der Pontischen Stufe wird allge- mein die Sahelien Stufe Nordafrikas angegeben. Die Bezeichung stammt von Pomel (1858), der sie fur einen Mergelkomplex in der Provinz d’Oran und in dem Tale Chelif in Algier prăgte. Nach Deperet (1896) wird das Sahelien im Tale von Chelif durch sehr fossilreiche blaue Mergel mit Cardita jouanneti laeviplana, Ancilla glandi- formis L. gebildet, deren miozănes Alter (Torton, Mollasse de Cucuron) zweifellos ist. Doch zeigt die Fauna im Tale von Chelif in ihrer Gesamtheit einen jiingeren Charakter als die tortonen Mergel in Frankreich und Ita- lien. Nach Brive (1896) liegen die Tone des Sahelien diskordant iiber den Sandsteinen des Helvet, zum Teii auch iiber Kreide. Ihre Fauna wird cha- rakterisiert durch eine eigentiimliche Mischung von tortonen und plaisan- cienen Formen. In Tunis bildet das Sahelien nach Stchepinsky (1938) einen selbstăn- digen, marinen Zyklus zwischen Vindobon und marinem Pliozăn und wird nach oben und unten durch Diskordanzen begrenzt. Es beginnt mit Basiskonglomeraten. In Nordmarokko, im Gebiet von Sud-Rifain liegt nach Gentil (1911) das Sahelien liberali transgressiv iiber dem Vindobon und beginnt an der Basis mit Konglomeraten und groben Sanden. Somit wird das Sahelien sowohl nach unten gegen das Torton oder altere Bildungen durch eine Diskordanz getrennt, als auch nach oben gegen das Plaisancien. Daher kann das Sahelien irgend einem Teii des Sarmat, des Măot oder des Pont entsprechen. Eine genauere Parallelisierung aber scheint nach den gegebenen Verhăltnissen nicht moglich zu sein. Fiir marine Bildungen in NO-Frankreich (Bretagne, Anjou, Vendee und Cotentin), die teils iiber Kristallin, teils iiber erodiertes Vindobon und alteres Terțiar transgredieren, wurde von Dollfus (1902, 1904/08) die Bezeichnung Redonien geprăgt. Die Fauna des Redonien weicht von der der Faluns des Vindobon stark ab, obwohl sie eine grosse Zahl gemeinsamer Arten besitzen. In Belgien wurden marine Bildungen, die transgressiv iiber dem Rupe- lien liegen Anversien genannt. C JA Institutul Geologic al României V IGR/ 199 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 9 Das Redonien und das Anversien werden dem Sahelien Nordafrikas gleichgestellt und gestatten, so wie dieses, auch keine sicherere stratigra- phische Abgrenzung. B) STRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNG DER BINNENABLAGERUNGEN i. DIE KONTINENTALE PERI ODE IN EUR OPA ZUR ZEIT DER PIKERMIFAUNA Ein Vergleich der Gliederung der marinen Ablagerungen Europas mit der Gliederung der Faunen der Landsăugetiere ergibt, dass der Mediter- ranen und der Sarmatischen Stufe die Fauna mit Mastodon angustidens ent- spricht, dem ălteren marinen Pliozăn Italiens (Plaisancien-Astien) dagegen die Fauna mit Mastodon arvernensis. Ein sicheres marines Aquivalent fiir die kontinentalen Ablagerungen der Fauna mit Mastodon longirostris (Pikermi, Baltavâr, Eppelsheim, Cucuron), die sich zwischen die Fauna mit Mastodon angustidens einerseits und die Fauna mit Mastodon arvernensis andererseits einschaltet, kennt man in Europa nicht. Daher stellt die Zeit des Mastodon longirostris fiir Europa « eine der ausgezeichnetsten Kontinentalperioden im ganzen Verlauf der geologischen Geschichte dar» (Neumayr, 1879). Im Siidosten Europas entstanden wăhrend dem unteren Sarmat noch in grosser Ausdehnung die semimarinen brackischen Ablagerungen der Para- tethys Laskarevs (1924). Zur Zeit des mittleren Sarmat gehbrt aber auch der grbsste Teii der Paratethys schon zum ausgesprochen kontinentalen Bereich und im oberen Sarmat und unteren Maot kennen wir brackische Ablagerungen nur noch im ăussersten Siidosten, in den Randgebieten des Schwarzen Meeres. Ebenso ist das Pont fiir Europa eine ausgesprochen kon- tinentale Periode. So folgen im Rhonetal liber dem Torton brackische, nachher lakustre und fluviatile Ablagerungen. Die Ablagerungen der kontinentalen Periode werden ins Pont gestellt. Sie enthalten ausser der reichen Sâugetierfauna noch Congeria subcarinata, C. simplex, C. dubia, Melanopsis matheroni. Uber diesen Bildungen liegen die marinen Ablagerungen des Plaisancien. Ebenso finden wir in Deutschland, in Spanien und Portugal aus dieser Zeit nur kontinentale Ablagerungen mit Săugetierresten der Fauna von Pikermi. In Italien hat Capellini (1874) im Liegenden des marinen oberen Plio- zăns in gipsfiihrenden Ablagerungen eine Fauna gefunden, die er der von Rădmănești, die Fuchs aber (1874, S. 219) dem Kalk von Odessa gleich- Ja Institutul Geologic al României IGR/ IO ER1CH JEKELIUS 200 stellt. Aus diesen Bildungen werden erwăhnt: Congeria simplex, Cardium catillus, C. pseudocatillus, C. novorossicum, C. odessae, C. plicatum. Sonst ist nach Capellini (1879/80) das Pont in Italien durch terrestre Bildungen vertreten. Da somit fur die stratigraphische Gliederung und Parallelisierung der Ablagerungen, die der Entwicklungsphase der Fauna von Pikermi entspre- chen, in Europa die marinen Ablagerungen als Vergleich fehlen, kann im Mittleren Donaubecken einerseits, im Euxinischen Becken andererseits die stratigraphische Gliederung und Parallelisierung der Ablagerungen der ver- schiedenen Becken und Beckenteile nur mit Hilfe der Binnenfauna versucht werden. 2. DIE SĂUGETIERFAtNA DIE SAUGETIERE ALS STRATIGRAPHISCHE LEITFORMEN Fur die Abgrenzung grosser stratigraphischer Einheiten erweisen sich im Neogen die Săugetierfaunen als niitzlich. Doch sind die Reste der Săuge- tiere auf Schotter, sowie Ablagerungen der Uferzonen und ganz seichter Beckenteile beschrănkt, sie fehlen den strandfernen Ablagerungen. Den Mollusken gegeniiber aber bieten sie den grossen Vorteil, dass ihre verschie- denen zeitgebundenen Entwicklungsstadien sich infolge ihrer Beweglichkeit rasch iiber weite Gebiete verbreiteten und dadurch wertvolle stratigraphische Leitformen abgeben. Doch eignen sie sich infolge ihrer meist relativ grossen Langlebigkeit mehr fiir die Abgrenzung grbsserer stratigraphischer Einheiten verschiedener Becken, nicht aber fiir stratigraphische Detailgliederung. DIE NEOGENEN SĂUGETIERFAUNEN DIE FAUNENFOLGE Innerhalb des Neogens folgen drei Săugetierfaunen zeitlich aufeinander, die sich gegenseitig ausschliessen. Jede dieser Faunen wurde innerhalb Eu- ropas an zahllossen Punkten festgestellt. Dabei hat sich ihre Horizontbestăn- digkeit immer sicherer bestătigt. Diese drei Faunen sind innerhalb des Neogens in Europa stratigraphische Kriterien aller erster Ordnung. Die Gliederung der neogenen Săugetierfaunen wurde fiir die Ablagerungen des Mittleren Donaubeckens von Suess (1860 und 1863) erkannt und nachher von Fuchs (1877), Neumayr (1879), Hoernes R. (1903) und anderen weiter entwickelt. 1879 gab Neumayr (S. 42) folgende Einteilung der jungtertiăren Său- getierfaunen : Institutul Geologic al României 201 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUPE IM DONAUBECKEN 11 i. Die miozăne Săugetierfauna von Eibiswald, Sansan u. a. mit Mastodon angustidens, M. tapiroides, Dinotherium cuvieri, Rhinoceros sansaniensis, An- chitherium aurelianense u. a. 2. Die Fauna von Baltavâr, Cucuron, Eppelsheim und Pikermi mit Ma- stodon longirostris, Dinotherium giganteum, Rhinoceros schleiermacheri, Ace- ratherium incisivum, Hipparion gracile u. a. 3. Die ăltere Fauna des Arnotales, Fauna von Montpellier und Ajnâcskd mit Mastodon arvernensis, M. bor soni, Tapirus priscus. DIE MIOZĂNE SĂUGETIERFAUNA Die Săugetierfauna mit Mastodon angustidens weist wăhrend der langen Zeit der Mediterranen Stufen und des Sarmat einen einheitlichen Typus auf. Bereits im Aquitan ist Mastodon angustidens weit verbreitet und sowohl M. angustidens f. typica als auch M. angustidens f. subtapiroidea halten nach Schlesinger (1921) bis an die oberste Grenze des Miozăns (Sarmatische Stufe) an und verbreiteten sich weit iiber die Grenzen Europas aus. Die f. typica gelangte einerseits nach Indien, andererseits nach Amerika, wohin auch Vertreter der f. subtapiroidea mit abwanderten. DIE SĂUGETIERFAUNA DES UNTEREN PLIOZĂNS DIE PIKERMIFAUNA DES MĂOT UND PONT Die Săugetierfauna des unteren Pliozans, die mit bemerkenswerter Gleich- formigkeit sich wăhrend des ganzen Măot und Pont erhielt, wurde ausser von vi elen anderen Orten vor aliem von Pikermi, Cucuron, Eppelsheim, Baltavâr, Cimișlia und Taraclia beschrieben. Keines der zahlreichen klas- sischen Vorkommen miozăner Faunen Westeuropas aber hat Elemente dieser Fauna geliefert. Auch das Sarmat des Mittleren Donaubeckens kennt nur die Fauna mit Mastodon angustidens. Die Fauna mit Mastodon longirostris und Hipparion gracile wird allge- mein als Fauna von Pikermi bezeichnet. Die Schichten, die bei Pikermi (Grie- chenland) die beriihmt gewordene Săugetierfauna geliefert haben, gestatten aber keine năhere Florizontierung, da den roten Tonen Mollusken fehlen und die Lagerungsverhăltnisse keine năheren stratigraphischen Anhalts- punkte liefern. Durch Mastodon longirostris f. attica, eine Form, die nach Schlesinger auch bei den Fundstellen in der Năhe von Wien vorkommt, ist aber die zeitliche Gleichstellung mit den Wiener Vorkommen gesichert. Da fiir die stratigraphische Bestimmung der Vorkommen der Pikermi- fauna in Westeuropa und deren Parallelisierung mit der Schichtenfolge im Mittleren Donaubecken und im Euxinischen Becken gegenwărtig nur die Ja Institutul Geologic al României IG RZ 12 ERÎCH JEKELIUS 202 Săugetierfauna zur Verfugung steht, auf Grund der Săugetierfauna aber nicht festgestellt werden kann, ob es sich um Pont, Măot oder vielleicht sogar oberes Sarmat handelt, kann auch auf Grund der westeuropăischen Vor- kommen die stratigraphische Verbreitung dieser Fauna nicht auf das Pont s. str. eingeschrănkt werden, wie das in der Literatur uber diese Vorkommen meistens gehandhabt wird. Die auf die Zeit mit Mastodon angustidens fol- gende Periode, aus der die Ablagerungen mit der Fauna mit Mastodon lon- girostris stammen, ist fur Westeuropa so ausgesprochen Kontinentalperiode, dass hier eine Gliederung ăhnlich der in Siidosteuropa nicht durchfiihrbar ist. Deswegen scheiden auch alle năheren Parallelisierungsversuche von vornherein aus. Die kontinentalen Ablagerungen Westeuropas mit Resten der Pikermifauna entsprechen zeitlich mindestens unserem Măot und Pont, ohne dass eine năhere zeitliche Fixierung moglich wăre. Es fehlen hieftir alle Vergleichsmomente, da die Săugetierfauna fur beide Stufen die gleiche bleibt. DIE STRATIGRAPHISCHE VERBREITUNG DES MASTODON LONGIROSTRIS KAUP. UND DES MASTODON GRANDINCISIVUM SCHLES. An der Wende von Miozăn und Pliozăn treten nach Schlesinger an mehreren Punkten Europas erst Ubergangstypen auf, die Charaktere von Mastodon angustidens mit solchen von Mastodon longirostris vermengt zeigen, bis sich im Unterpliozăn immer deutlicher die Art des Mastodon longirostris heraushebt. Sie verbreitet sich iiber ein ausserordentlich weites Gebiet. Fast ganz Europa beherbergt ihre unzweifelhaften Reste, iiber Pikermi und die agăische Landbriicke gelangte sie auch nach Persien (Maragha). Somit hat Mastodon longirostris sich innerhalb Europas aus Mastodon angustidens ent- wickelt. Mastodon longirostris Kaup. kommt im Măot Siidbessarabiens (Taraclia, Cimișlia usw.) vor. Im Wiener Becken werden seine Reste in den Congerien- schichten (bei Altmannsdorf und Meidling, ferner in den Belvederegruben und am Laaerberg) gefunden. In Ungarn haben dagegen die Unteren Con- gerienschichten nach Schlesinger bisnoch keine Vorkommen von Mastodon longirostris geliefert, doch stammen die typischesten Reste dieser Art aus den Oberen Congerienschichten Ungarns, aus den Schichten mit Cong. ungulacaprae (Gubacs, Kdbânya). Ferner kommt Mast. longirostris in typischer Prăgung bei Baltavâr in Schichten mit Unio wetzleri vor, die Halavâts ins obere Pont, Sumeghy (1923) aber ins Daz stellt, hauptsăchlich wohl wegen Unio -wetzleri. Da aber Unio -wetzleri tatsăchlich auch in viei ălteren Schichten schon auftritt (siehe S. 225), wăre doch die Frage noch năher zu untersuchen, ob nicht vielleicht auch ein Teii der Schichten mit Unio -wetzleri in Ungarn zeitlich schon pontischen Ablagerungen entspricht, wenn auch vielleicht die Institutul Geologic al României 203 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 13 Hauptmasse derselben ins Daz zu stellen sein wird. Die Săugetierfauna von Baltavâr weicht so vollkommen von der der dazischen Stufe mit Mastodon borsoni, Mast. arvernensis usw. ab, dass sie innerhalb sicher dazischer Schichten nur auf sekundărer Lagerstătte mbglich wăre. Tatsăchlich stellt Szadeczky (1938), ebenso wie auch Winkler (1938) den Horizont mit Unio wetzleri in das Pont als dessen obersten Horizont. Neben Mastodon longirostris ‘zvieigl von Ubergangstypen von Mastodon angustidens Cuv. nach Schlesinger (1922) auch Mastodon grandincisivum Schles. ab, dessen untere Stosszăhne sich zu einer măchtigen Schaufel ent- falteten. Diese Form soli auf das Oberpont beschrănkt sein. DIE STRATIGRAPHISCHE VERBREITUNG DES HIPPARION GRACILE Hipparion gracile ist die hăufigste und am weitesten verbreitete Form dieser Fauna. Sie verbreitete sich aus Nordamerika iiber Asien nach Europa. Ihr friihestes Auftreten bezeichnet liberali den Beginn des Pliozăns. Diese Auffassung gilt heute allgemein als gesichertes Ergebnis zahlreicher Spezial- arbeiten wie: Schlosser (1907), Matthew (1929), Stromer (1937), Stolley (1938), Kleinpell (1938), Konigswald (1939). Andererseits rechnet Stolley (1938), hauptsăchlich auf Grund der rus- sischen Angaben, auch mit der Mbglichkeit des Vorkommens vereinzelter Vorlăufer im oberen Miozan, wenn er auch an der allgemeinen Giiltigkeit des Hipparion gracile als Leitfossil der pontischen Stufe festhălt. Uber den aus angeblichem Miozan von Sylt stammenden Hipparionzahn entstand schon eine ganze Literatur. Ausserdem verbffentlichte Tobien (1938) aus obermiozâner Siisswassermolasse von Howenegg einige Zăhne von Hip- parion gracile. Doch weist Konigswald (1939) darauf hin, dass es sich bei Sylt um einen vereinzelten Zahn handelt, dessen primare Lagerstatte nicht geklărt ist, und dass Tobien von Howenegg ausser Hipparion noch Rhino- ceros sp., Mastodon sp. und Cervus sp. angebe. Es konne daher an keiner der zwei Fundstellen der Beweis geliefert werden, dass Hipparion hier inner- halb einer sarmatischen Săugetierfauna auftrete. Soviel ist sicher, dass an keiner der zahlreichen klassischen Fundstellen des Obermiozăns je Hipparion gefunden wurde, vielmehr tritt Hipparion liberali mit einer rein unterpliozănen Begleitfauna auf, vor aliem mit Ma- stodon longirostris, das den sarmatischen Faunen auch fehlt. Selbst in Amerika (Striton 1933) und Asien, woher Hipparion ja zu uns kam, tritt es nirgends innerhalb einer miozănen Tierwelt auf, sondern ist immer mit Elementen der pontischen Fauna vergesellschaftet. Daher ist nach Konigswald selbst die Annahme eines hypothetischen Vorlăufers des pontischen Plipparions im europăischen Sarmat nicht gerechtfertigt. 14 ERICH JEKELIUS 204 TRITT DIE PIKERMIFAUNA SCHON IM SARMAT AUF î Die Fauna mit Mastodon longirostris wurde verschiedentlich fiir Siidost- europa auch aus dem mittleren und oberen Sarmat erwăhnt. So stellt Gillet (Chaput et Gillet 1938) in einer Tabelle, die sie iiber die stratigraphische Verbreitung der Fauna von Pikermi in Zentraleuropa und Osteuropa gibt, die Pikermifauna von Skoplje (Uskiib) ins mittlere Sarmat. Diese Angabe geht auf eine Veroffentlichung Laskarevs (1936) zuriick, in der er Aceratherium sp. aff. incisivum Cuv. aus schotterigen Sanden mit Pro- sosthenia suessi Burg, erwăhnt, die Laskarev selber als Untere Congerien- schichten bezeichnet und nach seiner bekannten Auffassung iiber die Stra- tigraphie der Congerienschichten auch hier ins obere Miozăn (mittleres und oberes Sarmat) stellt. Doch ist diese Auffassung Laskarevs als subjektive Meinung zu werten keineswegs aber als bewiesen. Die im Liegenden der Unteren Congerienschichten in diesem Becken auftretenden Bildungen bestehen nach Laskarev aus Tonen und Kohle mit Mastodon angustidens subtapiroides Schles. sowie sandigen Mergeln und Tonen mit Planorbis. Diese Bildungen stellt Laskarev ins untere Sarmat. Die Molluskenfauna der oberen Sande, die seinerzeit von Burgerstein bearbeitet wurde, besteht aus lauter lokalen Formen, hauptsăchlich Pro- sosthenien, ferner Neritina und Melania, auf Grund deren iiber das năhere Alter dieser Bildungen nichts ausgesagt werden kann. Nach dem von Las- karev gegebenen Profil dieses Vorkommens kdnnte der Horizont mit Ace- ratherium sp. aff. incisivum sogar ins Daz gestellt werden. Fur eine auch nur halbwegs sichere Horizontbestimmung fehlen bisnoch aile notwendigen Elemente. Ausserdem stellt Gillet die Vorkommen der Pikermifauna vom Plattensee und einen Teii der Vorkommen von Budapest ins Pont, einen anderen Teii der Vorkommen von Budapest und Baltavâr ins Măot. Die Vorkommen des Wiener Beckens verteilt sie auf Pont, Măot und oberes Sarmat. Warum? Verschiedentlich wurde die Fauna von Pikermi auch aus dem oberen Sarmat Russlands angegeben. So soli nach Andrusov (1902) die Pikermi- fauna in Siidrussland hăufig in den obersarmatischen Schichten mit Mactra bulgarica Toula vorkommen, nach Adrianov und Laryn (1935) in der Eldarsteppe im Obersarmat mit Mactra caspia Eichw., nach Borisjak (1911 und 1914) im Sarmat von Sevastopol. Das Vorkommen von Sevastopol wurde von Konigswald (1939) als nachtrăgliche Spaltenfiillung gedeutet. Die von Adrianov und Laryn (1935) aus der Eldarsteppe (Transkau- kasien) aus dem oberen Sarmat mit Mactra caspia veroffentlichten ausge- dehnten Knochenlager der Pikermifauna erscheinen stratigraphisch verdăchtig. Diese Schichten werden transgressiv iiberdeckt von Schichten der Kujalnik- Institutul Geologic al României 205 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 15 stufe. Es diirfte sich empfehlen, fiir die Vorkommen Siidrusslands, auch die von Andrusov angegebenen, das Ergebnis einer spăteren Uberpriifung abzu- warten. Bevor ihre stratigraphische Lage nicht einwandfrei sichergestellt ist, und es scheinen da doch noch mannigfache Fehlerquellen im Bereiche der Moglichkeit zu liegen, sollten wir davon absehen, auf Grund dieser An- gaben das Vorkommen dor Pikermifauna bereits im oberen Sarmat als erwiesen zu betrachten. Es ist jedenfalls auffallend, dass weder Atanasiu J. (1940) aus dem oberen Sarmat der Moldau, noch Macarovici (1940) aus dem oberen Sarmat Bessarabiens irgendwelche Reste der Fauna von Pikermi erwăhnen, wăhrend im Măot die Vorkommen sich hăufen. Die von Kadics und Kretzoi (1926/27) aus angeblichem Sarmat von Csâkvâr in Ungarn veroffentlichte Pikermifauna, stammt aus Ablagerungen einer Hohle im Triasdolomit. Ausser der Zusammensetzung der Fauna fehlen anderweitige stratigraphische Kriterien. Nach Konigswald (1939) und Mottl (1939) ist diese Fauna sicher pontisch. Jedenfalls wurden aus dieser Fauna von Kadics und Kretzoi im ganzen 6 Formen spezifisch bestiinmt (abgesehen von den als neue Arten beschriebenen Formen) und alle sechs sind typische Ver- treter der Pikermifauna: Mastodon longirostris Kaup., Hipparion gracile Kaup., Hipparion mediterraneum Hens., Tragoceras amaltheus Gaud., Gazella bre- vicomis Roth et Wagner, Dicerorhinus orientalis Ringstr. Es liegt somit auch faunistisch kein Grund vor, dieser Fauna ein hoheres Alter zuzuschreiben als den iibrigen Vorkommen der typischen Pikermifauna. Nach Arabu (1916 und 1917), nach Malik und Nafiz (1933), ferner nach Chaput und Gillet (1938) kommt die Pikermifauna im Obersarmat bei Istambul vor. Das Sarmat westlich des Golfes von Kiiciik Cekmece bei Istambul wird nach Arabu durch einen grossen Reichtum an Melanopsiden (Melanopsis trojana Hoernes R.) charakterisiert, ausserdem erwâhnt er noch Unio stein- dachneri, Neritina scamandri, ferner Mactra caspia. Nach Arabu (1917) ist nur der untere Teii dieses Sarmat synchron mit dem Sarmat des Wiener Beckens, der obere Teii entspricht dem « măotischen Obersarmat» Siidruss- lands und den Congerienschichten des Wiener Beckens. Chaput^und Gillet (1938) untersuchten ein ăhnliches Vorkommen ostlich des Golfes von Kiiciik Cekmece, das von Malik und Nafiz (1933) angegeben worden war. Anfangs hatte Chaput Hemmungen, diese Fauna ins Sarmat zu stellen und nahm an, dass die Sande mit Hipparion uber dem Sarmat liegen. 1934 meinte er aber, dass sie tatsăchlich den Schichten mit Mactra zwischengelagert seien. Da aber Mactra bulgarica und Mactra caspia aus diesen Schichten ihm nicht typisch ausgebildet erschienen, nahm er an, dass der obere Teii der Schichten mit Mactra, die Sande mit Hipparion, schon ins Măot zu stellen sei. In seiner neueren Arbeit (1938) nun kommt er zu dem Ergebnis, dass die Fauna mit Hipparion gracile hier in sarmatischen i6 ERICH JEKELIUS 206 Schichten liege. Da dieselbe kleine Varietăt der Mactra bulgarica auch im Sarmat von Stavropol vorkomme, da ferner die Formen aus der Gruppe der Mactra caspia, die er fruher als Mactra subcaspia Andr. und Mactra karabugasica Andr. bestimmt hatte, etwas von diesen ihnen verwandten oberpliozănen Formen (Aktschagyl) abweichen und da nach den Bestirn- mungen von Gillet alle Mactren von Kiiciik Cekmece obersannatisch seien, nimmt Chaput nun an, dass Hipparion gracile in Siidosteuropa bereits im oberen Sarmat auftrete. In diesem Zusammenhang kommt einer Fauna, die Gillet aus der Gegend von Athen veroffentlichte (1938), ein gewisses Interesse zu. Fuchs (1877) hatte eine sehr ăhnliche Fauna von Trakones beschrieben und auf deren grosse Ahnlichkeit mit der Fauna des Kalkes von Odessa hingewiesen. Spăter stellte Boucart (1919) diese Fauna auf Grund ihres Reichtums an Mactren und kleinen Limnocardien von sarmatischem Typus ins Sarmat. Eine ăhn- liche Fauna wie die von Trakones veroffentlichte Gillet von Perama westlich vom Pirăus. Ausser 12 Mactraformen (darunter Mactra cf. caspia Eichw., M. cf. subcaspia Andr., M. cf. karabugasica Andr. usw.), Tapes cf. gregarius Eichw. bestimmte Gillet zahlreiche Siisswasserformen, die sie mit pon- tischen Arten vergleicht. Diese an Mactra-Arten so reiche pontische Fauna lăsst gewisse Zweifel aufkommen, ob tatsăchlich alle Faunen auch Siidrusslands, aus denen Mactra bulgarica oder Mactra caspia bestimmt wurden, ins Sarmat gehoren. Viel- leicht handelt es sich da in manchen Făllen um ăhnliche măotische, pontische oder auch noch jiingere Schichten mit zahlreichen Mactren. Bei den oft iiberaus ăhnlichen brackischen Faunen, die am Rande des Schwarzen und des Mittellăndischen Meeres bis in die jiingste Zeit zur Ablagerung gelangten, sind sicherere stratigraphische Bestimmungen oft e'rst nach detaillierter Bearbeitung grosser Gebiete moglich und diese Vorbedingung scheint fiir die Gebiete um das Schwarze Meer herum vorlăufig zum grossen Teii noch zu fehlen. Dass diese Vorbehalte betreffend die Bestimmung gewisser Schichten mit Mactra-Arten als Obersarmat tatsăchlich berechtigt sind, wird unter anderem durch die so eigenartige mactrareiche Fauna der dem Daz oder gar Levantin entsprechenden Aktschagylschichten des kaspischen Gebietes bezeugt. Im Aktschagyl treten Mactren auf, die den obersarmatischen Mactren sehr nahe stehen, ohne dass zwischen den sarmatischen und den aktschagylen Mactren im Măot und Pont eine Verbindung bekannt wăre. Nach Andrusov (1906, S. 418) schliesst sich Mactra subcaspia und Mactra karabugasica an die obersarmatische Mactra caspia an und die Mactra imago an die ober- sarmatische Mactra bulgarica. Auch die aktschagylen Cardiaceen sind nach Andrusov (1923, S. 285) von sarmatischem Typus und nicht von pontischem. Cardium dombra Andr. Institutul Geologic al României 207 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUPE IM DONAUBECKEN 17 und die verwandten Formen erinnern an die Formen der Gruppe Cardium obsoletum. Andere Formen stehen dem Cardium plicatum Eichw. und dem Cardium loveni Nordm. nahe. Ausserdem treten im Aktschagyl plotzlich wieder Cerithien auf, die mit untersarmatischen und măotischen Formen verwandt sind. Alle diese faunistischen Charaktere des Aktschagyl kdnnen nach An- drusov auf Grund der faunistischen Ausbildung der bis heute aus die- sen Gebieten bekannt gewordenen, âlteren Ablagerungen nicht erklărt werden. Da Andrusov fiir die nachsarmatische Zeit keine Moglichkeit einer Ver- bindung des Pontokaspischen Gebietes mit dem Ozean sieht und da ausser- dem die Mactren, Cerithien und Cardien des Aktschâgyls auch keine Ana- logiei! mit den bekannten marinen Faunen des Pliozăns Europas und Siid- asiens zeigen, kann nach ihm nur die eine Erklărung fiir diese Erscheinungen gegeben werden, dass diese sarmatoiden Formen des Aktschâgyls im Gebiet des Pontokaspischen Beckens nach dem Sarmat Zufluchtsorte fanden, wo sie iiberleben und sich nachher, als die Bedingungen fiir sie wieder giinstig wurden, wieder iiber grosse Gebiete ausbreiten konnten. So miissen wir nach Andrusov auch zur Erklărung einer ganzen Reihe anderer Erscheinungen in der Geschichte der neogenen Faunen des Ponto- kaspischen Gebietes zur Hypothese der Zufluchtsorte greifen. «Wie wăre sonst das Vorkommen der Cerithien, Ervilien, Syndesmien, Mohrensternien zu erklăren, die auch im unteren Sarmat iiberwiegen und dann in den măo- tischen Schichten in verwandten Formen wieder erscheinen, wăhrend die Cerithien im mittleren Sarmat eine grosse Seltenheit sind, die Ervilien, Syndesmien und Mohrensternien aber fehlen ? Die Cerithien verschwinden wieder, um im Aktschagyl abermals zu erscheinen, die Mactren aber erscheinen ebenfalls gleichzeitig im letzteren nach einer weiten Verbreitung im oberen Sarmat». «Wo die Asyle waren, in denen die aufgezăhlten Formen (und einige andere) iiberlebten, wissen wir nicht. Wenn aber die Hypothese der Asyle zu Recht beștelit, miissen wir hoffen, sie zu finden: Ăquivalente des mitt- leren Sarmat mit Ervilien, Cerithien und anderen Formen, des oberen Sarmat mit Cardiaceen und Cerithien, des Măot mit Mactren, des Pont mit einer Fauna von sarmatischem Habitus, die unter anderem auch die Vorfahren der Mactren, Cardiaceen und Cerithien des Aktschagyl enthalten». (An- drusov, 1923, S. 289). Vielleicht werden solche Zufluchtsorte leichter gefunden werden, wenn in noch ungeniigend studierten Gegenden, in denen die stratigraphischen Profile noch nicht einwandfrei geklărt sind, die noch ungeklărten Probleme gesucht und aufgezeigt werden. Durch die beliebtere Methode, Schwierig- keiten und noch offene Fragen durch eine Darstellung, deren Sicherheit i8 ERICH JEKELIUS 208 durch die vorlăufig erreichten Untersuchungsergebnisse nicht gerechtfertigt ist, zu verdecken, kann dagegen der Weg zur richtigen Erkenntnis auf lange Zeit verlegt werden. Wie wir sehen, haben vorlăufig noch alle Angaben iiber das Vorkommen der Pikermifauna im Sarmat einen gewissen Schbnheitsfehler. Keines dieser Vorkommen ist bisnoch iiberzeugend als sarmatisch erwiesen. Ob die Piker- mifauna schon im Obersarmat auftritt, bleibt daher vorlăufig noch eine offene Frage, deren sicherer Losung aber in stratigraphischer Beziehung grosses Interesse zukăme. STRATIGRAPHISCHE STELLUNG DES OBEREN SARMAT Ablagerungen, die dem sogenannten oberen Sarmat der an das Schwarze Meer grenzenden Gebiete entsprechen, sind bisher weder im Mittleren Donaubecken noch in Westeuropa bekannt geworden. Auf Grund der Vor- kommen im Mittleren Donaubecken oder in Westeuropa kann daher nichts iiber ein Vorkommen oder Fehlen der Pikermifauna in Schichten, die dem «Obersarmat» des Schwarzmeergebietes entsprechen, ausgesagt werden. Da aber der Schnitt zwischen Miozăn und Pliozăn entschieden an die Grenze zwischen die stratigraphische Verbreitung der Fauna mit Mastodon angustidens und die der Fauna mit Mastodon longirostris zu legen ist, miissen die Ablagerungen des sogenannten oberen Sarmat am Nordrand des Schwarzen Meeres, wenn es sich tatsăchlich erweisen solite, dass in ihnen schon die Pikermifauna auftritt, aus dem Verband der sarmatischen Stufe gelost und schon dem Măot zugewiesen werden. Einer Verlegung der Grenze zwischen Sarmat und Pliozăn an die Oberkante des Bessarab (mittleres Sarmat) stehen auch sonst kaum irgendwelche theoretisch-stratigraphische Beden- ken entgegen, da die Ablagerungen des oberen Sarmat eigentlich weder faunistische noch anderweitige Beziehungen zum tieferen Sarmat erkennen lassen. Tatsăchlich ist der Bruch in der Molluskenfauna zwischen dem Bessarab und dem Cherson ein vollkommener. Von der so iiberaus reichen brackischen Fauna des Bessarab geht nach Kolesnikov nur Mactra navi- culata Baily ins Cherson iiber. Solen subfragilis Hoern. wird noch im unteren Florizont des Obersarmat (Beschpagir-Schichten) erwăhnt, im eigent- lichen Obersarmat (Cherson) fehlt auch diese Form. In Siidbessarabien wurden die Schichten des oberen Sarmat nach Maca- rovici (1940) in einem See von geringer Tiefe und stark ausgesiisstem Wasser abgelagert. Dieser See bestand bis ins Măot (S. 221). Die Tone des Măot liegen konkordant iiber dem oberen Sarmat. Eine genaue Grenze kann nach Macarovici (S. 223) zwischen diesen zwei Horizonten sehr schwer festge- stellt werden. Es scheint eine Kontinuităt der Sedimentation vorzuliegen. Institutul Geologic al României 209 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 19 Sinzov (1882, 1883, 1897, 1900) selber teilte die Cerithienschichten in zwei Horizonte: Schichten mit Ervilien (das untere Sarmat der Autoren) und Schichten mit Nubecularien (das mittlere Sarmat der Autoren). Seine Ubergangsschichten teilte er (1900) ebenfalls in zwei Horizonte: die unteren Schichten mit Mactra bignoniana d’ORB. (= M. caspia) und die oberen Schich- ten mit Dosinien. Er vereinigte somit die Schichten, aus denen Andrusov (1899) das Obersarmat machte, noch mit denen, aus denen spăter das Măot gemacht wurde, in seiner Ubergangsstufe. Wenn wir die Verzeichnisse der von Suess (1866) fiir die von ihm aufge- stellte Sarmatische Stufe als charakteristisch angegebenen Formen durch- sehen, sind es ausschliesslich Formen, die im unteren und zum Teii auch im mittleren Sarmat vorkommen, keine einzige Form des von Andrusov erst im Jahr 1899 aufgestellten oberen Sarmat. Nomenklatorische Griinde konnen also keineswegs in dem Sinne geltend gemacht werden, dass die Bezeichung «Sarmatische Stufe» den Umfang behalten miisse, der ihr in Russland spăter zugeschrieben wurde. 