REPUBLICA POPULARĂ ROMÎNĂ COMITETUL GEOLOGIC INSTITUTUL GEOLOGIC REPUBLICA POPULARĂ ROMÎNĂ COMITETUL GEOLOGIC INSTITUTUL GEOLOGIC ANUARUL COMITETULUI GEOLOGIC VOL. XXXIV Partea l-a BUCUREȘTI 1964 Institutul Geological României Institutul Geological României CUPRINSUL Pae. AL. Codarcea. Realizările științelor geologice în Republica Populară Rornînă în anii regimului de democrație populară.................................................. 5 An. Codarcea. Les rdalisations des Sciences gdologiques en Roumanie sous le rdgime de democratic populaire.......................................................... 21 M. Paucă. Bazinul neogen al Silvaniei................................................... 39 M. Paucă. Neogene Basin of Silvania (Abstract)...................'...................... 39 M. Paucă. Das jungtertiăre Silvania-Becken (Zusammcnfassung) .......................... 103 L. Pavelescu, 0. Maier, H. KbăUTNE», M. Muresan, Fl. Krăutner. Structura și stratigrafia șisturilor cristaline din regiunea Ruschița (Poiana Rusca) .... 115 L. Pavelescu, O. Maier, H. Krăutner, M. Muresan, Fl. Krăutner. Structure and Stratigraphy of the Crystalline Schists in Ruschița Region (Abstract). . 115 L. Pavelescu, 0. Maier, II. Krăutner, M. Muresan. Fl. Krăutner. Struktur und Petrographie der kristallinen Schiefer aus der Umgebung von Ruschița (Poiana Rusca) (Zusammenfassung)................................................ 149 Gr. Răileanu, V. Negulescu. Studiul comparativ al faunei burdigaliene din bazinul Transilvaniei și Bazinul Petroșeni.............................................. 159 Gr. Răileanu, V. Negulescu. Comparative Study of the Burdigalian Fauna from the Transylvania Basin and Petroșeni Basin (Abstract)........................... 159 GR. Răileanu, V. Negulescu. Ktude comparative sur la faune burdigalienne du Bassin Transylvain et du Bassin de Petroșeni (Rdsumd).................................. 191 Dessila-Codarcea Marcela. Considerații asupra stratigrafie!, genezei și structurii for- mațiunilor cristalofiliene din Carpații meridionali centrali (regiunea Rășinari— Cisnădioara —Sadu).............................................................. 195 Dessila-Codarcea Marcela. On the Stratigraphy, the Genesis and the Structure of Crystalline Formations in Central Southern Carpathians (Rășinari —Cisnădioara— Sadu Region) (Abstract)......................................................... 195 Dessila-Codarcea Marcela. Considerations sur la stratigraphie, la genese et la struc- ture des formations cristallophyliennes des Carpates meridionales centrales (rd- gion de Rășinari —Cisnădioara—Sadu) (Rdsumd).................................... 211 V. Mutihac. Zona Tulcca și poziția acesteia în cadrul structural al Dobrogei........ 215 V. Mutihac. The Tulcca Zone and its Position in the Structural Pattern of Dobrogea. 215 V. Mutihac. Geologie de la zone de Tulcea et sa position dans la structure de la Do- brogea (Rdsumd)....................................................................... 255 Dan P. Rădulescu, V. Stiopol. Contribuții la cunoașterea distribuției unor ele- mente minore în andezitele din munții Gurghiu și Harghita....................... 265 A Institutul Geologic al României 4 Bag. Dan P. RAdulescu, V. Stiopol. Contributions to the Knowledge of the Distribution of some Minor Element» in the Andesites of the Gurghiu and Harghita Mountains (Abstract)................................................................. 265 Dan p. Rădulescu, V. Stiopol. Contributions â la connaissance de certains MGments mineurs dans les andesites des Monts Gurghiu et Harghita (Resume).......... 277 H. Savu, I. Gheorghitâ, Al. Vasilescu, M. Băloiu-FâRCăsan. Geologia și petro- grafia părții de nord a munților Semenic................................... 279 H. Savu, I. Gbeokghitâ, Al. Vasilescu, M. BAloiu-FXrcăsan. Geology and Petro- graphy of the Northern Part of the Semenic Mountains (Abstract)............ 279 II. Savu, I. Gheorghită, Al. Vasilescu, M. Băloiu-Făbcășan. Geologie et petro- graphie de la pârtie septentrionale des Monts Semenic (R6sum6)............. 323 igr/ REALIZĂRILE ȘTIINȚELOR GEOLOGICE ÎN REPUBLICA POPULARA ROMÎNĂ ÎN ANII REGIMULUI DE DEMOCRAȚIE POPULARĂ DE ACAD. PROF. AL. CODARCEA Președintele Comitetului Geologic Poporul nostru sărbătorește în acest an cea de-a XX-a aniversare a eliberării patriei noastre de sub jugul fascist. Sub îndrumarea înțeleaptă a Partidului Muncitoresc Romîn, poporul nostru a pășit pe calea desăvîrșirii construirii socialismului. Țara noastră este în plină înflorire, cu o industrie în puternică dezvoltare și cu o agricultură avansată. S-a ridicat nivelul cultural și de trai al poporului nostru. Dezvoltarea continuă și în ritm din ce în ce mai rapid a industria- lizării țării este înlesnită, în măsură din ce în ce mai mare de existența în subsolul patriei noastre a bogatelor zăcăminte de felurite substanțe minerale utile. Această dezvoltare cere ca bază, tot mai mult, propriile resurse miniere. Căutarea și punerea în evidență a acestor zăcăminte este sarcina geologilor și a celorlalți lucrători care activează în strînsă legătură cu ei în multilaterala activitate geologică. Partidul și guvernul republicii noastre au acordat, de la început și în permanență, un sprijin puternic activității geologice în toate formele ei de manifestare. Ca urmare, activitatea geologică de cercetare a structurii subsolului patriei noastre și a bogățiilor ei miniere a luat o dezvoltare nemaiîntîlnită pînă astăzi. S-a făcut un progres remarcabil în cunoașterea constituției geologice a țării și s-au descoperit numeroase și bogate zăcă- minte de substanțe minerale utile, care au fost puse la dispoziția industriei noastre socaiiste în plin avînt. Activitatea geologică în țara noastră are o vechime de peste un veac. Dar numai în al optulea deceniu al secolului trecut, în cadrul „Biuroului Geologic” de la București, s-au organizat primele cercetări geologice de Institutul Geological României f> AL. CODARCEA 2 ansamblu a teritoriului țării, avînd ca urmare tipărirea primei hărți geolo- gice la scara 1/171.800. Un progres în dezvoltarea geologiei în Romînia și în formarea școlii geologice romînești l-a constituit înființarea, în 1960, a Institutului Geologic al Romîniei care a avut un rol însemnat în studierea geologiei țării noastre. Au fost studiate probleme de stratigrafie, petrografie și tectonică, precum și unele probleme cu caracter practic legate de bogățiile