3. DIE MOLLUSKENFAIJNA STRATIGRAPHISCHER WERT DER PLIOZĂNEN SUSSWASSERMOLLUSKEN Die Gliederung der siidosteuropăischen stehenden Gewăsser wăhrend des Pliozăns in zahlreiche Einzelbecken hatte die so unglaubliche Mannigfaltig- keit der Molluskenfaunen dieser Becken zur Folge. Jedes Becken hat seine eigenen, nur fiir dieses Becken charakteristischen Formen geprăgt. Da die Formen der Siisswassermollusken milieu- und ortgebunden sind, eignen sie sich fiir stratigraphische Zwecke meistens nur innerhalb eng be- grenzter Beckensysteme, nur in Ausnahmefăllen fiir stratigraphische Paralle- lisierungen der Ablagerungen verschiedener Beckensysteme. So sind Mollusken, die in ihrer Schalenform unverăndert die lange Zeit- spanne iiberdauert haben, die fiir ihre Verbreitung iiber verschiedene Becken- systeme und grosse Răume normalerweise notwendig sind, naturgemăss stratigraphisch meistens uninteressant. In ihrer Form unstabile, variable Arten dagegen, die auf ăussere Einfliisse leicht reagierend in stratigraphisch kurzen Zeitspannen charakteristische Formen entwickeln, die daher fiir stra- tigraphische Bestimmungen interessant sein kdnnten, biissen ihren Wert als stratigraphische Leitformen stark ein, da sie in ihrer Form eben zu unstabil sind, um unverăndert weite Wanderungen iiberstehen zu konnen. Ihre oft sehr charakteristischen Formănderungen zeigen daher meistens nur lokale, stark beschrănkte Verbreitung. Die geringe Eigenbeweglichkeit der Binnen- mollusken ist somit in erster Linie die Ursache dafiir, dass sie fiir strati- ’A Institutul Geologic al României IGRZ 20 ERICH JEKELIUS 210 graphische Parallelisierungen der Ablagerungen verschiedener Beckensysteme sich meistens als ungeeignet erweisen. Dies gilt soweit wir an aktive Aus- breitung der Mollusken, an Wanderungen denken. Passive Verpflanzung, die besonders in der erdgeschichtlich jiingsten Zeit fiir marine Formen durch die Schiffahrt grossere Ausmasse annehmen konnte, ist fiir Siisswasser- mollusken in der Hauptsache doch wohl beschrănkt auf Transport haupt- săchlich durch Wasservogel oder durch grosse Stiirme. Eine derartige Ver- pflanzung von Binnenmollusken aus einem Wasserbecken in benachbarte oder auch weit entfernte kommt vor und wenn solche Formen zufăllig in eine Umgebung kamen, deren Milieu ihnen eine mit ihrer urspriinglichen Form tibereinstimmende Weiterentwicklung gestattete, wăre die Moglichkeit einer direkten sicheren zeitlichen Parallelisierung geboten, wenigstens bis zu dem Zeitpunkt in dem in den verschiedenen Becken die Formen dann wieder verschiedenen, eigenstăndigen Entwicklungen unterworfen wurden. Die oft auffallend geringen faunistischen Beziehungen selbst nahe benach- barter Becken, zwischen denen keine direkte Verbindung bestand, weist aber doch darauf hin, dass die stratigraphisch-faunistische Bedeutung einer even- tuellen passiven Ausbreitung der Molluskenformen nicht iiberschătzt werden darf. Sie wird fiir die Binnenmollusken praktisch kaum eine Rolle gespielt haben. In ihrer Schalenform sind die Mollusken stark milieubedingt und gleiche Lebensbedingungen haben in verschiedenen Becken oder auch zu verschie- denen Zeiten oft sehr ăhnliche Molluskentypen entwickelt. Daher zeigt die Molluskenfauna mancher Bildungen ein so ăhnliches Bild mit der Mollus- kenfauna viei âlterer oder auch jiingerer Bildungen, dass dies schon oft die Ursache ganz falscher stratigraphischer Bestimmungen war. Ein weiterer Grund, der die Vergleichsmoglichkeiten der Faunen ver- schiedener Beckenteile ausserordentlich erschwert, ist die Ungleichheit in der Bearbeitung der Faunen, die oft auch durch verschiedene Erhaltungs- bedingungen verursacht wird. CONGERIEN Die Gliederung der Congerienschichten wurde hauptsăchlich mit Hilfe der Congerien durchgefiihrt. Bei năherem Zusehen erweist sich diese Glie- derung aber keineswegs immer als zuverlăssig. Die Congerien sind einerseits zu sehr faziell gebunden (siehe z. B.: Congeria rhomboidea — Congeria trian- gularis — Congeria ungulacaprae, die durch die Art ihres Vorkommens Anlass zur Konstruktion von drei verschieden alten Horizonten gegeben haben, obwohl es sich bloss um gleich alte, an verschiedene Fazies gebundene Formen handelt). Andererseits scheinen die Congerien in ihnen entsprechender Fazies immerhin ziemlich langlebig zu sein (siehe z. B.: Congeria partschi, die teils Institutul Geologic al României \ ICR/ 211 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN aus den tiefsten Schichten der Unteren Congerienschichten, aus sandigen Mergeln bei Belgrad zitiert wird, teils aus den verschicdenen hbheren Hori- zonten der Unteren Congerienschichten, hăufig sogar aus den Oberen Con- gerienschichten, aus der Triangularis-Fazies des Rhomboidea-Horizontes. Es bleibt allerdings noch zu untersuchen, ob die Bezeichnung Congeria partschi nicht als Sammelname fiir tatsăchlich verschiedene ăhnliche Formen gebraucht wird, so wie seinerzeit Congeria triangularis). Ich habe hier nur einige For- men herausgegriffen. Das Gleiche liesse sich aber auch fiir die meisten an- deren Congerien zeigen. Congeria panticapaea, neumayri, hoernesi, czjzeki, zsigmondyi, subglobosa, spathulata usw., usw., sind alles Formen, die sich schein- bar fiir eine stratigraphische Detailgliederung kaum eignen. So ist es, wenig- stens heute noch, eine missliche Sache, mit Flilfe der Congerien Paralleli- sierungen iiber weite Gebiete hin durchzufiihren. In neuerer Zeit finden wir z. B. Congeria panticapaea Andr. oft aus Schich- ten zitiert, die teils den «Ubergangsschichten», teils den Unteren Conge- rienschichten zugeteilt werden. Diese Form wird dann als Beweis fiir die Zuteilung dieser Schichten zum Măot angefiihrt. Es handelt sich hier aber wohl meistens nur um fliichtige Bestimmungen vereinzelter Exemplare mit Hilfe der von Andrusov gegebenen Abbildungen. Abgesehen davon, dass schon diese Abbildungen schwach sind, geniigt es wohl, wenn ich Andrusov selber wbrtlich zitiere. Er schreibt iiber diese Form (Dreissensidae 1898, S. 21): «Die Unterschiede bei solchen i n d i f f e r e n t e n Formen sind sehr schwer zu beschreiben». In der geologischen Literatur sehr hăufig anzutreffende Bestimmungen derartiger Formen hatten nur einen Wert, wenn sie auf Grund der Bear- beitung eines reichen Materials der entsprechenden Formgruppen aus dem Sarmat und den Congerienschichten mit Einbeziehung der Originalexemplare oder wenigstens von Material der Originalfundorte durchgefiihrt wiirden. Dies ist aber heute noch nur in seltenen Ausnahmefăllen mbglich. Immerhin gibt es auch Congerienarten, die wenn auch faziesgebunden, so scheinbar doch horizontbestăndig und charakteristisch sind, -wie die Con- geria triangularis und manche andere mehr. CARDIEN Stratigraphisch verhăltnismăssig zuverlăssig scheinen die Cardien zu sein. Doch ist auch hier noch sehr viei faunistisch-stratigraphische Kleinarbeit notwendig, um eine genaue Kenntnis der einzelnen Formen zu gewăhr- leisten. Und gerade die Cardien scheinen nicht geme aus einem Becken ins andere zu wechseln. So finden wir von all den so charakteristischen Car- dienarten des oberen Pont (Rhomboidea-Horizont) des Mittleren Donau- beckens kaum eine im Rhomboidea-Horizont des doch unmittelbar benach- 14® Institutul Geologic al României \ IGRZ 22 ERICH JEKELIUS 212 barten Dazischen Beckens wieder, und beinahe jedes cardienfiihrende Vor- kommen der Oberen Congerienschichten innerhalb des Mittleren Donau- beckens selber hat neben einzelnen im Mittleren Donaubecken allgemeiner verbreiteten Arten auch seine ganz speziellen, andernorts nicht vorkom- menden lokalen Formen. Nach Andrusov (1909, S. 175) sind die pontischen Limnocardien Russ- lands und Rumăniens von den Limnocardien der Unteren Congerienschichten des Mittleren Donaubeckens abzuleiten. Aus den Limnocardien des russischen und rumănischen mittleren Sarmat konnen sie sich nach Andrusov nicht entwickelt haben, weil das mittlere Sarmat von dem Pont in Russland durch die cardienlosen oder cardienarmen Ablagerungen des oberen Sarmat und des Măot getrennt wird. GlLLET stellte diesbeziiglich (1938, Limnocardiides, S. 328) nachher die gleiche These auf, zumal da Davidaschvili (1930) beziig- lich der măotischen Stufe Russlands den Nachweis zu erbringen versucht hatte, dass diese Stufe durch einen neuerlichen faunistischen Einbruch der mediterranen Fazies aus der Tethys gekennzeichnet sei. Darnach wăre auf russischem Gebiet der Zusammenhang zwischen der sarmatischen Fauna mit der pontischen erst recht durchschnitten. Alle solche Spekulationen kranken aber daran, dass heute die Gliederung des russischen Pliozăns noch nicht ganz durchsichtig erscheint (siehe dies- bezuglich auch Andrusov 1923, S. 286—89, bezw. vorliegende Arbeit S. 207). In manchen Făllen ist es schwer, zu beurteilen, in wie weit stratigra- phisch selbstăndige Einheiten oder bloss faziell verschiedene Ablagerungen vorliegen, beziehungsweise welche Bedeutung, welcher stratigraphische Um- fang dem einen oder anderen Horizont zukomint. Dadurch wird auch der Versuch einer Parallelisierung dieser Bildungen mit unseren stratigraphischen Einheiten ausserordentlich erschwert, in manchen Făllen ganz illusorisch, da es sich nicht um gleichwertige Einheiten handelt, die obendrein faziell verschieden sind und faunistisch meistens keinerlei Vergleichsmbglichkeiten bieten. Die Faunen, vor aliem die Cardien sind grundverschieden. Wo aber in den Faunenlisten des russischen Pliozăns Namen unserer Formen aus anderen Familien (Congerien, Dreissenen, Melanopsiden, usw.) auftauchen, handelt es sich meistens um verdăchtige Bestimmungen oder um banale, stratigraphisch uninteressante Formen. Das Pliozăn Russlands ist, trotz der vielen schbnen Arbeiten, leider nur sehr bruchstuckweise bekannt. Wir stehen da auf noch zu labilem Boden. Selbst im Mittleren Donaubecken, in dem seit vielen Generationen doch viei detaillierter gearbeitet werden konnte, sind noch vide stratigraphische Fragen zu klăren und manche Spekulationen erscheinen auch dort noch als verfriiht. In wie ganz anderem Umfange aber erst in Russland, das auch in dieser Beziehung immer noch eine grosse Unbekannte ist. Detaillierte Terrainarbeiten und Neubearbeitung der Faunen konnen hier grundlegend Institutul Geologic al României 213 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 23 neue Gesichtspunkte bringen und vielleicht eine sicherere Parallelisierung auch mit unserem Pliozăn ermbglichen. Ich habe hier nur einige wenige Beispiele angefiihrt, Einzelfălle herausge- griffen aus einer erdriickenden Fiille. Diese Unsicherheit, die ganz besonders bei den T'ossillisten des Pliozăns immer wieder festgestellt werden kann, miisste aber bei stratigraphischen Parallelisierungsversuchen, besonders mit Hilfe pliozăner Siisswassermollusken zu grosster Vorsicht mahnen. UNZULĂNGLICHKEITEN IN DER PALĂONTOLOGIE DER SUSSWASSERMOLLUSKEN Weitgehender Einfluss des Milieus auf die Form und Skulptur der Siiss- wasser- und Pseudobrack- (Kaspibrack-) Formen, ihre oft ungeheure Varia- bilităt, hăufiges Auftreten konvergenter Formen zu ganz verschiedenen Zeiten und vieles andere mehr, Erscheinungen, auf die ich ausfiihrlicher in meiner Arbeit iiber die Molluskenfauna der dazischen Stufe des Beckens von Brașov (1932) hingewiesen habe, erschweren die Bearbeitung solcher Faunen oft ausserordentlich. Es steckt daher in den so sachlich und exakt aussehenden Fossillisten eine Fiille rein subjektiver Wertungen und Urteile, denen oft schwere Măngel anhaften, teils infolge ungeniigenden Erhaltungszustandes der Fossilien, teils aber auch infolge der individuell sehr verschiedenen Beobachtungs- und Urteilsfăhigkeit, sowie kritischen Einstellung der Bearbeiter der Faunen. Wenn daher keine guten Abbildungen vorliegen, ist es ganz besonders bei vielen Brack- und Siisswasserformen nicht moglich, zu wissen, was der eine oder andere mit diesem oder jenem Namen bezeichnet. Wenn brauchbare Abbildungen von den Formen gegeben werden, ist wenigstens die Mbglich- keit einer Kontrolle gegeben. Aber bei einfachen Fossillisten ? Und wir sind bei vergleichenden stratigraphischen Studien im Sarmat und Pliozăn des Mittleren Donaubeckens heute hauptsăchlich auf solche Fossillisten angewiesen. 4. GRENZE PLIOZĂN-MIOZĂN Da dem ălteren marinen Pliozăn Italiens die Fauna mit Mastodon arver- nensis und Mastodon borsoni entspricht, wurde friiher die ăltere Săugetier- fauna vom Typus von Pikermi mit Mastodon longirostris allgemein noch als miozăn betrachtet. So bezeichnete Deperet (1893) in seiner Gliederung des franzbsischen Neogens die Schichten mit Mastodon longirostris und Hipparion gracile, Nassa michaudi und kontinentalen Mollusken als oberes Miozăn und unterschied drei zeitlich aufeinanderfolgende Phasen, deren mittlere Phase den Conge- Institutul Geologic al României IGR/ 24 ERICH JEKELIUS 214 rienschichten des Wiener Beckens und deren obere Phase den Belvedere- schottem entsprechen solite. So stellten auch De Ștefani, Neumayr, Zittel die Fauna vom Typus von Pikermi noch ins Obermiozăn und auch Hoernes R. (1903) hielt diesen Standpunkt fiir zweckmăssiger. Trotzdem setzte sich der von Fuchs und nachher Vor aliem von Schlosser (1907) vertretene Standpunkt, dass die Fauna von Pikermi und die Pontische Stufe schon zum Pliozăn zu rechnen sei, in Mittel- und Siidosteuropa allgemein durch. 1907 wies Schlosser auf die grundlegenden Verschiedenheiten zwischen den pliozănen Molluskenfaunen inklusive der pontischen von Cucuron und Soblay einerseits und den unzweifelhaft miozănen Molluskenfaunen von Sansan, Undorf, sowie von Giinsburg, Darching und anderen Fundplătzen im bayrischen Dinotherium-Sand andererseits hin. «Die wirkliche Grenze von Miozăn und Pliozăn liegt daher an der Basis der Pontischen Stufe, dem Horizont von Pikermi, Mt. Leberon (Cucuron), Eppelsheim usw. Nirgends erscheint vorher in Europa Hipparion und niemals hat sie in Europa noch Uberreste von Anchitherium geliefert». Davidaschvili (1933) gelangt im Prinzip zur gleichen stratigraphischen Fixierung der Grenze Pliozăn/Miozăn. Auch er zieht diese Grenze iiber dem Sarmat. Das Măot muss schon ins Pliozăn gestellt werden, da zwischen der sarmatischen und der măotischen Molluskenfauna im Euxinischen Becken keine Kontinuităt besteht. Die Nachkommen mariner Formen in der măo- tischen Fauna stehen nach Davidaschvili fast ausschliesslich Formen der mediterranen Stufe nahe, nur drei Arten haben auch im unteren Sarmat noch Verwandte. Die marinen Formen der măotischen Fauna miissen einem neuen Vorstoss der Fauna von mediterranem Typus aus einem Becken ent- sprechen, das wăhrend dem Sarmat keine Verbindung mit dem grossen siid- osteuropăischen Sarmatbecken hatte, in dem sich daher wăhrend der ganzen Zeit die Fauna von mediterranem Typus erhalten konnte. Die gleichen Ansichten hatte Andrusov (Măotische Stufe. 1906, S. 417/19) schon lange vor Davidaschvili geăussert. Andrusov fiihrt eine ganze Reihe von Arten an, die nicht aus der sarmatischen Fauna in die măotische herii- bergekommen sein konnen, von denen manche ausgesprochen mediterranen Typus zeigen. Das obere Sarmat wird durch die Schichten mit Mactra caspia gebildet, in denen «wir von Conchylien nur einige Mactraarten vorfinden, andere Molluskenarten fehlen ». Die Umbildung der sarmatischen Fauna in die măotische muss daher in einem Becken erfolgt sein, das ausserhalb des jetzt bekannten Verbreitungsgebietes der Mactra cospza-Schichten liegt. Wăhrend die faunistische Grenze des Măot gegen das Sarmat somit sehr scharf ist, gehen viele măotische Formen ins untere Pont iiber wie: Congeria novorossica Sinz., Cong. modiolopsis Andr., Cong. navicula Andr., Syndesmya tellinoides Sinz, Institutul Geologic al României 215 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 25 Auch im Dazischen Becken setzt das Măot liberali mit ausgesprochener Transgression ein. Und im Mittleren Donaubecken schliesst die miozăne marin-brackische Entwicklung mit den brackischen Ablagerungen des unteren Sarmat ab. Besonders auffâllig aber wird das Pliozăn durch den verschiedenen Typus der Săugetierfauna vom Miozan getrennt. Die Săugetierfauna von Pikermi ist dem Miozăn fremd, sie charakterisiert dagegen die Ablagerungen des Măot und Pont. II. STRATIGRAPHISCHE NOMENKLATUR DER PONTISCHEN BILDUNGEN DES MITTLEREN DONAUBECKENS EINLEITUNG Es erscheint angezeigt, die verschiedenen stratigraphischen Bezeichnungen fiir die Congerienschichten des Mittleren Donaubeckens und fiir die ihnen entsprechenden Bildungen auf ihren Inhalt und ihre Giiltigkeit hin zu priifen, denn viele von ihnen werden heute schon in sehr verschiedener Bedeutung verwendet und wir sind bald so weit, dass keiner mehr genau weiss, was der andere unter dieser oder jener Bezeichnung eigentlich versteht. Damit hort aber die Moglichkeit einer Verstăndigung auf, die Nomenklatur verliert ihren Zweck und Sinn. Im Folgenden gehe ich nur auf die stratigraphischen Begriffe und Be- zeichnungen ein, die in die Literatur weitgehend Eingang gefunden haben. Die zahlreichen, nur von ihren Autoren selber verwendeten Systeme, glaube ich, iibergehen zu konnen, da es sich nur um ephemere Erscheinungen, ohne bleibendes wissenschaftliches Interesse handelt. A) PONT (Le Play, 1842) 1. DIE ENTSTEHUNG DER STRATIGRAPHISCHEN BEGRIFFE: PONTISCHE STUFE UND KALK VON ODESSA Le Plays «PONTISCHE FORMATION» Die Bezeichnung «Pontische Formation » wurde von Le Play (1842) als Bezeichnung fiir eine grossere stratigraphische Einheit, eine Stufe; geprăgt und ist als solche in den allgemeinen Gebrauch iibergegangen. Le Play (S. 165) unterscheidet innerhalb seiner pontischen tertiăren Schichten zwei Hauptgruppen: 1. ein unteres System: kompakte Kalke, Sande und Tone, die in der Gegend von Taganrog durch marine Fossilien charakterisiert 217 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 27 werden, hauptsăchlich: Cardium, ferner Mactra, Buccinum, Fusus, Donax, Bulla etc. 2. cin o b e r e s System: die versteinerungfiihrenden, porosen Kalke von Novo-Tcherkask und die gleichalten Gesteine, die auf der Hohe der Steil- kiiste des Schwarzen Meeres sich in der gleichen geologischen Lage bis nach Odessa auf eine Erstreckung von 700 km hinziehen. Zwischen den unteren Ablagerungen von Taganrog und den oberen von Novo-Tcherkask besteht keine Kontinuităt. Die entsprechenden, nach Le Play grundlegend verschiedenen Perioden werden durch eine tektonische Diskordanz (Revolution) getrennt. Wenn das Studium der Fauna die Teilung der tertiăren Steppenformation in zwei Gruppen bestătigen solite, will Le Play die Bezeichnung «Pontische Formation» auf die obere Gruppe be- schrănken. Bildungen dieser beiden Stufen sind nach Le Play (S. 212 und 251) auch in der ganzen Ausdehnung der Halbinsel Kertsch und Taman gut entwickelt. Die bei Taganrog iiber dem marinen Kalk liegenden Siisswasserbildungen: braune, sandige Tone mit Paludina, Unio, Anodonta vergleicht er zeitlich mit den Erzschichten aus dem Hangenden der oberen Stufe des pontischen Tertiărs bei Kamyschburun (S. 168) und betrachtet sie als Vertreter einer geologischen Periode, die von jener des pontischen Tertiărs verschieden ist. Darnach wiirde die Pontische Stufe Le Plays sich zwischen die marinen Kalke von Taganrog (= Sarmat) und die Erzschichten von Kamysch- burun (— Daz) einschalten. Die Siisswasserbildungen von Taganrog wurden zwar nachher als altdiluvial bestimmt (siehe Sokolow, 1902 und Pavlow, 1925), doch ăndert dies nichts daran, dass Le Play als obere Begrenzung der Pontischen Stufe die Periode meinte, in der die Erzschichten von Kamyschburun abgelagert wurden. DER KALK VON ODESSA STRATIGRAPHISCHES PROFIL Das Profil des oberen Systems wurde auch von Huot (1842) und zwar bei Odessa cingehend studiert. Die Steilkiiste bei Odessa zeigt nach Huot folgenden Aufbau: oben liegt ein 12,7 m măchtiger Komplex verschiedener Kalke mit zahlreichen Versteinerungen; darunter folgen Mergel und Sande. Die oberste Mergellage im Liegenden des Kalkes enthălt Abdriicke von Cardium, Mytilus und einer Gastropode, die zu Trochus gehort. Da diese Kalke besonders gut bei Odessa zu beobachten sind, bezeichnet sie Huot als « Kalk von Odessa ». Institutul Geologic al României 28 ERICH JEKELIUS 2l8 Nach Sinzov (1883), Pavlow (1925) und Alexejew (1915) sieht das Profil des Komplexes bei Odessa folgendermassen aus: Schichten von Kujalnik, ----„-----------Diskordanz, Lumachelle mit Valenciennesia cf. reussi (70 cm), Kalk von Odessa: 3 m braungraue Sande, 1,25 m harter Kalk, 3,5---m weicher, versteinerungfuhrender Kalk brauner, sandiger Ton, -------------— Diskordanz. Măot: griiner Mergel und Tone mit Unio flabellatus Goldf. und der Său- getierfauna vom Pikermitypus. Nach Andrusov (1917) auch Dosinia exoleta. DIE FAUNA DES KALKES VON ODESSA Eine Liste der Fauna des Kalkes von Odessa verbffentlichte Andrusov in seiner Arbeit uber die Apcheronstufe (1923, S. 174). Wenn wir aus dieser Liste alle stratigraphisch uninteressanten Formen (wie Pisidium priscum usw.), ferner die nur vergleichsweise bestimmten, sowie die bisher nur aus dem Kalk von Odessa erwăhnten Formen weglassen, bleiben folgende stratigraphisch interessanten Formen iibrig: Ist andernorts aus folgen- den Stufen beschrieben worden sc Hyriopsis maximus FUCHS.......................................... Dreissena tenuissima SlNZ........................................ Congeria subcarinata DESH........................................ » novorossica SlNZ............................................... Scorbicularia tellinoides SlNZ................................... Parvivenus widhalmi SlNZ......................................... Limnocardium subodessae SlNZ. (= L. ochetophorum BRUS.) . Monodacna pseudocatillus BARB. (= Cardium simplex FUCHS) Valvata •variabilis FUCHS........................................ » biformis SlNZ.................................................. Vivipara achatinoides DESH....................................... Pseudamnicola immutata FRFLD..................................... Fagotia esperi FliR.............................................. » acicularis Fi5r................................................ Melanopsis impressa KjRAUSS...................................... Bulimus cyclostomus ROUSS........................................ Limnaea laevigata ElCHW.......................................... » sublimosa SlNZ................................................. » obtusissima DESH........................................... . Pont — Daz Pont Pont Măot — Unteres Pont Măot Pont Pont Pont — Daz Sarmat —Pont Sarmat — Măot Pont Vindobon — Sarmat Pont — Levantin Pont — Levantin Helvet — Pont Măot — Pont Sarmat — Măot Măot Sarmat — Levantin Institutul Geologic al României X IGR^ 219 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 29 Auf Grund dieser Liste und auf Grund der Angabe Sinzovs, dass iiber dem Kalk von Odessa eine Lumachelle mit Valenciennesia cf. reussi liege, kann der Kalk von Odessa, abgesehen davon, dass die Bezeichnung Pontische Stufe ja mit in erster Linie fiir diese Bildungen eingefiihrt wurde, tatsăchlich nur in die stratigraphische Abteilung gestellt werden, die wir auch heute noch als Pont bezeichnen. Und zwar zeigt die Fauna des Kalkes von Odessa aliem Anscheine nach noch relativ nahe Beziehungen zum Măot (Congeria novorossica, Scorbicularia tellinoides). UNTERE UND OBERE BEGRENZUNG DES KALKES VON ODESS/i Le Play hatte schon beobachtet, dass zwischen den oberen Ablagerungen von Novo-Tcherkask, die nach ihm dem Kalk von Odessa entsprechen, und den unteren von Taganrog keine Kontinuităt bestehe, beide durch eine tek- tonische Diskordanz (Revolution) getrennt werden. Nachher wies auch Andrusov (1895) darauf hin, dass der Kalk von Odessa bald iiber măotischen, bald iiber sarmatischen oder gar iiber ălteren Schichten anzutreffen sei. Auch nach Sokolov liegt der Kalk von Odessa transgressiv iiber Măot. Und zwar folgen bei Odessa iiber dem unteren Horizont des Măot (Dosinien- Schichten) teils Siisswasserschichten, teils Schichten kontinentalen Ursprungs. Es besteht daher hier eine Schichtliicke, eine Periode kontinentaler Erosion, und es muss angenommen werden, dass diese Gebiete gegen Ende des Măot trocken lagen. Auch im siidlichen Teii des Bezirkes Tighina liegen nach Macarovici dem Kalk von Odess als ăquivalent betrachtete Bildungen (auf die stratigraphische Deutung dieser Bildungen durch Macarovici gehe ich weiter unten ein) mit Schotter an ihrer Basis transgressiv iiber Măot. Andererseits liegen bei Odessa die Schichten von Kujalnik (= Levantin) in Erosionstălern, die in den Kalk von Odessa eingeschnitten sind. Ebenso liegt in Siidbessarabien das Levantin nach Mikhailovski, Grigorovici- Beresovski, sowie nach Macarovici transgressiv iiber der « Stufe von Odessa ». Zwischen dem Kalk von Odessa und dem Levantin ist daher eine Schicht- liicke, die dem oberen Pont und dem Daz (= Erzschichten von Kamysch- burun) entspricht. 2 DIE WEITERE ENTWICKLUNG DER STRATIGRAPHISCHEN BEGRIFFE: PONTISCHE STUFE UND KALK VON ODESSA 1865 unterscheidet Abich einen ălteren Steppenkalk, mit dem er die den Cerithienschichten entsprechenden marinen tertiăren Ablagerungen der Halbinsel Kertsch parallelisierte, und einen jiingeren Steppenkalk, zu dem er auch den Kalk von Odessa rechnete. Diesen jiingeren Steppenkalk ver- 3° ERICH JEKELIUS 220 gleicht er mit den brackischen Ablagerungen der Halbinsel Kertsch (Stufe e = Kalk von Kertsch; Stufe f = Faluns und Erzschichten), im heutigen Sinne also mit dem Măot, Pont und Daz. Barbot de Marny (1869) verwendet fiir den oberen Steppenkalk nach Le Play den Namen Pontische Stufe und beschreibt als Typus dieser Stufe den Kalk von Odessa. Barbot de Marny gliederte das Neogen folgendermassen: 1. Neue kaspische Formation. 2. Stufe von Balta. 3. Pontische Stufe. 4. Sarmatische Stufe. Den Kalk von Odessa stellte er den Congerienschichten des Wiener Beckens gleich, weil beide iiber dem Sarmat liegen und weil in der Stufe von Balta eine ăhnliche Fauna gefunden wurde wie in den Belvedere Schottern. Da somit der Kalk von Odessa zum Typus der Pontischen Stufe gemacht wurde und nachher immer betont wurde, dass zur Pontischen Stufe nur die tatsăchlichen Aquivalente des Kalkes von Odessa gerechnet werden diirf- ten, erhielt der Kalk von Odessa eine ausserordentliche W’ichtigkeit fiir die ganze Stratigraphie des sudosteuropăischen Pliozans. Eine dieser Wichtigkeit entsprechende stratigraphische und palăontologische Bearbeitung dieser Kalke blieb man aber bis heute schuldig. So dass gerade beziiglich des Kalkes von Odessa auch heute noch eine bemerkenswerte Unsicherheit herrscht. 1879 schlug Neumayr (S. 46/47) vor, den Namen Pontische Stufe fiir alle Binnenablagerungen im siidostlichen Europa und in Westasien, deren Alter der Fauna mit Mastodon longirostris gleichkommt, zu verwenden. Es wiirde dies tatsăchlich dem Zeitraum entsprechen, der von Le Play durch die Diskordanzen als Pontische Stufe abgegrenzt wurde. Dieser Zeitraum umfasst aber auch das spăter als selbstăndige Stufe ■ abgetrennte Măot, fiir das auch schon die Fauna mit Mastodon longirostris bezeichnend ist. Nachdem das Măot den Rang einer selbstăndigen Stufe erhalten hat, bleibt fiir das Pont noch der Schichtkomplex iibrig, der in Rumănien und Russland auch bisher ins Pont gestellt wurde und der nach unten durch die Oberkante des Măot, nach oben durch die Unterkante des Daz begrenzt wird. 1886 meinte Andrusov (S. 132) beim Vergleich der Schichten von Ka- myschburun mit dem Kalk von Odessa, « dass der Kalkstein von Odessa nur den unteren Horizonten der Faluns entsprechen soli». Er meint weiter: «In der Tat, wenn wir die Faunen solcher Ablagerungen mit Dreissena sub- carinata in Betracht ziehen, die unmittelbar auf die Horizonte des Kertscher Kalksteines folgen (z. B. die Fauna des Kalksteines von Tschurubasch oder der Sande von Kiten), so verschwindet die Verschiedenheit fast vollstăndig, jpA- Institutul Geologic al României IGR/ / 221 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 31 und zwar sind im Kalkstein von Tschurubasch nur solche Formen vorhanden, die zugleich im Odessaer Kalke auftreten ». Ferner weist Andrusov auf die faunistischen Beziehungen des Kalkes von Odessa zu den oberen Horizonten des Kalkes von Kertsch hin. Uber den Faluns folgt dann noch das Niveau der Abichi-Schichten von Taman. Damit muss aber die in der Stratigraphie des Pliozăns schon zum Dogma gewordene Gleichstellung: Pont = Kalk von Odessa endgiiltig fallen gelassen werden, da die Pontische Stufe auch nach der Abtrennung der Măotischen Stufe noch immer einen wesentlich grbsseren Zeitraum umfasst, als dem Kalk von Odessa entspricht. Fiir Russland wurde diese enggefasste Gleich- stellung auch nie beachtet, nur fiir das Mittlere Donaubecken wurde streng an der Gleichstellung: Pont = Kalk von Odessa = Rhomboidea-Horizont festgehalten. 3. DIE PONTISCHE STUFE IM UBRIGEN RUSSLAND KERTSCH Abich hatte auf der Halbinsel Kertsch folgendes stratigraphische Profil festgestellt: Erzschichten f Siisswasserschichten der Faluns Tone mit Valenciennesia e { oberer Kalk von Kertsch. Alle diese Schichten verglich er mit dem Kalk von Odessa. Andrusov (1886) wies dann nach, dass der Kalk von Kertsch oder die Stufe e nach Abich den Ubergangsschichten Sinzovs aus dem Liegenden des Kalkes von Odessa entspricht. Nach Andrusov sind daher die Aquiva- lente des Kalkes von Odessa in der Stufe f zu suchen. Innerhalb derselben unterschied er eine obere und eine untere Abteilung. 1. Die obere Abteilung besteht aus eisenreichen Tonablagerungen, welche an grossen Muscheln sehr reich sind: Cardium acardo, Cardium edentulum usw. 2. In der unteren Abteilung, unmittelbar iiber dem Kalk von Kertsch (= Măot), unterschied er zwei, palăontologisch verschiedene Fazies: a) Mergel mit Cardium abichi und Valenciennesia annulata (Fazies ruhi- geren, tieferen Wassers). b) Schichten mit Congeria subcarinata (Faluns von Kamyschburun, ferner kavernose Kalke und der Sand von Kiten, littorale Fazies). Die Schichten mit Congeria subcarinata und zwar hauptsăchlich die unteren Horizonte der Faluns sind nach Andrusov echte Aquivalente des Kalkes von Odessa. 32 ERICH JEKELIUS 222 Dass beide Faunen (a und b) gleichzeitig lebten, beweist die an verschie- denen Orten zu beobachtende Wechsellagerung von Schichten mit diesen Faunen. 1923 teilte Andrusov (S. 176) den Komplex der pontischen Schichten von Kamyschburun in zwei Unterstufen: .^Unterstufe Bosphor umfasst die oberen Horizonte I—IV. I. Eine diinne (0,4 m) Bank eines eisenhaltigen Kalkes, in der neben der Fauna des năchsttieferen Horizontes noch einzelne Formen auftreten, die tiefer fehlen: Didacna subcrassatellata Andr., Paradacna stratonis Andr. II. Die oberen Faluns, lockere Anhăufungen von Molluskenschalen mit schwachtonigem Zement. Dieser Horizont enthălt zahlreiche Cardiaceen aus der Gruppe der Didacna planicostata Desh. und zahlreiche Dreissenomya aperta Desh. Die Fauna ist sehr reich, die Mehrzahl der von Deshayes von Kertsch beschriebenen Formen stammt aus diesem Horizont. Charakte- ristisch sind vor aliem: Limnocardium emarginatum Desh., Didacna ovata Desh., D. sulcatina Desh., D. paucicostata Desh. und andere. III. Faluns mit Diagonalschichtung. Es iiberwiegt Congeria subcarinata Desh.? die bei Kamyschburun nicht hoher steigt. Die Fauna ist ărmer, die Cardiaceen sind klein, dafiir kommen zahlreiche kleine Susswassergastro- poden vor (Melanopsis, Melania, Neritodonta, Planorbis). IV. Miirbe, tonige Sandsteine mit diinnschaliger Fauna, in der Elemente der Valenciennesienfauna sich mit Formen der Faluns mischen: Paradacna abichi, P. retowskii, Limnocardium subsyrmiense, Valenciennesia zusammen mit Phyllicardium planum, Dreissenomya aperta. 2. Die Unterstufe Novorossijsk gliedert Andrusov bei Kamyschburun folgendermassen: V. Eine diinne Schichte eines weichen Kalkes mit Congeria subrhom- boidea Andr., Cong. subcarinata Desh., Dreissena simplex Barb., Monodacna pseudocatillus Barb., Plagiodacna carinata Desh., usw. VI. Tone mit kleinen Paradacna abichi. VIL Eine diinne, unregelmăssige Sandschichte mit kleinen Schalen von Dreissena simplex Barb., Dr. tenuissima Sinz., Limnocardium cf. subodessae Sinz., Didacna novorossica Barb. Im Liegenden folgt das obere Măot mit Congeria novorossica. Die Schichten der Unterstufe Novorossijsk (Horizonte V—VII) entsprechen sowohl infolge ihrer Lage direkt iiber dem Măot, als auch auf Grund des Vorkommens zahlreicher gemeinsamer Elemente dem Kalk von Odessa. Da die oberen Horizonte (I—IV) aber eine so grosse Verwandtschaft mit den unteren, eine so ununterbrochene Entwicklung der Fauna zeigen, dass sie nicht als gesonderte Stufe abgetrennt werden kdnnen, rechnet Andrusov aile Horizonte I—VII zur Pontischen Stufe. Institutul Geologic al României 223 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 33 Die Valenciennesien-Fazies mit Paradacna abichi tritt fast ohne Ăn- derung im ganzen Komplex der Pontischen Stufe von Kertsch und Ta- man auf. In der westlichen Krim und in der siidlichen Ukraine unterscheidet Davi- daschvili (1933, 1937) im Liegenden des Kalkes von Odessa noch Schichten mit einer Fauna, die er als ălteste pontische Fauna bezeichnet und E u p a- toria-Fauna nennt. Sie steht der spătmăotischen Fauna noch recht nahe und enthălt Prosodacna ex. gr. littoralis Eichw., Congeria novorossica und Siisswassergastropoden. TRANSKAUKASIEN In Abchasia folgen iiber dem Măot (Andrusov 1923, S. 187—194; Ilyin und Ebersin 1933) die pontischen Bildungen, die ihrem Zeitumfang nach vollkommen jenen von Taman und Kertsch entsprechen. Gut entwickelt ist vor aliem die Fazies der Schichten mit Congeria subrhomboidea, die die unteren Horizonte der Stufe einnehmen, faunistisch sehr ăhnlich dem Horizont mit Congeria subrhomboidea von Kertsch und Taman. Nach Ilyin und Ebersin (1933) iiberwiegen in diesen Ablagerungen die Elemente der Fauna des Kalkes von Odessa. Dariiber folgen die oberen Horizonte, die faunistisch den oberen Faluns nahestehen (Mocva Fluss und Galisga-Becken). Die Valenciennesien-Fazies mit Paradacna abichi geht auch hier durch die ganze pontische Serie durch. SCHEMACHINISCHER DISTRIKT Im Schemachinischen Distrikt konnen die Bildungen der Pontischen Stufe auf Grund der Profile bei Sundy und Nagravagy nach Andrusov (1923, S. 194—204) in drei Horizonte gegliedert werden: 1. Der obere Horizont wird durch die Kalke von Sundy gebildet, in dem grosse Didacnen, Prosodacnen und Congeria subcarinata vorkommen. 2. Darunter folgt der mittlere Horizont mit typischen Paradacna abichi und Didacnen vom Typus jener aus den Falunen von Kamyschburun. 3. Der untere Horizont enthălt eine Fauna vom Typus jener des Kalkes von Odessa: kleine Prosodacnen, ăhnlich Prosodacna littoralis Eichw., Monodacna pseudocatillus Barb., Dreissena tenuissima Sinz., Dreis- sena simplex Barb., Parvivenus widhalmi Sinz. In den unteren Horizonten auch kleine Congerien von măotischem Typus und Syndesmya tellinoides Sinz. Im Liegenden tritt das Măot auf mit Ervilia minuta, Syndesmya, Con- geria panticapaea usw. 34 ERICH JEKELIUS 224 KUBAN Nach Ebersin (1938) folgt im Kubangebiet ebenfalls unter dem Horizont mit Congeria subrhomboidea der VI. Horizont Andrusovs mit reicher Fauna, die der Fauna des Kalkes von Odessa entspricht. 