subsolului. Rezultatele acestor studii sînt cuprinse în publicațiile Insti- tutului Geologic și în primele hărți de ansamblu la scări mici privind geo- logia, hidrografia, repartiția vegetației, debitele și forțele hidraulice, zăcămintele și rezervele unor substanțe minerale utile, solurile și zonele de vegetație naturală, climă și apă freatică, precum și în publicațiile Academiei, ale Societății Romîne de geologie și ale Universităților din București, Iași și Cluj. Aceste realizări importante se datoresc muncii fără preget a unui mănunchi de oameni de știință progresiști animați de un patriotism luminat, care prin lucrările lor valoroase au făcut cunoscută și peste hotare, școala geologică romînească. Figurile ilustre ale geologilor din perioada de formare a școlii geo- logice romîne sînt reprezentate prin profesorii Grigore cobîlcescu, Petre Poni și Vasile Buțureanu de la Universitatea din Iași și Gregoriu Ștefănescu, Sabba Ștefănescu, Sava Athanasiu, Gheor- ghe Munteanu-Murgoci și Ludovic MRAzec de la Universitatea din București. Cei mai mulți dintre aceștia au colaborat și în activitatea Biroului geologic și a Institutului Geologic. Geologii romîni au avut însă de luptat cu multe greutăți în condițiile regimului burghezo-moșieresc din cauza lipsei de sprijin a guvernanților din trecut care nu au arătat nici un interes pentru dezvoltarea geologiei practice pe linie de stat. Bogățiile subsolului erau puse la dispoziția societăților capitaliste în cea mai mare parte străine și care și-au concentrat lucrările în zone ușor accesibile care să asigure o rentabilitate imediată și ridicată, exploa- tînd bogățiile subsolului în mod prădalnic, fără a urmări o cercetare siste- matică a resurselor subsolului, neavînd interesul de a dezvolta industria la noi în țară. Ca urmare, lucrările geologice de prospectare și explorare au rămas în urmă. Nu se cunoștea potențialul minier al țării și nu se puteau prevedea perspectivele ei economice, din care cauză țara noastră era, înainte de eliberare, o țară înapoiată din punct de vedere industrial. Odată cu instaurarea regimului de democrație populară, și în special după naționalizarea din 1948, în avîntul general de lichidare a înapoierii economice și culturale a Romîniei, moștenită de la regimul burghezo- moșieresc, și de transformare a țării noastre într-o țară industrial-agrară înaintată, partidul clasei muncitoare a trecut la înfăptuirea unei politici geologice noi care să constituie una din pîrghiile importante ale construirii socialismului. Institutul Geological României 3 REALIZĂRILE ȘTIINȚELOR GEOLOGICE ÎN R.P.R. 7 în cadrul acestei politici, partidul a creat Comitetul Geologic, pe care l-a dotat cu cele mai moderne aparate și utilaje în scopul descoperirii și conturării rezervelor de substanțe minerale utile necesare industrializării țării precum și a cercetării solurilor și a apelor subterane, în legătură cu sarcinile transformării socialiste a agriculturii. Prin sprijinul permanent acordat de partid și guvern, Comitetul Geologic a devenit o puternică instituție de cercetare geologică complexă a subsolului, extinzîndu-și această activitate și în unele ramuri, abordate pentru prima oară în țara noastră, cum ar fi: geochimia, hidrogeologia geologia tehnică. Totodată au fost înființate organizații geologice la ministerele cu ! profil extractiv, precum și servicii și sectoare geologice la exploatările miniere și schelele de petrol. S-au organizat, atît în cadrul Comitetului Geologic cît și la principalele ministere și organe centrale cu activitate geologică, puternice întreprinderi dc foraj și miniere, înzestrate cu o bogată bază materială. De asemenea, Academia R.P.R. a înscris încă dc la început, printre preocupările ei de frunte promovarea științelor geologice, creînd în anul 1955 o secție de științe geologice și geografice căreia i-a încredințat și un institut de cercetări. Pentru asigurarea cu cadre de specialitate a noilor organizații și instituții geologice create și care să răspundă cu toată competența la creșterea rezervelor de substanțe minerale utile, s-au organizat facultăți de geologie în cadrul universităților și institutelor tehnice superioare, din care au ieșit cadre noi bine pregătite în toate disciplinele științelor geologice și a celor înrudite, cum sînt geofizica, geologia tehnică, hidro- geologia, geochimia și altele. De unde, înainte de 23 August 1944, în vechiul Institut Geologic, în învățămîntul superior și în cîteva întreprinderi capitaliste extractive lucrau abia cîteva zeci de geologi, astăzi numărul geologilor cu studii superioare se apropie de 2.000, din care majoritatea lucrează în cadrul organizațiilor geologice din Comitetul Geologic. Ministerul Industriei Petrolului și Chimici, Ministerul Minelor și Energiei Electrice. în aceste condiții noi de organizare și dotare, avînd la îndemînă utilaje și aparate de cercetare și de explorare pe teren și în laborator și folosind cele mai noi metode de lucru, munca geologilor romîni a devenit mai eficientă, iar rezultatele n-au întîrziat a se arăta. Cu elan nestăvilit, prin munca lor plină de abnegație, în mijlocul naturii, în mine și schele, și în laboratoare, folosind bogata experiență acumulată de către înaintașii lor și inspirîndu-se din vastul patrimoniu al științelor geologice, geologii romîni au contribuit la creșterea puternică a potențialului de materii prime minerale al patriei noastre și sînt soli- citați să acorde asistență geologică și în alte țări. Această realizare nu ar fi fost posibilă fără aportul însemnat adus de munca entuziastă a geologilor tineri, crescuți în anii puterii populare sub îndrumarea atentă și devotată a geologilor mai vîrstnici. Institutul Geological României 8 AL. CODARCEA 4 Activitatea geologică din ultimii 20 ani s-a desfășurat în domenii foarte variate, devenind complexă și multilaterală, de la preocupările teoretice cele mai generale pînă la aplicațiile practice cele mai detaliate, legate strîns de explorarea și exploatarea rațională a celor mai variate feluri de substanțe minerale utile. Cunoașterea detaliată a structurii geologice a țării și reprezentarea cartografică corectă a formațiunilor geologice constituie baza oricărei activități de valorificare a bogățiilor solului și subsolului. O justă planificare și o bună orientare a lucrărilor geologice de orice fel executate cu scopul descoperirii, conturării, cunoașterii detaliate a zăcă- mintelor de substanțe minerale utile în vederea unei exploatări raționale