4. STRATIGRAPHISCHE STELLUNG DER DEM KALKE VON ODESSA ĂQUn ALENTEN BILDUNGEN IN SLDBESSARABIEN In seiner wichtigen Arbeit iiber das Pliozăn Siidbessarabiens versucht Macarovici (1940) den Nachweis zu erbringen, dass der Kalk von Odessa und die ihm entsprechenden Ablagerungen in Siidbessarabien nicht pontisch seien, sondern dem Daz entsprechen. Dieser Annahme stehen nach Macarovici (S. 340) nur Congeria novo- rossica Sinz. und Congeria navicula Andr. aus der Fauna der Sande vom Jalpug-See und der Fauna der dem Kalke von Odessa ăquivalenten Bil- dungen Siidbessarabiens im Wege. Er nimmt daher an, dass diese Congerien vom Măot bis ins Daz gelebt haben miissen (S. 342). Abgesehen davon, dass die Sande und Kalke Siidbessarabiens, die dem Kalk von Odessa im Alter gleichgestellt werden, infolge ihrer Lagerung jiinger sein miissen als Măot, steht zu ihrer năheren Altersbestimmung nur ihre Fauna zur Verfiigung. Von den Formen, die Macarovici aus diesen Schichten anfiihrt, scheiden als fiir stratigraphische Zwecke uninteressant von vornherein alle aus, die nur von hier aus diesen Schichten mit Sicherheit festgestellt wurden, ebenso alle nur ungefăhr, vergleichsweise bestimmten Formen. Ebenso sind fiir vergleichende stratigraphische Untersuchungen langlebige, banale Formen nur Ballast. Mit Formen wie: Dreissena poly- morpha, Limnaea peregrina, Valvata piscinalis lăsst sich stratigraphisch nichts anfangen. Wenn wir alle diese Formen aus der von Macarovici gegebenen Liste streichen, bleiben von 50 Formen noch 17 tibrig, deren stratigraphische Bedeutung wir năher zu untersuchen haben. Von diesen Formen sind 10 andernorts aus folgenden Stufen bisher bekannt geworden: Mediterran-Daz Obersarmat Măot Pont Pont und Daz Unio wetzleri DUNK. Unio partschi SINZ. Unio radiato-dentatus SlNZ. Syndesmya tellinoides SINZ. Congeria navicula ANDR. » novorossica SlNZ. Monodacna pseudocatillus BARB Unio maximus FUCHS Dreissena rostriformis DESH. » augusta ROUSS. 225 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 35 Es bleiben somit noch folgende Formen tibrig, deren bisher bekannte stratigraphische Verbreitung zum Teii tatsăchlich eher fiir ein dazisches Alter der Schichten sprechen wiirden: Vmo saratae TEISS. Prosodacna stenopleura SABBA » » orientalis ANDR. » rumana FONT. » serena SABBA Congeria subcarinata rhodanica FONT. » » botenica ANDR. Da diese 7 Formen mit wenigstens 6 der oben erwăhnten 10 Formen in ihrer bisher bekannten stratigraphischen Verbreitung sich gegenseitig ausschliessen, da ferner die auf ein dazisches Alter hinweisenden Formen in schroffem Widerspruch zu dem unterpontischen Alter des Kalkes von Odessa stehen, ist es notwendig, dass wir diese 7 Formen etwas nâher ansehen. Vorerst aber noch einige Bemerkungen iiber Unio wetzleri Dunk. Unio wetzleri Dunk. Das Originalexemplar des Unio wetzleri Dunk. stammt aus dem Miozăn von Giinzburg bei Ulm. Unio wetzleri wurde von Sandberger (1870/75, S. 568) als Synonym zu dem ebenfalls miozănen Unio flabellatus Goldf. gestellt, aliem Anscheine nach mit Recht. Unio wetz- leri erreicht in den miozănen Siisswasserbildungen eine weite Verbreitung und wird unter anderem von Schreter (1909, S. 107) auch aus den medi- terranen Siisswasserschichten des Beckens von Bozovici (jud. Caras) erwăhnt. Aus den Unteren Congerienschichten von Tataroș erwăhnt Roth K. (1934) Unio wetzleri zușammen mit Mastodon longirostris, Hipparion gracile usw. aus Schichten, in denen an anderer Stelle auch Melania vâsârhelyi gefun- den wurde. Auch StÎMEGHY (1939) gibt aus den asphalthaltigen Sanden der Unteren Congerienschichten von Tataroș Unio wetzleri an. Unio wetzleri wird aus sicher pontischen Schichten beim Plattensee in Ungarn von der Basis der Schichten mit Cong. halatonica von VitÂlis (1908, S. 704 und 706) erwăhnt. Lorenthey bestătigte nachher (1909, Foldt. Kozl., S. 474) an Hand der von Vitălis gefundenen Exemplare die richtige Bestim- mung derselben. Weitere Exemplare des Unio wetzleri erwăhnt VitÂlis (1911, Foldt. Kozl., S. 429, Fussnote) ebenfalls aus dem Horizont mit Cong. triangularis von Kenese. Ferner kommt Unio wetzleri nach Strausz (1942, S. 29) hăufig in den Balatonicaschichten von Siimegprâga in Ungarn vor. Ausserdem tritt Unio wetzleri Dunk. bei Baltavâr in Ungarn zușammen mit einer Săugetierfauna vom Typus von Pikermi auf. Dies Vorkommen wurde von Halavâts auf Grund der Molluskenfauna ins obere Pont gestellt.. Nach Sumeghy (1923) soli es aber ins Daz gehbren, wozu jedoch die Săuge- tierfauna nicht gut passen will. 15 Institutul Geologic al României 36 ERICH JEKELIUS 226 Die Ablagerungen, in denen Unio wetzleri in Ungarn den Hohepunkt seiner Entwicklung erreichen soli, werden heute im allgemeinen ins Daz gestellt und als Unio wetzleri Horizont bezeichnet. Wenn dieser dazische Unio wetzleri aus Ungarn tatsăchlich identisch ist mit der pontischen, sowie mit der miozănen Form aus Giinzburg, dann kann Unio wetzleri als stratigraphische Leitform nicht verwendet werden. M. Hoernes (Die fossilen Mollusken II, S. 288) hat an Hand von Exemplaren von Giinzburg und solchen von Âcs in Ungarn deren vollkommene Iden- tităt festgestellt und keiner der zahlreichen Pliozănpalăontologen, die sich nachher mit dieser Form aus Ungarn abgegeben haben, sprach irgendwelche Zweifel beziiglich der Identităt dieser Form aus. Unio saratae Teiss. Nach den von Macarovici gegebenen Abbildungen zu urteilen, steht die Form aus Siidbessarabien dem Unio novorossicus Sinz. aus dem Măot, mit dem Teisseyre auch den typischen Unio saratae vergleicht, wesentlich năher als dem Unio saratae Teiss. Der Wirbel der von Macarovici abgebildeten Form ist, so wie der des Unio novorossicus schmăler und hoher als der breite, niedergedriickte Wirbel des dazischen Unio saratae Teiss. Unio saratae Macarovici aus Siidbessarabien eignet sich daher kaum zum Nachweis des dazischen Alters dieser Bildungen. Prosodacna stenopleura Sabba und Prosodacna stenopleura orientalis Andr. Macarovici stellt Cardium littorale Eichw. als Synonym zu Prosodacna stenopleura Sabba. Cardium littorale wurde von Eichwald (1853) von Odessa beschrieben. Die von Eichwald gegebene Abbildung ist sehr schlecht und stellt ein jugendliches, scheinbar flachgedriicktes Exemplar dar. Doch wurde diese Form nachher auch von Sinzov (1897) als Cardium littorale Eichw. von Odessa neuerdings beschrieben und abgebildet. Er identifizierte sie mit Prosodacna sturi Cob. und mit Prosodacna stenopleura Sabba. Andrusov (1909, S. 157), lehnte nachher diese von Sinzov vorgenommene Identifi- zierung ab und meinte, dass Prosodacna stenopleura schon durch ihre Man- telbucht sich von Pros. littoralis unterscheide. Cardium littorale orientalis Andr. wird aber von Andrusov (Etage Pon- tien, 1917) aus dem russischen Pont, der Typus dagegen (1923, S. 197), aus den unteren pontischen Schichten von Nagravagy, die dem Kalk von Odessa entsprechen, erwâhnt, ferner als cf. littoralis von zahlreichen anderen Vor- kommen hauptsăchlich unterpontischer Schichten. Prosodacna rumana Font. Die Abbildungen, die Macarovici als Proso- dacna rumana aus Siidbessarabien veroffentlicht, haben mit der Prosodacna rumana Font, kaum etwas zu tun. Sowohl die Form als auch die Berippung zeigen so grosse Abweichungen, dass da nicht nur die Măngel der Abbil- Institutu! Geologic al României 227 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 37 dungen Schuld tragen konnen. Eher steht die von Macarovici (Taf. IV, Fig. 6) als Prosodacna stenopleura carboliana abgebildete Form der Proso- dacna rumana nahe. Prosodacna serena Sabba. Eine Cardienform wird von Macarovici als Prosodacna serena Sabba beschrieben und sowohl Cardium subodessae Sinz., als auch Limnocardium cobălcescui Font, als synonyme Bezeichnungen auf- gefasst. Wenn die Identităt dieser Formen sicher wăre, miisste die Form zweifellos den Namen Cardium subodessae Sinz. fuhren, da S. Stefănescu seine Prosodacna serena erst 1896, Sinzov dagegen sein Cardium subodessae schon 1877 beschrieben und abgebildet hat. 1897 aber stellte Sinzov in seiner Arbeit iiber die palăontologischen Beziehungen des neurussischen Neogen zu den gleichen Schichten Osterreich-Ungarns und Rumăniens (S. 9 und 19) Adacna ochetophora Brus. als Synonym zum Cardium subodessae. Von Andrusov (1903, Brackwassercardiiden, I, S. 44) wurde Limnocardium subodessae nochmals beschrieben und mit dem zum mindesten sehr nahe verwandten, wenn nicht gar identischen Limnocardium ochetophorum aus dem Rhomboidea-Horizont Kroatiens und Ungarns verglichen. Prosodacna serena ist nach Macarovici in den nach ihm mit dem Kalk von Odessa ăquivalenten Schichten Siidbessarabiens sehr selten. Das von Macarovici abgebildete Exemplar stammt aus diesen Schichten Siidbessa- rabiens. Das Originalexemplar des Limnocardium subodessae stammt aus dem Kalk von Odessa. Ist die Form aus Bessarabien identisch mit der Form aus dem Kalk von Odessa ? Die Abbildung bei Macarovici ist zu schwach, um auf Grund derselben zu dieser Frage Stellung nehmen zu konnen. Ist aber Limnocardium subodessae mit der dazischen Prosodacna serena identisch ? Diese Frage ist entschieden zu verneinen. Jedenfalls hat Prosodacna serena in ihrer rechten Klappe den langgestreckten hinteren Seitenzahn und den krăftigen zungenformigen vorderen Seitenzahn schon ausgebildet. In der linken Klappe ist der hintere Seitenzahn meistens nur rudimentar. Limno- cardium subodessae hat aber sowohl nach der Abbildung zu urteilen als auch nach der Beschreibung Sinzovs (s. Andrusov, /. c., S. 44) schwach ent- wickelte Seitenzăhne. Ferner hat Limnocardium subodessae auf dem Hinter- feld noch 4—5, wenn auch schwăchere Rippen, Prosodacna serena hat dagegen ein schmăleres Hinterfeid mit hochstens einer schwach angedeuteten Rippe. Nach all dem steht Limnocardium subodessae nur dem pontischen Limno- cardium ochetophorum tatsăchlich nahe, keineswegs aber der dazischen Pro- sodacna serena. Gillet stellt auch (1942) Limnocardium ochetophorum als Varietăt zu Limnocardium subodessae. Congeria subcarinata rhodanica Font, und Cong. subcarinata botenica Andr. Congeria subcarinata Desh. stammt aus dem Pont Russlands (Faluns von 15’ Institutul Geologic al României 38 ERICH JEKELIUS 228 Kamyschburun, Kalk von Odessa usw.), die var. rhodanica aus Schichten mit Congerien des Rhonebeckens und die var. botenica aus dem unteren Daz von Boteni (Câmpulung). Bei der auch von Andrusov betonten ausser- ordentlichen Variabilităt der Cong. subcarinata (1898, S. 27) ist die Unter- scheidung von Varietăten eine unsichere und stark subjektiv bedingte Ange- legenheit. Congeria subcarinata kommt in sicher pontischen Schichten, in den Faluns von Kamyschburun, lăut Andrusov massenhaft vor und gilt hier als eines der Leitfossile des nach ihr benannten Horizontes. Bei Boteni da- gegen kommt, ebenfalls nach Andrusov, sowohl die typische Cong. subca- rinata als auch die var. botenica vor. Die Schichten von Boteni gehoren aber in das untere Daz. Die var. botenica wurde wegen ihres grossen Byssusaus- schnittes und einer sehr flachen Faite am Dorsalfeld vom Typus unterschieden. Ein Byssusausschnitt scheint aber auch bei Exemplaren der Form aus dem russischen Pont vorzukommen (siehe Andrusov, l. c., Taf. IV, Fig. 2 und 6), ebenso scheint hie und da auch eine flache Faite auf dem Dorsalfeld angedeutet zu sein (siehe Andrusov, l. c., Taf. IV, Fig. 1). Ob sich nicht auch in der Masse der C. subcarinata des russischen Pont der var. botenica sehr ăhnliche Exemplare finden lassen werden ? Es scheint doch, als ob wir iiber den stratigraphischen Wert der var. botenica noch zu wenig wiissten, um mit ihr als sicherem stratigraphischem Faktor arbeiten zu konnen. Mit der var. rhodanica aber lăsst sich bei uns vorlâufig stratigraphisch wohl iiber- haupt nichts anfangen. Dass den Schichten, die in Siidbessarabien dem Kalk von Odessa ent- sprechen sollen, Formen fehlen, die fiir das Pont der Muntenia und Oltenia als charakteristisch gelten: Phyllicardium planum Desh., Limnocardium sub- squamulosum Andr., L. nobile Sabba, Didacna paucicostata Desh., D. sub- carinata Desh., Prosodacna semisidcata Rouss., Paradacna abichi Hoern., Caladacna steindachneri Brus., Plagiodacna carinata Desh. (Macarovici, S. 337), kann noch nicht als Beweis dafiir gelten, dass diese Schichten deshalb jiinger sein mussen. Dies kann faziell bedingt sein. Tatsăchlich treten ja die ausgesprochenen Siisswasserformen in diesen Bildungen in Siidbessa- rabien sehr stark in den Vordergrund und in der Siisswasserfazies des mitt- leren und oberen Pont (siehe Krejci-Wenz, 1931) fehlen obige Cardien auch. Ausserdem kommt aber Phyllicardium planum, Didacna subcarinata, Cala- dacna steindachneri auch im Daz Rumăniens hăufig vor, ferner Plagiodacna carinata und Prosodacna semisulcata im Kimmer Russlands. So dass ein Fehlen dieser Formen mit gleichem Recht auch gegen eine Parallelisierung mit dem Daz (Kimmer) geltend gemacht werden konnte. Wenn wir somit die von Macarovici aus den Schichten Siidbessarabiens, die er mit dem Kalk von Odessa parallelisiert und ins Daz stellt, veroffentlichte Fauna năher untersuchen, stellt sich heraus, dass die Fauna ganz entschieden fiir die Zugehorigkeit dieser Schichten zur Pontischen Stufe spricht. Auf V JĂ Institutul Geologic al României \ ICRZ 22Q DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 39 faunistischer Basis kann der Beweis dafiir, dass diese Schichten nicht pontisch sondern dazisch sind, bisnoch nicht erbracht werden. Ob diese Bildungen Siidbessarabiens ausser Ăquivalenten des Kalkes von Odessa auch noch dem Daz entsprechende Ablagerungen enthalten, eine Grenzziehung zwischen diesen beiden Bildungen aus irgendwelchen Griinden bisnoch nur nicht moglich war, wăre noch zu untersuchen. 5. ZUSAMMENFASSUNG UNI) SCHLUSSFOLGERUNGEN Wăhrend somit die Bezeichnung «Pontische Stufe » im Sinne Le Plays fiir die grbssere stratigraphische Einheit gebraucht werden muss, kann die Bezeichnung « Kalk von Odessa » nur als lokale Bezeichnung fiir eine der Pontischen Stufe untergeordnete Zone verwendet werden. Bei dieser klaren Sachlage konnen zum Pont s. str. ausser dem Kalk von Odessa auch alle anderen Bildungen gerechnet werden, sowohl altere als auch jiingere, die sich anderwărts in den Zeitabschnitt einschalten, der von Le Play durch die Diskordanzen begrenzt wurde, und die nicht inzwischen zum Rang einer selbstăndigen Stufe erhoben wurden (Măot). In Russland treten liberali da, wo die pontischen Profile klar aufgeschlossen und gut studiert sind, die Florizonte mit der Fauna des Kalkes von Odessa an der Basis der pontischen Profile, direkt iiber dem Măot auf. Nach An- drusov (1923, S. 246) bestehen « keinerlei Zweifel bezuglich der Paralleli- sierung, ja sogar der vollstăndigen Gleichzeitigkeit dieser unteren Horizonte mit jenen von Odessa und mit den unteren Horizonten von Kamyschburun ». B) CONGERIENSCHICHTEN (M. Hoernes, 1851) —BRUN- NER SCHICHTEN—INZERSDORFER SCHICHTEN HISTORISCHE UBERSICIIT Der Name « Congerienschichten » wurde von M. Hoernes im Jahre 1851 fiir die Brunner Schichten als Bezeichnung einer stratigraphischen Einheit vorgeschlagen. Da in diesen Schichten die Congeria subglobosa als hăufigstes Fossil vorkomme, meinte er, konne man sie als Congerienschichten bezeichnen. Er fiihrt ausserdem aus diesen Schichten als hăufig an: Congeria partschi, Cong. spathulata, Cardium apertum, Cârd, conjungens, Melanopsis martiniana, Mei. boitei, Mei. pygmaea. Ausser Brunn erwăhnt er noch andere Vorkommen der Congerienschichten im Wiener Becken, so: Inzersdorf, Matzleinsdorf usw. Lange Zeit wurde in gleicher Bedeutung und statt Congerienschichten auch die Bezeichnung « Schichten von Brunn » șowie die Bezeichnung «In- zersdorfer Schichten » verwendet. Institutul Geologic al României ERICH JEKELIUS 230 Die stratigraphische Stellung dieses Schichtkomplexes wurde anfangs sehr verschieden beurteilt. Fr. Hauer hatte zwar schon 1846 diese Schichten mit Congeria subglobosa, Melanopsis martiniana usw., als obersten Komplex des Bohrprofiles im Wiener Bahnhof der Wien-Raaber Eisenbahn angegeben und ausdriicklich darauf hingewiesen, dass dieselben Fossilien sich allent- halben in den oberen Tegellagen in der Umgebung Wiens finden, so bei Brunn, wo besonders die Congerien hăufig seien. Die Schichten mit Ce- rithien usw. (= Cerithienschichten) gibt Hauer im Bohrprofil aber erst im Liegenden der Tegellagen mit Cong. subglobosa an. Ahnlich ăusserte sich Czjzek (1847). Trotzdem stellt Partsch noch 1847 (in Reuss, Die Polyparien des Wiener Beckens, S. 416) in seiner Gliederung der Ablagerungen des Wiener Beckens das Profil des Wiener Jungtertiărs ganz auf den Kopf und fiihrt als oberste Abteilung den Leithakalk an, darunter den Tegel von Baden, darunter die Schichten mit Cerithien und darunter erst die Tegel von Wien und Brunn mit Cong. subglobosa usw. Bei M. Hoernes (1851) finden wir dann die richtige Schichtenfolge fiir das Wiener Becken angegeben. Das terțiare Meer des Wiener Beckens sei nach und nach durch die Hebung des ganzen Kontinentes und durch das Zustromen von siissem Wasser ausgesiisst worden und sei endlich langsam abgeflossen. Demnach miissen iiber den marinen neogenen Ablagerungen die brackischen folgen und dariiber die Siisswasserablagerungen. Nachher gab Suess (1860) eine klare Schilderung der Lagerungsverhălt- nisse der jungtertiăren Schichten des Wiener Beckens. Die Hauptstufen der jungtertiăren Schichten sind nach ihm in konzentrischen Zonen fast ohne Unterbrechung am Rande rings um das Becken angeordnet. Die marinen Ablagerungen bilden den ăussersten Rând und fallen von allen Punkten gegen das Beckeninnere unter die jiingeren Schichten ein. Obwohl ihre Bil- dungen die hochsten Niveaus einnehmen, sind diese Ablagerungen doch die ăltesten des Beckens. Uber den marinen Schichten folgen die Cerithien- schichten, deren Fauna nicht mehr mediterranen sondern osteuropăischen Charakter hat, und dariiber die Congerienschichten mit Melanopsiden, Cardien und Congerien, einer Fauna aus gemischtem und siissem Wasser. Dariiber folgen die Belvedere-Schotter als Flussbildung. WARUM CONGERIENSCHICHTEN? Die Bezeichnung «Congerienschichten» wurde als stratigraphischer Begriff fiir den Schichtkomplex, der im Mittleren Donaubecken zwischen Sarmat und den dazisch-levantinen Unio- und Paludinenschichten liegt, geprăgt und allgemein verwendet. Alle anderen Bezeichnungen fiir diesen Schichtkomplex des Mittleren Donaubeckens sind spăteren Datums. Abge- \J6R, A Institutul Geologic al României 231 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 41 sehen davon eignet sich aber auch keine andere Bezeichnung so gut zur Cha- rakterisierung dieses Schichtkomplexes, da Congerien in fast allen Vor- kommen fast aller Faziesausbildungen dieses Schichtkomplexes auftreten und fiir gewohnlich in grossen Mengen. Daher wurden ja auch in erster Linie die Congerien fur die stratigraphische Detailgliederung der Congerien- schichten verwendet. Der Einwand, dass diese Bezeichnung ungeeignet sei, weil Congerien auch in ălteren Schichten vorkommen, ist nicht begriindet. Sonst miissten auch viele andere alteingebiirgerte stratigraphische Benennungen ausge- wechselt werden, wie zum Beispiel Karbon oder Muschelkalk oder Kreide, wir diirften im Quartăr nicht mehr von einer Litorina-, Ancylus- oder Yol- dia-Zeit sprechen und vieles andere mehr. Alle diese Bezeichnungen aus der stratigraphischen Nomenklatur streichen zu wollen, wăre aber Unsinn und brăchte keinen Gewinn. Aus ăhnlichen Uberlegungen heraus miisste auch die Bezeichnung Măo- tische Stufe abgelehnt werden. Der Kalkstein von Kertsch, der als Typus der Măotischen Stufe gilt, enthălt eine Faunenmischung kaspischer Elemente und solcher des Schwarzen Meeres, eine Faunenmischung wie sie fiir das Azowsche Meer (die Măotis der alten Griechen) charakteristisch ist. Eine ganz ăhnliche « măotische» Faunenmischung enthalten aber auch die Akt- schagylschichten, deren Zugehbrigkeit zur Măotischen Stufe daher Andrusov auch 16 Jahre lang in seinen verschiedenen Arbeiten verfochten hat, bis seine Untersuchungen im Schemachinischen Bezirk (1912) das ganz uner- wartete Ergebnis brachten, dass die Aktschagylschichten jiinger als das Pont seien. Wir haben somit eine măotische Faunenmischung auch in Schichten, die zeitlich dem Levantin entsprechen. Es gibt wohl wenige Stufenbezeichnungen, gegen die nicht von irgend- einem Gesichtspunkt aus irgendwelche Bedenken geaussert werden kbnnten, oder statt denen nicht fiir die eine oder andere Gegend vielleicht praktischere Bezeichnungen und Einteilungen vorgeschlagen werden kbnnten. Ein Ver- such alle diese Bezeichnungen zu ănderen, wurde aber Chaos in die ganze stratigraphische Literatur bringen. Der Komplex der Congerienschichten ist als stratigraphischer Begriff klar umrissen. Congerienfiihrende Schichten, die ălter sind und voriiber- gehend irrtiimlich der Stufe der Congerienschichten zugeteilt wurden, miissen eben bei besserer Erkenntnis der Sachlage wieder ausgeschieden und ihrer eigentlichen stratigraphischen Einheit zugewiesen werden. Anderenfalls wăren vor dieser besseren Erkenntnis solche Schichten genau so falsch mit dem anderen fiir die Congerienschichten eingefuhrten Namen belegt worden, eine stratigraphische Zuweisung, die nachher eben auch hătte korrigiert werden miissen. Der Irrtum wăre nicht geringer gewesen als im ersten Fall. Schwierigkeiten stratigraphischer Bestimmungen entstehen jedenfalls nicht wPPr Institutui G eoIog ic a I României \jgrz 42 ERICH JEKELIUS 232 durch den Namen der Formation und konnen durch eine Ănderung der Formationsbezeichnung daher auch nicht aus der Weit geschafft werden. Natiirlich bleibt solchen stratigraphischen Begriffen mit regional be- grenzter Giiltigkeit die internaționale stratigraphische Nomenklatur und Einteilung iibergeordnet und soli bei einwandfreier Klărung der stratigra- phischen Lage an ihre Stelle treten. In vielen Făllen werden aber solche regional begrenzte, dort aber klar umrissene stratigraphische Komplexe mit der internationalen Nomenklatur sich keineswegs decken, sondern sich iiber- schneiden. In solchen Făllen sind erstere der internationalen Nomenklatur sicher vorzuziehen, da die Anwendung der internationalen Nomenklatur in vielen solcher Falie eine Sicherheit vortăuschen wurde, die tatsăchlich nicht besteht. Ausserdem wiirde die Anwendung der internationalen nomenkla- torischen Gliederung in manchen Făllen das Bild der geologischen Entwicklung der Gegend verzerren, durch scharfe Grenzen einheitliche Bildungen zer- reissen. Insoferne also unser Schichtkomplex als stratigraphische Einheit in regio- naler Begrenzung auf das Mittlere Donaubecken mit einer fiir sie charak- teristischen und zweckentsprechenden Bezeichnung belegt werden soli, ist dafiir die Bezeichnung « Congerienschichten » oder «Stufe der Congerien- schichten » allen anderen Bezeichnungen vorzuziehen. DIE STRATIGRAPHISCHE STELLUNG DER CONGERIENSCHICHTEN HISTORISCHE UBERSICHT Barbot de Marny parallelisierte 1869 die Congerienschichten des Wiener Beckens mit dem Kalk von Odessa, mit der Pontischen Stufe. In der Fol- gezeit wurden die Congerienschichten des Mittleren Donaubeckens allge- mein in die Pontische Stufe gestellt. 1875 beschrieb Th. Fuchs aus dem Wiener Becken seine sarmatisch- pontische Grenzschichte mit ihrer Mischfauna und 1881 glaubte J. Boeckh bei Fiinfkirchen eine kontinuierliche Sedimentation zwischen Sarmat und Pont feststellen zu konnen. 1886 hatte Andrusov die Congerienschichten auch als Pont bezeichnet und hatte, da zwischen den Kalk von Odessa und das Sarmat noch das Măot sich einschaltet, fiir das Mittlere Donaubecken eine dem Măot entsprechende Erosionsperiode nach Suess angenommen. 1895 glaubte aber auch er auf Grund der Literatur (Fuchs, 1875; Boeckh, 1881), einen kontinuierlichen Ubergang aus den sarmatischen Schichten in die Congerienschichten anneh- men zu miissen und. parallelisierte daher die Unteren Congerienschichten des Mittleren Donaubeckens nunmehr mit dem Măot des Euxinischen Beckens, 4 Institutul Geologic al României XjGFt/ 233 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 43 die Oberen Congerienschichten (= Rhomboidea-Horizont) des Mittleren Donaubeckens aber mit dem russischen Pont, den Faluns und den Valen- ciennesiaschichten von Kamyschburun und dem Kalk von Odessa, ferner mit den Valenciennesiaschichten mit Cardium abichi in Rumănien. Diese Parallelisierung ist in der « Synoptischen Tabelle der jungen Neo- genschichten im Osten Europas » von Andrusov (1895 und 1898) klar durch- gefiihrt. Nunmehr setzte auf dem Gebiet des Mittleren Donaubeckens ein allge- meines Suchen nach Ubergangsschichțen zwischen Sarmat und den Con- gerienschichten ein. 1898 fand L. Roth am Ostrand des Siebenbtirgischen Erzgebirges Schich- ten, in denen Congeria partschi und Congeria triangularis mit sarmatischen Fossilien gemischt auftreten. 1900 beschrieb A. Koch das Vorkommen von Săcădat mit sannatisch- pontischer Mischfauna. 1903 verbffentlichte Lorenthey das Profil von Soceni als klassisches Profil der Ubergangsschichțen und. parallelisierte die fiinfte Fossilbank von Soceni mit dem russischen Măot, da in der fiinften Fossilbank die sarma- tischen und die pontischen Elemente der Fauna sich das Gleichgewicht halten. 1910 ging Andrusov einen Schritt weiter. Die Unteren Congerienschichten des Wiener Beckens stellte er auch hier dem Măot gleich, doch vermutete er im Gebiet des Mittleren Donaubeckens auch « ăltere Congerienschichten » vertreten, die bis dahin mit den Unteren Congerienschichten vereinigt wur- den. Als Vorkommen solcher erwăhnt er in erster Linie Soceni und Tinnye und glaubt, dass ein Teii dem Obersarmat Russlands entspricht. 1912 ging Schreter noch einen Schritt weiter. Sinzov hatte schon 1895, Laskarev aber im Jahre 1899 festgestellt, dass in der ganzen Ausdehnung des Mittleren Donaubeckens nur Untersarmat existiere. Sinzov hatte mittel- sarmatische Schichten noch bei Wiesen und Kravarsko angenommen. Auf diesen Feststellungen, sowie auf dem Dogma von der Kontinuităt der Sedi- mentation zwischen Sarmat und Pont, sowie auf dem Vorhandensein von Ubergangsschichțen (Soceni, Lopadea Română, Săcădat) aufbauend zog Schreter nun die konsequente Folgerung, dass die Unteren Congerien- schichten als heterope Bildung dem russischen mittleren und oberen Sarmat, sowie dem Măot entsprechen. In seiner grosszugigen Arbeit iiber die Aquivalente des oberen Sarmats in Serbien parallelisierte Laskarev (1924, S. 81) die Schichten mit Congeria triangularis und Cong. balatonica, zușammen mit den Schichten mit Con- geria partschi und Cong. ungulacaprae mit dem Măot, die Unteren Conge- rienschichten, so wie Schreter, mit dem oberen und mittleren Sarmat. 1931 parallelisierte Friedl dagegen alle seine funf Zonen aus dem Lie- genden der Laaerbergschotter im Wiener Becken mit dem Măot, da die 44 ERICH JEKELIUS 234 Laaerbergschotter auf Grund der Untersuchungen Schlesingers (1913) ins Daz gestellt werden miissten, diese Schotter aber durch eine scharfe Dis- kordanz von dem darunter folgenden Komplex getrennt werden und da das Pont (die Schichten mit Congeria rhomboidea) im Wiener Becken vollstăndig fehle. Obwohl er somit den ganzen Komplex der Congerienschichten des Wiener Beckens ins Măot, die Grenzschichte aber ins Sarmat stellt, vertritt er entschieden den Standpunkt einer kontinuierlichen Sedimentation zwischen Sarmat und Unteren Congerienschichten, ohne sich iiber die heikle Frage des abgăngigen Mittel- und Obersarmat zu ăussern. 1932 parallelisierte Krejci die beiden oberen Zonen Friedls mit dem Pont (Oberen Congerienschichten), die Unteren Congerienschichten dagegen ebenfalls nur mit dem Măot und neigte der Ansicht zu, dass das Mittel- und Obersarmat im Wiener Becken fehle. Andererseits lăsst er aber auch die Moglichkeit offen, dass das Wiener Becken bei der starken Regression im Mittel- und Obersarmat in seiner Ausdehnung bloss sehr eingeschrănkt worden sei. Die obere Grenze der. dem Măot gleichgestellten Unteren Con- gerienschichten zieht er unterhalb der Schichten mit Congeria aff. bala- tonica, welch letztere er noch ins Pont s. s. stellt. 1932 ăussert sich auch Dimitrij Andrusov zu dieser Frage und meint, dass auf Grund einer lăngst iiberholten Auffassung N. Andrusovs (1897), die von Teisseyre (1909) nachher ubernommen wurde, neuerdings auch Petraschek (1925), Friedl (1927), Sommermeier (1930) die Congerien- schichten des Wiener Beckens mit dem Măot parallelisieren. Solange aber die echte Congeria triangzilaris im Wiener Becken nicht gefunden werde, konne auch das Măot auf palăontologischer Basis nicht angenommen werden. Da zwischen dem unteren Sarmat und den Congerienschichten des Wiener Beckens ein ganz allmăhlicher Ubergang vorhanden sei; miissen die Unteren Congerienschichten nach D. Andrusov dem Bessarab und Cherson entsprechen. Măot aber fehlt nach ihm ganz. 1933 folgt Gillet in der Stratigraphie des Mittleren Donaubeckens im allgemeinen der Gliederung bei Laskarev, stellt aber dem Măot bloss noch die Schichten mit Congeria balatonica und Congeria triangularis gleich und parallelisiert die Schichten mit Congeria ungulacaprae und Congeria partschi schon mit dem Sarmat. Die Grenzschichte parallelisierte Gillet mit dem Nubecularienhorizont (mittleren Sarmat), sowie seinerzeit auch schon Sinzov (1897). Sinzov hatte sich dabei auf die Beschreibung der Grenzschichte durch Fuchs, sowie auf Angaben Hilbers (1883) uber Vorkommnisse bei Wiesen berufen. Die Angaben uber das Vorkommen von Nubecularien in den oberen Gerbllschichten des Steinbruches bei Wiesen beruhten aber auf einem Irrtum, wie Hoernes R. (1897, S. 83) nachwies. Es handelt sich hier nicht um Nubecularien sondern um Șerpuia und auch diese in umgelagertem Gerolle. C JA Institutul Geologic al României \JCR/ 235 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 45 In neuerer Zeit scheint Schreter von der Zuweisung der Unteren Con- gerienschichten zum Sarmat wieder abgekommen zu sein, da er in seiner Arbeit iiber das Borsod-Heveser Biikkgebirge (1934), eine Arbeit die mir erst vor kurzem in die Hand kam, fiir die ganze Dauer des Sarmat eine Fest- landperiode feststellt und die Unteren Congerienschichten mit Congeria ornithopsis, Melanopsis impressa usw. in die Pontische Stufe stellt. Ebenso stellt Schreter in seinen 1939 und 1940 erschienen Arbeiten iiber das Biikk-Gebirge und iiber die Bohrungen von Debrecen die Unteren Congerienschichten («Unteres Pannon») ins untere Pliozăn und stellt sie dem Pont gleich. 1935 hatte ich diese Fragen auch besprochen und hatte die Ergebnisse meiner Untersuchungen auf Seite 303 folgendermassen kurz zusammen- gefasst: «Im Pannonischen Becken ist Mittelsarmat bisnoch nur in lokal sehr beschrankter Ausdehnung festgestellt worden. Die Unteren Congerien- schichten liegen normalerweise iiber Untersarmat. Die sogenannten Uber- gangsschichten aber sind teils untersarmatisch, teils das Aufbereitungsprodukt untersarmatischer, fossilfiihrender Schichten durch die Wăsser der Conge- rienstufe. Wir miissen daher auch im Pannonischen Becken mit einer Sedi- mentationsunterbrechung wenigstens zur Zeit des Obersarmat rechnen, bei starker Regression schon zur Zeit des Mittelsarmat. Ob die neuerliche Trans- gression im Dazischen und im Pannonischen Becken gleichzeitig im Măot einsetzte, oder ob sie im Pannonischen Becken erst spăter grossere Aus- dehnung annahm, bleibt noch zu untersuchen. Da die Oberen Congerienschichten aber zur Ganze als Aquivalente der Rhomboideaschichten aufgefasst werden mussen, wăre wenigstens der obere Komplex der Unteren Congerienschichten noch mit den Abichischichten des Dazischen Beckens zu parallelisieren ». Und Seite 292 sagte ich: «Da.die Schichten mit Congeria triangularis und Congeria balatonica als heterope Bildungen des Cong. rhomboidea Horizontes, die Schichten mit Congeria ungulacaprae aber als littorale, dem basalen Teii der Balatonicaschichten zwischengelagerte Bănke aufzufassen sind und da Friedl’s Horizonte 1. und 2. aus dem Wiener Becken doch wohl den Schichten mit Congeria triangularis und Cong. balatonica entspre- chen, wird dem Pont im Wiener Becken, das ihm in letzter Zeit abgespro- chene Heimatrecht wieder zuerkannt werden mussen. Und zwar handelt es sich um Aquivalente des Horizontes mit Congeria rhomboidea ». 