a lor, precum și orice lucrare privind fundarea marilor construcții socia- liste se bazează pe hărți geologice, hidrogeologice și geotehnice în care se oglindește în mod fidel alcătuirea geologică a subsolului și condițiile hidro- geologice de primă importanță pentru orice lucrare în subteran. Odată cu înființarea Comitetului Geologic în țara noastră s-a dat un impuls puternic elaborării de hărți geologice de ansamblu și a celor de detaliu ale regiunilor mai puțin cunoscute ale țării. Este locul aici de a menționa în primul rînd apariția hărții geologice a R.P.R. la scara 1 :500.000, realizată de Comitetul Geologic în cola- borare cu Academia K.P.R., o operă geologică de o deosebită valoare, care sintetizează o imensă muncă depusă de geologii noștri în decurs de peste 30 de ani și care, grație sprijinului puternic primit 'din partea parti- dului și guvernului, a putut fi dusă la bun sfîrșit în cinstea celei de a XV-a aniversări a eliberării patriei noastre. Această hartă întrunește atît calitatea de a fi o operă științifică de înaltă concepție geologică, prezentată în cele mai reușite condiții de execuție, cît și aceea a utilității economice constituind o prețioasă bază pentru orientarea lucrărilor geologice legate de valorificarea bogățiilor subsolului. Afară de aceasta s-au elaborat hărți de ansamblu, geologice, tecto- nice, litofaciale, geofizice și hidrogeologice, care servesc pentru orientarea lucrărilor de cercetare geologică și minieră și pentru fundamentarea marilor construcții. Studiul stratigrafiei, petrografiei și tectonicii marilor unități geologice ale țării noastre a făcut progrese importante. Prin cunoașterea detaliată a poziției stratigrafice și a compoziției litofaciale a formațiuilor purtă- toare de substanțe minerale utile și prin cunoașterea tectonicii de ansamblu și de detaliu a regiunilor și zonelor de perspectivă, au fost fundamentate științific lucrările de explorare făcute pentru descoperirea zăcămintelor de substanțe minerale utile. în cercetarea unităților cristaline din Carpați s-a introdus, ca metodă de cercetare, studiul complex al formațiunilor metamorfice pentru eluci- darea stratigrafiei și litologiei lor premetamorfice, mai ales în faciesurile mai slab metamorfozate. S-a reușit astfel să se descopere în unele calcare A Institutul Geologic al României igr/ 5 REALIZĂRILE ȘTIINȚELOR GEOLOGICE 1N R.P.H. 9 cristaline urme de alge și de microspori de vîrstă precambriană, ceea ce permite să se întrevadă posibilitatea de a se face diviziuni de vîrstă în masivele metamorfice. Prin această metodă s-a putut defini și urmări complexul de strate purtătoare de minereu de fier în Poiana Pușcă, ceea ce a înlesnit mult orientarea lucrărilor de explorare prin foraje și minerit pentru descope- rirea de zăcăminte noi de minereu de fier la Teliuc, Ghelar și Ruschița. Asemenea studii geologice complexe de mare detaliu se execută și în masivele cristaline din munții Carpaților orientali, pentiu justa îndru- mare a lucrărilor de prospectare și explorare pentru minereuri de metale neferoase, cupru, zinc, plumb și alte elemente asociate cu ele. S-a descifrat structura masivului alcalin de la Ditrău, interesant pentru sienitele sale nefelinice care pot constitui în viitor o bază de ma- terii prime. Au fost studiate lacolitele de roci gabbroide cu concentrații de mag- netită titano-vanadiferă din munții Drocei și masivele de roci banatitice din partea de vest a țării cu apariții de filoane de cuarț cu molibdenit și skarne cu minereuri de fier și metale neferoase, în special cupru. în partea de sud a Banatului, în vechea regiune minieră, lucrările geologice de prospectare și explorare prin galerii și sonde au pus în evi- dență un important zăcămînt de minereu de cupru în zona de apariție a maselor eruptive banatitice. Manifestările vulcanice din perioada terțiară din partea de nord a țării au făcut obiectul unor studii foarte avansate. S-a stabilit succe- siunea în timp a diferitelor faze de erupții din munții Călimani și din munții Băii Mari, făcîndu-se corelația cu fazele de formare a filoanelor de minereuri hidrotermale. Cercetări complexe se execută în munții Apuseni pentru mai apro- fundata cunoaștere a structurii geologice a zonelor purtătoare de minera- lizații auro-argentifere. Au fost obținute prețioase indicații privind zonele de extindere a acestor mineralizații în profunzime. în ce privește formațiunile sedimentare în care se întîlnesc felurite zăcăminte de substanțe minerale utile (bauxite, cărbuni, petrol, gaze), s-a efectuat o muncă intensivă în vederea orizontării stratigrafice și a caracterizării lor litofaciale. S-a adîncit cunoașterea stratigrafie! terenu- rilor paleozoice (permicne și carbonifeie) din munții Apuseni și Banat și mai ales a formațiunilor mesozoice ale munților Pădurea Craiului, ale munților Apuseni și ale zonelor sinclinale mesozoice din Banat și Carpații meridionali. Progrese mari s-au făcut de asemenea în orizontarea formațiunilor flișului cretacic-paleogen al Carpaților orientali și în special a șisturilor negre, pe baza găsirii unei faune de amoniți în aceste formațiuni, conside- rate pînă acum ca lipsite de urme organice, ceea ce a ajutat mult și la o mai bună înțelegere a tectonicii destul de complicate a acestor formațiuni. O preocupare susținută a geologilor stratigrafi o constituie studiile sedimentologice referitoare la sursele de alimentare cu material detritic al geosinclinalului flișului în diferite perioade geologice și direcția de Institutul Geological României igr/ 10 AL. CODARCEA 6 transport a paleocurenților care au determinat diferențierea faciesurilor litologice în cuprinsul zonei geosinchinale cretacic-paleogene a Carpaților orientali, de care se leagă distribuirea în spațiu a formațiunilor favorabile pentru înmagazinarea hidrocarburilor. Problemele stratigrafie! și tectonicii Neogenului continuă să fie o preocupare de seamă a geologilor. Studiul terenurilor Neogenului arată adesea clar caracterul de transgresiune, eu invadarea unui relief scufundat al formațiunilor mai vechi, scoțînd în evidență o marcată disarmonie structurală care pune probleme noi explorării terenurilor cu perspective petrolifere. S-au făcut cercetări amănunțite pentru caracterizarea microfau- nistică a limitei Cretacic superior — Paleogen, precum și pentru stabilirea unei stratigrafii detaliate a Cretacicului inferior și mediu. Rezultate interesante privind structura de mare adîncime a zonelor depresionare și a platformelor din fața Carpaților, au fost obținute prin prospecțiuni geofizice cît și prin numeroase foraje adînci executate în anii puterii populare, în special pentru explorarea bazinelor cu perspective petrolifere și gazeifere. Astfel, forajele executate în Cîmpia Romînă au arătat continuarea platformei prebalcanice, dinspre Dunăre pînă la paralela nord Craiova — nord București, constituită din depozite cuaternare, pliocene, sarmațicne și tortoniene, transgresive pe un soclu de formațiuni marnoase și calca- roase mesozoice. Este interesant de semnalat că în seria mesozoică a platformei, au fost identificate în afară de depozitele cretacice cunoscute pînă acum și depozite jurasice, triasice și chiar paleozoice, carbonifere și siluriene, iar pe teritoriul Dobrogei de Sud au fost întîlnite șisturi cu graptoliți. Spre nord, scufundarea fundamentului se face mai accentuat, trecîndu-se apoi la zona depresionară propriu-zisă a fosei precarpatice. în Podișul Moldovenesc s-a atins cristalinul de tip podolic în partea de nord (la Todireni) acoperit de transgresiunea siluriană purtătoare de ape puternic mineralizate (la Iași). în partea de sud a Moldovei, s-a pus în evidență continuarea nord- vestică a munților hercinici ai Dobrogei de nord-vest, înecați în depozitele triasice și jurasice. între prelungirea masivului dobrogean, în scufundare spre nord-vest și marginea sudică a platformei podolice, a fost pusă în evidență depre- siunea mesozoică a Bîrladului, care apare ca o ramificație a depresiunii precarpatice. în Bazinul Transilvaniei, sondele adînci au atins un mare bomba- ment cristalin în zona centrală a bazinului, indicînd prin aceasta o compar- timentare a bazinului Transilvaniei în bazine secundare. Din numeroasele foraje pentru apă au apărut date noi referitoare la stratigrafia Cuaternarului, care are pe alocuri grosimi de sute de metri. în domeniul disciplinelor, mineralogie și geochimie, sînt de relevat studiile de geotermometria cuarțului din formațiunile hidrotermale, studiile de analiză structurală a rocilor granitoide, studiile de răspîndire a unor elemente chimice în formațiunile cristaline și sedimentare din diferitele Institutul Geological României 7 REALIZĂRILE ȘTIINȚELOR GEOLOGICE ÎN R.P.R. 11 părți ale țării și studiile statistice geochimice privind repartiția elemen- telor chimice majore în diferitele tipuri de minereuri de mangan din Carpații orientali și meridionali, din care s-au putut trage concluzii privind unitatea lor genetică. De asemenea s-a umărit studiul geochimic al calcarelor și dolomitelor din Carpații orientali. O atenție susținută se acordă studiului geochimic și calcografic al zăcămintelor de minereuri hidrotermale, legate de erupțiile vulcanice din nordul țării, urmărindu-se descifrarea legilor formării îor. Un avînt cu totul remarcabil au luat lucrările de prospecțiuni geo- logice, geofizice, geochimice, hidrogeologice, în scopul stabilirii zonelor purtătoare de acumulări de substanțe minerale utile. Ele au servit la îndrumarea și localizarea lucrărilor de explorare și de exploatare menite să descopere, să contureze și să pună în valoare noi bogății miniere în subsolul țării noastre. Un loc deosebit în activitatea de prospecțiune a bogățiilor minerale îl ocupă prospecțiunile geofizice, cărora li se datoresc unele din marile noastre succese de ordin economic și științific, ca urmare a progreselor realizate în acest sector, atît din punctul de vedere al utilajului, cît și al tehnicii de lucru și de interpretare și prelucrare a datelor de teren. în acest sector, conducerea partidului și guvernului țării cunoscînd marea lor importanță au acordat un foarte larg sprijin pentru dotarea și dez- voltarea cercetărilor de teren. Principalele metode ale geofizicii aplicate — seismometria, gravi- metrie, electrometrie, magnetometria și radiometria — s-au dezvoltat în țara noastră în ultimii ani în proporții cu adevărat remarcabile. Astfel, în sectorul prospecțiunilor seismice, au apărut și au fost puse în funcțiune numeroase stații complexe moderne de înregistrare care au atacat cu deosebit succes unele din problemele structurale complicate ridicate de geologia regiunilor noastre petrolifere. Este semnificativ din acest punct de vedere creșterea vertiginoasă a numărului de aparate în funcțiune, în special aparatura de tip portabil și cu posibilități de cercetare sensibil crescute, ceea ce a permis efectuarea de lucrări în suprafețe cu morfologie și geologie complicată. Printre metodele de lucru cele mai moderne care au fost recent introduse cu deosebit succes în seismometria romînească cităm : metoda corelației undelor refractate, metoda seismosondajelor spațiale de masă, metoda recepției direcționale reglabile și valorificarea undelor difractate de accidentele tectonice. De asemenea ca tehnică de lucru s-a introdus gruparea punctelor de explozie și a geofoanelor. Prospecțiunea seismică joacă un rol tot mai însemnat în descoperirea structurilor sedimentare și are la activul său o serie de importante succese omologate de industria petrolului și gazelor. în sectorul gravimetrici, aparatajul greoi, demodat și numeric insu- ficient din trecut, a fost complet înlocuit prin gravimetre moderne cu 12 AL. CODARCEA 8 mare sensibilitate care asigură pe lingă o bună precizie a măsurăto- rilor o înaltă productivitate a muncii de teren. Prospecțiunea gravimetrică a obținut rezultate deosebit de intere- sante în localizarea masivelor de sare, în rezolvarea unor probleme tec- tonice și în detalierea unor structuri cu perspective de a conține impor- tante acumulări de substanțe minerale utile. Descoperirea sau contura ea unor importante masive de sare în cuprinsul subsolului țării noastre și a acumulărilor de sare asociate cu săruri de potasiu în zona miocenă din Depresiunea Precarpatică din Moldova sînt datorite prospecțiunii gravime- trice. în genere, diagnosticul de prezență a sării pe baza existenței mini- melor gravimetrice a fost aproape întotdeauna confirmat de datele de foraj. în domeniul prospecțiunilor magnetice, numeroase variometre mo- derne puse astăzi la dispoziția cercetărilor pentru minereuri feroase și pentru ridicarea hărții magnetice a R.P.R. au dat acestui important sector — altădată complet neglijat — toată însemnătatea ce i se cuvine în economia națională. Prospecțiunile magnetice au fost folosite cu succes la identificarea și conturarea zonelor mineralizate cu magnetit și a unor zăcăminte de mangan cu mici cantități de magnetită