1938 ist Gaal der Meinung, dass die ganzen Congerienschichten nur ins Sarmat gestellt werden kbnnen, da sie im Liegenden der Schichten mit der «obersarmatischen» Pikermifauna von Baltavâr auftreten, dass aber das Sarmat dafiir zum Pliozăn gerechnet werden miisse, da die terrestre Phase sich im Sarmat (= Congerienschichten) zuerst bemerkbar machte, Institutul Geologic al României 46 ERICH JEKELIUS 236 In ihrer neueren Arbeit stellt nun auch Gillet (1942) die Schichten mit Congeria triangularis ins Pont, macht aber aus ihnen doch einen unteren Horizont im Liegenden der Rhomboideaschichten und verteilt die tiefer liegenden Schichten auf das Măot und das obere Sarmat. Es ist dies nur ein kleiner Ausschnitt aus der allgemeinen, unglaublichen nomenklatorischen Konfusion diese Bildungen betreffend. Doch lăsst schon diese kurze Ubersicht iiber die Entwicklung der stratigraphischen Deutung der Congerienschichten im Mittleren Donaubecken erkennen, dass hier mit Begriffen gearbeitet wird, deren Inhalt nicht geklărt ist, dass hier Missver- stăndnisse, Unklarheiten aus einer Arbeit in die andere mitgeschleppt werden und eine richtige Beurteilung der Verhăltnisse ausserordentlich erschweren. GLIEDERUNG IN UNTERE UND OBERE CONGERIENSCHICHTEN Fiir die Gliederung der Congerienschichten in Untere und Obere Con- gerienschichten bleibt vor aliem das Bild der Gesamtfauna der einzelnen Schichtkomplexe massgebend. Verschiedene Faunengemeinschaften sind fiir die Unteren Congerienschichten, andere fiir die Oberen Congerienschichten charakteristisch. Auch einzelne Arten und Familien grenzen die Komplexe gegeneinander ab. Orygoceras werden wir kaum in den Oberen Congerien- schichten finden und Dreissenomya nicht in den Unteren Congerienschichten. Das Gleiche gilt fiir viele andere Formen. Fur eine Detailgliederung aber innerhalb der Unteren Congerienschichten einerseits, oder innerhalb der Oberen Congerienschichten andererseits, die mehr als lokales Interesse haben soli, fehlen uns bisher entsprechende Kriterien. Den immer wieder versuchten Detailgliederungen sowohl fiir die Unteren als auch fiir die Oberen Con- gerienschichten kommt daher nur lokales Interesse zu. So wird auch beziiglich der Detailgliederung der Congerienschichten des Wiener Beckens immer wieder betont, dass alle die fiir die verschiedenen Niveaus als charakteristisch erwăhnten Formen eigentlich in allen Niveaus vorkommen und nur ihre Hăufung in dem einen oder anderen Niveau charakteristisch sei. Dies erinnert aber doch mehr an Erscheinungen, die lokal faziell, nicht aber stratigraphisch bedingt sind. So konnte auch Lorenthey als Resultat seiner langjăhrigen Untersuchun- gen schliesslich fiir die Unteren Congerienschichten feststellen (1912, S. 283, ungarisch), dass sie einen einheitlichen Schichtkomplex darstellen, innerhalb dessen nur die petrographische Fazies die faunistische Fazies bedinge. Wie eng aber die Unteren und die Oberen Congerienschichten zusammen- gehbren, beweisen die Ergebnisse der zahlreichen Bohrungen in Ungarn. Von den 180 Formen, die Sumeghy aus den Unteren Congerienschichten 237 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 47 der Bohrprofile erwăhnt, kommen 86 Formen auch in den Oberen Con- gerienschichten dort vor, andere 21 Arten wurden von anderwărts auch aus den Oberen Congerienschichten erwăhnt. Somit bleiben von den 180 Formen noch 73 Arten iibrig, die bisher nur aus den Unteren Congerienschichten bekannt sind. Doch sind auch von diesen noch verschiedene beziiglich ihrer Horizontbestăndigkeit zum mindesten verdăchtig, andere dagegen gehbren zu den grossen Seltenheiten, făllen daher, trotz des ihnen eventuell zukom- menden grossen Interesses, faunistisch nicht ins Gewicht. Andererseits aber kann man sich bei gewissen Angaben einiger Zweifel nicht ganz erwehren. Wenn z. B. Brotia vâsârhelyi oder Melanopsis vindobonensis, Mei. boitei usw. aus den Oberen Congerienschichten angegeben werden, hat man doch das Empfinden, dass da Verhăltnisse vorliegen konnten, die vielleicht auch eine andere Deutung zulassen. Das eine ist jedenfalls sicher, dass die Oberen und die Unteren Con- gerienschichten sehr eng mit einander verbunden sind, so dass z. B. die Zu- weisung m a n c h e r Ablagerungen zu den Unteren oder den Oberen Con- gerienschichten von rein subjektiver Auslegung abhăngt und daher von Autor zu Autor ganz verschieden ausfăllt. Lorentheys Behauptung (1912, S. 294, ungar. Text), dass der Unterschied in der Fauna zwischen den Oberen und den Unteren Congerienschichten viei grosser sei als der zwischen den Unteren Congerienschichten und dem Sarmat, kann daher kaum anders gewertet werden, denn als Ausrutscher im Ubereifer des Gefechtes zur Sicherung seines « Ubergangsprofiles » von Soceni. DIE STRATIGRAPHISCHE STELLUNG DER CONGERIENSCHICH- TEN IM VERGLEICH ZUM PONT RUMANIENS UND RUSSLANDS Wir haben in der Definition des Begriffes «Pontische Stufe» und in den Bemerkungen zum « Kalk von Odessa » gesehen, dass diese Begriffe keines- wegs gleichwertig sind, dass vielmehr die Bezeichnung «Pontische Stufe» der Bezeichnung « Kalk von Odessa », die doch nur als Horizontbezeichnung verwendet werden kann, iibergeordnet ist. Wenn wir nun die Fauna des Kalkes von Odessa năher untersuchen, finden wir nur einige wenige Formen, die eine Gleichstellung mit dem Rhorn- boidea-Horizont rechtfertigen wurden, denen gegeniiber steht aber eine ganze Anzahl Formen, die in viei grosserem Ausmasse eine Annăherung an das Măot erkennen lassen. Als wichtigster Grund fiir die Gleichstellung: Kalk von Odessa = Rhomboidea-Horizont bleibt die Uberlagerung des Măot durch den Kalk von Odessa, der im Mittleren Donaubecken die Uberla- gerung der Unteren Congerienschichten durch den Rhomboidea-FIorizont entsprechen wiirde, wobei die Unteren Congerienschichten als Măot ange- nommen werden. Das einzige seriose Motiv fiir die Gleichstellung: Măot = 4» ERICH JEKELIUS 238 Untere Congerienschichten, das abgesehen von den « Ubergangsschichten » angefuhrt werden kann, ist wieder die Uberlagerung der Unteren Conge- rienschichten durch den Rhomboidea-Horizont, der dem Kalk von Odessa hier gleichgestellt wird. Wir bewegen uns hier in einem stăndigen Circulus vitiosus unbewiesener Behauptungen, falscher Auslegungen, die immer wieder nachgebetet, nie aber ernstlich iiberpruft wurden. Da der Kalk von Odessa diskordant iiber dem Măot liegt, da ferner in den anderen Gebieten Russlands die dem Kalk von Odessa ăquivalenten Bildungen den untersten Schichten des Pont entsprechen, keineswegs aber den Schichten, die dem Rhomboidea-Horizont ăquivalent sind, da ferner im Petroleumgebiet Rumăniens zwischen Măot und dem Rhomboidea-Hori- zont noch die Abichi-Schichten in einer Măchtigkeit von fast 200 m liegen, miissen wir auch im Mittleren Donaubecken die Unteren Congerienschichten aus dem Liegenden des Rhomboidea-Horizontes noch ins Pont stellen (siehe Jekelius, 1935). Formen, die sowohl aus dem Rhomboidea-Horizont des Mittleren Donau- beckens als auch aus dem Pont von Kamyschburun erwăhnt werden, gibt es nur wenige: Phyllicardium planum Desh., Limnocardium steindachneri Brus., Monodacna edentula Desh., Plagiodacna carinata Desh. Eine sicherere Parallelisierung dieser Bildungen wird erst ermoglicht durch die Gliederung des Pont in Rumănien, das geographisch eine zentrale Stellung zwischen beiden Gebieten einnimmt und von wo aus auch eine Parallelisierung nach beiden Richtungen hin eher mbglich erscheint. Die Gliederung des Pont in Rumănien ist das gesicherte Ergebnis unzăhliger Terrainuntersuchungen und der Profilaufnahmen zahlreichen Petrolbohrungen. Wir unterscheiden im rumănischen Petroleumgebiet (siehe Krejci, 1931, 1932) den oberen Rhomboidea-Horizont und den unteren Horizont der Schichten mit Paradacna abichi. Der Rhomboidea-Horizont Rumăniens kann zwanglos mit dem Rhom- boidea-Horizont des Mittleren Donaubeckens parallelisiert werden. Dement- sprechend miissen aber die Abichi-Schichten des rumănischen Petroleum- gebietes den Unteren Congerienschichten des Mittleren Donaubeckens gleichgestellt werden. Zwischen den Unteren Congerienschichten einerseits und den Abichi-Schichten andererseits lassen sich vorlăufig keine palăonto- logischen Beziehungen feststellen, hbchstens zwischen den Abichi-Schichten Rumăniens und den vor aliem im siiddstlichen Teii des Mittleren Donau- beckens weit verbreiteten Schichten mit Valenciennesia, Cardium lenzi, Car- dium syrmiense (Fazies von Beocin). Ob einerseits Cardium lenzi und Car- dium syrmiense auch in den Abichi-Schichten der Oltenia und der Muntenia vorkommen, woher sie oft zitiert wurden, von Krejci und Wenz aber abge- stritten werden, ob andererseits Cardium abichi auch in den Unteren Con- gerienschichten des Mittleren Donaubeckens vorkommt, sind Fragen, die Institutul Geologic al României 239 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 49 noch năher zu untersuchen sein werden. Eine Schwierigkeit stellt sich obiger Parallelisierung entgegen und zwar durch die von Gorjanovici-Kramberger erkannte Scheidung der Valenciennesien in Provalenciennesien und in Va- lenciennesien, sowie durch die Angabe Gorjanovicis, dass die Provalen- ciennesien auf die Unteren Congerienschichten, die Valenciennesien aber auf die Oberen Congerienschichten beschrankt seien. Es miisste da schon ange- nommen werden, dass das Stadium der Provalenciennesien des Mittleren Donaubeckens dem basalen Teii der Abichi-Schichten Rumăniens, der keine Valenciennesien fuhrt, entspricht. Uber die stratigraphische Verbreitung der Provalenciennesien innerhalb der Unteren Congerienschichten fehlen uns aber vorlăufig doch noch geniigend zuverlăssige Daten. Es sind dies Fragen, iiber die zu diskutieren, daher vorlăufig miissig erscheint. Auch die Tatsache, dass Provalenciennesia bisher aus dem russischen Pont noch nicht erwăhnt wurde, ist noch kein Beweis dafiir, dass diese Formen dort nicht vorkommen, oder selbst wenn sie fehlen sollten, dass deswegen unbedingt Altersunter- schiede vorliegen miissen. Auch aus Siebenbiirgen wurden bisher nur Valen- ciennesia reussi und Val. annulata erwăhnt, obwohl es sich da in fast allen Făllen nur um Provalenciennesien handeln kann. Andererseits ist von grossem Interesse, dass Sumeghy (1939) aus ver- schiedenen Faunen der Unteren Congerienschichten Ungarns Valenciennesia reussi und Valenciennesia annulata zușammen mit Orygoceras, Congeria bana- tica, Limnocardium pseudosuessi usw. erwăhnt, ausserdem Val. reussi auch aus dem Rhomboidea Horizont. Dass ihm der Unterschied zwischen Provalen- ciennesia und Valenciennesia gegenwărtig war, ergibt sich aus seiner friiheren Arbeit, in der er die Valenciennesien ohne Sipho ausdriicklich erwăhnt (1927, S. 135). Auch Strausz (1942, S. 5) erwăhnt von Tapolcafo aus einer Fauna der Unteren Congerienschichten schbne Exemplare von Valenciennesia reussi Neum. und S. 48, erwăhnt er Val. reussi als Form, die auf die Unteren Con- gerienschichten beschrănkt sei. Valenciennesia reussi gilt aber als eine der typischesten Formen des Rhomboidea Horizontes, keineswegs der Unteren Congerienschichten. Dass es sich bei den Exemplaren von Tapolcafo um Valenciennesia und nicht um Provalenciennesia handelt, geht aus der Bemer- kung von Strausz (S. 94) hervor, dass die sehr starke Siphonalfurche gut zu beobachten sei. Ebenso erwăhnt Strausz (S. 6) nach VitÂlis (allerdings mit falschem Zitat) aus der westlichen Balatongegend bei Uzsa puszta eine kleine Fauna der Unteren Congerienschichten mit Congeria subglobosa und Valenciennesia reussi. Nach Krejci (1931) folgt iiber dem Măot eine Bank mit Schalendetritus von Congeria novorossica Sinz., die er als Aufbereitungsprodukt ins Pont stellt. Uber dieser Bank folgen molluskenarme Mergel, hăufig mit einer Zone mit Pyrit und vielen Fischschuppen, « Zeichen stagnierenden Wassers, wie sie so hăufig vor Ingressionen auftreten ». A- Institutul Geologic al României C ICRZ 5o ERICH JEKELIUS 240 Uber dieser fossilarmen Zone folgt mit grosser Einheitlichkeit die Bank mit Congeria rumana Stef. Unmittelbar iiber der Rumana-Bank beginnt Paradacna abichi. 25—40 m iiber der Pont/Măot-Grenze beginnt Valencien- nesia annulata. Es sind dies einige Fixpunkte, von denen aus wir eine Parallelisierung mit den siidrussischen Vorkommen versuchen konnen. Die Congeria rumana steht der Congeria subrhomboidea zum mindesten sehr nahe. Ich verweise auf die Abbildungen der subrhomboidea bei Andrusov (Dreissensidae) und bei Davidaschvili (Pont, 1931, Taf. I, Fig. 23). Mir liegen Congeria rumana Exemplare vom Originalfundort derselben vor, die vollkommen diesen Abbildungen der subrhomboidea entsprechen. Es diirfte daher wohl berechtigt sein, dies subrhomboidea-Niveau der Unterstufe Novorossijsk (siidrussisches Unterpont) im Liegenden der Abichi-Schichten bei Kamyschburun mit der Rumana-Bank von der Basis der Abichi-Schichten Rumăniens zu parallelisieren. Die Schichten mit Paradacna abichi haben in der westlichen Muntenia eine Măchtigkeit von 130—150 m. Uber den Abichi-Schichten folgt der Rhomboidea-Horizont mit einer Măchtigkeit von 100—150 m. Uber dem Rhomboidea-Horizont unterscheidet Krejci noch Oberpont in einer Măch- tigkeit von 300—400 m. Im Gebiet von Buzău sind diese Măchtigkeiten im allgemeinen grosser. Valenciennesia annulata geht bis an die obere Grenze des Oberpont. Diesem Schichtkomplex oberhalb der Rumana-Bank miissten die Hori- zonte des siidrussischen Oberpont (Unterstufe Bosphor) entsprechen, da die Ablagerungen dieser Unterstufe vom Kimmer, der dem rumănischen Daz entsprechen soli, iiberdeckt werden. Als eine in der Stratigraphie des russischen Pliozăns geklărte Frage kann die Feststellung gelten, dass die Fauna des Kalkes von Odessa und deren Aquivalente an die Basis der pontischen Serie, in das unmittelbare Han- gende der Măotischen Stufe zu stellen sind. Einerseits sind es die zahlreichen engen Beziehungen der Fauna des Kalkes von Odessa zur Fauna der măotischen Bildungen, andererseits die Tatsache, dass alle Bildungen in Russland, die auf Grund ihrer Fauna als Aquivalente des Kalkes von Odessa angesehen werden mussen, auch auf Kertsch und Taman, ferner in Transkaukasien und im Schemachinischen Distrikt, woher klare und gut studierte Profile vorliegen, stets an der Basis des pontischen Komplexes, im Liegenden des Horizontes mit Congeria subrhomboidea und im unmittelbaren Hangenden des Măot auftreten. Daher meinte auch N. Andrusov, dass auch in Rumânien die Aquivalente des Kalkes von Odessa im unmittelbaren Hangenden des Măot zu suchen seien. Das ist aber auch in Rumânien keineswegs der Rhomboidea-Horizont, son- dern der Komplex im Liegenden der Schichten mit Congeria rumana. Institutul Geologic al României 241 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 51 Somit kann entgegen allen bisherigen Behauptungen einwandfrei fest- gestellt werden, dass der Kalk von Odessa nicht dem Rhomboidea-Horizont entsprechen kann, sondern wesentlich tieferen Schichten, d. h. dem Kom- plex, der in Rumănien zwischen dem Măot und den Schichten mit Congeria rumana liegt, entsprechen muss. Dieser Schichtkomplex, der dem Kalk von Odessa und dem Eupatoria-Horizont entspricht, wird in der Muntenia vom Rhomboidea-Horizont noch durch den Schichtkomplex mit Paradacna abichi getrennt. Dem Komplex der Abichi-Schichten, ferner den Schichten mit Congeria rumana, und dem Liegenden derselben bis an die Oberkante des Măot entsprechen aber im Mittleren Donaubecken die im Liegenden des Rhom- boidea-Horizontes auftretenden Unteren Congerienschichten. Ob nun die Unteren Congerienschichten zur Gănze ins untere Pont zu stellen sind, oder ob ein Teii derselben eventuell doch noch ins Măot gehbrt, kann vorlăufig nicht beantwortet werden. Es fehlen dafiir heute noch entsprechend sichere Unterlagen. C) PANNON (L. Roth, 1879) 1879 spricht L. Roth zum erstenmal von den Pannonischen Schichten. In seiner Abhandlung « Geologische Skizze des Kroisbach-Ruster Bergzuges und des siidlichen Teiles des Leitha-Gebirges » (S. 144) schreibt er: «Es ergibt sich bei den geologischen Aufnahmen in Ungarn hăufig der Fall, dass man gewisse Ablagerungen zwar sicher als jiingstes, iiber der Sarmatischen Stufe folgendes Neogen feststellen kann, bei Ermangelung von weiteren positiven Daten aber sie nicht mit derselben Sicherheit einer der neuerer Zeit unterschiedenen Stufen: Pontische (Congerien-), Levantinische und Thrazische Stufe einzureihen im Stande ist. In solchen Făllen zeigt sich besonders das Bedurfnis, diese drei Stufen unter einem Sammelnamen zusam- menzufassen. Da nun die Bezeichnung «Congerienschichte» hiefiir aus verschiedenen Griinden wohl nicht zutreffend ist, so wăhlen wir die allge- meine, nicht praejudizierende Benennung « pannonische Schichten », welcher Sammelname sich aus den Griinden empfehlen diirfte, da ja bekanntlich diese Ablagerungen im grossen pannonischen Becken eine starke Verbreitung besitzen und sehr schon entwickelt sind ». 1881 bezeichnete L. Roth die jungpliozanen Bildungen von Vârghiș, Arpatac und Buduș im Becken von Brașov, da eine genauere stratigraphische Eingliederung dieser Schichten nicht moglich war, « einstweilen allgemeiner als pannonische Schichten ». (Foldtani Kozl., XI, S. 75). 1884 (Umgebungen von Kismârton-Eisenstadt, S. 45) meint er dann, dass er unter Pannonischen Schichten « den zwischen Sarmatisch und Dilu- vium, als Liegend und Hangend, gelegenen Schichtkomplex verstehe ». 16 Institutul Geologic al României ERICH JEKELIUS 242 52 1900 verwendet Lorenthey (Foraminiferen der Pannonischen Stufe Un- garns) dagegen die Bezeichnung «Pannonische Stufe» fiir die pliozănen «Brackwasserablagerungen» des Mittleren Donaubeckens zum Unterschied von den pliozănen Siisswasserablagerungen oder dem Levantin und 1906 meint er (Balaton, S. 186—190, ungar. Text; deutsche Ausgabe 1911, S. 210), dass Roth den Begriff der Pannonischen Schichten zum erstenmal (?) in «Umgebungen von Kismârton» verwendet habe und dass Roth darunter nur Schichten verstanden habe, die sonst als Congerienschichten bezeichnet wurden, keineswegs aber auch die levantinischen Schichten. Doch hat Roth sich sowohl in seiner Originaldefinition (1879) a^s auch in der von Loren- they zitierten, spăteren Arbeit (1884) in nicht zu iiberbietender Klarheit dahin ausgesprochen, dass er das ganze iiber dem Sarmat und unter dem Diluvium liegende Neogen, inklusive des Levantins, unter dieser Be- zeichnung verstehe. Damit erledigt sich aber die ganze Polemik Loren- theys gegen Halavâts iiber diese Frage. [Man kann nicht gut den Nachweis erbringen wollen, dass Roth unter den Pannonischen Schichten etwas anderes verstanden habe, als er selber ganz eindeutig bei jeder Gelegenheit in seiner wiederholt gegebenen Definition der Pannonischen Schichten angibt. Teisseyre (1909) schlăgt vor, mit Pannon die faziell abweichende Aus- bildung der Măotischen Stufe im Mittleren Donaubecken zu bezeichnen,. also nach Andrusov (1895) und nach Teisseyre die Unteren Congerien- schichten. 1916 nahm auch L6czy L. sen. zu dieser Frage Stellung. Er schreibt (S. 313): « Es wiirde mir zu grosser Freude dienen, wenn sich fiir die ălteren pliozănen oder jungmiozănen Schichten eine ungarische Bezeichnung inter- național einbiirgern wiirde, und statt dem Namen pontisch die Bezeichnung pannonisch oder logischer hungarisch (panno- nien oder hungarien) in allgemeine Verwendung kăme ». Doch schien es Loczy « am angezeigtesten, an dem allgemein bekannten und verstandenen Namen Pontische Stufe festzuhalten, was auch fiir den praktischen Geologen am zweckmăssigsten ist; auch in der internationalen Literatur wird dieser Name besser verstanden, da keine Aussicht vorhanden ist, dass die Bezeichnung « pannonien » den Namen « pontien » je verdrăn- gen wird ». Seite 314 schreibt L6czy: «Dem Namen pannonisch wiirde ich nur in dem Falie eine Berechtigung zusprechen, wenn wir damit die transdanubisch regionale Fazies der pontischen Schichten bezeichnen wiirden ». Daher ver- wendet L6czy die Bezeichnung « pannonisch-pontisch fiir die entsprechenden Bildungen Transdanubiens, wăhrend er fur die gleichzeitigen Bildungen des Bihor, des Banater Hiigellandes und Siebenbiirgens den Namen « dazisch- pontisch » vorschlăgt. Uvt Institutui Geological Ro m â n i e i JCR/ 243 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN Dimitrij Andrusov (1932) iibernimmt die Gleichung Măot = Pannon, stellt aber die Unteren Congerienschichten nach Laskarev (1924) ins Ober — Mittelsarmat und lăsst das Măot im Mittleren Donaubecken nur durch die Schichten mit Congeria triangularis vertreten sein. Da aber die Schichten mit Congeria triangularis sicher gleichzeitig sind mit den Schichten mit Con- geria rhomboidea, wăre auf die Art Măot = Rhomboidea-Horizont. Friedl (1937) bezeichnet den ganzen Komplex der Congerienschichten des Wiener Beckens als Pannon. GaÂl (1938) ist der Meinung, dass die Bezeichnung «Pannon » zu streichen sei, da die als Pannon bezeichneten Bildungen dem russischen Mittel- und Obersarmat entsprechen. Pannon kbnne hochstens zur Bezeichnung der speziell ungarischen Fazies des Mittel- und Obersarmat verwendet werden. Vitâlis (1942) vertritt den gleichen Standpunkt wie Loczy schon friiher und lehnt auch die Bezeichnung «Pannonische Stufe » als unzweckmăssig ab. Vitâlis meint: «Am richtigsten ist also im allgemeinen die Bezeichnung « pontisch » und speziell die Bezeichnungen « unter- und oberpontisch » zu gebrauchen, wie dies auch Johann von Boeckh tat». (Boeckh tat dies aller- dings, bevor Rotii den Namen Pannon einfuhrte). Vitâlis weist darauf hin, dass die Bezeichnung «Pannonisch» von Roth als Sammelbegriff fiir das ganze Pliozăn des Mittleren Donaubeckens in die Literatur eingefiihrt wurde, sich also keineswegs mit Pont deckt und dass Roth selber in Făllen, in denen das Alter einwandfrei als pontisch festgestellt werden konnte, die Bezeichnung pontisch, nicht aber pannonisch verwendete. Roth hat nachher tatsăchlich in seinen Jahresberichten und Karten- erlăuterungen bis einschliesslich 1905 stets nur die Bezeichnung pontisch verwendet, dann pontisch (pannonisch), nachher pannonisch (pontisch), zum Schluss aber nur noch pannonisch. Wenn aber Vitâlis meint: «Durch den eindeutigen und konsequenten Gebrauch der Bezeichnungen pontisch, bezw. unter- und oberpontisch wird nămlich fiir die ungarischen und auslăndischen Fachleute der Vergleich und die Parallelisierung von gleichalterigen, aber in verschiedenen Biotopen zur Ablagerung gelangten, also faziologisch von einander abweichenden terrestrischen, Siisswasser-, Brackwasser- und ma- rinen (Sahelien) Sedimenten, sowie auch die allgemeine stratigraphische Einteilung erleichtert», setzt dies voraus, dass es sich bei allen den Bildungen, an die Vitâlis hier denkt (Congerienschichten, Pontische Stufe, Sahelien usw.), tatsăchlich um stratigraphische Begriffe handelt, die sich in ihrem stra- tigraphischen Umfang vollkommen decken. Solite das aber nicht der Fall sein, dann fuhrt die Verwirklichung seines Vorschlages nur zu einer Ver- schleierung eventuell bestehender Schwierigkeiten die Parallelisierung dieser Bildungen betreffend. Dass solche Schwierigkeiten aber auch heute noch bestehen, geht wohl zur Geniige aus den betreffenden Abschnitten vorlie- gender Arbeit hervor. Fiir die Begrenzung des Begriffes «Pont» sind năm- 16* ■ -A Institutul Geologic al României \ 16 RZ 54 ERICH JEKELIUS 244 lich nicht die Verhăltnisse im Mittleren Donaubecken oder die am Siidrand des Mittellăndischen Meeres massgebend, sondern nur die Verhăltnisse am Nordrande des Schwarzen Meeres. Wenn ich daher im allgemeinen die Be- zeichnung Untere und Obere Congerienschichten fiir das Mittlere Donau- becken beibehalte, geschieht das gerade, um auf diese Schwierigkeiten, die auch heute noch bestehen, hinzuweisen. Abgesehen davon, dass dies das wissenschaftlich exaktere Vorgehen ist, wird dadurch auch eine Klărung der Verhăltnisse eher gefdrdert, als wenn wir einen noch nicht erbrachten Beweis vorwegnehmen und die Unteren Congerienschichten einfach dem Unterpont oder gar das Sahelien dem Pont gleichstellen und alles der Einfachheit halber nur als Pont bezeichnen. In Ungarn wird sonst in neuerer Zeit im allgemeinen die Bezeichung Pannon im Sinne Lorentheys verwendet, also in vollkommener Deckung mit dem Begriff Congerienschichten. Lorenthey hat diese Bezeichnung, wie wir sahen, ganz willkurlich und im Gegensatz zu der ganz klaren und eindeutigen Definition, die Roth fiir den von ihm in die Literatur eingefiihrten Begriff der Pannonischen Schichten wiederholt gegeben hat, in genau dem gleichen Sinne und Umfang gebraucht wie die Bezeichnung «Congerienschichten». Man spricht auch hier von unteren und oberen pannonischen Schichten, so wie man von unteren und oberen Congerienschichten spricht. Der tatsăchliche Begriff der Pannonischen Schichten aber ist, wie Roth ihn festgelegt hat, viei umfassender und be- zeichnet alle Bildungen, die im Mittleren Donaubecken zwischen dem Sar- mat (= Untersarmat) einerseits und dem Diluvium andererseits liegen. Der Zweck, den Roth mit der Aufstellung der Bezeichnung Pannonische Schichten verfolgte, ist inzwischen hinfăllig geworden, da das seinerzeit ungeklărte Alter der von Roth in dieser Bezeichnung zusammengefassten Bildungen inzwischen geklărt wurde. Die Bezeichnung Pannonische Schichten aber auf den Komplex einzuschrănken, der im Mittleren Donaubecken als Congerienschichten bezeichnet wird, ist unbegrundet, da fur diesen Kom- plex die viei ăltere, durch den allgemeinen Gebrauch bestătigte und aus- drucksvollere Bezeichnung der Congerienschichten schon vorhanden war. So wie der Name Congerienschichten kbnnte auch der Name Pannon nur zur Bezeichnung der fiir das Mittlere Donaubecken charakteristischen Fazies dieses Schichtkomplexes verwendet werden und das sind eben die Conge- rienschichten. Innerhalb des allgemeinen stratigraphischen Schemas gelten aber nach wie vor die Bezeichnungen Pont und vielleicht noch Măot, falls sich herausstellen solite, dass doch ein Teii der Unteren Congerienschichten noch zum Măot gehort. Aus den gleichen Grunden muss auch der Vorschlag Teisseyres, mit Pannon bloss die Unteren Congerienschichten des Mittleren Donaubeckens (nach Teisseyre gleichbedeutend mit Măot) zu bezeichnen, abgelehnt werden. Institutul Geologic al României I 245 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN Somit erweist sich die Bezeichnung « Pannonische Schichten » oder « Pan- nonische Stufe » als ungeeignet und iiberflussig, da die Bezeichnung « Con- gerienschichten » besser und charakteristischer ist. Ausserdem muss die Bezeichnung Pannon auch aus nomenklatorischen Griinden abgelehnt werden. D) SLAVONISCHE STUFE (Andrusov, 1923) Die Bezeichnung Slavonische Stufe wurde von N. Andrusov im Jahre 1923 (Etage Apcheronian, S. 206) fiir die tiefsten Horizonte der Unteren Congerienschichten, die nach ihm mit dem oberen Sarmat Russlands ăqui- valent sein sollen, verwendet. Er meinte hier zweifellos die Schichten, die er schon 1910 und dann immer wieder als ălteste Congerienschichten bezeichnet hatte, namlich Soceni, Tinnye und teilweise Markusevec. Die Congerien- schichten des Wiener Beckens dagegen setzte er auch hier dem Măot gleich und bezeichnete sie als Pannon s. str. D. Andrusov (1932) irrt daher, wenn er angibt, dass das Slavon den Congerienschichten des Wiener Beckens ăquivalent sei. Gillet (1938, 1942) verwendet die Bezeichnung «Slavonien » auch als vollkommen gleichbedeutend mit der Bezeichnung «Couches a Congeries inferieurs », die sie dem Cherson und dem Măot gleichsetzt. 1938 meint Dimitrij Andrusov aber, dass im Mittleren Donaubecken die Schichten mit Congeria subglobosa der Congerienfazies des Măot (soli nach ihm gleich Pannon sein) entsprechen und nur die tieferen Congerien- schichten der Slavonischen Stufe (Congerienfazies des Ober- und Mittel- sarmates). Und zwar soli N. Andrusov (1923) die Bezeichnung «Slavonische Stufe » fiir die Congerienfazies des Mittel- bis Obersarmats vorgeschlagen haben. Dies entspricht nun, wie wir oben sahen, keineswegs der von N. An- drusov gegebenen Definition der Slavonischen Stufe. Wer nur einigermassen aufmerksam die Entwicklung dieser stratigraphischen Begriffsbildung in den Arbeiten von N. Andrusov verfolgt, muss unbedingt sehen, dass Andrusov unter Slavon nur die. Vorkommen: Tinnye, teilweise Markusevec, sowie Soceni in der Auffassung Aradi-Lorenthey gemeint hat, sowie deren even- tuelle Ăquivalente, nicht aber die Unteren Congerienschichten der Wiener und Beociner Fazies, die er ausdriicklich dem Măot gleichsetzte und als Pannon s. str. bezeichnete. E) VALENCIENNESIA-HORIZONT (R. Hoernes, 1874) Reuss (1868) stellte die Schichten mit Valenciennesien in die Conge- rienschichten. Nach Lenz (1873, S. 313) gehoren « alle Schichten, in denen Valenciennesia annulata mit den sie begleitenden Cardien und Limnaeen vorkommt, in 56 ERICH JEKELIUS 246 dasselbe geologische Niveau ». Da Lenz die Beociner Mergel mit den « Weissen Mergeln» Slawoniens vereinigte, die Weissen Mergel aber fiir eine Suss- wasserfazies des Sarmat hielt, stellte er damit auch die Schichten mit Va- lenciennesia annulata ins Sarmat. R. Hoernes (1874, S. 72) betrachtet jedoch diese Schichten als unterstes Glied der Congerienschichten und verweist auf das Beociner Vorkommen. Er weist nach, dass die Beociner Mergel mit den «Weissen Mergeln », die auch Hoernes als obere Abteilung der sarmatischen Schichten betrachtet (S. 76), nichts zu tun haben und stellt die Beociner Mergel so wie auch Koch und Reuss zu den Unteren Congerienschichten und zwar als ăltestes Glied der Congerienschichten (S. 79). Er unterscheidet die Valenciennesia Mergel, die durch Valenciennesien und scharfrippige Cardien (Cardium lenzi, Car- dium syrmiense) charakterisiert werden, als selbstăndigen Horizont an der Basis der Congerienschichten. Brusina (Agram. 1884) stellte alle Vorkommen der Umgebung von Agram, ausser Markusevec, fiir welche Lokalităt er seinen Lyrcaea-Horizont auf- gestellt hatte, in den Valenciennesia-Horizont, sich auf Lenz und Hoernes berufend. Das was aber Brusina dann als Valenciennesia-Horizont beschreibt, ist eine typische Fauna des Rhomboidea-Horizontes mit Congeria rhomboidea, Cong. croatica, Adacna schmidti usw. Doch stellt er diesen seinen Valencien- nesia-Horizont irrtiimlich in das untere Pont, wăhrend er seinen Lyrcaea- Horizont ebenso irrtiimlich ins obere Pont stellt (1897). Halavâts (Kirâlykegye, 1892) wies darauf hin, dass Valenciennesia-Arten sowohl in den unteren als auch in den oberen pontischen Schichten Ungarns auftreten. Daher wird nach Halavâts der Begriff des Valenciennesia-Hori- zontes fast dem Begriff der Pontischen Stufe gleich und wăre aus der geo- logischen Nomenklatur zu streichen. R. Hoernes hatte schon 1875 (S. 72) beobachtet, dass bei der Valenciennesia pauli, die aus dem Beociner Mergel entsprechenden Schichten Westslawo- niens stammt, die Siphonalrinne nur durch eine flache Einbiegung ange- deutet sei, bei der Val. annulata aber die Gestalt einer stark erhohten Falte annehme. Halavâts betonte dann (1887, S. 142), dass die beiden Valen- ciennesien aus hoherem Niveau (Val. annulata und Val. reussi) sich durch die stărker ausgebildete Siphonalrinne von der aus tieferem Niveau stammen- den Val. boeckhi (deren Siphonalrinne flacher sei) und von der Val. pauli Hoern. (deren Siphonalrinne nur durch die stărker gebogenen Rippen ange- deutet werde) unterscheiden. 1901 schrănkte dann Gorjanovici-Kramberger die Bezeichnung Valen- ciennesia auf die Formen mit stark entwickelter Siphonalrinne ein, die nach ihm auf das obere Pont beschrănkt sind, und bezeichnete die Formen mit măssig gewolbter oder gar nicht entwickelter Siphonalrinne als Provalen- ciennesia. Letztere sind nach ihm auf das untere Pont beschrănkt. 