dispersată în ele. O dezvoltare însemnată a luat în ultima vreme aeromagnetometria. Este în curs ridicarea aeromagnetică a întregului teritoriu al țării. în prospecțiunea electrică, potențiometrele și stațiile moderne de mare putere, cu înregistrarea fotografică au renovat complet vechea noastră aparatură electrometrică; cu ajutorul lor se execută astăzi sondaje și cartă- ri electrice cu linii de emisie pînă la 20 km, mărindu-se astfel considerabil puterea de investigație față de tot ce s-a realizat anterior în Romînia. Prospecțiunile electrice pentru petrol efectuate prin metoda sonda- jelor electrice verticale, au confirmat în genere concluziile prospecțiunii seismice cu privire la existența structurilor sedimentare petrolifere de tip nou din anumite unități geologice majore. în sectorul minier au fost obținute unele rezultate pozitive prin aplicarea metodei polarizației natu- rale la zăcăminte de sulfuri complexe în unele zone din Carpații orientali. Recent a fost introdusă cu bune rezultate aparatura electromagnetică modernă pentru măsurarea fazei și amplitudinii în curent alternativ, pre- cum și metoda polarizației provocate pentru detectarea mineralizațiilor conductoare disperse. în sfîrșit, pentru prospectarea acumulărilor de substanțe minerale utile din subsolul patriei noastre dispunem astăzi de aparatură radio- metrică perfecționată, emanometre, diverse tipuri de radiometre, apara- tură de laborator, prin a căror utilizare pe scară largă pe teren și în labora- toare este posibilă o inventariere mult lărgită a bogățiilor minerale ale subsolului țării noastre. Demnă de relevat este dezvoltarea marcată de extinderea măsură- torilor geofizice în cercetarea forajelor executate pentru punerea în evi- dență a acumulărilor de substanțe minerale utile. Aceste măsurători constituie astăzi mijloace de investigație și de cbhtrol extrem de valoroase pentru cunoașterea prin foraje a prezenței Institutul Geological României IGR 9 realizările științelor geologice în r.p.r. 13 substanțelor’ minerale utile situate la adîncime. Ele stau la baza grăbirii ritmului de executare a lucrărilor geologice prin foraje, la reducerea importantă a costurilor acestora, devenind în măsură tot mai mare instrumente de interpretare cantitativă a zonelor interesante din punct de vedere al conținutului în substanțe minerale utile. Un progres deosebit a înregistrat tehnica măsurătorilor electrice și, mai ales, nucleare, în spe- cial, pentru petrol și gaze. Se dezvoltă continuu preocupările pentru identificarea și aprecierea cantitativă și a celorlalte substanțe minerale utile, cărbunii și minereurile. Din punct de vedere organizatoric, prin sprijinul larg al partidului și guvernului au fost create și s-au dezvoltat puternice servicii de geofizică, dotate cu utilaj modern de prospecțiune seismică și gravimetrică, magne- tică, electrometrică și radiometrică, care au contribuit în mare măsură la avîntul actual al industriei noastre petrolifere și miniere. în sfîrșit, între cuceririle de ordin științific, descoperirea unor tră- sături importante ale geologiei de adîncime și în particular a unor acci- dente tectonice de mare amploare — cum este de exemplu linia Capi- dava— Canara din Dobrogea, delimitarea ramei vestice și sudice a plat- formei moldo-podolice, definirea structurii fracturate în stil de mozaic a platformei moezice, precum și punerea în evidență a ridicării fundamen- tului în bazinul Transilvaniei, intră de asemenea în tabloul rezultatelor geofizice. Vastă și multilaterală este munca înfăptuită de geologii, geofizi- cienii, geochimiștii și toți specialiștii care se preocupă do problemele geologico-miniere, în țara noastră. Ei au cercetat cu mijloacele cele mai bune zonele de răspîndire probabilă a diverselor substanțe minerale utile în tot cuprinsul țării, zone care au fost stabilite după o aprofundată analiză științifică a tuturor faptelor de observație și a tuturor rezultatelor geolo- gice acumulate de geologia romînească. Cu această ocazie s-au revizuit și verificat toate provinciile genetice geologice cu perspective miniere ale Romîniei. Ca urmare, explorarea geologică prin lucrări de foraj cu sonde și sondeze și prin lucrări miniere a cunoscut o dezvoltare intensă necunoscută încă la noi, iar rezultatele economice au fost din cele mai îmbucurătoare. Așa de exemplu, în domeniul combustibililor minerali lichizi și gazoși, geologii din industria de petrol, în strînsă colaborare cu geologii Comitetului Geologic, au inventariat structurile posibil petrolifere și gazeifere și au stabilit împreună programele de prospectare și explorare a marilor unități structurale. în felul acesta, ei au condus munca de descoperire a rezervelor de petrol ale zonei flișului paleogen, ale zonei mio-pliocene din depresiunea subcarpatică, ale depresiunilor intramontane și ale zonelor de platformă din Moldova și Cîmpia Romînă. La aceste descoperiri au ajutat în mod foarte eficace geofizicienii, prin prospecțiuni gravimetrice și seismice; lor se datorește, de altfel, în A Institutul Geologic al României iGRy 14 AL. CODARCEA 10 mare parte detectarea structurilor petrolifere bogate din Oltenia și Mun- tenia de Vest. Lucrările de explorare, mult intensificate față de trecut, au dus la valorificarea petrolului în multe regiuni din țară, printre care cităm pe cele mai importante cum sînt Țicleni și Bălteni, în Oltenia, Pitești, Șuța Seacă în Muntenia de Vest și Moinești—Tazlău în Moldova. Exploatarea rațională a zăcămintelor de hidrocarburi și recuperarea cît mai completă a rezervelor, au constituit, pe lîngă munca de descope- rire, o importantă sarcină dată de partid în anii puterii populare, cînd au fost create condițiile optime pentru rezolvarea cu succes a proble- melor puse. Cercetarea condițiilor de zăcămînt ale petrolului și gazelor a fost urmărită de specialiștii Ministerului Industriei Petrolului și Chimiei și de la catedrele de specialitate din Institutul de Petrol, Gaze și Geologie. Prin procedee moderne se repun în exploatare vechile zăcăminte părăsite și se mărește debitul stratelor petrolifere mai slab permeabile, în acest domeniu se aplică larg metodele de intensificare a fluxului prin diverse tratamente, fisurare hidraulică a stratelor, în vederea măririi căilor de acces a hidrocarburilor spre găurile de sonde și metodele de recu- perare secundară a țițeiului din zăcăminte, folosind injecția de apă extra- conturală sau de gâze, în zona capului de gaze. în felul acesta, în anii din urmă, producția de țiței s-a mărit față de trecut și s-a pus în valoare una din cele mai importante bogății ale țării mult căutată ca materie primă minerală de bază pentru industriile noastre. De asemenea, s-au pus în evidență cîmpuri de gaze naturale în Bazinul Transilvaniei prin prospecțiuni geofizice care au ajutat în modfoarte eficient prospecțiunile geologice de suprafață și lucrările de explorare prin sonde. în ceea ce privește combustibilii minerali solizi, prospecțiunile geologice ajutate în unele cazuri de prospecțiuni geofizice, au reușit să delimiteze întinse regiuni purtătoare de cărbuni energetici în formațiunile plioeene și miocene din Oltenia, Muntenia, Transilvania și Banat, precum și zone importante de cărbuni cocsificabili în bazinele oligocene ale Transilvaniei și în zonele liasice din Banat. în acest domeniu geologii noștri au dat un puternic sprijin industriei miniere carbonifere, prin numeroase lucrări de explorare făcute cu bune rezultate în unele bazine de cărbuni în exploatare, ajutînd în felul acesta la lucrările de sistematizare a multor mine de cărbuni din Transilvania, Banat, Muntenia și Moldova. Menționăm numai minele de cărbuni din Transilvania de nord-vest de pe marginea Bazinului panonic, minele din regiunea Brașov, minele de la Petroșani, Anina și din Muntenia, ca de exemplu mina de la Filipești, și cele din Moldova, de la Comănești. Afară de aceasta au fost descoperite foarte importante rezerve de cărbuni în Oltenia, între Olt și Jiu, la Rovinaripe Jiu, în bazinul Motrului, în Transil- vania, în regiunea Baraolt—Vîrghiș și în Banat în bazinul Mehadiei, ca să nu cităm decît pe cele mai importante. în urma acestor explorări au rezultat rezerve importante de cărbuni și s-au deschis mine noi, cum este de exemplu mina Rovinari, care exploatează cărbunii în cariere, mina de la Vîrghiș și altele. Institutul Geological României 11 REALIZĂRILE ȘTIINȚELOR GEOLOGICE IN R.P.R. 15 Prin prospecțiuni geologice și mai ales geofizice gravimetrice, s-au identificat importante anomalii corespunzătoare la foarte mari zăcăminte de sare în Miocenul depresiunilor intracarpatice și extracarpatice, din Ardeal, Moldova, Muntenia și Oltenia. Astfel au fost explorate mai toate zăcămintele mai importante și s-au descoperit noi masive de sare, ale căror rezerve sînt practic inepuizabile. Cităm numai masivul de la Slătioarele de lîngă Pitești, a cărui rezervă întrece un miliard de tone și cele de la Mercheașa, în Ardeal. O atenție deosebită s-a acordat căutării de zăcă- minte de săruri de potasiu și de magneziu cerute pentru îngrășăminte chimice. Reluînd cercetările în zona miocenă din Moldova, s-a evidențiat prezența sărurilor de potasiu în formațiunile acestei mari unități structurale. Printr-o muncă susținută, cu metode complexe de prospecțiuni, geologii, geofizicienii și geochimiștii noștri au dat țării noi și importante bogății metalifere. Mărirea rezervelor de minereu de fier, fiind una din pro- blemele principale ale industriei noastre grele, s-au făcut eforturi continui și susținute pentru descoperirea de noi zăcăminte de fier în masivul Poiana Ruscă, actualmente cel mai important rezervor de minereuri de fier în exploatare al țării. Tot în șisturi cristaline, într-un complex de cuarțite, s-a pus în evi- dență prin prospecțiuni geofizice și prin sondaje, un mare zăcămînt de minereu sărac de fier în Dobrogea, lîngă Constanța, situat însă la o adîn- cime mare. Lucrările detaliate de prospecțiune și explorare din formațiunile de contact metasomatic de la Ocna de Fier, din zona intruziunilor banatitice, au pus în evidență importante rezerve de minereuri de fier necesare combinatului siderurgic de la Reșița. De asemenea s-au lărgit considerabil rezervele de minereu sideritic de la Lueta, din zona munților vulcanici din Transilvania de răsărit și s-au descoperit noi zăcăminte la Mădăraș pe versantul estic al acestor munți. în vederea lărgirii bazei de minereu de fier, geologii au căutat noi tipuri de minereuri cu posibilități mai mari de preparare în vederea folosirii lor. O intensă muncă de prospectare geologică — geofizică și de explo- rare s-a desfășurat și în direcția măririi rezervelor de minereu de mangan. De asemenea, s-au executat lucrări de prospectare și explorare prin lucrări miniere în masivul de calcare jurasice neocomiene din Pădurea Craiului și Bihor, din Munții Apuseni, pentru punerea în evidență a rezer- velor de bauxită. O importanță deosebită s-a acordat lucrărilor de prospecțiune geolo- gică, geofizică și geochimică, completate cu lucrări de explorare prin foraj cu sondeze și în zonele de răspîndire a minereurilor a u r o - a r - g e n t i f e r e, de metale neferoase (plumb, zinc și c u p r u) ș i pirită. Atît în zonele erupțiilor vulcanice terțiare din nordul țării, la Baia Mare, în munții Oașului, Țibleșului și Toroiegii, în munții Rodnei și în Munții Apuseni, cît și în provincia banatitelor și în zonele de C ,'A Institutul Geologic al României \J6r7 16 AL. CODARCEA 12 șisturi cristaline din partea răsăriteană a munților Bistriței și în Masivul Poienii Rusca, lucrările geologice și miniere au evidențiat noi și impor- tante rezerve de astfel de minereuri. O perspectivă nouă se deschide în direcția cercetării zonelor de calcare triasice din Dobrogea, unde lucrările geologice au semnalat prezența minereurilor de plumb și zinc metasomatic. Sînt de remarcat prospecțiunile geochimice pentru cupru exe- cutate cu excelente rezultate în regiunea andezitelor din Poiana Ruscă, în extinderea minelor existente, prospecțiunile pentru minereuri de plumb, zinc și cupru din munții Țibleșului și Toroiegii, care au condus la desco- perirea de noi filoane metalifere în aceste regiuni. Prospecțiunile geologice s-au îndreaptat și asupra substan- țelor minerale ne metalifere, punînd la dispoziția industriei însemnate rezerve de asemenea substanțe. Cercetările făcute pentru b a r i t i n ă, o substanță minerală foarte importantă pentru bunul mers al forajelor petrolifere, au fost încununate de un frumos succes. Zăcăminte însemnate de acest prețios material au fost descoperite și puse în exploatare în nordul Dobrogei, la Somova și în apropiere de Tulcea, precum și în regiunea Suceava la Ostra, astfel că țara noastră nu mai are nevoie de nici un fel de import de baritină. Mai sînt și alte substanțe minerale utile care au fost puse la dispo- ziția economiei naționale de către geologi. Menționăm cîteva zăcăminte mai interesante : caolinele din