1923 meint Institutul Geologic al României (CR/ 247 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 57 Gorjanovici-Kramberger, dass nunmehr nach dem Bekanntwerden des Unterschiedes zwischen Valenciennesia und Provalenciennesia das Rhomboidea- Niveau wieder als Valenciennesia-Niveau bezeichnet werden konne, die unterpontischen Schichten aber als Provalenciennesia-Niveau oder Undu- lotheca-Niveau. « Niemals geht nămlich eine Undulotheca oder eine typische Provalenciennesia in die oberpontischen Schichten hinauf, wie umgekehrt niemals eine Valenciennesia schon in den unterpontischen Schichten vor- kommt». Nach Hoernes (1901, S. 233) ist jedoch die von Gorjanovici-Kram- berger geăusserte Ansicht, « das die geologisch ălteren Vertreter der Gattung Valenciennesia keine Siphonalrinne besassen (oder wenigstens zum grossen Teii nicht), und dass sich diese bei den geologisch jiingeren Arten mehr und mehr entwickelte », nicht haltbar. Und zwar wies Hoernes darauf hin, dass die Siphonalrinne bei den Valenciennesiaformen der unterpontischen Schichten von Taman (Schichten mit Paradacna abichi Hoern.) deutlich ausgeprăgt sei. Von grossem Inteiesse ist in diesem Zusammenhang, dass sowohl Sii- meghy (1939) als auch Strausz (1942) aus typischen Faunen der Unteren Congerienschichten teils Valenciennesia reussi, teils Valenciennesia annulata erwahnen, wobei Strausz fiir seine Valenciennesia reussi noch ausdriicklich die sehr stark entwickelte Siphonalfurche hervorhebt. (Siehe hieriiber aus- fiihrlicher Seite 239). Es ist dies eine Frage, zu deren endgiiltiger Klărung noch umfassende stratigraphische und palăontologische Studien notwendig sein werden. Fiir die aus dem Siisswassermediterran der Herzegowina von Gor- janovici-Kramberger (1909) beschriebene Valenciennesia katzeri stellte Katzer (1921, S. 27) das Genus Clivunella auf und betrachtete dies als Stammform von Valenciennesia. Gorjanovici-Kramberger (1923, Zagreb) stellte nachher Clivunella, fiir welches Genus er noch zwei andere Formen aus den pontischen Schichten des Agramer Gebirges beschrieb, zur Familie der Ancylina und betrachtete Undulotheca als Vorlăufer der Valen- ciennesia. Die von Basse (1938) aus dem Cenoman von Madagaskar beschriebene Valenciennesia wird wohl auch revidiert werden miissen. Gegen die Verwendung der Bezeichnung Valenciennesia-Schichten als allgemeine stratigraphische Bezeichnung im gleichen Umfange wie die Be- zeichnung der Congerienschichten, sowie auch gegen die Bezeichnung Valen- ciennesienschichten fiir das Oberpont und Provalenciennesienschichten fiir das Unterpont spricht aber die grosse Seltenheit der Valenciennesien. Den weitaus meisten Vorkommen fehlen sie iiberhaupt und selbst dort, wo sie vorkommen, sind sie gewohnlich selten und treten nur in einzelnen engbe- Institutul Geologic al României yiGRZ S8 ERICH JEKELIUS 248 grenzten Schichten hăufiger auf. Sie sind zu sehr faziell bedingt. Ausserdem ist die Bezeichnung Congerienschichten viei ălter und in der bisherigen Literatur viei allgemeiner angewendet. F) LYRCAEA-HORIZONT (Brusina, 1884) Reuss hatte 1868 fiir die Congerien- oder Inzersdorfer Schichten zwei Abteilungen unterschieden: 1. die Melanopsisschichten mit Melanopsis fossilis, Mei. impressa, Mei. bouei; ■ 2. die Cardienschichten mit Cardien mit abnormem Schlossbau, Congeria rhomboidea, Dreissenomya aperta h&\n. Das stratigraphische Verhăltnis dieser beiden Abteilungen zu einander ist nach Reuss noch nicht geklart. Er neigt der Ansicht zu, dass die Mela- nopsisschichten als die ausgesussteren die jiingeren seien, doch zieht er auch die Mbglichkeit in Erwăgung, dass beide gleich alt sind und nur aus ver- schiedenen Faziesgebieten stammen. Fiir die gleichen Ablagerungen, die Reuss Melanopsisschichten genannt hatte, stellte Brusina (1884) in seiner Arbeit iiber die Fauna der Conge- rienschichten von Agram die Bezeichnung «Lyrcaea-Horizont» auf (nach Lyrcaea Adams, einer synonymen Bezeichnung fur Melanopsis) und zwar fiir die Lokalităt Markusevec. Dieser Horizont soli nach Brusina vor aliem durch das Vorkommen der Gattung Neritona charakterisiert sein. Brusina kannte aus diesen Schichten insgesamt 2 Exemplare dieser Form und meinte selber, dass Neritona sonst in Europa nicht mehr gefunden wurde. Es ist dies also ganz entschieden keine Form, die zur Charakterisierung eines Hori- zontes geeignet ist. Die als Neritona erwăhnte Form taufte Brusina 1902 in Ninnia um. Er gibt fiir Markusevec folgende Fauna an: Congeria subglobosa PARTSCH Neritona martensi BRUS. Neritodonta pitari BRUS. Melanopsis fossilis GMEL. » vindobonensis FUCHS » bouei FlsR. » pygmaea PARTSCH » krambergeri BRUS. Brusina (1897, S. X—XI) betrachtet diesen Horizont als oberes Pont, die Schichten mit Congeria rhomboidea, Cong. croatica, Budmania dagegen als unteres Pont. Dieser Irrtum wurde von Gorjanovici-Kramberger (1897) richtiggestellt, doch stellte auch er den Lyrcaea-Horizont als seine 6. Etage noch in die obere Abteilung der Pontischen Stufe und liess die untere Ab- teilung erst mit seiner 4. Etage, den Mergeln von Beocin, beginnen. Ich 249 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 59 nenne diese Ablagerungen die Wiener Fazies der Unteren Congerien- schichten zum Unterschied von der Beociner (Valenciennesien) Fazies der Unteren Congerienschichten. G) RHOMBOIDEA-SCHICHTEN (Neumayr und Paul, 1875) Nach Neumayr und Paul (1875, S. 85) treten die Schichten mit Cow- geria rhomboidea und die mit Conge,ria triangularis in Ungarn oft nahe beiein- ander auf, doch schliessen sich Congeria rhomboidea und Congeria triangularis in ihrem Vorkommen aus. Neumayr und Paul hielten den Horizont mit Congeria triangularis fiir den ălteren dieser zwei Horizonte. Doch bezeichnete man damals mit Congeria triangularis ausser dem oberpontischen Typus auch noch die von Brusina erst 1892 als selbstândige Arten abgetrennten Formen: Congeria ornithopsis und Congeria hoernesi aus dem unteren Pont. Boeckh (1881, S. 256—57) trat dagegen schon fiir das gleiche Alter der Schichten mit Congeria rhomboidea und der Schichten mit Congeria trian- gularis ein. Nach ihm kommen in der oberen Abteilung der pontischen Abla- gerungen bei Fiinfkirchen ausser Congeria triangularis, Cong. cf. partschi, Cong. balatonica noch Car diurn schmidti und Car diurn n. sp. vor, die bei Nemeth Urogh dagegen in Gesellschaft der Congeria rhomboidea auftreten, ebenso nach L. Roth bei Kurd. Ferner weist Boeckh darauf hin, dass nach Kokân bei Ărpăd ausser Cong. rhomboidea auch Cong. triangularis vorkomme. Kokăn hatte bereits 1873 von Ărpâd die ganze fur den Rhomboidea- Horizont so charakteristische Faunengesellschaft (Cardium arpadense, C. schmidti, C. hungaricum, C. apertum, C. edentulum ; Congeria rhomboidea und Cong. triangularis ; ausserdem eine eigentiimlich geformte Versteinerung, die er dann 1874 als Valenciennesia annulata bestimmte) verdffentlicht. Aus Obigem, sowie aus der Tatsache, dass ihm bis dahin kein einziger Fall bekannt geworden sei, in welchem die durch das Auftreten der Cong. rhomboidea charakterisierten Ablagerungen die Schichten mit Cong. trian- gularis tatsăchlich iiberlagern wiirden, folgert Boeckh, dass die Einteilung der Schichten mit Cong. rhomboidea in ein hbheres Niveau als das der Schichten mit Cong. triangularis nicht begriindet erscheine und meint wortlich: « Nach all dem Gesagten stelle ich daher meinerseits die durch das Auf- treten der Congeria rhomboidea gekennzeichneten Schichten des in Rede stehenden Gebietes in dasselbe Niveau, in welchem auch die Schichten mit Cong. triangularis fungieren ». So wurde der Horizont mit Congeria rhomboidea von Neumayr und Paul in die Literatur eingefuhrt (1875), die Schichten mit Cong. triangularis, bezw. balatonica aber nicht als ăquivalent mit diesem Horizont erkannt und die stratigraphische Stellung des Rhomboidea-FIorizontes im Vergleich zu den I Institutul Geologic al României \igrz 6o ERICH JEKELIUS 250 Schichten mit Cong. subglobosa falsch bestimmt. Die richtige stratigraphische Lage des Rhomboidea-Horizontes im Verhăltnis zu den Schichten mit Cong. triangularis wurde dann von Boeckh (1881) herausgearbeitet. Es ist daher ein Irrtum, wenn Halavâts als Autor des Horizontes mit Cong. rhomboidea angefiihrt wird. Halavâts hat erst im Jahr 1892 (S. 43) die pontischen Abla- gerungen des Banates, des Gebirges bei Fiinfkirchen (Mecsekgebirge), der Agramer Gegend, die durch Cong. rhomboidea, Adacna schmidti und durch die in den Formenkreis der Adacna hungarica gehbrenden hahnenkamm- rippigen Adacnen charakterisiert werden, als Rhomboidea-Horizont bezeichnet und diese Schichten in die obere Pârtie der oberen Pontischen Stufe gestellt. Die Charakterisierung des Rhomboidea-Horizontes durch Halavâts deckt sich sonst mit der von Boeckh gegebenen, nur dass Boeckh schon 1881 ausser Cong. rhomboidea usw. auch Cong. triangularis und Cong. balatonica hieher rechnete, was vollkommen unserer heutigen Auffassung'entspricht. H) BUDMANIA-HORIZONT (Gorjanovici-Kramberger, 1897) Die gleichen Schichten, die Reuss (1868) Cardienschichten genannt hatte, bezeichnete Gorjanovici-Kramberger (1897) als Budmania-Horizont. Bru- sina (1897) hatte den Namen Budmania fiir einige Limnocardien aus der Gruppe des Limnocardium semseyi, Formen mit hohen Rippen und stark reduzierten Kardinalzăhnen (Cardien mit abnormem Schlossbau nach Reuss), eingefiihrt und Seite XI diese als besonders charakteristisch fur die Schichten, in denen auch Congeria rhomboidea vorkomme, bezeichnet. Im gleichen Jahr spricht Gorjanovici-Kramberger schon vom Budmania-Horizont, den er dem Rhomboidea-Horizont gleichstellt. Nach ihm wăre die Bezeichnung Budmania-Horizont der Bezeichnung Rhomboidea-Horizont vorzuziehen (siehe seine Tabelle). Seither trifft man in der Literatur auch die Bezeichnung Budmania-Horizont fiir den gleichen Schichtkomplex wie Rhomboidea- Horizont. Da die Budmanien aber nur an einigen wenigen Stellen vorkommen, wie bei Tirol (Kbnigsgnad) und Okrugljak, sonst aber vollkommen fehlen, sind sie, obwohl sie auf diesen Horizont beschrănkt sind, fiir die Bezeichnung dieses Horizontes unbrauchbar. Institutul Geologic al României ICR/ III. DIE PONTISCHE STUFE IM MITTLEREN DONAUBECKEN A) DAS WIENER BECKEN EINLEITUNG Eine zusammenfassende neuere Darstellung der Congerienschichten des Wiener Beckens fehlt leider. Auch von den Ergebnissen der geologischen Neuaufnahmen des Wiener Beckens im Zusammenhang mit der Petroleum- forschung daselbst ist bisnoch wenig veroffentlicht worden. Da die Ergeb- nisse dieser Neubearbeitung des Wiener Beckens manche Frage, die heute noch offen ist, beantworten werden, erscheint es nicht angezeigt, vor Verof- fentlichung dieser Ergebnisse auf Grund der von friiher her verdffentlichten Daten zu den verschiedenen noch strittigen stratigraphischen Fragen Stellung zu nehmen. Aus den Veroffentlichungen, die bisher aus diesem neuen Forschungs- zyklus vorliegen, geht aber hervor, dass die gegenwărtig an den Olforschungen im Wiener Becken beteiligten Geologen die von N. Andrusov propagierte Auffassung vertreten, dass im Wiener Becken zwischen Sarmat und Unteren Congerienschichten eine kontinuierliche Sedimentation angenommen werden muss. Was in diesem Zusammenhang iiber die «Ubergangsschichten » zu sagen ist, habe ich in dem betreffenden Abschnitt angedeutet und verweise hier darauf. Was aber eine evehtuelle Kontinuităt in der Sedimentation zwischen Sarmat und Unteren Congerienschichten betrifft, mag zugegeben werden, dass moglicherweise Teile des inneren Wiener Beckens zu den so sehr gesuchten Sonderfăllen gehoren, wo vielleicht eine Kontinuităt in der Sedimentation anzunehmen ist. Obwohl auch dies zumal in Anbetracht der neueren Forschungsergebnisse im zentralen Teii des Mittleren Donau- beckens, wo zwischen Sarmat und Unteren Congerienschichten ganz klar eine grosse Schichtliicke besteht, immer mehr an Wahrscheinlichkeit verliert, ganz abgesehen davon, dass alle biologisch-stratigraphischen Daten, die bisher von hier bekannt wurden, der Kontinuitatstheorie widersprechen. Fliessende Institutul Geologic al României 6z ERICH JEKELIUS 252 und kleinere stehende Gewăsser hat es wohl auch in dieser Zeit zwischen Untersarmat und Unteren Congerienschichten im Mittleren Donaubecken gegeben. Die Ablagerungen dieser Gewăsser aber kennen wir leider bisnoch nicht, abgesehen von den wahrscheinlich hieher gehorenden Weissen Mer- geln Slawoniens. Wie dem aber auch sei. WTir kbnnen die Beantwortung dieser Frage beziiglich des Wiener Beckens ruhig der Zukunft iiberlassen, da diese Frage fur die Beurteilung des Gesamtgeschehens im Mittleren Donaubecken nicht von entscheidender Bedeutung ist. Von Interesse wăre es allerdings, wenn wir wenigstens aus dem Wiener Becken erfahren konnten, wie der Ubergang aus den sarmatischen Schichten in die Congerienschichten tatsăchlich erfolgte. Aber nicht auf Grund der « Ubergangsschichten» aus den Randgebieten. Da in den Randgebieten, selbst im Wiener Becken, ein solcher Ubergang jedenfalls nicht feststellbar ist. STRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNG DER CONGERIENSCHICHTEN IM WIENER BECKEN HISTORISCHE UBERSICHT Im Jahre 1875 veroffentlichte Fuchs eine Gliederung der Unteren Con- gerienschichten des Wiener Beckens, die sich von der heute noch giiltigen in nichts unterscheidet. Er gliederte die Unteren Congerienschichten des Wiener Beckens, von oben nach unten, folgendermassen: 1. Schichten der Congeria subglobosa und Melanopsis vindobonensis (er erwăhnt ferner: Mei. pygntaea, M. bouei, Cardium conjungens, Congeria czjzeki usw.). 2. Schichten der Congeria partschi und Melanopsis martiniana. 3. Schichten der Congeria triangularis (= C. ornithopsis Brusina, 1892) und Melanopsis impressa. 4. Grenzschichte zwischen der Congerien- und der sarmatischen Stufe. Diese Schichten sind vollkommen erfiillt mit den bezeichnenden sarma- tischen Bivalven, vor aliem grossen, dickschaligen Exemplaren der Tapes gregaria. «In den obersten Lagen dieser Tapes-Schichten finden sich regelmassig noch einzelne Exemplare von Mei. impressa und Congeria triangzdaris, ja bisweilen findet sich an der Grenze der beiden Stufen eine 1—2 Fuss măchtige Schichte, welche neben den sarmatischen Bivalven in solcher Menge die beiden vorerwăhnten Conchylien enthălt, dass dadurch eine eigentumliche Grenzschichte gebildet wird, in welcher die bezeichnenden Arten der Con- gerien- und der Sarmatischen Stufe in nahezu gleichem Verhăltnisse gemischt vorkommen ». A- Institutul Geologic al României 253 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 63 R. Hoernes (1900 und 1901) unterscheidet im Wiener Becken: Pliozăn: Slisswasserkalk von Moosbrunn. Pontische Stufe: 1. Obere Congerienschichten (Rhomboidea-Horizont): Belvedere Schotter. 2. Mittlere Congerienschichten: Schichten mit Congeria subglobosa und Cong. spathulata. 3. Untere Congerienschichten: Schichten mit Congeria partschi. Măotische Stufe: Fluviatile Schichten mit Melanopsis impressa Krauss. 1900 hatte Hoernes die Belvedere Schotter mit den Rhomboidea-Schichten parallelisiert, die Schichten mit Congeria subglobosa und Cong. spathulata aber mit den Schichten von Rădmănești, Tihany, Kup, Markusevec und die Schichten mit Congeria partschi als Untere Congerienschichten mit den Schichten mit Cardium lenzi und Congeria banatica. 1901 betonte er dagegen, dass es ihm zweifelhaft erscheine, ob die Con- geria subglobosa in der Tat ein tieferes Niveau kennzeichnet als Cong. rhom- boidea. Die Congeria oppenheimi Hoern. und die Cong. hilberi Hoern. aus den oberen Congerienschichten von Tirol (Konigsgnad) entfernen sich vom Typus der C. rhomboidea weit und scheinen einen Ubergang zur Gruppe der Cong. subglobosa und speziell zur Cong. partschi zu bilden. Tatsăchlich erwăhnt A. Schmidt (1893) von Cinkota (Ungarn) aus ober- > ontischer Fauna Congeria subglobosa, ebenso Lorenthey (1906, Budapest) von Râkos zusammen mit Congeria partschi, Limnocardium penslii und L. steindachneri. Congeria partschi scheint, wenn es sich hier nicht um einen Sammelna- men fiir verschiedene Formen handelt, auch in den Oberen Congerienschichten Ungarns eine sehr gewohnliche Form zu sein. Sie wird immer wieder auch in Faunen der Oberen Congerienschichten erwăhnt, so von Lorenthey (1902) von Kbbânya, ebenso 1906 und von zahlreichen Orten. 1912 meint Lorenthey, dass Cong. partschi und Cong. ungulacaprae sich gegenseitig vertreten, also bloss faziell bedingt seien. So wird Congeria partschi auch von Sumeghy (1939) auch aus Faunen der Oberen Congerienschichten erwăhnt. Da sowohl die Schichten mit Congeria balatonica und Cong. triangularis, als auch die Schichten mit Cong. ungulacaprae sicher in den Rhomboidea- Horizont gehoren, gewinnen die oben erwăhnten Vermutungen von R. Hoernes an Interesse. Auch Winkler (1938, S. 12) vermutet, dass der Horizont mit Cong. subglobosa des Wiener Beckens den Oberen Congerienschichten gleichzu- stellen sei. W I nstitutuI G eoIog ic a I României IGRZ 64 ERICH JEKELIUS 254 Nach Friedl (1931) sind folgende Formen fiir die Zone der Congeria subglobosa charakteristisch: Congeria subglobosa PARTSCH. » rugulosa FUCHS (= C. zsigmondyi t&KLMkn) » czjzeki HOERN. Cardium apertum schedelianum PARTSCH Melanopsis vindobonensis FUCHS » pygmaea PARTSCH hăufig sind ferner: Congeria spathulata PARTSCH Cardium carnuntinum PARTSCH » conjungens PARTSCH Melanopsis bouei F1'r. Ausser Congeria rugulosa und Cardium carnuntinum ist keine dieser For- men nach Angaben, die aus Ungarn vorliegen (hauptsachlich Sumeghy), auf die Unteren Congerienschichten beschrănkt. Doch treten diese Formen gehăuft vor aliem in den Unteren Congerienschichten auf. So entspricht der Gesamtcharakter dieser Fauna doch entschieden dem der Unteren Con- gerienschichten Ungarns. Friedl unterschied (1931) innerhalb der Congerienschichten des Wiener Beckens fiinf Zonen: 1. Zone der Viviparen. 2. Zone mit Cong. aff. balatonica und Cong. spathulata. 3. Zone mit Congeria subglobosa. 4. Zone mit Congeria partschi. 5. Zone mit Congeria ornithopsis. In dieser Gliederung entsprechen die Zonen 3—5 genau den Schichten 1—3 der Unteren Congerienschichten in der Gliederung bei Fuchs. 1937 fasste Friedl dann die beiden oberen Zonen als Ober-Pannon zusammen, bezeichnete die Zone mit Congeria subglobosa als Mittel-Pannon und stellte die beiden unteren Zonen zusammen mit den « Ubergangsschich- ten » ins Unterpannon. Nach Sommermeier (1937) ist die Congeria aff. balatonica Friedl’s iden- tisch mit der im Rhomboidea-Horizont heimischen Congeria croatica Brus. Sie tritt an der Basis der sonst fast ganz fossilfreien oberen Serie der Con- gerienschichten des siidmăhrischen Teiles des Wiener Beckens auf und begleitet den măhrischen Lignithorizont. Die mittlere Serie der siidmăhrischen Congerienschichten entspricht der Zone mit Congeria spathulata und der Congeria subglobosa. Die untere Serie umfasst die Zone der Congeria partschi und der Congeria ornithopsis. In der siidlichen Hălfte fehlt Congeria ornithopsis oft und Congeria partschi bildet das tiefste Leitfossil der Congerienschichten. Institutul Geologic al României 255 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 65 Janoschek (1942) trennte, einem Vorschlag Kapouneks folgend, von dem Horizont mit Congeria aff. balatonica bezw. Congeria croatica Brus. die obere blaue Serie ab. Letztere, sehr fossilarme Serie vereinigte er mit Friedls Viviparenzone zu seiner «Fossilleeren Zone». Die Bezeichnung «Vivipa- renzone» aber ist nach Janoschek zu streichen, da Viviparen im Wiener Becken nur in den Moosbrunner Schichten, ferner in einer Tiefbohrung in Rabensburg und bei einer Bohrung bei Zavod (Slowakei) gefunden wurden. Die fossilleere Zone teilte er nach Kapounek in eine obere bunte und eine untere blaue Serie. Die untere dunkelgraue, lignitische Serie des Horizontes mit Congeria aff. balatonica bezw. Congeria croatica Brus. vereinigte er aber mit der grauen Zone der Congeria subglobosa zu seiner grauen und graugriinen Serie der mittleren Congerienschichten. Eine Gliederung der Congerienschichten auf petrographischer Grundlage ist nach Janoschek im allgemeinen nicht leicht durchfiihrbar. Zumal die beiden untersten Horizonte (Horizont mit Congeria partschi und Horizont mit Congeria ornithopsis) konnen infolge der spărlichen Fossilfiihrung und der gleichfonnigen petrographischen Ausbildung kartierungsmăssig kaum getrennt werden. GIBT ES IM WIENER BECKEN AUCH OBERE CONGERIENSCHICHTEN ? Nachdem Andrusov (1895) der Meinung Ausdruck gegeben hatte, dass zwischen dem Sarmat und den Congerienschichten im Mittleren Donau- becken keine Unterbrechung der Sedimentation angenommen werden konne, wurden die Congerienschichten des Wiener Beckens von einigen dem Măot, von anderen dem Măot und oberen Sarmat oder gar dem oberen und mitt- leren Sarmat gleichgestellt. Uber den Congerienschichten liegen die Belvedere Schotter, die auf Grund der Belvedere Fauna ins Pont gestellt wurden. Schaffer hatte aber (1902 und 1904) darauf hingewiesen, dass die Belvedere Fauna nicht aus den Belvedere- Schottern stamme, sondern aus Sanden, die mit den Congerienschichten in engem Zusammenhang stehen, wăhrend die Schotter diskordant iiber den Congerienschichten liegen, also jiinger (levantin oder pleistozăn) sind. Nach Schlesinger (1913) konnen die Laaerberger Schotter (also die ălteren Schotter) nicht ălter sein als unterstes Mittelpliozăn und nicht jiinger als basales Oberpliozăn 1). Nach Friedl (1931) wiirde dies dem Daz entspre- ■) Nach der Nomenklatur SCHLESINGERS sind die Schichten mit Elephas meridionalii Oberpliozăn, die Schichten mit Mastodon arvernensis und Mastodon borsoni Mittelpliozăn (Levantin), das Unio wetzleri Niveau bezeichnet er als oberpontisch, also bereits Unter- pliozăn. 4 M Institutul Geologic al României \I6RZ 66 ERICH JEKELIUS 256 chenund da nach Friedl (1931) im Wiener Becken der Rhomboidea,-Horizont vollstăndig fehlen soli, konnen nach ihm die von den Laaerberger Schottern durch eine scharfe Diskordanz getrennten Paludinensande nur mit den «tie- feren» Balatonica-Schichten Ungarns parallelisiert werden. Wenn die Feststellungen Schaffers und Schlesingers zu Recht bestehen, fălit aber die Begrenzung der Congerienschichten nach oben nicht mehr mit der Unterkante des Rhomboidea-Horizontes zusammen. Tatsăchlich hat Fuchs (1870) von Gumpoldskirchen ein Vorkommen von Congerienschichten mit einer Fauna beschrieben, die weitgehend von der der Congerienschichten von Brunn und Inzersdorf abweicht, dagegen fast identisch ist mit der von Rădmănești und Tihany. Schlesinger (1922) meint allerdings, dass er das von Fuchs von Gumpoldskirchen veroffentlichte Material iiberpruft hatte mit dem Ergebnis, dass das wichtigste Material, ein grosses Handstiick, gar nicht vom Richardshof sondern von der Basis des Eichkogel stammt. Von diesem Handstiick hatte Fuchs erwăhnt, dass es Hohldriicke von Congeria triangularis und Congeria partschi, ferner Mela- nopsis bouei und grosse Abdriicke von Mei. martiniana enthalte. Die Con- geria triangularis von hier ist aber nach Schlesinger Congeria ornithopsis Brus. Da in der Veroffentlichung von Fuchs weder ein Handstiick noch Hohldriicke erwăhnt werden, ist mir unbekannt, worauf Schlesinger seine Feststellungen griindet. Da Fuchs (S. 129) ausdriicklich angibt, dass er dies Vorkommen wiederholt besucht habe, wobei er durch Anwendung von Gla- serkitt nahezu ein Dutzend Arten konstatieren konnte, ist eine Verwechselung durch Fuchs wohl ausgeschlossen. Dagegen erwăhnt Toula (1875, S. 6), dass er unterwegs zu dem von Fuchs entdeckten, hinter dem Richardshof gelegenen Congerienkonglomerat links von dem vom Eichkogel her kom- menden Fahrwege, noch vor dem Richardshof einen « Sandstein mit Stein- kernen und Abdriicken einer Congeria » gefunden habe. Und Hoernes (1903, S. 986) endlich spricht von einem Konglomerat mit Hohldriicken und Stein- kernen von Congeria und Melanopsis bei Gumpoldskirchen. In das Bild dieser von Fuchs angegebenen oberpontischen Fauna fiigt sich stratigraphisch gut ein die von Wenz und Edlauer (1942) beschriebene oberpontische Susswasserfauna vom Eichkogel, die aus dem Komplex zwischen dem Congerientegel und dem oberen Siisswasserkalk stammt. Wenz stellt sie der Ocser Susswasserfauna aus Ungarn gleich, die stratigraphisch den Triangularisschichten vom Plattensee entsprechen. Ausserdem hat Kittl (1892), ferner Fuchs (1902) ein Vorkommen von Mannersdorf bekannt gemacht, dem in diesem Zusammenhang auch einiges Interesse zukommt. In den Mergeln bei Mannersdorf wurden ausser Spuren von Unio und Helix in Sand und Schotterlinsen Mastodon longirostris, Dinotherium giganteum, Rhinoceros cf. schleiermacheri, Hipparion gracile gefun- den. Lorenthey (1912, S. 298, ungar. Text) stellt diese Bildungen in }•?. Institutul Geologic al României X IGRZ 257 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 67 Parallele zu dem Vorkommen von Szentlorincz und sieht in beiden Vertreter des Rhomboidea-Horizontes. Nach Schlesinger (1922, S. 8 und 242) handelt es sich sowohl bei Mannersdorf im Wiener Becken als auch bei Szentlorincz um Mastodon grandincisivum Schles., in beiden Făllen also tatsăchlich um Oberpont. 1937 bestimmte dann Sommermeier die Congeria aff. balatonica Friedls aus dem Lignithorizont Sudmăhrens als Congeria croatica Brus. und weist darauf hin, dass die Congeria croatica im Mittleren Donaubecken zusammen mit der Congeria rhomboidea vorkomme. Es ist somit sicher, dass die zwei oberen Zonen Friedls dem Rhom- boidea-Horizont gleichzustellen sind, damit aber auch der Lignithorizont mit Congeria aff. balatonica oder croatica, in dem nach Friedl (1931, S. 21) an beiden Enden des Wiener Beckens bei Zillingdorf-Neufeld einerseits und bei Dubnian-Luschitz andererseits grosse Braunkohlenlager auftreten. Daher diirfte von allgemein stratigraphischem Gesichtspunkt aus der Vorschlag Janoscheks (1942), diese Lignitzone von der oberen blauen Serie abzutrennen und in die graue Zone mit Congeria subglobosa zu stellen, nicht zu rechtfertigen sein. Die Unterkante der Oberen Congerienschichten oder des Rhomboidea-Horizontes fălit im Wiener Becken mit der Unterkante der lignitischen Serie mit Congeria aff. balatonica oder Congeria croatica zusam- men. Diese stratigraphische Grenze, die nunmehr von Wien bis Kamysch- burun in den Pliozănprofilen liberali fixiert werden kann, ist fiir die Plio- zănstratigraphie von so fundamentalei' Bedeutung, dass sie respektiert werden muss. Sie solite auch im Wiener Becken, nachdem sie auch dort endlich gefunden wurde, selbst einer Vereinfachung der bohrtechnischen Farbenskala zu Liebe nicht geopfert werden diirfen. B) UNGARN HISTORISCHE UBERSICHT In dem Abschnitt iiber die Rhomboidea-Schichten hatte ich dargelegt, dass Boeckh schon 1881 nachwies, dass die Schichten mit Congeria rhom- boidea und die Schichten mit Congeria triangularis dem gleichen Horizont angehbren. Auch Halavâts gab 1884 und 1892 Congeria rhomboidea zusam- men mit Congeria triangularis aus dem oberen Pont von Tirol (Konigsgnad) an. 1894 unterscheidet Lorenthey (Szegzârd, Nagy-Mânyok und Ârpâd) dagegen wieder eine obere Tonbildung mit Congeria rhomboidea und eine untere Sandbildung mit Congeria triangularis, obwohl er sowohl bei Hidasd (1894) als auch bei Kurd (1894) Congeria rhomboidea zusammen mit typischen Congeria triangularis ausgewiesen hatte. 1902 (Palaeontographica, S. 288) >7 \ Institutul Geologic al României igrV 68 ERICH JEKELIUS 258 gliederte er sein oberes Pannon in ein oberes Niveau mit Congeria rhom- boidea, ein mittleres Niveau mit Congeria balatonica und Congeria triangularis und ein unteres Niveau mit Congeria ungulacaprae und Congeria partschi. Im gleichen Jahre gliederte auch Halavâts (1902, S. 77) sein mittleres Pont in ein oberes Niveau mit Congeria balatonica und ein unteres Niveau mit Congeria ungulacaprae. 1906 aber unterscheidet Lorenthey (Balaton. ungar. Text; 1911 deutscher Text S. 188/89 und 2O2) innerhalb seines oberen Pannon vier Horizonte: 1. Horizont mit Unio wetzleri. 2. Horizont mit Congeria rhomboidea. 3. Horizont mit Congeria triangularis und Cong. balatonica. 4. Horizont mit Congeria ungulacaprae. In seiner Arbeit iiber die Schichten des Pannon und Levantin von Buda- pest (1906) erwăhnt Lorenthey Congeria partschi immer wieder zusammen mit Congeria ungulacaprae aus Faunen der Oberen Congerienschichten. Von Râkos erwăhnt er mit einer oberpontischen Fauna (Limnocardium penslii, Limnocardium steindachneri) auch Congeria partschi und Congeria subglobosa. 1912 aber meinte Lorenthey (ungar. Text, S. 305), dass Congeria partschi und Congeria ungulacaprae sich gegenseitig vertreten. Congeria partschi komme hauptsăchlich in Sand- und Schotterschichten vor, wăhrend Congeria ungula- caprae hauptsăchlich in Tonschichten vorkomme. Halavâts (1911) fasste dagegen in seiner Arbeit iiber Budapest (S. 380) die Faunen mit Congeria ungulacaprae (= C. hoernesi nach Halavâts, S. 310, 312) und Congeria partschi als gleichalt mit den Faunen mit Melanopsis maritiniana, vindobonensis, impressa usw. (Lycraea Horizont) auf und stellte sie zu einem Horizont vereinigt in sein unteres Pont. In den Faunen, die er aber nach Lorenthey veroffentlichte (S. 310—314), kommt Congeria ungulacaprae und Cong. partschi ausschliesslich nur mit Formen des oberen Pont vor, dagegen Melanopsis martiniana, Mei. vindobonensis usw. in ganz entschieden unterpontischen Faunen mit Orygoceras usw. Bei Tihany hatte Halavâts (1902) und Lorenthey (1906) in der 20—24 m măchtigen Schichtserie den unteren Teii des Profiles als Balatonica-Hori- zont angegeben, den oberen Teii aber als Rhomboidea Horizont. Vitâlis wies nachher in seinen verschiedenen Arbeiten iiber das Gebiet des Plattensees sowie in der Polemik, die er mit Lorenthey iiber dies Thema fiihrte, nach, dass der hohere Rhomboidea-Horizont im Gebiet des Plattensees nicht vorkomme, dass vielmehr die Schichten, die bei Tihany von Halavâts und Lorenthey in den Rhomboidea-Horizont gestellt wurden, teils einer stărker ausgesiissten Fazies des Balatonica-Horizontes entsprechen, teils aber in die levantinische Stufe gestellt werden mussen (Foldt. Kdzl. 1908, S. 716), dass somit weder bei Tihany noch bei Peremârton (Foldt. Kozl. 1912, S. 151—157) der Rhomboidea-Horizont nachgewiesen werden konne. Den V IGr/ Institutul Geologic al României 259 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 69 Rhomboidea-Horizont betreffend aber meinte Vitâlis, dass weder dessen Lage, noch dessen Fauna hinreichend geklărt seien (Foldt. Kbzl. 1909, S. 465; 1912, S. 151). Lorenthey beharrte dagegen in seinen Antworten ganz entschieden auf dem Standpunkt, dass es sich um verschiedene Horizonte handele, ausser an vielen anderen Stellen z. B. auch im Foldt. Kbzl., 1908, S. 723, wo er ausdriicklich betont, dass sowohl Neumayr, als auch Halavâts und er selber die Rhomboidea-Schichten als besonderen Horizont betrachten, der iiber dem Horizont mit Congeria triangularis und C. balatonica liegt, und lehnt es ganz entschieden ab, dass diese bloss als verschiedene Fazies des Horizontes mit Congeria triangularis aufgefasst werden sollen. Er ist der Meinung, dass diese Frage auf Grund der Verhăltnisse am Plattensee allein iiberhaupt nicht geklărt werden konnen (Foldt. Kbzl., 1909,8.473). VrrÂLishatte aber nur von den oberen Schichten des Tihanyer Aufschlusses am Plattensee gesprochen. 1924 parallelisierte Laskarev dann die Schichten mit Congeria rhomboidea mit dem Pont, die Schichten mit Congeria triangularis und Congeria bala- tonica, sowie die Schichten mit Congeria ungulacaprae und Congeria partschi mit dem Măot, die Unteren Congerienschichten aber mit dem oberen und mittleren Sarmat. Ferenczi (1925) gliederte das obere Pont der Umgebung von Budapest und des Bakony wieder in die drei Horizonte: 1. Horizont mit Congeria rhomboidea. 2. Horizont mit Congeria triangularis und Cong. balatonica. 3. Horizont mit Congeria ungulacaprae. Sumeghy (1927) wies dann aus den in der ungarischen Tiefebene durch- gefuhrten Tiefbohrungen aus einem Schichtkomplex von ca 850 m Măch- tigkeit hauptsăchlich Formen nach, die aus den Balatonica- und den Rhom- boidea-Schichten bekannt sind, ohne dass in den Bohrprofilen eine Unter- scheidung verschiedener Horizonte durchgefiihrt werden konnte. Bezuglich der stratigraphischen Unterteilung der Oberen Congerienschichten aber wollte er die dreifache, respektive zweifache Einteilung nach Halavâts und Lorenthey im Prinzip aufrechterhalten, betont zwar, dass die Gesamtfauna sowohl mit der Fauna der Schichten mit Congeria triangularis als auch mit der der Schichten mit Congeria rhomboidea in enger Beziehung stehe, meint aber: « Solange wir die Schichten, die unsere Fauna einschliessen, nach ihrer petrographischen Ausbildung und Verteilung nicht klassifiziert haben und solange wir aus den vielen gemeinsamen Formen der beiden — im Sinne Lorentheys — verschiedenen Faziesausbildungen die Formen nicht aus- scheiden konnen, die fiir den einen oder den anderen Horizont charakte- ristisch sind, konnen wir im Beckeninneren an eine Gliederung, wie sie fiir die Beckenrănder giiltig gemacht wurde, nicht denken » (Ubersetzung des ungar. Textes, S. 51, da der deutsche Text weniger klar ist, S. 127). Institutul Geologic al României x igr/ 70 ERICH JEKELIUS 260 Lorenthey hatte in seiner Arbeit iiber Szegzârd, Nagy-Mânyok und Ărpâd im Jahre 1894 den Begriff von Fazies und Horizont nicht klar aus- einandergehalten, in seinen spăteren Arbeiten aber, wie wir oben sahen, ganz eindeutig von verschiedenen iibereinandergelagerten Niveaus oder Hori- zonten gesprochen. Es kann daher in diesem Zusammenhang nicht von zwei verschiedenen Faziesausbildungen «im Sinne Lorentheys » gesprochen werden. 1933 stellte Gillet die Schichten mit Congeria rhomboidea von Nagy- Mânyok und Ârpâd, ferner die Schichten mit Unio wetzleri von Budapest und die Schichten mit Prosodacna vutskitsi vom Plattensee ins Pont, die Schichten mit Congeria ungulacaprae und Congeria triangularis, sowie die Schichten mit Congeria balatonica vom Plattensee und die Schichten mit Congeria balatonica und triangularis von Budapest ins Măot und schliesslich die Schichten mit Congeria ungulacaprae und Congeria partschi von Buda- pest ins obere Sarmat. Die Auffassung, dass der Rhomboidea-Horizont und der Balatonica- Horizont zwei Horizonte verschiedenen Alters sind, von denen der Rhom- boidea-Horizont der jungere ist, wurde somit hauptsachlich von Lorenthey vertreten und auf breiter Basis verfochten. Lorentheys Auffassung fand Eingang in die geologische Literatur, seine stratigraphische Gliederung finden wir in allen vergleichenden stratigraphischen Untersuchungen uber das Pliozăn des Mittleren Donaubeckens (Andrusov, Friedl, Krejci, Gillet usw.). Ich musste daher in meiner Arbeit (1935) zur Klărung dieser Frage in erster Linie Lorentheys Arbeiten kritisch untersuchen, wobei Loren- theys Argumente sich als hinfăllig erwiesen. Auf Grund dieser Untersu- chungen konnte ich daher die Folgerung ziehen, dass wir die Schichten mit Congeria triangularis und balatonica im Alter denen mit Congeria rhomboidea gleichsetzen miissen. Ein Ergebnis zu dem Boeckh, bevor die Fragen durch Lorenthey verkompliziert wurden, schon 1881 gelangt war. Gleichzeitig konnte ich darauf hinweisen, dass ein selbstăndiger Congeria ungulacaprae Horizont nicht existiert, dass es sich vielmehr nur um Congeria ungulacaprae Bănke handele, die dem Komplex der Schichten mit Congeria balatonica zwischengelagert sind. Auf Grund dieser Feststellungen konnte ich aber die Folgerung ziehen, dass wir somit das Liegende der Balatonica-Schichten oder des Rhomboidea- Horizontes, d. h. die Unteren Congerienschichten des Mittleren Donau- beckens, den in Rumănien im Liegenden des Rhomboidea-Horizontes in grosser Măchtigkeit auftretenden Abichi-Schichten gleichsetzen miissen, keineswegs aber dem Maot oder gar dem oberen und mittleren Sarmat. Damit aber war die Parallelisierung der pliozănen Bildungen des Mittleren Donau- beckens mit denen des Euxinischen Beckens auf eine neue und, wie ich glaube, bessere Grundlage gestellt. Institutul Geological României z6i DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 71 In seiner zusammenfassenden Arbeit iiber die pannonischen Ablagerungen des ungarischen Beckens (1939) gibt Sumeghy folgende stratigraphische Gliederung, in der Sumeghy fiir das Oberpannon auch in den Fehler ver- făllt, den er nur zum Teii begriindet Lorenthey vorwirft, nămlich eine Verwechselung der Begriffe von Horizont und Fazies. Er unterscheidet nămlich hier einen nur lokal ausgebildeten, nur auf die Randgebiete des Beckens beschrănkten unteren Horizont, der durch die Schichten von Răd- mănești und Kup vertreten sein soli und einen oberen Horizont, in den er die Schichten mit Congeria ungulacaprae und Congeria balatonica, sowie die Schichten mit Congeria rhomboidea stellt. Nun sind aber die Schichten von Rădmănești zweifellos ein sicheres Aquivalent des Rhomboidea-Horizontes sowie der Schichten mit Congeria triangularis und balatonica des Platten- seegebietes. Kup ? Scheint ein Einzelfall zu sein, dessen Deutung wohl nur lokal moglich ist. Keineswegs wird auf Grund dieses isolierten eigentiim- lichen Vorkommens die Aufstellung eines eigenen unteren Horizontes mbg- lich sein. Sumeghy gliedert folgendermassen: Oberpannon: 1. Oberer Horizont: Schichten mit Congeria ungulacaprae und Congeria balatonica, sowie die Schichten mit Congeria rhomboidea als verschiedene Faziesausbildungen. 2. Unterer Horizont (nur lokal ausgebildet): Schichten mit den Faunen von Rădmănești und Kup. Wo dieser Horizont fehlt, liegt der obere Ho- rizont unmittelbar iiber den Unteren Congerienschichten. Diese Gliederung gilt nur fur die Randgebiete. Im Beckeninneren werden die Oberen Congerienschichten durch einen einheitlichen Schichtkomplex gebildet, den Sumeghy « Limnocardium-Horizont » nennt. Unterpannon: 1. Lyrcaea-Horizont: Tone, Sande, schotterige Sande mit einer Fauna, die vor aliem aus Melanopsiden, ferner Congerien, Prososthenien, Gyrau- lus, Theodoxus u. a. besteht. 2. Weisse, graue Mergel, Tone, Sandsteine mit Limnocardium lenzi, L. syrmiense, Congeria banatica, Cong. czjzeki, Limnaea, Crygoceras. In sandigen Lagen die grossen Melanopsisformen und Congeria ornithopsis. 3. Konglomerate, Schotter, grobe Sande, stellenweise mehrere hundert Meter măchtig. Ihre Fauna besteht aus untersarmatischen Arten gemischt mit Melanopsiden, Congerien und Limnocardien der Unteren Congerien- schichten. In den tieferen Randbuchten Mergel, Tone, Sandstein mit ver- kiimmerten kleinen Limnocardien, Planorben, Hydrobien. Diese Gliederung gilt fiir die Randgebiete. Im Beckeninneren konnen nur zwei Horizonte unterschieden werden. Der obere Florizont erreicht eine Măchtigkeit von 800—900 m und besteht aus Tonen, Sanden und $ R& Institutul Geologic al României \JGR/ 72 ERICH JEKELIUS 262 Mergeln mit Congeria banatica, omithopsis, czjzeki, zagrabiensis, Monodacna simplex, Limnocardium lenzi, L. syrmiense usw. Der untere Horizont besteht aus Konglomeraten in grosser Machtigkeit, ferner aus Sandsteinen und Mer- geln mit kleinen, verkummerten Limnocardien aus dem Formenkreis der Monodacna simplex, Congeria czjzeki usw. Erst nachdem vorliegende Arbeit schon zum Druck eingereicht war, erhielt ich Kenntnis von der Arbeit von Strausz iiber «Das Pannon des mittleren Westungarns » (1942). Da diese Arbeit aber fiir die hier zur Dis- kussion stehenden Fragen von grosser Aktualităt ist, kann ich es nicht unter- lassen, schon hier meine Stellungnahme zu ihr einzuschieben. RHOMBOIDEA-HORIZONT—BALATONICA-SCHICHTEN—VUTSKITSI- SCHICHTEN 1935 (nicht 1936, wie Strausz, S. 46 irrtiimlich meint) hatte ich den Nachweis erbracht, dass die Balatonica-Schichten nichts anderes sind als eine abweichende fazielle Ausbildung des Rhomboidea-Horizontes und dass dementsprechend auch die Vutskitsi-Schichten, die grossere Verwandtschaft mit der Balatonica-Fazies als mit der Rhomboidea-Fazies zeigen, stratigraphisch ein Ăquivalent des Rhomboidea-Horizontes darstellen. Die stratigraphische Gleichstellung Vutskitsi-Schichten = Rhomboidea-Schichten vertrat auch schon Lorenthey, obwohl er der Ansicht war, dass die Balatonica-Schichten einen selbstăndigen, ălteren Horizont darstellen. Strausz meint nun (1942, S. 45—46), dass zu den wichtigsten Ergeb- nissen seiner Studien aus den Jahren 1933 und 1934 der Nachweis der « Gleich- alterigkeit der Balatonica-, Vutskitsi- und Rhomboidea-Schichten» gehore. Eine kurze Zusammenfassung dieser Ergebnisse wurde aber erst 1935 und zwar durch Papp verbffentlicht. Da meine Arbeit auch 1935 erschienen ist, kannte ich die auch erst 1935 erschienene Arbeit Papps nicht und kenne sie leider auch heute nicht. Dass diese Ergebnisse der Arbeiten von Strausz aus den Jahren 1933 und 1934 im Manuskript in Berichten schon vorlagen und in den ungarischen Fachkreisen bekannt waren, hat vor der Arbeit Papps in der Literatur keinen Niederschlag gefunden. Ubrigens war das Manus- kript meiner Arbeit im allgemeinen auch schon lange vorher fertig und gerade diese Teile betreffend reicht es auf Jahre zuriick. Ein Prioritătsstreit dies- beziiglich liegt mir aber ferne, zumal da die Priorităt in dieser Frage Boeckh zukommt (1881). Vielmehr freut es mich, dass wir mit Strausz und Su- meghy zu denselben Ergebnissen kamen, wenigstens in dieser Beziehung. Wenn Strausz aber den Wert meiner Feststellungen herabmindern will, indem er meint, dass ich versucht hatte, die Gleichalterigkeit der Rhom- boidea- und Balatonica-Horizonte zu beweisen, ohne eigene Funde, nur auf Literaturangaben gestiitzt, muss ich demgegeniiber doch bemerken, dass es 263 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 73 hier auf das Resultat und nicht auf den eingeschlagenen Weg ankommt. Wenn jeder sich nur auf die Diskussion seiner eigenen Terrainbeobachtungen und Aufsammlungen beschrănken soli, wie das Strausz scheinbar wiinscht und in seiner Arbeit auch im grossen und ganzen durchfiihrt, gelangen wir zu der unmbglichen Situation, dass jeder seine Lokalstratigraphie sich ent- wickelt ohne Riicksicht auf die regionale Entwicklung innerhalb des ganzen Beckensystems. Dies mag voriibergehend in gewisser Beziehung von rein praktischem Gesichtspunkt fiir die Prospektion einer Gegend geniigen, kann aber in wissenschaftlicher Beziehung keineswegs befriedigen. Ferner muss ich bemerken, dass, wenn mir auch keine eigenen Funde aus Westungarn zur Verfiigung standen, ich auf Grund genauer Kenntnis der Verhăltnisse im Banat doch auch in dieser Beziehung wohl zu Analo- gieschliissen berechtigt war auch Gebiete betreffend, die ich nur auf Grund eines genauen Studiums der reichen Literatur kannte. Dass ich dabei zu den gleichen Ergebnissen kam wie Strausz und Sumeghy ist nur ein Beweis dafiir, dass diese Frage fiir Westungarn auch ohne neue Terrainuntersuchun- gen schon spruchreif war. UNGULACAPRAE SCHICHTEN Da einerseits die Congeria ungulacaprae in den Schichten, die Strausz in seinen Ungulacaprae-Horizont stellt, keineswegs allgemein verbreitet ist (nur bei 32 von den 71 Vorkommen), da andererseits Congeria ungulacaprae nicht auf den « Ungulacaprae-Horizont» beschrănkt ist, sondern auch in den Balatonica-Schichten hăufig vorkommt, eignet sich diese Form wohl kaum zur Bezeichnung eines Horizontes. Ebensowenig eignet sich hiefur die zweite von Strausz fiir diese Schichten namhaft gemachte Leitform, nămlich Mela- nopsis impressa. Strausz verwendet zur Bezeichnung dieser Ablagerungen auch die Bezeichnung Impressa-Schichten oder Melanopsis impressa Schich- ten. Da hat Friedl schon vorher seinen Melanopsis impressa Horizont an der Basis der Unteren Congerienschichten, also wesentlich tiefer liegend, aufgestellt. Melanopsis impressa ist aber nach den Angaben von Strausz und nach ălteren Angaben auch in den Schichten, die Strausz Congeria ungu- lacaprae Schichten oder Impressa-Schichten nennt, fast allgemeiner verbreitet als Cong. ungulacaprae, nămlich an 36 Vorkommen. An 14 Vorkommen mit Mei. impressa fehlt Cong. ungulacaprae und an 25 Vorkommen der 71, die Strausz fiir die Cong. ungulacaprae Schichten angibt, fehlen beide Formen. Ausserdem miissen wir feststellen, dass die Congeria ungulacaprae Schich- ten sich auf ganz engbegrenzte Gebiete im westlichen Ungarn und vielleicht noch in der Gegend um Belgrad beschrănken, wo sie in verhăltnismăssig geringer Ausdehnung an der Basis der Balatonica-Schichten auftreten. A Institutul Geologic al României ICR 74 ERICH JEKELIUS 264 Was die faunistische Selbstăndigkeit der Ablagerungen, die Strausz als selbstăndigen Ungulacaprae-Horizont ausscheiden will, anbelangt, erweckt seine fiir Vergleichszwecke zu stark zergliederte Faunenliste (S. 48—51) den Anschein, als ob wir es bei den Ungulacaprae-Schichten tatsăchlich mit einem selbstăndigen stratigraphischen Horizont zu tun hătten, der noch verhăltnismăssig nahe Beziehungen zu den Unteren Congerienschichten erkennen lăsst und trotz einiger Beziehungen zu den Balatonica-Schichten sich von diesen doch scharf trennt, Wenn wir aber nach seinen eigenen Angaben zusammenstellen, welche Formen den Congeria ungulacaprae-Schichten einerseits, den Ba'atonica- und den Vutskitsi-Schichten andererseits gemeinsam sind, oder wenn wir gar auch noch die Faunen beriicksichtigen, die andernorts von sicheren Vor- kommen der Rhomboidea-, Balatonica- und Vutskitsi-Schichten bekannt geworden sind, ergibt sich ein ganz anderes Bild. Abgesehen von den Formen, deren Bestimmung ganz ungenau ist (ex aff. etc.), sowie von den Formen, die nur von Kup bekannt sind oder von Strausz jetzt neu beschrieben wurden, gibt Strausz (S. 7—22) aus den Ungulacaprae-Schichten 41 Formen an, von denen er selber 26 auch aus den Balatonica- und Vutskitsi-Schichten feststellt (S. 25—45), 7 weitere Formen sind aus den Balatonica-Schichten andernorts sicher nachgewiesen. Es bleiben somit von den 41 Formen nur 8 Formen iibrig, die in den Ăqui- valenten des Rhomboidea-Horizontes bisher nicht erwăhnt wurden und zwar: Limnocardium penslii variocostatum VlTĂLIS Congeria czjzeki HOERN. (?j Melanopsis impressa KRAUSS « scripta FUCHS var. » bouei affinis HANDM. « haueri HANDM. « « markusevecensis WENZ « kupensis FUCHS Limnocardium penslii variocostatum unterscheidet sich vom Typus nur dadurch, dass diese Varietăt grosser wird und weniger Rippen hat. Doch gibt Strausz selber an, dass L. penslii sowohl in der Grosse als auch im Umriss und Berippung sehr variabel sei, trennt aber die extremen Formen als Va- rietăt ab. Congeria czjzeki gibt Strausz nur von einer Lokalităt an und auch da nur mit Fragezeichen. Melanopsis scripta erwăhnt er bloss von zwei Vor- kommen und auch nur als neue Varietăt, die der Mei. inermis năher stehen soli als der Mei. scripta. Mei. bouei affinis wird nur von einem Vorkommen erwăhnt, Mei. haueri von zwei, ebenso Mei. kupensis, Mei. haueri markuse- vecensis von drei Vorkommen. Abgesehen von Melanopsis impressa handelt es sich also bei allen anderen Formen, die aus den Ungulacaprae-Schichten erwăhnt wurden, aus dem Rhomboidea-Horizont aber noch nicht bekannt Institutul Geologic al României 265 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 75 sind, um auch in den Ungulacaprae-Schichten sehr seltene Formen, die somit keineswegs fur diese Ablagerungen als charakteristisch angesehen werden konnen. Ausserdem handelt es sich in verschiedenen Fallen so wie auch bei Mei. impressa nicht um typische Formen. Beziiglich der Mei. im- pressa verweise ich auf die Darlegungen bei Strausz, wo er meint (S. 84): «Solange die genaue Bearbeitung dieser Formenkreise aussteht, ist es voll- kommen gleichgiltig, wie man diese Art benennt». Ausserdem betont er, dass das massenhafte Vorkommen dieser Form in den Ungulacaprae-Schichten «ihre auch bisher kleine stratigraphische Bedeutung» noch vermindert. Immerhin bleiben fur die Ablagerungen, die Strausz als Ungulacaprae Horizont oder Melanopsis impressa Schichten bezeichnet, auffallend starke Reminiszenzen an die Unteren Congerienschichten ubrig. Uber die Fauna von Kup, die auch Strausz (S. 7) fur gleich alt mit jener seines Ungulacaprae- Horizontes halt, sagte ich (1935, S. 295): «Wir hătten somit eine Fauna vom Typ der Fauna mit Congeria balatonica, in der aber Melanopsis fossilis { — martiniana), Mei. impressa und Mei. bouei sehr hăufig sind. Dies spricht entschieden fur einen sehr engen Zusammenhang der Unteren und der Oberen Congerienschichten und eine direkte Fortsetzung der Fauna der Unteren Congerienschichten in die Fauna der Oberen Congerienschichten». Diese Charakterisierung des Vorkommens von Kup kann nach all dem wohl auch auf die iibrigen Vorkommen, die Strausz fiir diese basale Rand- fazies des Rhomboideahorizontes Westungarns namhaft macht, ausgedehnt werden. Uber den «Congeria ungulacaprae-Horizont» selber ăusserte ich mich (1935, S. 288) folgendermassen: «Von einem im Pannonischen Becken durch- gehend feststellbaren Congeria ungulacaprae-Horizont kann daher keine Rede sein. Es sind lokal eng begrenzte Fossilbănke, in denen Schalen der Congeria ungulacaprae in grossen Mengen angehăuft sind. Beim Plattensee liegt, wie wir sahen, die Congeria ungulacaprae Bank dem Schichtkom- plex mit Congeria balatonica zwischengelagert. Bei Budapest liegt der Ton mit den Congeria ungulacaprae fiihrenden Sandzwischenlagen auf Sarmat. Hier scheinen die Lagen mit Congeria ungulacaprae stărker entwickelt zu sein als am Plattensee ». «Wir konnen daher nur von Congeria ungulacaprae Bănken sprechen, die lokal dem Komplex der Schichten mit Congeria balatonica zwischen- gelagert sind (eventuell sind diese Zwischenlagen auf den basalen Teii dieses Schichtkomplexes beschrănkt)». Uber Congeria ungtdacaprae selber sagte ich (1935, S. 288): Loczy (1916, S. 439) « beobachtete bei Vorosbereny-Tuzfo, dass die Congeria ungulacaprae und Melanopsis martiniana fiihrende Schichte schon auf geringe Entfernung vom pontischen Ufer die durch Congeria balatonica charakterisierte Fauna enthălt. Nach Loczy (1916, S. 442) wurde Congeria ungulacaprae in gros- JA Institutul Geologic al României igr/ ERICH JEKELIUS 266 serer Entfernung vom pannonisch-pontischen Ufer des Balatongebietes noch nicht gefunden. Sie ist eine Faziesform der littoralen Zone, der kaum ein hoher stratigraphischer Wert beigemessen werden kann». Wenn wir die Verbreitungsgebiete der Congeria ungulacaprae (nicht des « Congeria ungulacaprae-Horizontes ») auf den Skizzen von Strausz naher umgrenzen, sehen wir, dass es sich auch hier um engbegrenzte Gebiete han- delt: nordostl. von Papa an den Kern der Unteren Congerienschichten an- schliessend, siidlich von Ocs und siRIwestlich von Tapolca. Und zwar schliessen sich diese Vorkommen scheinbar stets zu einem gewissen Kern zusammen, der von den anderen von Strausz zu den Ungulacaprae-Schichten gestellten Vorkommen (denen aber Cong. ungulacaprae selber fehlt) umgeben wird. Congeria ungulacaprae erweckt somit auch hier den Eindruck eines Fazies- fossils. Wenn wir die Arbeit von Strausz nach genauen Angaben iiber die Schicht- folge, die eine tatsăchliche Uberlagerung seines Ungulacaprae-Horizontes durch den Rhomboidea-Horizont (Balatonicaschichten, Vutskitsischichten) beweisen konnen, durchsehen, suchen wir vergebens, obwohl er Seite 30 schreibt: « meine zahlreichen Funde aus der Umgebung von Papa und Ta- polca beweisen dagegen die vollkommene faunistische und stratigraphische Selbstăndigkeit des C. ungulacaprae-Horizontes einerseits und die des Bala- tonica-Horizontes andererseits ». Um Papa herum gehort nach der von Strausz gegebenen Skizze I nur das Vorkommen 85 bei Nyârâd zu den Balatonica-Schichten, in der weiten Umgebung von Tapolca (Skizze III) gehoren die Vorkommen 86—99 hieher. Dies sind somit nach Strausz selber die Hauptzeugen dafiir, dass die Con- geria ungulacaprae-Schichten als selbstăndiger Horizont im Liegenden der dem Rhomboidea-Horizont entsprechenden Balatonicaschichten auftreten sollen. Bezuglich Nyârâd (Strausz, S. 24—25) fehlen năhere Angaben uber die stratigraphische Lage, uber ein Profil, aus dem hervorginge, dass der Sand und der graue Tegel der Sandgrube bei Nyârâd mit der Fauna der Balatonica-Schichten tatsăchlich von Ungulacaprae-Schichten unterlagert werden. Die Vorkommen 11—13, die nach Strausz hier dem Ungulacaprae- Horizont angehoren, Cong. ungulacaprae selber aber nicht enthalten, liegen 5 km weiter ostlich, konnen iiber ihr stratigraphisches Verhăltnis zu den Balatonica-Schichten bei Nyârâd somit keine direkten Anhaltspunkte liefern, sonst hătte Strausz dariiber wohl etwas mitgeteilt oder wenigstens auf seiner Karte (S. 52) die Vorkommen in Kontakt begracht. Was aber nicht der Fall ist. Das zweite Gebiete liegt um Ocs herum, wo die Siisswasserkalke und Mergel nach Soos zu den Balatonicaschichten gehoren. Diese Susswasser- schichten liegen nach Strausz iiber den Ungulacaprae-Schichten. Wenn wir nun die Angaben durchsehen, die Strausz beziiglich des stratigraphischen Verhaltnisses dieser Schichtkomplexe macht (S. 17—19), finden wir leider .1 Institutul Geologic al României «3RZ 267 DAS PLIOZÂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 77 auch nicht viele sichere Anhaltspunkte. WohI finden sich einzelne Angaben, dass eine Sandschichte mit Congeria ungulacaprae tiefer liege als die Siiss- wasserablagerungen von Ocs. Die unmittelbare Uberlagerung sei aber weder hier (Nr. 62) noch an der folgenden Stelle zu beobachten. Bei der folgenden Stelle (Nr. 63) handelt es sich allerdings nur um Lesestiicke aus den Ăckern vom Abhange eines Hiigels, «die wahrscheinlich aus zwei verschiedenen Horizonten stammen ». Bei Szentmârtonpuszta (Nr. 64) liegt iiber Mergeln mit Mei. bouei eine diinne Tonschichte mit massenhaften Schalen der Cong. ungulacaprae und dariiber Siisswasserkalkbănke. Bei Nr. 66. siidwestlich von Kapolcs liegt der Siisswasserkalk tiefer als die tonige Schichte mit Cong. ungulacaprae, wesshalb auch Strausz sowie Vitâlis annimmt, dass der Siisswasserkalk abgerutscht sei. Dies ist alles. Daraus geht aber doch bloss hervor, dass an verschiedenen Stellen die Siisswasserkalke hier iiber einer Schichte mit Cong. ungulacaprae liegen. Woher Strausz die Sicherheit nimmt, dass diese Siisswasserkalke dem ganzen Rhomboidea-Horizont oder den ganzen Balatonica-Schichten entsprechen, nămlich an stratigraphischem Umfang, ist mir nicht ganz klar. Soos selber (1934, S. 185) stellt die Siisswasserkalke von Ocs ins alleroberste Pont, ins unmittelbare Liegende der als Levantin (bezw. Daz) aufgefassten Unio wetzleri Schichten, also in den obersten Abschnitt der Balatonica- Schichten. Wenn daher diese Siisswasserschichten wahrscheinlich in den oberen Teii des Rhomboidea-Horizontes zu stellen sind, kann ihr Liegendes wohl noch dem unteren Teii des Rhomboidea-Horizontes entsprechen und muss keineswegs ălter als der Rhomboidea-Horizont sein. Wenn aber tatsăchlich ein selbstăndiger Ungulacaprae-Horizont existieren wiirde, hătte der in den zahlreichen Bohrungen, die in Westungarn abgeteuft wurden, nachgewiesen werden miissen. Dies ist aber keineswegs der Fall. So beschreibt Sumeghy (1939, S. 73, deutsch S. 165—166) aus dem sud- ostlichen Teii der Bucht von Tata-Komoren aus dem Hangenden der Un- teren Congerienschichten die durch das massenhafte Auftreten der Cong. ungulacaprae gekenzeichnete Uferfazies mit schotterigen Tonen und schot- terigen Sanden. «Sie hebt sich eine Stufe hoher heraus aus der tiefer sich ausbreitenden andersfaziellen oberpannonnen Schichtenserie und verschwindet auskeilend g e g e n das Beckeninnere unter den Bildungen der Congeria balatonica Fazies ». Die reiche Fauna, die Sumeghy von hier zitiert, ist eine typische Fauna der Balatonica-Fazies, in der noch massen- haft Congeria ungulacaprae vorkommt, ferner Melanopsis bonelli bonelli Manz. Die Bohrung bei Ukk hat hier unter den Mergeln und Sanden mit einer Fauna der Balatonica-Fazies mediterranen Riesenschotter und Konglomerat angetroffen (Sumeghy, S. 77, deutsch S. 169). Aus zahlreichen Oberflăchen- aufschliissen zitiert Sumeghy eine Fauna mit: Dreissenomya schrockingeri, Dr. arcuata Fuchs, Congeria balatonica, Limnocardium penslii, L. schmidti Institutul Geologic al României 78 ERICH JEKELIUS 268 Hoern., Plagiodacna auingeri Fuchs, Phyllicardium complanatum und daneben: Congeria ungulacaprae, Cong. partschi, Cong. czjzeki, Melanopsis impressa. Bei der Bohrung von Budafapuszta in der Depression von Gocsej folgen direkt unter der Vutskitsi-Fazies Untere Congerienschichten (Sumeghy, S. 89). Die Bohrung von Kurd hat im Liegenden der hier 290 m măchtigen Vutskitsi-Fazies Sarmat angebohrt (Sumeghy, S. 98—99). Am SO-Rand des Bakony- und Vertesgebirges ist die sandig-tonige ge- mischte Balatonica- und Ungulacaprae-Fazies ausgebildet. Ebenso am Rând der Cserhât-Mâtra-Biikk-Gebirge. In den iibrigen Beckenteilen finden wir nirgends auch nur Andeutungen eines Komplexes, der als Ungulacaprae-Horizont ausgeschieden werden konnte. Hie und da wird noch Cong. ungulacaprae zitiert aber aus typischen Faunen der Rhomboidea- oder Balatonica-Fazies. Das gleiche Bild bieten die Profile aus der Arbeit von R. Schmidt (1939) iiber die Tiefbohrungen in Ungarn. So die Bohrung I von Nagyhortobâgy (S. 6 ff.), die Bohrung II von Hajduszoboszlo (S. 51 ff.). Wir finden auch hier keine Andeutung eines Ungulacaprae-Horizontes. Das gleiche Bild bietet auch die Arbeit von Sumeghy aus dem Jahr 1927 uber die aus den Tiefbohrungen in Ungarn stammenden Faunen. Ganz so einfach liegen somit die Verhăltnisse denn doch nicht. Bei Strausz sitzt die Auffassung Lorentheys, dass die Fauna der Ungulacaprae-Fazies einem selbstăndigen Horizont aus dem Liegenden des Rhomboidea- Horizontes (Balatonica-Fazies) entspricht, noch zu fest (siehe Fall Nyârâd, S. 24). Wo er eine Fauna der Ungulacaprae-Fazies findet, sieht er einen tie- feren Horizont vor sich, schon gar wenn dariiber Anzeichen der Fauna der Balatonica-Fazies festzustellen sind. Dass diese Verhăltnisse aber auch eine andere Deutung zulassen, zeigen die von VitÂlis beschriebenen Vorkommen von der Halbinsel Tihany am Plattensee, wo eine Congeria ungulacaprae Bank typischen Balatonicaschichten zwischengelagert sind. Nachdem Strausz einerseits auch immer wieder entschieden fiir die Gleichalterigkeit der Rhomboidea-, Vutskitsi- und der Balatonica-Schichten eintritt, er andererseits aber einen selbstăndigen Ungulacaprae-Horizont im Liegenden der Balatonica-Schichten annimmt, ist man erstaunt plotzlich folgende Erkenntnis zu lesen (Strausz, S. 47): «Ich muss aber feststellen, dass wir vom Liegenden der Rhomboidea- und der Vutskitsi-Schichten zu wenig wissen, um die Moglichkeit auszuschliessen, dass die unteren Teile der Rhomboidea- und Vutskitsi-Schichten ebenfalls dem Congeria ungula- caprae Horizont entsprechen ». Und in seinem stratigraphischen Schema (S. 48) kann Strausz einen Ungulacaprae-Horizont auch nur in der Rand- fazies ausscheiden und kennt innerhalb der Beckenfazies kein Aquivalent derselben. Institutul Geological României 269 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 79 Wesshalb da die Aufregung dariiber, dass ich die Ungulacaprae-Bănke als littorale Fazies auffasste, die den Balatonica-Schichten in deren basalen Teilen zwischengelagert sind. Nach aliem, was iiber die Tiefbohrungen in Ungarn veroffentlicht wurde, und nach dem, was sonst iiber die Stratigraphie der Congerienschichten Ungarns und des rumănischen Banates bekannt wurde, wissen wir, dass die Vutskitsi-Schichten in Ungarn einerseits und die Rhomboidea-Schichten in Ungarn und im Banat andererseits teils iiber den Unteren Congerienschichten, teils iiber wesentlich ălteren Schichten liegen. In keinem Fall ist in deren Liegendem ein Komplex mit der Fauna der Ungulacaprae-Fazies festgestellt worden. Die in diesem Falie iibertrieben bescheidene Meinung bei Strausz, dass wir iiber das Liegende der Rhomboidea- und der Vutskitsi-Schichten zu wenig wiissten, ist daher wohl kaum am Platz, es sei denn aus taktischen Griin- den, die von wissenschaftlichem Gesichtspunkt aus aber nicht interessieren. DIE CONGERIENSCHICHTEN DES UNGARISCHEN BECKENS Den zentralen Teii des Ungarischen Beckens betreffend haben in neuerer Zeit die in Ungarn durchgefuhrten Tiefbohrungen fiir die Beurteilung dieses Beckens wăhrend des Neogens ganz neue Grundlagen geschaffen. Loczy L. sen. hatte schon friiher die Meinung geăussert, dass an Stelle des heutigen Ungarischen Beckens ein grosses Gebirgsmassiv sich erhoben hatte, das in der Zeit zwischen Mediterran-Pont versunken sei. Die Ergeb- nisse der Bohrungen haben diese Ansicht in grossen Ziigen bestătigt. Szadeczky-Kardoss E. stellte fiir die kleine Ungarische Tiefebene schon 1938 fest, dass die ălteren, mittel- und obermiozănen Schichten hauptsachlich nur randlich verbreitet seien, in der Zeit der Ablagerung dieser Schichten die kleine Ungarische Ebene selber noch trocken lag. Nach Sumeghy (1939) wurde das ungarische Becken zur Zeit des Mittel- miozăns (Grunder Schichten) allgemein iiberflutet, zu Beginn des Sarmat aber wurde das Beckeninnere infolge einer abermaligen Hebung grbsstenteils wieder Festland. Dieser Zustand dauerte bis zur Ablagerung der Unteren Congerienschichten an. Im Beckeninneren haben einzelne Bohrungen iiber sarmatischen terrestren Ablagerungen (Konglomerate oder Sandsteine mit Lignit) mehrere hundert Meter măchtige Konglomerate oder eine Serie von Mergeln und Sandsteinen mit Lignit als Basisschichten der Unteren Congerienschichten aufgeschlossen. Bei anderen Bohrungen im Beckeninneren fehlt aber im Liegenden der Con- gerienschichten das Sarmat vollkommen, so im Inneren des Raaber Beckens bei den Bohrungen Mihâly 1. und 2., bei denen von Podersdorf und denen von Gbrgeteg und Baja. Wo aber brackische sarmatische Ablagerungen fest- gestellt werden konnten, wie bei Hajduszoboszlo, Debreczin, Inke, da handelt Institutul Geological României 8o ERICH JEKELIUS 270 es sich nur um ganz unbedeutende, dunne Schichtlagen von wenigen Metern. Bohrungen an den Răndern des Ungarischen Beckens bei Tisztaberek, Bala- tonboglâr u. a. lieferten dagegen măchtigeres Brackwasser-Sarmat, in dem aber ausser gut entwickeltem Untersarmat nach Sumeghy nur Spuren von Mittelsarmat zu finden sind. Entlang der NS-gerichteten Linie Rechnitz—Giissing—St. Gotthard— Olsnitz—Tschakathurn ragen stellenweise palăozoische Schollen eines ver- sunkenen Gebirgszuges aus den jungtertiăren Beckenablagerungen auf. Dieser versunkene Gebirgszug trennt die Grazer Bucht von der transdanubischen Hiigellandschaft. Ostlich dieser Linie folgen die tiefen transdanubischen Becken mit ihren mehrere tausend Meter măchtigen Beckenauffullungen, vor aliem Conge- rienschichten, die teils auf unterem Sarmat, meistens aber auf ălterem Grund- gebirge liegen. DAS BECKEN DES KLEINEN UNGARISCHEN TIEFLANDES ODER DAS RAABER BECKEN Die Congerienschichten erreichen in diesem Becken eine durchschnittliche Măchtigkeit von ungefăhr 1500 m. Im Inneren des Raaber Beckens bildet bei den Bohrungen von Mihâly 1. und 2. und bei denen von Podersdorf Kristallin das direkte Liegende der Congerienschichten. Bei Mihâly 2. endeten die Congerienschichten im unteren Teii mit einer mehrere hundert Meter măchtigen Konglomeratserie. Die Bohrung von Ukk stellte im Liegenden des groben Schotters und Konglomerates der Congerienschichten bei 246 m Tiefe mediterranen Riesenschotter und Konglomerat fest1). In der Bucht von Komoren—Tata liegen die Congerienschichten bei Szomod und Baj iiber Hauptdolomit. Die Bohrung von Becsepuszta, zwischen Noszlop und Palâny, nahe am SW-Rand des Bakony, erreichte bei 19—20 m Tiefe im Liegenden der Con- gerienschichten Nummulitenkalk. Die Congerienschichten der Bucht von Ober-Pullendorf zwischen den Bergen bei Giins und dem Rosalien-Gebirge liegen auf kristallinen Schiefern, Badener Tegel und auf Sarmat. Im Transdanubischen Grazer Becken, zwischen dem Gebirge von Rechnitz und der Mur liegen die tiefsten Congerienschichten teils auf Sarmat, teils auf kristallinen Schiefern. ’) In der deutschen Ubersetzung S. 169 steht hiei nur von « kiesigen Konglomerat- bldcken o ohne «mediterranen ». Uber die gleiche Ukker Bohrung lesen wir auf Seite 147, dass unter den Ton- und Sandschichten der Oberen Congerienschichten ein Konglo- merat von unbekannter aber wenigstens mehrere hundert Meter betragender Măchtigkeit liege. Aus dem wird in der deutschen Ubersetzung S. 241 « cin angenăhert mehrere hun- dert Meter dicker Konglomeratkomplex fraglichen Alters ». Institutul Geological României 271 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 81 Im Gebiet der Murinsel, im Selnica-Gebiet, fehlt aber das Sarmat, das in der sudlichen Steiermark noch gut entwickelt ist (Bohm, 1940, S. 415; Sommermeier, 1940, S. 406). Ohne Diskordanz folgen auf das Torton die măchtigen altpliozânen Ablagerungen der Valenciennesienfazies mit Valenciennesien, Paradacna abichi, Limnocardium semicardium, Congeria croatica und Dreissensia auricularis simplex. Nach den hier angegebenen For- men wurde es sich um Ablagerungen des Rhomboidea-Horizontes handeln. Auch alle tiefern Bohrungen haben hier das vollstăndige Fehlen sarmatischer Ablagerungen zwischen den oberpontischen und den tortonen Schichten feststellen konnen. DAS BECKEN TRANSDANUBIENS (PANN0N1ENS) UND DES DONAU-THEISS ZWISCnENGEBIETES In diesem Becken ist das Liegende der Congerienschichten sehr verschie- denartig ausgebildet und liegt besonders im transdanubischen, also panno- nischen, Teii viei hoher als in dem iibrigen ungarischen Donaubecken. Im Gebiet zwischen Bakony und dem Fiinfkirchner Gebirge fehlen die Unteren Congerienschichten vollkommen. Die Bohrungen von Kurd und Bonyhăd-Strandbad haben unter der Prosodacna vutskitsi Fazies der Oberen Congerienschichten gleich terrestre Ablagerungen des Sarmat angetroffen. Am SW- und SO-Rand des Bakony liegen die Unteren Congerienschichten iiber Perm, Trias und iiber Sarmat (bei Tapolca). Bei der Bohrung von Inke beginnen die Unteren Congerienschichten mit einer terrestren Sedimentserie (diinne Sandsteine und lignitfiihrende Mergel), die sich iiber faziell gleich ausgebildetes Untersarmat legt (Sumeghy S. 147, bezw. S. 242). Auf S. 146 (bezw. S. 241) gibt Sumeghy fur diese Bohrung von Inke aber brackisches Sarmat von geringer Măchtigkeit an und auf Seite 94 (bezw. S. 188) werden diese gleichen Schichten aus der Bohrung von Inke als angeblich helvetisch angegebcn. Ebenso gibt Zwerger (1940) fiir die Bohrung von Inke an, dass sie bei 1446 m Tiefe im Liegenden der Un- teren Congerienschichten direkt Helvet angetroffen hatte, so dass hier Sarmat und Toilon fehlen. Die Bohrung von Gorgeteg zeigt das gleiche Bild wie die bei Inke. Auch bei Gorgeteg soli im Liegenden der Congerienschichten Sarmat vollkommen fehlen (Sumeghy S. 240). In der Bohrung bei Baja, an der Grenze zwischen dem Transdanubischen (Pannonischen) Becken und dem Becken des grossen Ungarischen Tieflandes fehlt das Sarmat, die Unteren Congerienschichten liegen in einer Tiefe von 1313,10 m mit Mergelschichten iiber Torton, das hier die gleiche petro- graphische Ausbildung zeigt wie die Congerienschichten (S. 110; im deutschen Text, S. 202 fehlen die năheren Daten iiber diese Bohrung). Institutul Geological României 82 ERICH JEKELIUS 272 Im Gebiet des Gebirges bei Fiinfkirchen (Mecsekgebirge) sind die Un- teren Congerienschichten mit reicher Fauna und sehr verschiedener Fazies entwickelt. Uber die Unteren Congerienschichten transgredieren hier die Oberen Congerienschichten, die das Gebirge allseitig umgeben und stellen- weise direkt auf dem Grundgebirge liegen. In diesem Beckenteil treten die Oberen Congerienschichten am Rande der Berge in zwei Ausbildungen der Strandfazies auf. Im siidlichen Teii des Komitates Tolna bei Nagy-Mânyok, Vârdomb u. a. ist die Rhomboidea- Fazies entwickelt, an dem SO-lichen Rând des Bakony- und Vertesgebirges aber die Congeria balatonica—Congeria ungulacaprae-Fazies. Im ganzen Gebiet des Vertesgebirges fehlt Sarmat, wăhrend die Oberen Congerienschichten mit Congeria balatonica eine bedeutende Rolle spielen, vor aliem im siidlichen und ostlichen, dem eigentlichen Gebirge vorgela- gerten Hiigelland. Als năchstăltere Bildung unter den Congerienschichten werden marine Konglomerate der II. Mediterranstufe erwăhnt (Tăger, 1908). Im Gebiet von Piszke fehlt zwischen Eozăn und den Congerienschichten das ganze iibrige Neogen. Die Congerienschichten setzen die ganzen Vor- berge des Gebirges von Piszke zusammen, treten aber auch im Inneren des Gebirges auf (Hofmann K., 1884). e DAS BECKEN DER GROSSEN UNGARISCHEN TIEFEBENE Im nbrdlichen Teii des Beckens beginnen die Unteren Congerienschichten auch mit lignitfiihrenden Mergeln und Sandsteinen, wie die Bohrungen von Tiszabrs, Karzag, Hajduszoboszlo, Hortobâgy, Debreczen, Tisztaberek gezeigt haben. Nach Loczy (1939) wurde bei Hajduszoboszlo (SW-lich von Debreczin) unter den Congerienschichten eine diinne Lage von Mediterran und dar- unter Trias angebohrt. Nach Schmidt (1939, S. 54) wurde dagegen hier unter den Congerienschichten in einer Tiefe von 1423 m erst 20 m Sarmat festgestellt und von 1453 m abwărts Gesteine fraglichen, vielleicht triasischen Alters. In der Bohrung von Tisztaberek liegen die Unteren Congerienschichten in 1291 m Tiefe iiber Untersarmat (Schmidt, 1939, S. 140). In der Bohrung I bei Debreczin folgt im Liegenden der Unteren Congerienschichten zwischen 1316—1347 m Sarmat, darunter oberes Mediterran. Ebenfalls nach Schmidt (1939) erreicht bei Tard (SO-lich von Salgotarjân) die Bohrung I unter den Unteren Congerienschichten in einer Tiefe von 125,30 m gleich Helvet. Sarmat fehlt. Fiir das Gebiet des Borsod-Heveser Biikk-Gebirges und das neogene Hiigelland seiner Umgebung stellte Schreter (1934) fest, dass in diesem Gebiet brackisches Sarmat fehlt, dass diese Gebiete wăhrend des Sarmat Institutul Geologic al României 273 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 83 Festland waren. Die dem Sarmat entsprechenden Ablagerungen bestehen aus Schuttmassen, vulkanischen Tuffen, sandigen Quarzschottem, in hoheren Lagen stellenweise griinlichen Tonmergeln mit terrestren Schnecken (Helix, Clausilia). Schreter vermutet, dass ein Teii der sandigen Schotter schon in das untere Pliozăn gehbren. Palăontologische Anhaltspunkte fiir diese Vermutung fehlen aber. Die Unteren Congerienschichten liegen im Osten meist. unmittelbar iiber dem Grundgebirge (Palăozoikum und Trias), im Westen iiber oligozănen Bildungen. Auf der SO-Seite des Biikkgebirges liegen die Unteren Congerienschichten in der Regel iiber tortonen Tuffen, nur ganz ausnahmsweise sind hie und da in ihrem Liegenden auch sarma- tische Schichten vorhanden. C) KROATIEN Die Unteren Congerienschichten treten in Kroatien in zwei verschiedenen Ausbildungen auf: 1. Fazies der Beociner Mergel. 