Dobrogea de sud și masivul vulcanic al Harghitei, cerute pentru industria ceramicii, bentonitele din Dobrogea de sud, din regiunea Ocna Mureșului și alte regiuni din țară, căutate pentru rafinarea petrolului, diatomitele din valea Buzăului și din Dobrogea de sud, folosite ca material izolator, dolo mitele de la Hunedoara și din Munții Apuseni, bune pentru materiale refractare, numeroase masive de calcare și marne pentru ciment, cercetate pe tot întinsul țării, cine r ițele vulcanice din regiunea Tușnad— Malnaș folosite în industria construcțiilor pentru agregate ușoare, gip- surile pentru ipsos și ciment, nisipurile de cuarț curate de la Miorcani de lîngă Prut pentru sticlărie fină, sulful din Călimani, perii t ele din masivul Oașului și multe altele. S-au obținut rezultate bune și în alte domenii ale muncii geologice : în problema de geologie tehnică s-au adus contribuții esențiale la proiectarea fundațiilor și construcțiilor marilor amenajări hidrotehnice și hidroenergetice precum și a nenumăratelor uzine și combinate industriale, căi ferate și tunele, căi ferate industriale, șosele sau funiculare. Pe lîngă cercetările pe baza cărora s-au executat lucrările de con- strucție ale barajului V. I. Benin de la Bicaz, cu toate anexele sale, au fost întocmite și studii pentru amenajările hidroenergetice în curs de realizare țhirocentralele Argeș, Porțile de Fier etc.). S-au făcut studii geologice și pentru sistematizarea urbanistică a orașelor Arad, Brașov, Galați, Iași etc. \ Institutul Geologic al României igr/ 13 REALIZĂRILE ȘTIINȚELOR GEOLOGICE ÎN R.P.R. 17 Nu mai puțin importante sînt realizările geologilor din sectorul hidrogeologie, care în primul rînd au stabilit posibilitățile de deschidere a unor noi mine de cărbuni în Oltenia și Brașov—Baraolt, de fier la Căpuș și de minereuri neferoase la Moldova Nouă. în al doilea rînd, s-au introdus metode noi de prospecțiuni hidro- geochimice care au permis punerea în evidență a unor zone cu perspective pentru descoperirea unor zăcămite de hidrocarburi, săruri de potasiu și săruri de bor. în sprijinul transformării socialiste a agriculturii s-au făcut nume- roase cercetări și studii pentru fundamentarea unor proiecte de irigații în diferite regiuni ale țării, precum și pentru asigurarea alimentării cu apă a unităților agricole din sectorul socialist. în problema alimentării cu apă a orașelor mari și a unor zone în care apa de băut lipsește, cum sînt cele de pe Platforma Cotmeana și cele din nordul Bărăganului, s-a dus o susținută campanie de cercetare prin foraje care au condus la identificarea în adîncime a unor strate acvifere de cali- tate bună. în domeniul cercetării apelor minerale, lucrările hidrogeologice au fost îndrumate pe două linii: Pe linia dezvoltării stațiunilor balneare de interes republican ca Borsec, Olănești, Govora, Vatra Bornei, Sîngiorz-Băi, Victoria, 9 Mai — Oradea etc, prin descoperirea de noi și importante surse de ape minerale; Pe linia descoperirii de noi zăcăminte de ape minerale în vecinătatea marilor centre muncitorești, dintre care menționăm Iași (ape minerale sulfuroase), Tg. Mureș (ape clorurate-bromurate-iodurate-sodice), Oradea (ape termale radioactive) etc. Succese importante au fost realizate în cercetarea apelor hiperter- male, stabilindu-se posibilitatea valorificării lor pentru termoficare și amenajarea de sere în cîmpia de vest a țării. Astfel, menționăm că dintr-un foraj situat la cca 2 km sud de orașul Oradea, s-a obținut un debit arte- zian de peste 5600 m3/24 h cu o temperatură de 87°C. Intensificarea cercetărilor geologice și geofizice prevăzută în Direc- tivele Congresului al III-lea al P.M.R., este însoțită de importante pro- grese în tehnica și tehnologia executării lucrărilor de foraj. în anii regimului puterii populare, în mod treptat, s-au pus bazele construirii în țară a unui sortiment larg de instalații de foraj la nivelul tehnicii mondiale. Pentru forajul sondelor de petrol și gaze se produc azi în țară, în serie, instalații cu sculele și materialul tubular necesar de la 100 m la 5.000 m adîncime și este, din 1963, în probe de omologare în foraj un nou tip modern de instalație destinată forajului la peste 6.000 m. Începînd din 1961 s-au pus bazele proiectării și uzinării unei serii normale de sondeze geologice moderne pentru substanțe minerale utile ' solide. Din această serie, sondeza SG—650 care poate fora cu diamante pînă la 1.000 m adîncime, se și află în șantierele de lucrări geologice. 2 — Anuarul Comitetului Geologic. Institutul Geological României igr7 18 AL. CODARCEA 14 Realizările obținute în înzestrarea tehnică a șantierelor de lucrări geologice sînt cu adevărat mărețe dacă ne gîndim că pînă în 1948 întregul utilaj de foraj se importa, iar astăzi țara noastră este cunoscută ca una din cele mai importante țări din lume constructoare de utilaj petrolier. Introducerea largă a progresului tehnic în activitatea geologică duce la reducerea termenelor de cercetare, la ridicarea calității lucrărilor prin informațiile și datele obținute, la mărirea eficienței lucrărilor geologice, la continua reducere a costului rezervelor evidențiate. Deși în țara noastră mineritul este foarte vechi, existînd probabil încă mult înainte de stăpînirea romanilor, totuși prin cercetări noi conduse metodic, geologii noștri au reușit să aducă în patrimoniul economiei națio- nale importante bogății minerale. Aceasta nu înseamnă că posibilitățile de noi descoperiri de substanțe minerale utile au scăzut. Din contra, per- spective noi și promițătoare se conturează pentru -viitor. Tovarășul Gheorghe Gheorghiu-Dej a arătat în raportul la cel de-al III-lea Congres al P.M.R. că statul nostru a făcut eforturi serioase pentru lărgirea bazei proprii de materii prime, cheltuind numai în ultimii 6 ani pentru cercetări geologice 8 miliarde lei, ceea ce a dus la descope- rirea de noi zone petrolifere și la creșterea rezervelor de diferite mine- reuri și minerale utile necesare diferitelor ramuri industriale. Dar totodată a arătat că: ,,Cu toate aceste rezultate, eficiența cercetărilor geologice nu a fost la nivelul posibilităților create. Lucrările geologice nu au fost concentrate pe obiectivele de primă importanță, cum este minereul de fier, nu au fost suficient studiate structurile geologice prin lucrări prealabile de prospec- țiuni, pentru a se reduce volumul lucrărilor sterile de explorare — în special la petrol — și nu s-au precizat rezerve industriale suficiente pentru deschiderea