2. Sandig-konglomeratische Fazies mit dickschaligen Congerien und Melanopsiden (Wiener Fazies). In manchen Gegenden wechsellagern diese zwei Faziestypen, andernorts iiberwiegt die eine oder andere Fazies oder wird auch stellenweise der ganze stratigraphische Komplex nur durch die eine oder andere Fazies vertreten. Die in verschiedenen Gebieten auf Grund der zu beobachtenden Wechsel- lagerung dieser Faziesformen und der naturgemăss auch vorkommenden Mischtypen aufgestellten stratigraphischen Profile konnen daher nur rein lokales Interesse beanspruchen. Das reichgegliederte von Gorjanovici-Kramberger (1897, 1899, 1901, 1908) untersuchte stratigraphische Profil der pontischen Bildungen des Agramer Gebirges zeigt daher im Einzelnen auch einen ganz anderen Aufbau als das von P. S. PavloviC (1928) untersuchte Profil der Umgebung von Belgrad, bezw. die Profile in Siebenbiirgen, im Banat, in Ungarn oder im Wiener Becken, obwohl es sich immer wieder um den gleichen Komplex handelt. Uber den Unteren Congerienschichten tritt der Rhomboidea-Horizont in typischer Entwicklung auf. 1. BEOCINER FAZIES Mit dem Mergel von Beocin haben sich vor aliem A. Koch (1867, 1871, 1895, 1902, 1903) und R. Hoernes (1874) befasst. Wăhrend O. Lenz (1873) die Zementmergel von Beocin noch mit den Weissen Mergeln zusammen als sarmatisch auffasste, stellte Hoernes (1874) 18 74 ERICH JEKELIUS 364 Bei der Besprechung der iibrigen fiir das Mittelsarmat verdăchtigen Faunen des Mittleren Donaubeckens gibt Bokor verschiedentlich Stellen aus meiner Arbeit iiber die Parallelisierung der pliozânen Ablagerungen Siidosteuropas (1935) falsch wieder. So behauptet er, ich hatte das von Schre- ter aus dem Balatongebiet erwăhnte Vorkommen von Nubecularia novo- rossica, das Schreter nur vom faziellen Standpunkt aus fiir bemerkenswert hielt, als einen der Hauptbeweise fiir das Vorkommen des Mittelsarmat im Mittleren Donaubecken betrachtet. Ich sagte diesbeziiglich wbrtlich: «Trotz- dem wird dies Vorkommen von Nubecularia novorossica, nachdem nunmehr Mittelsarmat sowohl in der Steiermark, als auch im Gebiet von Șimlăul Sil- vaniei bekannt geworden ist, verdăchtig ». Das klingt doch wesentlich anders. Ausserdem behauptet Bokor, ich hatte die Feststellung des G. Bethlen bezii- glich der mittelsarmatischen Fauna vonPlopiș bei Șimlăul Silvaniei fur unrich- tig erklărt. Uber diese mittelsarmatische Fauna habe ich folgendes gesagt: « G. Bethlen aber wies aus dem Gebiet SW-lich von Șimlăul Silvaniei bei der Gemeinde Plopiș eine reiche mittelsarmatische Fauna nach » (Z. c., S. 268). An anderer Stelle (S. 280) sagte ich: « Die mittelsarmatische Fauna und die Fauna der « Ubergangsschichțen » von Plopiș entstammen zwei verschiedenen Profilen. Und zwar erwăhnt Bethlen aus dem Liegenden der « Ubergangs- schichten» auffallender Weise: Potamides mitralis ElCHW. und Potamides disjunctus Sow. (untersarmatische Formen, nicht Formen des hbheren Sar- mat, wie Bethlen angibt). Somit liegt der Komplex mit den « Ubergangs- schichten » gar nicht iiber Mittelsarmat sondern iiber Untersarmat. Da aber in unmittelbarer Năhe nach Bethlen auch Mittelsarmat entwickelt ist, miissen die « Ubergangsschichțen » evident transgressiv sein ». Aus obigem geht aber ganz eindeutig hervor, dass ich die mittelsarmatische Fauna, die Bethlen von hier angibt, weder fiir unrichtig erklărt, noch iiberhaupt kritisiert habe. Der Fall mit den beiden Potamidesarten hat hiemit doch nichts zu tun. Die Frage der mittelsarmatischen Schichten von hier zu klăren, muss einer neuen Untersuchung vorbehalten bleiben. Diese spărlichen und noch nicht entsprechend iiberpriiften Anhajtspunkte fiir das Vorkommen von Faunen mittelsarmatischen Charakters im unga- rischen Teii des Mittleren Donaubeckens sind zwar von grossem Interesse, bieten aber doch zu schwache Unterlagen fiir weitgehende Schliisse in stratigraphisch-palăogeographischer Beziehung, solange wir auf dem Boden wissenschaftlich festgestellter Tatsachen bleiben wollen. Das Sarmat des Mittleren Donaubeckens ist in palăontologischer und stratigraphischer Beziehung noch sehr wenig untersucht. Genaue Analysen der oft reichen Faunen fehlen. So dass wir vorlăufig besser von grossen Theorien absehen und damit warten, bis die erhalten gebliebenen Fau- nen entsprechend aufgesammelt und bearbeitet wurden. Hier ist noch viei zu tun. Institutul Geologic al României IG RZ 365 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 175 3. RUMĂNIEN OSTRAND DER THEISSEBENE > BANAT Im siidlichen Teii des Beckenrandes kommen sarmatische Ablagerungen in der Nera-Caraș Bucht in grbsserer Ausdehnung vor, aber nur in der bstlichen Hălfte des Sudrandes und am Ostrand der Bucht. Es sind mehr oder weniger grobkbrnige, sandige littorale Bildungen, stellenweise auch Tone und Kalkschichten, mit einer Fauna, die rein untersarmatischen Typus zeigt. Eine stratigraphische Gliederung dieser Schichten auf palăon- tologischer Grundlage ist nach aliem, was wir bisher iiber diese Ablagerungen wissen, nicht durchfiihrbar. Im westlichen Teii des Sudrandes und am Nord- rand fehlen die sarmatischen Bildungen. Hier liegt das Pont direkt auf kristal- linem Grundgebirge (Halavâts, 1882, 1886; Halavâts und Roth 1911; Halavâts und Schreter 1916). Ausser diesen Vorkommen in der Nera-Caraș Bucht kennen wir im Banat zwischen Grundgebirge und Pont sarmatische Bildungen nur noch in der Bârzava-Timiș Bucht in geringer Ausdehnung bei Tin- cova (Schafarzik 1905) und bei Soceni, in grbsserer Ausdehnung bstlich von Câlnic. Das Sarmat von Soceni behandele ich ausfuhrlich in meiner Mono- graphie iiber Soceni. Das Vorkommen von Soceni stellte Gillet ins mittlere Samat. Die sehr reiche Fauna dieses Vorkommens entspricht aber so ent- schieden der typischen untersarmatischen Fauna, trotz des verhăltnismassig starken Siisswassereinschlages, dass gar kein Grund fiir diese Verjiingung vorliegt. Das stratigraphisch jiingere kalkige Sarmat von Câlnic (Govontar) konnte dagegen schon mittleres Sarmat sein. Sarmat kommt noch im siidlichen Teii der Caransebe ș—M e h a- dia Bucht vor. Schreter (1908, 1909) hat diese brackischen sarma- tischen Bildungen beschrieben und sie als typisches Untersarmat bestimmt. Die iiber dem brackischen Sarmat liegenden terrestren Bildungen (Schotter und Sande mit fluviatiler Struktur, griinliche Sande mit Helix und Lignit- flbzchen, sowie einzelnen verkohlten Baumstămmen) halt Schreter fiir Ablagerungen des mittleren und oberen Sarmat. Somit sind in der ganzen Ausdehnung des Banats zwischen Pont und Grundgebirge nur einzelne kleine Vorkommen von Sarmat bekannt, die aile ausgesprochen untersarmatische Fauna enthalten. Teils iiber diesem Unter- sarmat, hauptsachlich aber iiber alteres Grundgebirge (Mediterran und Kristalline Schiefer) vorgreifend liegt diskordant, transgressiv in ebenfalls kleinen Vorkommen unteres Pont (Untere Congerienschichten), in ganz grosser Ausdehnung aber die tonig-sandigen Ablagerungen des oberen Pont. Institutul Geological României 176 ERICH JEKELIUS 366 BUCHT DER WEISSEN CRIȘ In der Bucht der Weissen Criș liegen nach den Untersuchungen von Petho (1885, 1886, 1888, 1893) teils iiber dem Andesittuff, teils dem Ande- sittuff zwischengelagert Konglomerate, Sande, Kalke und Mergel mit reicher untersarmatischer Fauna. Bei verschiedenen Vorkommen enthălt der An- desittuff selber die Sarmatfauna. Abgeseheij von geringfiigigen lokalen, faziellen Unterschieden ist die Fauna bemerkenswert einheitlich. Strati- graphische Unterschiede konnen auch auf Grund der Fauna keine kon- struiert werden. Von Petho werden von den verschiedenen Vorkommen folgende Formen erwăhnt: Melanopsis impressa KRAUSS Cerithium rubiginosum ElCHW. » disjunctum SOW. » pictum BAST. » mediterraneum DESH. » nodosoplicatum HOERN. Buccinum duplicatum SOW. » aff. miocenicum MlCH. Trochus pictus ElCHW. » orbignyanus HOERN. » quadristriatus d’ORB. » poppelacki PARTSCH Columbella scripta BELL. Pleurotoma doderleini HOERN. Murex sublavatus BAST. Neritina picta Fl-R. Planorbis cf. vermicularis STOL. Cardium obsoletum ElCHW. » plicatum ElCHW. » cf. suessi BARB. Ervilia podolica ElCHW. Mactra vitaliana d’ORB. Solen subfragilis HOERN. Tapes gregaria PARTSCH Modiola sarmatica GAT. » volhynica ElCHW. Donax lucida ElCHW. Ostrea gingensis sarmatica FUCHS » cf. crassissima Lam. Petho (1885) hebt die interessante Erscheinung hervor, dass bei Șebiș einige Formen ganz klein, pygmaeenartig bleiben, bei benachbarten Vor- kommen aber die gleichen Formen normalen Wuchs zeigen. BUCHT VON BEIUȘ In der Bucht von Beiuș erreichen die sarmatischen Ablagerungen nur geringe Ausdehnung und zwar nur in den Randgebieten der Bucht. Paucă (1935) unterscheidet einen unteren Horizont mit Kalk (littorale Fazies) und Mergel (neritische Fazies), sowie einen oberen Horizont mit Konglomeraten (littorale Fazies) und Sand (neritische Fazies). Der obere konglomeratisch-sandige Horizont (Deltabildung mit Kreuzschichtung und umgelagerten Fossilien) soli nach Paucă wăhrend des mittleren Sarmat zu Beginn der sarmatischen Regression abgelagert worden sein. Paucă hebt hervor, dass in der sarmatischen Fauna des Beckens von Beiuș nur Formen vorkommen, die teils auf das untere Sarmat beschrănkt sind, teils dem unteren und mittleren Sarmat gemeinsam sind. Formen, die Institutul Geologic al României igrZ 367 DAS PLIOZAN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 177 nur im mittleren Sarmat vorkommen, fehlen. Demnach ist im Becken von Beiuș nur das untere Sarmat vertreten (S. 161). Die iiber dem unteren kalkig-mergeligen Horizont liegenden konglome- ratisch-sandigen Schichten, die nur aus dem unteren Sarmat u m g e la- ge r t e Fossilien enthalten sollen, stellt Paucă aber dann doch ins mittlere Sarmat (S. 162). Leider gibt Paucă keine Analyse der sarmatischen Fauna nach Horizonten getrennt. Vielleicht hătte eine solche ein klareres Bild iiber das stratigraphische Verhăltnis der oberen Sande und Konglomerate ergeben. Ich habe daher versucht auf Grund der Angaben bei Paucă die von ihm nach Fundorten angegebenen Faunen in die zwei Horizonte einzuordnen. Dabei stellt sich heraus, dass eine ganze Anzahl Formen nur im unteren Horizont gefunden wurden und eine noch grossere Anzahl nur im oberen Horizont, viele sind auch gemeinsam. Jedenfalls macht es gar nicht den Ein- druck, als ob es sich im oberen Horizont nur um aus dem unteren Horizont umgelagerte Formen handeln kbnnte. Es scheinen da doch auch Faziesun- terschiede vorzuliegen. Selbst wenn wir annehmen, dass bei griindlicher Aufsammlung der Vorkommen die Unterschiede sich zum Teii ausgleichen werden, dass Formen, die Paucă nur aus dem oberen Horizont zitiert, auch im unteren Horizont gefunden werden, ist andererseits jedoch anzunehmen, dass beziiglich des mengenmăssigen Vorkommens der verschiedenen For- men die Unterschiede noch starker hervortreten werden. Das eine ist jedenfalls klar, dass auch die oberen Sande und Konglo- merate keine fiir mittleres Sarmat charakteristischen Formen enthalten. Die Fauna auch dieses oberen Horizontes ist ganz entschieden untersarmatisch. So dass ich keinen Grund dafiir finden kann, hier von mittlerem Sarmat zu sprechen. Paucă scheint die Bildungszeit der oberen Konglomerate und Sande schon zu der kontinentalen Periode zu rechnen, da er die Konglo- merate und Sande ins mittlere Sarmat stellt, Seite 162 aber von der postwol- hynischen kontinentalen Periode spricht. Dem unteren und dem oberen Horizont gemeinsam sind folgende Formen : Cerithium pictum BAST. » disjunctum Sow. » rubiginosum ElCHW. o nodosoplicatum HOERN. » bidentatum DFR. Murex sublavatus BAST. Buccinum duplicatum SOW. Pleurotoma doderleini HOERN. Cardium obsoletum ElCHW. » vindobonense PARTSCH » plicatum ElCHW. Tapes gregaria PARTSCH Ervilia trigonula SOK. Nur im unteren Horizont kommen folgende Formen vor: Cerithium europaeum MfCi. » minimum SERR. Trochus quadristriatus DUB. Melanopsis impressa KRAUSS Cardium latisulcatum MUNST. Modiola navicula DUB. Ostrea gingensis sarmatica FUCHS » cochlear POLI. 178 ERICH JEKELIUS 368 Nur im oberen Konglomerat-Sandhorizont kommen vor: Cerithium pygmaeum PHILL. Trochus patulus BROC. » podolicus DUB. » pictus Eichw. » celinae ANDRZ. Melanopsis cf. sturi FUCHS Pleurothonia clathrata MARC DE SERR. Mohrensternia angulata ElCHW. » inflata ANDRZ. Bulla lajonkaireana BAST. Hydrobia frauenfeldi HOERN. » ventrosa MONTF. Neritina grateloupana FER. » picta FliR. Modiola sp. Ervilia podolica ElCHW. Ostrea sp. Lucina dujardini DESH. SIEBENBURGEN RANDZONEN DES SIEBENBURGISCHEN BECKENS S ii d r a n d. Am Siidrand des Siebenburgischen Beckens zwischen Sebeșul Săsesc und Sibiu liegen iiber dem oberen Mediterran sandige gelbe Mergel, dariiber hellgelbe glimmerige Sande, in den oberen Lagen mit Sand- steinkonkretionen. Sowohl in den tieferen tonigsandigen Schichten, als auch in den hbheren Sanden wurden an verschiedenen Vorkommen Faunen des unteren Sarmat gefunden (Halavâts und Roth, 1910). Von hier weiter ostlich zwischen Sibiu und Cohalm und weiter nach NO bis ins Gebiet von Odorhei folgen uber dem Mediterran graue Tone, denen gegen das Hangende zu diinne Schichten grobkdrniger Sande einge- lagert sind. Dariiber liegt eine Schichtenfolge von Sanden mit Sandstein- konkretionen, groben Sanden und Schottern (Gerolle kristalliner Schiefer, mesozoischer Kalke, Kreidesandsteine, usw.), schwachen tonigen Zwischen- lagen und diinnen Dazittufflagen. Das sarmatische Konglomerat ist im ost- lichen Abschnitt gegen Odorhei zu besonders măchtig entwickelt, doch kann es auch weit nach Westen gegen das Beckeninnere verfolgt werden. So liegt bei Daia iiber mergeligen Tonen eine ca 4 m măchtige Konglomeratbank (Gerolle kristalliner Schiefer und mesozoischer Kalke) mit sarmatischen Fossilien (Pâvay, 1913; Ciupagea 1935, S. 9—10). Vancea (1938) erwăhnt aus diesem Gebiet aus den oberen Sanden und Konglomeraten des sarmatischen Schichtkomplexes aus dem direkten Lie- genden der groben pontischen Sande mit Congerien (nbrdl. von Daia, ferner bei Saschiz, Feleag, Bunești, Cristur, Archita, Roadăș, Criț, Fișer) eine reiche sarmatische Fauna mit den immer wiederkehrenden, fiir Unter- und Mittel- sarmat banalen Formen, abgesehen von Cardium fittoni, einer fiir Russland mittelsarmatischen Form. Bevor hieraus aber stratigraphische Folgerungen gezogen werden, miissten diese Faunen doch erst iiberarbeitet werden. Arabu (1940) gibt von Bunești auch Cardium fittoni d’ORB., Cârd, plica- tojittoni Sinz., Cardium suessi Barb. an. Doch fehlen leider Abbildungen, so dass die Bestimmungen nicht uberpriift werden konnen, was bei strati- 369 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 179 graphisch in diesem Falie so interessanten Formen doch wiinschenswert wăre. So wird von Ciupagea und Vancea (1937) von Daia aus der gleichen Fauna Cardium jittoni mit Ervilia trigonula angegeben, was eine Revision der ganzen Faunen doch notwendig erscheinen lăsst. Im Siidosten, am Rande des Perșanier Hbhenzuges, bei Mateiaș, Dopca, Racoșul de Jos liegen iiber dem oberen Mediterran grobe sarmatische Sande und măchtige Konglomerate, dariiber Mergel und tonige Sande und schliess- lich ein măchtiger Komplex von Sanden mit Sandsteinkonkretionen und Konglomeratlinsen. In dem Mergel findet man Kohlenschmitzen und ver- kohlte Baumstămme. Dieselben Verhăltnisse zeigen die sarmatischen Schich- ten des kleinen Homorodtales, nach Norden bis Merești, wo an zahlreichen Stellen verkohlte Baumstămme und Kohlenlinsen unter den gleichen geolo- gischen Verhăltnissen gefunden werden wie bei Racoșul de Jos. Solche Kohlen- spuren finden sich noch weit nach NW zu gegen das Beckeninnere, wo z. B. bei Porumbenii Mari solche Kohlenspuren auch Gegenstand von Schiir- fungen waren. Ganz allgemein enthălt das Sarmat im Siebenbiirgischen Becken ausser- ordentlich viele verkohlte Pflanzenreste. N o r d r a n d. Im Nordosten beginnen. die sarmatischen Schichten mit groben Konglomeraten (bis 50 m măchtig). Sie konnen in weiter Ausdehnung von Gurghiu nach NW iiber Deleni, Brăncovenești nach Monor verfolgt werden. In einer zweiten Antiklinale sind diese Konglomerate von Lueriu bis iiber Batoș aufgeschlossen. Die Konglomerate bestehen auch hier aus Gerbllen kristalliner Schiefer, mesozoischer Kalke und Sandsteine. Dariiber folgen măchtige Sande, zum Teii mit grossen Sandsteinkonkretionen, stellen- weise mit Schotterschichten wechsellagernd. Gegen das Hangende zu fuhren diese Sande hăufig verkohlte Pflanzenreste, Lignitschmitzen. Im Norden des Beckens werden die sarmatischen Schichten aus Sand- bănken und Konglomeraten gebildet, untergeordnet kommen auch Tone vor. Westrand. Im Westen haben wir die gleichen Verhăltnisse. Siidlich von Cluj bei Feleac und Micuș liegen sarmatische Konglomerate und măch- tige Sandkomplexe, bei Feleac mit Lignitschmitzen. Bei Ormeniș haben wir Sande mit grossen Sandsteinkonkretionen und Lignitspuren. Bei Lopadea Română besteht die untere Pârtie der sarmatischen Schichten aus sandigen Tonen, auf denen littorale Schotter und Konglomerate liegen. Bei Ajud beginnt die sarmatische Stufe mit groben Sanden und Schottern, ebenso bei Ighiu und Ighiel. BECKENINNERES Im Beckeninnern besteht der untere Komplex der sarmatischen Schichten im allgemeinen uberwiegend aus Tonen, Mergeln und sandigen Tonen, wăhrend der obere Komplex uberwiegend sandig ist. Gegen die Rănder des 24 < LA Institutul Geologic al României XjGR/ 180 ERICH JEKELIUS 37° Beckens, vor aliem gegen Norden und Osten, werden die oberen sarmatischen Sande grobkorniger und grobe Schotter nehmen immer mehr iiberhand. Einzelne Schotterlagen finden wir im Sarmat bis ins Zentrum des Beckens, so bei Logig, Băița, Șamșud—Pogăceaua—Săngeorgiul de Câmpia und Șăr- mășel. Die schotterigen Sande bei Șamșud haben fluviatile Struktur. Die Schotterlagen bei Pogăceaua (ausschliesslich kristallines Material) und Șăr- mășel (bis kopfgrosse Gerolle mesozoischer Kalke und Sandsteine, kristal- liner Schiefer) sind nur 1—2 m măchtig. Versteinerungen sind im Sarmat des Beckeninnern selten. Die wenigen, die im Innern des Beckens bisher bekannt wurden, stammen aus den schot- terigen Schichten, so bei Băița, Logig, Pogăceaua. Daher ist die Abgrenzung der Sarmatischen Stufe sowohl nach oben als auch nach unten schwierig und man musste behelfsmăssig zu Leithorizonten greifen, deren stratigra- phische Lage nicht immer zuverlăssig fixiert werden kann. Diese Rolle spielen fiir das Sarmat des Siebenbiirgischen Beckens vor aliem die Dazittuffe. UNTERE SARMATGRENZE Das Sarmat wurde im Siebenbiirgischen Becken gegen das obere Medi- terran mit der bis 8 m dicken Dazittuffbank abgegrenzt, die weithin gut verfolgt werden kann und als Tuff von Ghiriș bezeichnet wurde. Boeckh H. und seine Mitarbeiter haben im Liegenden des Tuffes noch mediterrane Bildungen mit Fossilien nachgewiesen, im Hangenden desselben aber schon sarmatische Faunen. Diese stratigraphische Fixierung wurde durch Erni und Vancea durch neue Fossilfunde bestătigt. OBERE SARMATGRENZE Gelegentlich der geologischen Aufnahmen, die wir fiir die Erdgasgesell- schaft im Gebiete verschiedener Erdgasdome durchfiihrten, hatten wir in un- serem Bericht iiber Bazna und Șamșud (Atanasiu und Jekelius, 1924) das stratigraphische Profil der den Dom von Bazna aufbauenden Ablagerungen folgendermassen gegliedert: In der Achse des Domes liegen zu unterst graublaue tonigsandige, schie- ferige Mergel mit diinnen Sandzwischenlagen. Dariiber folgen 70—80 m măchtige Sande mit viei sekundăren Gips- kristallen. Dariiber folgt ein iiber 300 m măchtiger grauer, toniger, schieferiger Mergelkomplex. Im obersten Teii dieser Mergel finden sich diinne Zwischen - lagen eines weissen kompakten Kalkes. Uber diesem Horizont folgt ein iiber 400 m măchtiger Komplex san- diger Mergel, in dem wir im oberen Wiesengrundgraben eine Bank mit zahl- IGR> V Institutul Geologic al României 37i DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 181 reichen pontischen Fossilien (Congeria banatica, Limnocardium lenzi, L. syrmiense) fanden. Wir hatten damals ausgehend von der Feststellung, dass im Siebenbiir- gischen Becken die oberen Teile des Sarmat im allgemeinen iiberwiegend sandig, die unteren Te.ile des Pont aber iiberwiegend tonig-mergelig sind, die Grenze des Sarmat an die Oberkante des Sandhorizontes mit den sekun- dâren Gipskristallen verlegt und alle dariiber folgenden iiberwiegend tonig- mergeligen Schichten auf Grund der pontischen Fauna, die wir im Wiesen- grundgraben gefunden hatten, ins Pont gestellt. Palăontologische Anhalts- punkte fiir eine sichere stratigraphische Eingliederung des schieferigen Mer- gelkomplexes aus dem Hangenden des Sandkomplexes mit den sekundăren Gipskristallen fehlen. In dem obertags aufgeschlossenen Profil des Domes von Șamșud (Șincai) unterschieden wir im Sarmat zwei Dazittufflagen: den Tuff von Riciu und den oberen Tuff von Bozed. Ungefăhr 250 m iiber dem Tuff von Bozed stellten wir einen Komplex geschieferter Mergel mit diinnen weissen kalkigen Zwischenlagen fest, die grosse Ahnlichkeit haben mit gewissen Mergeln von Bazna, die wir ins Pont gestellt hatten. Auf Grund dieser petrographischen Ahnlichkeit mit dem Vorkommen von Bazna zogen wir die Grenze Pont- Satmat hier an der Unterkante dieser schieferigen Mergel. In unserem Bericht iiber den Erdgasdom von Șaroș (1925) mussten wir in Ermangelung horizontbestimmender Fossilien versuchen, das stratigra- phische Profil von Șaroș in Einklang zu bringen mit der von uns fiir Bazna angenommenen Gliederung und stellten daher auch die Mergel mit Zwischen- lagen grauer Kalke von schwerem spez. Gewicht und rostiger Verwitterungs- rinde, sowie den dariiber folgenden Sandkomplex und die măchtigen han- genden Mergel mit einer diinnen weissen Mergel- oder Tuffzwischenlage schon ins Pont. Nachher verlegte Erni (1929) in den Domen von Bazna und Șaroș die Grenze Pont/Sarmat hoher hinauf und zwar an die Oberkante der schie- ferigen Mergel mit den diinnen dolomitischen Kalkzwischenlagen, in denen er zahlreiche Reste von Fischen, Insekten und Pflanzen gefunden hatte. Im oberen Teii dieses Komplexes konnte er auch eine 4,5 cm dicke Dazittuff- schichte nachweisen, die er Tuff von Bazna nannte. Der Tuff von Bazna, den Erni als obere Grenze des Sarmat im siidlichen Teii des Siebenbiir- gischen Beckens annahm, ist nach ihm sehr konstant und kann in grosser Ausdehnung verfolgt werden. Seither wurde von den Geologen der Erdgasgesellschaft (Vancea und Ciupagea) dieser Tuff als Grenze Pont/Sarmat angenommen. Der blătterige Mergel mit dem Tuff von Bazna wurde von Erni um den Dom von Bazna, Cetatea de Baltă-Boian und bei Oarba, jenseits des Mureș nachgewiesen (Vancea, 1938, S. 302). Vancea fand ihn an mehreren Orten 24' 18a ERICH JEKELIUS 372 nordlich von Tg.-Mureș bei Chinari, auf dem rechten Mureș-Ufer, zwischen Ciaușul de Câmpie, Moișa, Almaș, Băla, ferner auf dem nordlichen Hang des Valea Sarului, zwischen Glodeni, Toldal, Poarta, ferner bei Ruși und Agnita. Ciupagea wies ihn auch an zahlreichen Orten nach, auf der NO, O und SO- Flanke des Domes von Șamșud zwischen Ciauș-Mădăraș, Bandul de Câmpie. STRATIGRAPHISCHE STELLUNG DES TUFFES VON BAZNA Den Schichten unterhalb des Tuffes von Bazna fehlen nach Vancea (1938) sowohl Einlagerungen von weissem Kalk als auch pontische Fossilien. Diese Schichten haben gewohnlich das Aussehen sarmatischer Ablagerun- gen und enthalten sehr selten Fossilien. Das von Phleps (1906) vom Siidende des Wiesengrundgrabens erwăhnte Cardium obsoletum, soli nach Vancea (1938) aus den Sanden unter dem blătterigen Mergel mit dem Tuff von Bazna stammen. Aus den gleichen Sanden von Șaroș soli Gaâl (1912) eine mittel- und obermiozăne Fauna angeben. Also sind nach Vancea horizontbestimmend vor aliem das Cardium obso- letum, das Phleps von Bazna angibt, und die miozăne Fauna, die Gaâl von Șaroș anfuhrt. Phleps (1906, S. 5) erwăhnt aus der Umgebung von Bazna, vom Stid- ende des Wiesengrundgrabens aus dunkeln Ton- und Sandschichten, die unter ro° nach SSW fallen, Cardium obsoletum und bestimmt damit diese dunkeln Ton- und Sandschichten als sarmatisch. Phleps fasste damals noch, sowie auch Koch schon friiher aile Schichten in der weiten Umgebung von Bazna als sarmatisch auf, nur die im Tal von Bazna selber aufgeschlossenen ăltesten Tone hielten sie fiir mediterran. Daher-war es fiir Phleps nahelie- gend das einzige Cardium, das er in der sandigen Tonschichte des oberen Wiesengrundgrabens fand, das w'ohl auch noch schlecht erhalten war, als Cardium obsoletum zu bezeichnen. Roth (1907) dagegen stellt aile, an der Oberflăche aufgeschlossenen Bildungen aus der weiten Umgebung auf Grund zahlreicher Versteinerungen, die er aus dem Gebiet zahlreicher Gemeinden dieser Gegend zitiert, ohne die Fundorte năher zu bezeichnen, ins Pont. Bei Bazna soli unter dem Pont in der Tiefe nur Mediterran liegen, Sarmat aber vollkommen fehlen. Da das Siidende des Wiesengrundgrabens nach unseren Aufnahmen (Jekelius und Atanasiu 1924) mitten im Bereich der pontischen Schichten liegt und wir gerade hier in den dunkeln sandigen Tonschichten eine reiche pontische Fauna fanden (Congeria banatica, Limnocardium lenzi, L. syrmiense), verdankt das von Phleps von hier angegebene Cardium obsoletum ganz sicher nur einer falschen Bestimmung seine Existenz. Doch wird dies Cardium obsoletum in der Literatur immer wieder als Beweis fiir das sarmatische Alter red Schichten von Bazna zitiert (Gaâl, Erni, Vancea). 373 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 183 Bezuglich der bei Șaroș gefundenen miozănen Fauna sagt Gaâl (1912 S. 12) in der Arbeit (ungarisch), auf die sich Vancea beruft, folgendes: « Eine mit der Homoroder Fauna gleichwertige Fauna sammelte ich bei M.-Sâros und zăhite sie auch in meinem Jahresbericht von 1911 auf». Einige Zeilen vorher hatte er davon gesprochen, dass Roth bei Homorod und Garat mittleres Miozăn erwăhnt habe und aus dessen oberem sandigem Horizont auch eine mittelmiozăne Fauna gesammelt hatte. Roth (1911) erwăhnt aber von hier aus dem oberen sandigen Florizont: Ostrea cf. digitalina Dub. und Pecten cf. leythajanus Partsch. Also jedenfalls nicht Sarmat. Auch in der geolo- gischen Karte, die Roth seiner Dissertation (1909) beifiigte, verzeichnete er in dem ganzen Gebiet zwischen Homorod und Garat nur oberes Medi- terran. In genau dem gleichen Sinne ăussert sich Gaâl auch im Central- blatt fiir Mineralogie 1912, S. 441. Und auf Seite 442 schreibt er ausdriicklich vom oberen Horizont des mittleren Miozăn s, der bei Cămărașu, Pogăceaua und bei Șaroș aufgeschlossen sein soli. Das Sarmat aber stellt er (S. 443) ins obere Miozăn, wăhrend lăut S. 440 der obere Ho- rizont des mittleren Miozăns in der Auffassung Gaâls dem Leithakalk oder dem Torton entspricht. Den Bericht Gaâls an das kgl. ungar. Finanzministerium aus dem Jahr 1911, auf den Gaâl sich beruft und in dem die Liste der Fauna von Șaroș enthalten sein soli, Hess Boeckh nicht veroffentlichen, da Gaâl in diesem Bericht das Vorkommen von Antiklinalen im Siebenbiirger Becken leugnete. So blieb die Liste der Fauna unbekannt. Nach all dem zitiert Gaâl aber (1912) von Șaroș nur eine Fauna, die er als gleichwertig mit der obermedi- terranen Fauna von Homorod bezeichnete. Somit kann auch diese Angabe Gaâls bezuglich Șaroș nicht fiir den Nachweis von Sarmat hier in Anspruch genommen werden. Die gleichen Sande lieferten Erni (siehe Vancea, 1938, S. 302) bei Bazna Fragmente von Muscheln und Schnecken und bei Velț ein Cerithium sp. Es sind dies auch Angaben, die stratigraphisch nicht verwendbar sind. Hoch- stens insofern als das Cerithium von Velț, wenn es nicht umgelagert ist, Pont ausschliesst. Ausfiihrlicher kommt Ciupagea (1935) auf diesen Grenzhorizont Pont- Sarmat zu sprechen. Nach ihm ist der 4—4,5 cm dicke Dazittuff von Bazna einem bis 10 m măchtigen schieferigen, dysodilischen Mergelkomplex zwischen- gelagert. Auf den weissen Schichtflăchen dieser Mergel werden Reste von Fischen und Koprolithe gefunden. Ausserdem wird dieser Horizont durch eine manchmal unterbrochene Schichte eines schweren und harten, dolo- mitischen grauen, braun verwitternden Kalkes charakterisiert. Diese Kalke enthalten auch Fischreste und Insekten. In einem Horizont solcher dolomitischer Kalke fand Ciupagea in einem Konglomerat sudlich von Apold, auf der Westflanke der Antiklinale von JAț Institutul Geologic al României IGR/ 184 ERICH JEKELIUS 374 Daia, sarmatische Fossilien, unter denen er Cerithium pictum Bast. und Ce- rithium disjunctum Sow. bestimmen konnte. Im Liegenden dieses oberen Horizontes sammelte Ciupagea zahlreiche sarmatische Fossilien: Cerithium pictum BAST. » disjunctum SOW. Trochus sp. Bulla sp. Eruilia podolica ElCHW. Cardium obsoletum ElCHW. » sp. div. Modiola volhynica ElCHW. Hydrobia sp. Ciupagea parallelisiert die Zone dolomitischer Kalke von Apold mit den oberen dolomitischen Kalken aus dem direkten Liegenden der blătterigen Schiefer mit dem Tuff von Bazna. Da aber einerseits sowohl nach Ciupagea als auch nach Vancea solche dolomitische Kalke auch viei tiefer im Sarmat auftreten, andererseits aber in der ganzen sudostlichen Randzone die blăt- terigen Schiefer mit dem Tuff von Bazna fehlen, ist es moglich, dass diese Parallelisierung nicht unbedingt sicher ist. Es kann sich hier auch um eine tiefere Lage dolomitischer Kalke handeln. Nach all dem kann die obere Grenze des Sarmat im zentralen Beckenteil trotz aller wertvoller Untersuchungen in dieser Richtung noch iînmer nicht mit Sicherheit festgestellt werden, wenn auch die Verlegung dieser Grenze an die Oberkante des Horizontes mit dem Tuff von Bazna die gegenwărtig jedenfalls beste Lbsung ist und fiir die Kartierungsarbeiten wenigstens inner- halb des zentralen Beckenteiles eine einheitliche Grenzziehung ermoglicht. Ob aber die im zentralen Beckenteil durch die Oberkante des Horizontes mit dem Tuff von Bazna festgelegte Grenze stratigraphisch tatsăchlich den gleichen Horizont begrenzt, mit dem im siidlichen Beckenteil das Sarmat abschliesst, ist eine Frage, die vorlăufig kaum beantwortet werden kann. Auf faunistischer Grundlage kann somit in Siebenbiirgen vorlăufig nur unteres Sarmat mit Sicherheit nachgewiesen werden. Uber dem Untersarmat folgen in Siebenbiirgen ganz allgemein die Unteren Congerienschichten, ohne dass bisnoch weder an den Beckenrăndern noch im zentralen Beckenteil irgendwo ein Schichtkomplex hătte nachgewiesen werden konnen, der fau- nistisch als Ubergangsstufe zwischen dem Untersarmat und den Unteren Congerienschichten angesprochen werden konnte. 4 M Institutul Geologic al României XjGR/ VII. MEDITERRAN-SARMATISCHE SUSSWASSERSCHICHTEiN Die Bezeichnung der Susswasserformen der Fauna der Congerienschichten SO-Europas als Elemente der K as p is ch en Fauna ist irre- fiihrend. Die rezente Fauna des Kaspischen Meeres wird damit zum Typus der Fauna der pliozănen Congerienschichten des Mittleren Donaubeckens gemacht und die Elemente der «kaspischen Fauna» miissen in scharfen, stratigraphischen Gegensatz treten zur brackischen Sarmatfauna, deren Ent- wicklung aus der mediterranen Fauna des Miozăns ja allgemein bekannt ist. Wăhrend somit fur die Entwicklung der brackischen Sarmatfauna die Blickrichtung mit der natiirlichen Entwicklung iibereinstimmt, entspricht die Bezeichnung der Fauna der Congerienschichten als «Kaspifauna» einer Projektion jiingerer Zeitverhăltnisse auf friihere, also einer dem Ablauf der natiirlichen Entwicklung entgegengesetzten Blickrichtung. Wo diese beiden von den entgegengesetzten Enden der stratigraphischen Skala aus betrach- teten Faunen sich treffen, wirkt ein eventuelles Vorkommen von Formen der jiingeren «kaspischen Fauna» in Schichten des sarmatischen Brack wie das Auftreten erster Vorlăufer eines sich herausbildenden ganz neuen Fau- nentypuses. Eine richtige Einstellung zum Ablauf der geologischen und faunistischen Entwicklung konnen wir in unserem Falie nur finden, wenn wir uns dessen bewusst bleiben, dass die beiden Faunen, die marin-brackische und die Fauna des Siisswassers sich wăhrend des ganzen Neogen gleichzeitig nebeneinander in geographisch getrenntem Milieu entwickelt haben, die marin-brackischen in dem grossen marinen Becken, die Siisswasserfaunen in den fliessenden und stehenden Gewăssern der Randgebiete. So reicht der Typus der Fauna der Congerienschichten in Europa min- destens bis ins Alttertiăr zuriick und ist rings um das spăter sich herausbil- dende Mittlere Donaubecken weit verbreitet. In den kohlehaltigen Schichten von Dorogh: Congeria eocenica Mun. Chalm., in den Schichten des Aquitan des Beckens von Petroșani: Melanopsis und Melania (Hofmann 1870, Koch 1894); in den mediterranen Siisswasserschichten (Kirchberger Siisswasser- schichten, Oncophora-Schichten, Sotzkaschichten) in Măhren (Rzehak 1908, Remeș 1923), in Bayern (Klein 1846/53, Sandberger 1870/75, Ammon 1888, Institutul Geologic al României \jGRy i86 ERICH JEKELIUS 376 Pfannenstiel 1931, Krauss Ernst 1938), in der Ostmark bei Eibiswald, Wies, Rein usw. (Sandberger 1883, Dreger 1902), in der Tiiffer-Sagorer Bucht (Bittner 1884, nach Bittner Oligozăn): Congeria, Unio, Melanopsis, Melania, Neritina, Hydrobia, Bythinia, Valvata, Planorbis, Limnaeus. Ein- zelne Formen, wie z. B. Melania escheri, Melanopsis impressa, sind den mio- zănen und den pontischen Siisswasserschichten gemeinsam, obwohl sich măchtige, auch marine Schichtkomplexe zwischenschalten. Die Ablagerungen des Beckens von Turiec (Slowakei) wurden friiher als pliozăne Congerienschichten angesehen. Remeș (1923) fand hier aber ausser anderen Siisswasserformen auch Congeria subclavtformis und Oncophora. Es handelt sich somit um mediterrane Siisswasserablagerungen. Aus dem Gebiet des Borsod-Heveser Biikk-Gebirges (Ungarn) beschreibt Schreter (1934) aus dem Helvet eine Schichtserie mit Braunkohlenflozen (Salgotarjâner Fazies), aus der Schreter ausser anderen Fossilien noch erwăhnt: Congeria clavaeformis Krauss, Melanopsis impressa Krauss, Neri- tina picta F^r. Aus den entsprechenden miozănen Siisswasserschichten Bosniens und Herzegowinas aber wurde eine reiche Fauna bekannt, deren Typus dem der Fauna der Congerienschichten vollkommen entspricht. Neumayr (1880) und Katzer (1921) erwăhnen aus diesen Schichten: Congeria antecroatica KATZER o bosniaca KATZER » bihacensis KATZER » pernaeformis ANDR. » fuchsi PIL. Dreissensia sp. Melanopsis filifera NEUM. » cvijici Brus. » tenuiplicata NEUM. » plicatula BRUS. » angulata NEUM. » vitezovici BRUS. Melanoptychia bittneri NEUM. » dieneri KATZER » mojsosivici NEUM. » carusi BRUS. Melania pilari NEUM. Neritodonta semidentata SANDB. o cf. pilari BRUS. » reiseri BRUS. Prososthenia eburnea BRUS. » humilis BRUS. Pseudamnicola stosiciana crassa BRUS. Sandria sp. Stalioa parvula NEUM. Pyrgula sp. Marticia hidaljoi BRUS. » tietzei NEUM. Bythinia sp. Bythinella pachychila Brus. Nematur ella sp. Stenotyra stenostoma BRUS. » bosnensis BRUS. Euchilus elongatus NEUM. Lithoglyphus sp. Orygoceras tropidophorum BRUS. » curvum BRUS. » bifrons BRUS. Planorbis pulici BRUS. Ancylus illyricus NEUM. Clivunella katzeri KRAMBERGER Neumayr (1880) weist darauf hin, dass ein Teii der dalmatinischen Mela- nopsidenmergel auch mit Sicherheit diesen mediterranen Siisswasserschichten ăquivalent sei und weist auf die ăhnlichen Vorkommen hin, die Boeckh aus V (GR/ Institutul Geologic al României DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 187 der Gegend von Fiinfkirchen verdffentlicht hat und mit denen sich Boeckh spăter (1881) ausfiihrlicher beschaftigte. So beschreibt Boeckh aus dem Liegenden von marinen obermediterranen Schichten Stisswasserablagerungen mit Congerien, Melania escheri, Unio, Neritina usw. Diese Siisswasserbildungen enthalten bei M. Hidas auch Kohlenflbze. Diese Schichtenfolge tritt an zahl- reichen Punkten auf. Wenz (1931) beschreibt aus diesen Ablagerungen eine kleine Fauna: Congeria boeckhi Wenz (die der Congeria ornithopsis sehr nahe steht), Bulimus vadăszi Wenz, Gyraulus. Von Szabolcs bestimmte Boeckh : Congeria czjzeki, Cong. aff. triangularis, Planorbis, Cardium usw. Diese « pontische » Schichtenfolge wird von sar- matischen Schichten iiberlagert. In Russland, in Ostgeorgien und Siidkaukasien wurden entsprechende Bildungen als Horizont von Kotzachur (oder Oncophora-Schichten) beschrie- ben (Davidaschvili 1933, 1934, 1937; Bogatchev 1936) mit Congeria trans- kaukasia David., Melanopsis sp., Oncophora socialis Rzehak, Cardium (Eopro- sodacna) sp., Cardium (Eoprosodacna) kartlicum David., Cârd, goriense David. Nach Davidaschvili (1937) sind die Cardiiden des Horizontes von Kot- zachur und der Oncophoraschichten Westeuropas die Vorlaufer der stărker spezialisierten Brackwassercardiiden der Congerienschichten. Institutul Geological României INDEX DER VERSCHIEDENSPRACHIGEN BEZEICHNUNGEN FUR IN VORLIEGENDER ARBEIT ERWÂHNTE ORTE Da in der rumănischen, deutschen und ungarischen geologischen Lite- ratur fur die Orte vor aliem der gemischtsprachigen Gebiete mancher Teile des Mittleren Donaubeckens ganz verschiedene Ortsbezeichnungen verwendet wurden, ist es in vielen Făllen heute ohne genauere Lokalkenntnis und ohne ausreichende Hilfsmittel nicht mehr moglich, festzustellen, welcher Ort mit der einen oder anderen Bezeichnung gemeint ist. Da ich aber im Text der Arbeit die verschiedenen in der geologischen Literatur gebrăuch- lichen Schreibweisen der verschiedenen Orte nicht alle anfiihren kann, gebe ich im nachfolgenden fiir die in meiner Arbeit erwăhnten Lokalităten, fiir die in der Literatur stark abweichende Bezeichnungen vorkommen, einen Index, in dem an erster Stelle die in meiner Arbeit verwendete Schreibweise steht und anschliessend die sonst in der Literatur fiir die gleiche Lokalităt noch gebrăuchlichen Bezeichnungen angefiihrt sind. OSTMARK (BURGENLAND) UND UNGARISCHE GRENZGEBIETE Deutsch Baumgarten Breitenbrunn Drassburg Eisenstadt Forchtenau Funfkirchen Grosshbflein Giins Giissing Hornstein Klingenbach Kroisbach Lackenbach Landsee Ungarisch Kertes, Sopronkertes, Marz-Kertes Sz^leskiit, Fertoszeleskut Darufalva Kismârton Fraknd, Frakndvâralja P6cs Nagyhoflâny Kdszeg Nimetujvăr Szarvkd KJimpa, Kelânpatak Râkos, Fertorâkos Lakompak Lânzsdr, Lândzsăr Institutul Geologic al României 379 DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN 189 Margarethen Mattersdorf, Mattersburg Miillendorf Neckenmarkt Odenburg Oggau Olsnitz Plattensee Podersdorf Pullendorf, Ober- Purbach Raab Rechnitz Ritzing Sigles, Siegless Stoob Tschakathurn, Csakathurn Wiesen Zemendorf Szt. Margita, Szentmargit, Szentmargitbânya Nagy Mârton Szârazvâm Sopronnyăk, Nydk Șopron Oka, Okka Muraszombat Balaton Pâtfalu Felsopula, Felsdpulya Feketevâros Gyor Rohonc Râczâny Siklos, Sikldsd Csâva Csâktornya Rătfalu Zemenye OSTRAND DER THEISSEBENE UND SIEBENBURGEN Rumănisch Deutsch Ungarisch Agnita (Bez. Târnava Mare) Agnetheln Szt. Âgota Ajud (Bez. Alba) Strassburg Nagy Enyed Albești (Bez. Târnava Mare) Weisskirch Fehăregyhâza Almaș, Merișori (Bez. Mureș) Puszta Almâs Alțina (Bez. Sibiu) Alzen Alczina Apold (Bez. Târnava Mare) Trappold Apold Archita (Bez. Târnava Mare) Arkeden Erked Bădeni (Bez. Turda) Bâgyon Baița (Bez. Mureș) Szăsz Banyicza Băla (Bez. Mureș) Bala Balcaci (Bez. Târnava Mică) Bulkesch Bolkâcs Bând, Bandul de Câmpie (Bez. Mureș) Mezo Bând Batoș (Bez. Mureș) Botsch Bățos Bazna (Bez. Târnava Mare) Baassen Felso Bajom Beiuș (Bez. Bihor) Beldnyes Benic (Bez. Alba) Benedek Bogești (Bez. Arad) Bogyest, Bozdsd, Felso Csill Boian (Bez. Târnava Mică) Mez6 Bo Bolvașnița (Bez. Severin) Bolvâs Bozed (Bez. Mureș) Bazâd Brâncovenești (Bez. Mureș) Marosvâcs Brănești (Bez. Severin) Avasfalva Broșteni (Bez. Caraș) Krassdborostyân Buia (Bez. Târnava Mare) Bell Bolya 190 ERICH JEKELIUS 380 Bunești (Bez. Târnava Mare) Câlnic (Bez. Alba) Câlnic (Bez. Caraș) Cămărașu (Bez. Cluj) Câmpul-Lung (Bez. Caraș) Cetatea de Baltă (Bez. Târnava Mică) Cetea (Bez. Alba) Chinari (Bez. Mureș) Ciaușul de Câmpie (Bez. Mureș) Cicău (Bez. Alba) Cireșul (Bez. Severin) Cisnădia (Bez. Sibiu) Ciuchici (Bez. Caraș) Ciugud (Bez. Alba) Cohalm, Rupea (Bez. Târnava Mare) Copșa Mică (Bez. Târnava Mare) Criciova (Bez. Severin) Cristur (Bez. Odorhei) Criț (Bez. Târnava Mare) Daia (Bez. Târnava Mare) Deleni (Bez. Mureș) Dobca (Bez. Târnava Mare) Dumbrăveni (Bez. Târnava Mică) Feleac (Bez. Cluj) Feleag (Bez. Odorhei) Fișer (Bez. Târnava Mare) Galda de Jos (Bez. Alba) Geoagiul de Sus (Bez. Alba) Ghiriș (Bez. Cluj) Glodeni (Bez. Mureș) Govașdia, Mocioni (Bez. Arad) Gurghiu (Bez. Mureș) Hășag (Bez. Sibiu) Hidișelul de Jos (Bez. Bihor) Hidișelul de Sus (Bez. Bihor) Ighiel (Bez. Alba) Ighiu (Bez. Alba) Lălășinț (Bez. Severin) Lăzăreni (Bez. Bihor) Logig (Bez. Mureș) Lopadea Română, Lopadea Veche (Bez. Alba), Lueriu (Bez. Mureș) Lueta (Bez. Odorhei) Luguzău (Bez. Arad) Macoviște (Bez. Caraș) Mădăraș (Bez. Mureș) Markovac Mateiaș (Bez. (Târnava Mare) Mercurea (Bez. Sibiu) Bodendorf Kelling Langenfeld Kokelburg Heltau Reps Kleinkopisch Deutsch Kreutz Denndorf Elisabethstadt Schweischer Haschagen Ludwigsdorf Reussmarkt Szâsz Buda Kelnek Kolniik Puszta Kamarâs Năramezo Kiikullovâr Csâklya Vâr hegy Mezo-Csâvâs Csăkd Cserestemes Nagy Diszndd Csukics, Tyukd Fiiged Kohalom Kis-Kapus Kricsd Szăkelykeresztur Szâsz Keresztur Szâszdâlya Orosz Idăcs Datk Erzsebetvâros Felek Magyar Felek Sdvănysăg Also Gâld Fel Gydgy Gyăres Sârpatak Gosd Gorgăny Szt. Imre Hâssâg Almamezo Harangmezo Igenpataka Magyar Igen Lalâncz Mikldirtâs, Mikld-Lazur Szâsz Ludvăg Olâhlapâd Lfivâr Lovite Lugozd Mâkosfalva Mezo Madaras Markovecz, Mârktelke Mâtâfalva Szerdahely Institutul Geologic al Ro âniei 38x DAS PLIOZĂN UND DIE SARMATISCHE STUFE IM DONAUBECKEN Merești (Bez. Odorhei) Homorodalmâs Micuș Micești (Bez. Turda) Mirăslău (Bez. Alba) Moișa (Bez. Mureș) Mureni (Bez. Odorhei) Nadeș (Bez. Târnava Mică) Nadosch, Nadisch Mikes Miriszld Mojos Szederjes Szâsz Nâdos Nicolinți (Bez. Caraș) Oarba (Bez. Mureș) Ocna Sibiului (Bez. Sibiu) Salzburg Nikolincz, Mikldshâza Maros Orbd Vizakna Odorhei (Bez. Odorhei) Ohaba Mâtnic (Bez. Severin) Oieșdea (Bez. Alba) Orminiș (Bez. Alba) Plopiș (Bez. Sălaj) Poarta (Bez. Mureș) Poenii de Sus (Bez. Bihor) Pogăceaua (Bez. Mureș) Porumbenii Mari (Bez. Odorhei) Szăkely Udvarhely Mutnokszabadja Vajasd OrmSnyes Gyiimolcs^nes Kortekapu Felsb Pojeny, Felso Poeny Mezo Pagocsa Nagy Galambfalva Proștea Mare (Bez. Târnava Mare) Gross Probstdorf Nagy Ekemezo Răcășdia (Bez. Caraș) Rachitova (Bez. Caraș) Racoșul de Jos (Bez. Târnava Mare) Rădmănești (Bez. Severin) Reșița (Bez. Caraș) Reschitz Rakasd Rakitd Als<5 Râkos Radmanocz, Radmanest Resiczabânya Retiș (Bez. Târnava Mare) Retisdorf, Reteschdorf Reten Riciu, Râciu (Bez. Mureș) Roadeș (Bez. Târnava Mare) Radeln Mezo-Riics Rădos Ruși (Bez. Sibiu) Reussen Riisz Rusova Nouă (Bez. Caraș) Sacadat (Bez. Sibiu) Șaeș (Bez. Târnava Mare) Schaas Uj Ruszolcz, Uj Ruszova Szakadat Segesd Șarnșud, Șincai (Bez. Mureș) Mezo Sâmsond Sângeorgiu de Câmpie (Bez. Cluj) Sângeorgiul de Pădure (Bez. Odorhei) Sântimbru (Bez. Alba) Șărmășel (Bez. Cluj) Șaroș (Bez. Târnava Mică) Saschiz (Bez. Târnava Mare) Kaisd Mezo Szt. Gyorgy Erdo Szt. Gyorgy Maros Szt. Imre Kis Sărmâs Magyar Sâros Szâsz-K£zd Sebeș, Sebeșul Săsesc (Bez. Alba) Miihlbach Szâsz Sebeș Șebiș (Bez. Arad) Sibiu (Bez. Sibiu) Hermannstadt Borossebes Nagyszeben Sighișoara (Bez. Târnava Mare) Schăssburg Segesvăr Șilindia (Bez. Arad) Șimlăul Silvaniei (Bez. Sălaj) Slimnic (Bez. Sibiu) Stolzenburg Szilingyia, Selend Szilâgy Somlyd Szelindek Soceni (Bez. Caraș) Stracoș (Bez. Bihor) Teiuș (Bez. Alba) Dreikirchen Szocsân Isztrăkos Tbviș Temerești (Bez. Severin) Tirol (Bez. Caraș) Konigsgnad, Tirol Temeres, Temerest Kirâlykegye Institutul Geological României IȘ2 ERICH JEKELIUS 382 Toldal (Bez, Mureș) Vânători (Bez. Târnava Mare) Teufelsdorf Vârciorova (Bez. Severin) Veșeud, Veșăud (Bez. Târnava Mare) Wasied, Wassried Vorumloc (Bez. Târnava Mare) Wurmloch Vurpăr (Bez. Sibiu) Burgberg Zăbalț (Bez. Severin) Zalău (Bez. Sălaj) Zorlențul Mare (Bez. Caraș) Toldalag Hejjâsfalva Varcsaro, Vercserova Szâsz Veszbd Baromlaka Vurpdd Zabâlcz, Szabâlcs Szilăgy Alsd Zorlencz Wr Institutul Geologic al României \_IGR/ VERZEICHNIS DER ZITIERTEN LITERATUR ABICH O. W. H. (1865). Einleitende Grundziige der Geologie der Halbinsel Kertsch und Taman. Mim. d. I. Acad. d. Sc. d. 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ATANASIU INTRODUCTION Dans une serie de publications anterieures (i, 2) T) j’ai donne les resultats des mesures magnetiques absolues effectuees en Transylvanie durant les annees 1936, 1937 et 1938. Ces mesures se rapportent â la determination de la declinaison (D) et de la composante horizontale (H) pour 33 stations dont quelques-unes ont ete visitees plusieurs fois â des dates differentes. Durant l’ete 1941, j’ai fait des mesures dans 9 stations, dont 6 sont des stations anciennes et 3 nouvelles; mesures ayant pour but la reduction de toutes les mesures ă la meme date. Enfin, en juillet 1942, j’ai encore deter- mine D et H dans 7 stations, dont 6 nouvelles. En tout, le materiei servant â ce travail se rapporte â 42 stations, situees en majorite dans le centre de la Transylvanie. Les stations etudiees sont les suivantes: En 1936: Cluj-Observatoire (3 fois), Cluj-Amelioration des Plantes, Feleac (seulement D), Sărmășel, Moci, Ciucea, Stana, Bistra, Lunca-Arie- sului et Turda. > En 1937: Cluj-Observatoire (4 fois), Cluj-Amelioration des Plantes (2 fois), Alba-Iulia, Blaj, Mediaș, Sighișoara, Tg.-Mureș, Iernut, Luduș, Bon- țida, Dej, Gherla et Gilău. En 1938: San-Mihai, Dicio-Sân-Martin, Bălăușeri, Praid, Odorhe', Cri- sturul-Secuesc, Dumbrăveni, Sighișoara II, Agnita et Sibiu. En 1941 : Alba-Iulia, Turda, Sărmășel, Sărmaș, Războieni, Mediaș, Sighi- șoara II et Apold. En 1942: Alba-Iulia, Sebeș-Alba, Orlat, Șeica-Mare, Avrig, Arpașul-de- Jos et Făgăraș. J) Voir aussi les notes: C. R. Acad. Sc. Roumanie, t. I, p. 391, 1937; t. II, p. 610, 1938 et t. III, p. 403, 1939. Institutul Geological României 2 G. ATANASIU 4CO TABLEAU I Nr. STATION

i 6',07 W 10',17 W 9 » ... 16 » » 8 23 + 4,9 3,02 W 7,92 W » » » ... 17 » » 7 59 + 5,2 3,48 W 8,68 W & » ... 25.VI. 1937 8 9 + 5,i 5,22 W 10,32 W » » ... 5. VII. 1937 8 13 + 5,0 *) 2,97 W 7,97 W » » ... 6 » » 7 46 + 5,2 3,20 W 8,40 W » » ... 8 » » 7 34 + 5,2 3,19 w 8,39 W 2 Cluj-Amăl. Plant. . . 21.VII.1936 8 36 + 4,7 1,88 W 6,58 W » & » . . [9. VII. 1937 7 55 + 5,2 4,09 w 9,29 W & » » . . IO » » 7 22 + 5,1 4,57 W 9,67 w 3 Feleac > I8.VII. 1936 9 14 + 4,0 7,38 w 11,38 w 4 Șărmășel 24 » » 10 18 — 6,27 E 5,07 E » 26.vul.1941 7 7 — 5>o 38,80 E 33,8o E 5 Moci 25.VII. 1936 7 18 — 5,i 22,57 E i7,47 E 6 Ciucea 28 » » 8 38 + 4,6 11,07 W 15,67 w 7 Stana 29 » » 8 51 + 4,3 33,45 W 37,75 W 8 Bistra 3.VIII.I936 16 41 .— 2,6 49,38 W 46,78 W 9 Lunca-Arieș .... 5 » » 8 19 + 5,o 12,47 W 17,47 w IO Turda 8 » » 9 33 + 3,6 30,03 W 33,63 w » » 24.VIII.1941 16 54 + 2,3 16,98 E 19,28 E II Alba-Iulia 16.VII. 1937 7 56 — 5,2 15,52 E 10,32 E » » 23.VII. 1941 8 29 — 4,7 40,89 E 36,19 E 1) » n.VII. 1942 7 59 — 5,2 43,39 E 38,19 E 12 Blaj 17.VII. 1937 8 9 — 5,i *) 9,96 E 4,86 E 13 Mediaș 18.VII. 1937 7 54 + 5,2 11,09 W 16,29 w » 28.VIII.1941 16 16 + 3,2 13,84 E 17,04 E 14 Sighișoara I 19.VII.1937 7 53 + 5,2 25,55 w 30,75 w 15 Tg.-Mureș 21.VII. 1937 7 4° + 5,2 16,89 W 22,09 W 16 Iernut 22 » » 8 35 — 4,7 *) 0,19 E 4,51 W 17 Luduș 23 » » 8 4 — 5,i *)i4,39 E 9,29 E 18 Bonțida 30 » » 14 24 — 6,0 8,15 w 2,15 W 19 Dej 31 » » 8 6 — 5,1 0,11 E 4,99 W 20 Gherla 31 8 8 15 3° — 4,5 7>i3 W 2,63 W 21 Gilău 4.VIII.I937 7 49 + 5,2 *)I4,O3 W 19,23 W 22 Sân-Mihai 9.VII. 1938 8 41 + 4,7 13,63 W 18,33 W 23 Sărmaș 10.VII. 1938 7 57 — 5,2 23,53 E 18,33 E » 26.VIII.1941 15 33 + 4,5 47,89 E 52,39 E 24 Aiud n.VII. 1938 16 30 + 2,9 8,44 E n,34 E 25 Dicio-Sân-Martin . . 13 » 8 8 12 — 5,i 1,91 E 3,19 w *) Le signe *) indique, selon Ies enregistrements de Stara-Dala, pour 1937, des pertur- bations magnetiques durant les mesures; ces perturbations sont faibles, sauf pour Gilău ou elles sont moyennes. Pour l’annăe 1938, parmi les jours de mesure, celles de 10 juillet (Săr- maș) et de 16 juillet (Odorhei) sont caractărisăes comme des jours troublăs; voir Assoc. de Magnătisme et Electriciti terrestres, De Bilt. 4°5 CARTES MAGNETIQUES DE LA TRANSYLVANIE 7 Tableau III. — (suite) 0 z Sta t i 0 n Date Heure locale Gr -p iA 36”» Correc- tion Do De 26 Bălăușeri 13.VII. 1938 i5A s 6™ -3',8 19',38 W 15',58 W 27 Praid 14 » J> 8 28 + 4,8 23,62 W 28,42 W 28 Odorhei 16 » » 8 11 — 5>i 20,83 E 15,73 E 29 Cristurul Sec. I . . . 16 » » 17 33 + i.5 16,52 E 18,02 E 30 Dumbrăveni 18 » » 8 16 — 5,i 8,33 E 3,23 E 31 Sighișoara II .... 21 » » 8 3 + 5,i 22,23 W 27,33 W » II ... . 3o.vm.1941 8 0 — 5,i 4,24 E 0,86 W 32 Agnita 24.VII. 1938 8 34 + 4,7 2,50 W 7,20 W 33 Sibiu 26 » » 7 47 — 5,i 18,70 E 13,60 E 34 Teiuș 23.vnl.1941 i7 36 + i,5 3i,59 E 33,09 E 35 Războieni 27 » » 16 8 + 3,5 38,15 E 41,65 E 36 Apold 31 » » 8 47 — 4,5 16,70 E 12,20 E J 8 16 — 5>i 33,45 E 37 Sebeș-Alba I2.VII. 1942 l 9 56 — 2,0 29,51 E 127,80 E 38 Orlat 15 » * 8 1 — 5,i 43,08 E 38, 0 E 39 Șeica-Mare l6 » » 8 11 — 53 3°,4° E 25,30 E 4° Avrig 17 » » 8 56 — 4,3 24,68 E 20,40 E 41 Arpașul-de-Jos . . . 18 » » 7 46 — 5,2 33, 0 E 27,80 E 42 Făgăraș 20 » » 7 32 — 5,2 46,15 E 40,90 E La correction des variations accidentelles n’a pas ete faite, aucune sta- tion d’enregistrements magnetiques permanents ne se trouvant pas encore en fonction, dans notre pays, aux epoques de nos mesures ’). Par suite, les valeurs obtenues dans ce travail peuvent etre entachees d’erreurs lâ oii des perturbations magnetiques se seraient produites durant la mesure. Tou- tefois, l’experience nous a montre, surtout dans les stations oii la mesure a ete repetee plusieurs fois, que l’on n’a pas ă craindre, pour D, des ecarts acci- dentels qui depassent 3',5—4'; generalement les erreurs sont beaucoup plus petites. On peut donc admettre que les valeurs de D, donnees dans le tableau III, presenteraient seulement dans quelques cas defavorables des erreurs de ± 3',5— 4'. l) Pour l’annee 1936, possădant les enregistrements diurnes complets de Stara-Dala, j’ai essayă de corriger aussi les variations accidentelles. Mais la methode que j’avais appliqufc (travail b, p. 132) n’6tait pas satisfaisante. II aurait fallu tenir compte, en effet, de ce que les variations horaires sont fonction de l’heure locale, pendant que les variations acciden- telles se produisent au meme moment dans toutes les stations. En tenant compte de ce fait on trouve, par exemple pour la station Turda, 6tudi6e en 1936, une correction de la ddcli- naison de 3',4 W; pour Stana 2',7 W; pour Cluj-Amâ. PI. 2',2 E; pour Cluj-Observ. i',9 W, i',8 E et o',7 W; pour Moci i',5 E et pour Ciucea i',2 E; pour les autres stations de 1936 les corrections sont plus faibles que i'. Institutul Geological României 8 G. ATANASIU 406 VARIATION SECUL AI RE DE LA DECLINAISON Pour obtenir la variation seculaire de la declinaison durant les annees —1941, on compare les valeurs de D obtenues dans les six stations etudiees en 1941, avec les valeurs des annees precedentes. On obtient ainsi les resultats inscrits dans le tableau IV, ou AD est la variation de D â partir de i-er juillet ă midi 1936 (ou 1937, 1938) jusqu’au t-er juillet ă midi 1941. La variation annuelle est donc en moyenne de 8',3 vers l’Est par an. Pour la mesure de 1936, â Turda, j’ai applique Ia correction accidentelle TABLEAU IV Intervale de temps Station AL vers l’Est Var. annuelle 1936—1941 Sărmășel 28',O 5',6I » Turda 49',2 9',8/ 7 ,7 1937—1941 • Alba-Iulia 25'.7 6'41 » Mediaș . 32',4 8',i 1 7 2 1938—1941 Sărmaș . . . 33',° n',0) Sighișoara II 26',3 8',8 J 9 >9 de 3',4 W; pour Sărmășel, cette correction est negligeable. Si on n’applique pas cette correction accidentelle, la variation annuelle moyenne pour 1936— 1941 est de 8' au lieu de 7',7 et la moyenne generale de la variation devient 8',4 au lieu de 8',3. Pour ramener toutes les mesures de declinaison effectuees durant 1936— 1941 ă la meme date, j’ai adopte la correction annuelle de 8' vers l’Est par an. VALEURS DE LA COMPOSANTE HORIZONTALE 1 La composante horizontale n’a subi aucune correction. D’une part on ne disposait pas d’enregistrements correspondants, la station Stara-Dala n’ayant pas enregistre H. Les autres stations qui enregistraient H en 1936— 1938 sont trop eloignees de la region etudiee. Les enregistrements obtenus par Hepites et Murat ă Bucarest, en 1898—1900, sont trop anciens. Ainsi la variation diurne ne pouvait pas etre corrigee convenablement. 16 RZ Institutul Geologic al României 4°7 CARTES MAGNETIQUES DE LA TRANSYLVANIE 9 D’autre part, pour la variation seculaire de H, j’avais d’abord adopte une correction annuelle de —15 y, tout comme pour la carte de la Buco- vine (travail cite). Mais, les mesures repetees en 1940 dans six stations du reseau, n’ont pas donne des resultats permettant de conclure â cette dimi- nution reguliere de H en Transylvanie, durant 1936—1940; dans quelques stations on a trouve H â peu preș stationnaire. II est possible aussi que la constante C, qui entre dans le calcul de H, ait legerement varie, ce que je n’ai pu controler â partir de 1939. Tous ces faits m’ont decide de n’apporter aucune correction â H. Les erreurs possibles seraient les suivantes: La variation horaire pourrait con- duire, dans notre region, â une erreur maximum de ±15 — 20 y; la varia- tion seculaire â une erreur de ± 15 y par an. A ces erreurs peuvent sesuper- poser celles provenant des variations accidentelles. Dans ces conditions de travail, quand on veut donner la valeur de H rapportee â une date qui differe de deux ou trois ans de la date de la mesure, il serait illusoire de chercher une precision plus grande que ±40 — 50 y. Par consequent, H sera exprime avec seulement 3 chiffres significatifs, le quatrieme etant douteux. Ainsi par exemple j’ai trouve pour H, â Sighișoara (21.VII.1938); = 21.637 y et H2 = 21.658 y; la valeur adoptee est H = 216,5 x 100 Y- Les valeurs de H ainsi exprimees sont portees dans la derniere colonne du tableau V. CARTES MAGNETIQUES Pour dresser la carte magnetique de la declinaison, j’ai reduit toutes les mesures — selon le procedă decrit plus haut — â la meme date, de 1 -er juillet 1938. Le choix de cette date presente les avantages suivants: En 1938, la ligne « agonique » (de declinaison nulle) traverse notre region par son milieu et forme aussi des contours fermes autour de quelques sta- tions ; par consequent, les anomalies de la declinaison ressortent facilement en evidence; on le voit tres clairement sur l’esquisse qui suit (fig. 3) (voir page 409). La reduction des mesures â une date comprise entre 1936 et 1942 pre- sente, d’autie part, l’avantage de rendre plus petites les corrections de variation seculaire. Enfin, nous possedons la carte de la declinaison de l’ancienne Tcheco- Slovaquie dressee pour 1 juillet 1938 (5). Cette carte, conce.nant une region qui avoisine les frontieres nord de la Transylvanie, il s’ensuit que notre carte magnetique peut etre raccordee dans ses grandes lignes â une carte magne- tique plus generale. V Institutul Geologic al României IO G. ATANASIU 408 TABLEAU V1) No. S t a t i 0 n D au 1 juillet ă midi H x 100 y 1938 1938 1941 I Cluj-Observatoire 0'5 w 23',5 E 212,7 2 Cluj-Amăl. Plantes i,7 w 22,3 E 212,8 3 Feleac 3,8 W 20,2 E — 4 Sărmășel 20,6 E *) 32,6 E 212,0 S Moci 32,9 E 56,9 E 211,9 6 Ciucea 0,3 W 23,7 E — 7 Stana 22,4 W 1,6 E 211,8 8 Bistra 3i,5 W 7,5 W 215,3 9 Lunca-Arieșului 2,2 W 21,8 E 214,9 IO Turda 18,5 W •) 18,1 E 215,0 II Alba-Iulia 18,0 E *) 35,° E 218,3 12 Blaj 12,5 E 36,5 E 216,2 13 Mediaș 8,7 W •) i5,7 E 217,0 14 Sighișoara I 23,2 W 0,8 E 216,9 15 Tg.-Mureș 14,5 W 9,5 E 213,4 16 Iernut ' 3,0 E 27,0 E 214,1 17 Luduș 16,8 E 40,8 E 214,1 18 Bonțida 5,2 E 29,2 E 211,8 19 Dej 2,3 E 26,3 E 211,5 20 Gherla 4,7 E 28,7 E 211,1 21 Gilău 12,0 W 12,0 E 212,8 22 Sân-Mihai 18,5 w 5,5 E 211,5 23 Sărmaș 18,1 E *) 51,2 E 212,2 24 Aiud 11,1 E 35,i E 216,2 25 Dicio-Sân-Martin 3,5 W 20,5 E 216,0 26 Bălăușeri 15,9 w 8,1 E 214,3 27 Praid 28,7 w 4,7 W 215,7 28 Odorhei 15,4 E 39,4 E 215,7 29 Cristurul-Secuesc I i7,7 E 4i,7 E (II) 216,1 30 Dumbrăveni 2,8 E 26,8 E 217,1 31 Sighișoara II 27,8 W *) 2,2 W 216,5 32 Agnita 7,7 W 16,3 E 219,0 33 Sibiu 13,0 E 37,o E 219,9 34 Teiuș 7,9 E 3L9 E — 35 Războieni 16,3 E 40,3 E 213,5 36 Apold 13,1 w 10,9 E 217,9 37 Sebeș-Alba 4,5 W 19,5 E 218,7 38 Orlat 5,7 E 29,7 E 220,4 39 Șeica-Mare 7,t W 16,9 E 219,1 4° Avrig 12,0 W 12,0 E 219,9 4i Arpașul-de-Jos . 4,6 W i9,4 E 219,8 42 Făgăraș 8,5 E _ ?2,5 E 218,6 J) Dans le tableau V les valeurs de D portant le signe *) sont celles effectivement mesur&s en 1941 et non celles dăduites â partir des valeurs mesur&s en 1938. La variation săculaire de D differe, pour ces stations, de la valeur 24' qui est la variation thficrdtique ; mais la somme des £carts pour toutes les stations mesur^es en 1941 est faible (+ 4',7). Institutul Geologic al României 4O9 CARTES MAGNfiTIQUES DE LA TRANSYLVANIE II Les valeurs obtenues pour D et pour H, ayant servi â la construction des cartes, sont donnees dans le tableau V. La deuxieme colonne de ce tableau contient aussi les valeurs de D pour i juillet 1941. Pour la carte de la declinaison, l’espacement des isogones est de 10'; pour la carte de la composante horizontale, les lignes d’egale H sont espacees de 100 y. Les anomalies de la declinaison, annoncees dans les travaux anterieurs (voir surtout le travail 2, p. 139—142), sont maintenant assez bien d61i- Fig. 3-—Anomalies de Ia declinaison. mitees sur la carte et les stations nouvelles, etudiees en 1941 et 1942, com- petent bien la carte vers le Sud. On voit (fig. 3) que les anomalies positives (ver^ l’E) et negatives (vers l’W) peuvent etre groupees dans des regions plus etendues. Ainsi la carte est traversee par son milieu, du N au S, par la region des anomalies posi- tives, qui commencent aux environs de Moci pour finir â Sibiu. La ligne mediane, sinueuse, de cette region d’anomalies positives passe approxima- tivement par Bonțida, Moci, Sărmaș, Ouest de Ludoș, Aiud, Ouest Blaj et \ icr/ Institutul Geological României 12 G. ATANASIU 410 Sibiu. A l’Ouest elle est bordee par l’anomalie negative de l’Ouest de Cluj, Stana-Turda. Vers l’Est, la region d’anomalies positives est bordee par l’anomalie nega- tive de Sân-Mihai et par l’anomalie negative, plus intense et plus etendue, de la region Praid—Tg.-Mureș—Sighișoara. Cette derniere anomalie est plus accusee autour de Sighișoara et de Praid. A l’Ouest de Sighișoara se trouve l’anomalie positive, de faible etendue, de Dumbrăveni. La carte de la composante horizontale revele, en general, des anomalies dans les memes regions que celles montrees par la declinaison. Ainsi, par exemple, on remarque. l’anomalie de Sân-Mihai, et la dispersion des lignes d’egale H entre Tg.-Mureș et Sighișoara. On peut tracer une ligne d’anomalies de H qui commence vers Gherla et passe par Sân-Mihai, Ouest de Tg.-Mureș, Ouest de Bălăușeri et de Sighișoara, par Agnita et Avrig. Cette ligne suit un trace voisin de la ligne des anomalies negatives de la declinaison, decrite plus haut. Dans la pârtie centrale de la carte on peut tracer aussi une ligne d’ano- malies de H qui suit le trace entre Moci et Sărmaș, Ouest Ludoș, Războieni, Aiud, Alba-Iulia et qui, par consequent, se superpose, sur une pârtie de son parcQurs, â la ligne des anomalies positives de la declinaison decrite plus haut. D’autres anomalies de H sont revelees, soit par l’espacement irregulier des lignes d’egale H, soit par leur courbure, ou enfin par un contour ferme comme â Războieni. Avec la publication de ces cartes, une deuxieme region de notre pays, apres la Bucovine, se trouve couverte d’un reseau de stations suffisamment rapprochees pour servir ă la construction de la carte magnetique generale de notre pays. Esperons que l’Observatoire magnetique permanent que l’on edifie actuellement ă Surlari-Căldărușani puisse faciliter cette tâche. D’autre part, les resultats donnes dans ce travail pourront servir comme points de depart â des mesures relatives, plus detaillees, dans le buf d’ob- tenir une delimitation plus serree des anomalies locales. Recu: novembre 1942. \ Institutul Geologic al României xlGRZ BIBLIOGRAPHIE i. G. ATANASIU. Mesures de magnetisme terrestre en Transylvanie. Bul. Soc. Științe, Cluj, t. VIII, pag. 482—sor, 1937. 2. — Nouvelles mesures de magnetisme terrestre en Transylvanie. 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