de mine noi, îndeosebi la cărbuni”. în directivele Congresului al III-lea al P.M.R. se trasează orientarea lucrărilor geologice în viitor în sensul „sporirii și folosirii la maximum a resurselor de substanțe minerale utile, pentru a acoperi într-o măsură cît mai mare nevoile producției din resurse proprii.” „în perioada 1960—1965 se prevede un volum de lucrări de cercetări geologice cu 65 — 70% mai mare decît în cei 6 ani anteriori. Fondurile destinate pentru lucrările geologice vor fi folosite în primul rînd pentru punerea în evidență a rezervelor de minereuri de fier și minereuri neferoase, de petrol, gaze naturale, cărbuni cocsificabili și energetici”... „Pentru mărirea eficienței economice și reducerea cheltuielilor, se vor intensifica lucrările de prospecțiuni geofizice, în special cele seismice, gravimetrice și magnetometrice, astfel ca structurile geologice să fie cît mai bine precizate înainte de a se începe lucrările de explorare. Se vor perfecționa metodele de lucru în prospecțiuni, extinzîndu-se prospecțiunile radiometrice și geochimice. în acest scop se vor dota unitățile geofizice cu aparatura modernă necesară”. ■ A Institutul Geologic al României 15 realizările științelor geologice ÎN R.P.R. 19 „Fondurile alocate activității geologice în perioada 1960—1965, arată tov. Gh. Gheobghiu-Dej în raportul său, se ridică la cca 12 miliarde de lei; din suma alocată activității geologice, cca 2 miliarde sînt destinate înzestrării cu utilaje și aparate moderne”. în lumina acestor indicații, în activitatea geologică din țara noastră, metodele geofizice s-au introdus cu succes și vor fi chemate în viitor să joace mai departe un rol preponderent în prospecțiunea zăcămintelor de substanțe minerale utile. Prospecțiunea seismică, înzestrată cu utilaj portativ, va ataca pro- blemele complicate ale tectonicii flișului. Gravimetria va intra tot mai adînc în regiunile muntoase ale țării spre a răspunde la importante întrebări cu privire la structura lor de adîncime. Prospecțiunea magnetică — sub formă de ridicări terestre sau aeriene — va fi chemată să dea o înfățișare cît mai exactă a distribuției maselor eruptive din adîncime, iar prin ridi- cări de mare detaliu va fi, în continuare, un prețios auxiliar în descoperirea zăcămintelor de fier. Electrometria va trebui să se adapteze mai bine problemelor dificile ale prospecțiunii sulfurilor polimetalice. Metodele radioactive — prin introducerea contoarelor cu scintilație — vor realiza nu numai prospecțiunea minereurilor ci și aceea a zăcămintelor de hidrocarburi. Prospecțiunile geochimice și cele radiometrice se vor intensifica, treeîndu-se la aplicarea acestor metode pentru punerea în evidență a noi tipuri de minereuri neferoase și în special la identificarea directă a zăcă- mintelor de petrol și gaze, în structuri sedimentare, pentru care alte metode geofizice nu au fost satisfăcătoare. Prin prelucrarea și sistematizarea de către cercetătorii și oamenii noștri de știință a bogatului material documentar, rezultat din prospec- tarea și explorarea subsolului țării noastre, se vor trage concluzii privitoare la condițiile dc geneză și de răspîndire în țara noastră a diferitelor substanțe minerale utile și vor rezulta noi directive pentru nunca dc cercetare geologică. Mai sînt încă regiuni muntoase puțin cercetate și care vor trebui prospectate și explorate cu mijloace complexe pentru a-și dezvălui bogățiile tăinuite în adîncuri, cum sînt de exemplu masivele cristaline ale Carpaților orientali și munții vulcanici din partea de răsărit a Transil- vaniei, în care au și început primele lucrări de prospectare geochimică și prin foraj. De asemenea vor trebui prospectate și explorate și marile întinderi de șesuri și platouri din fața munților și din interiorul lor, care de altfel se află deja în curs de cercetare prin mijloace geofizice și mijloace meca- nice de foraj în căutarea petrolului și a gazelor naturale. Sprijinul puternic dat de conducerea partidului și de guvernul țării noastre a creat condițiile favorabile pentru dezvoltarea activității de prospectare și explorare geologică în proporții care depășesc cu mult ceea ce s-a făcut în tot trecutul geologiei și industriei miniere în vechea Institutul Geological României 20 AL. CODARCEA 16 Romînie, fapt care a dus la mărimea considerabilă a bazei de materii prime minerale a țării noastre și la înflorirea industriei noastre socialiste. Specialiștii nostrii care lucrează în domeniul științelor geologice, sînt însă conștienți că, cu toate succesele dobîndite, au mereu de învățat pentru ca munca lor să devină din ce în ce mai eficientă. Ei sînt conștienți de marea datorie patriotică pe care o au ca prin muncă asiduă și prin aplicarea metodelor cele mai avansate, cu folosirea aparatelor și utilajelor perfecționate și moderne, să pună în evidență noi zăcăminte de materii prime minerale necesare dezvoltării în ritm susți- nut a economiei noastre socialiste. Noi, geologii romîni, prețuim colaborarea frățească cu oamenii de știință și specialiștii din toate țările pentru dezvoltarea și perfecționarea metodelor’ noi de lucru și a tehnicii noi de prospectare și explorare pentru întărirea științei noastre pusă în slujba construirii socialismului. La sprijinul permanent dat de partid și guvern, geologii romîni au răspuns și vor răspunde și de acum înainte cu clan și entuziasm la opera de desăvîrșre a construirii socialismului în scumpa noastră patrie. 94 W LES REALISATIONS DES SCIENCES GfiOLOGIQUES EN ROUMANIE SOUS LE REGIME DE DEMOCRAȚIE POPULAIRE PAR ACAD. PROF. AL. CODARCEA Prdsident du Comite Geologique Le peuple roumain fete cette anu6e le XX-e anniversaire de sa libe- ration du joug fasciste. C’est sous la sagc direction du Parti Ouvrier Rou- main qu’il accomplit la grande oeuvie de la construction du socialisme. Notre pays se trouve en plein essor, avec une industrie ddveloppte ă un rythme soutenu et une agriculture avancde, qui contribuent ă l’dld- vation permanente du bien etre de la population et â la satisfaction dans une mesure croissante de ses besoins sociaux et culturels. Le ddveloppement conținu et ă un rythme supdrieur de l’industria- lisation du pays est facilita dans une large mesure par l’existence dans le sous-sol de notre patrie de riches gisements de substances mindrales utiles. La recherche et la mise en evidence de ces derniers incombent aux gdologues et aux autres spdcialistes qui y travaillent en etroite collabo- ration dans les diverses branches de l’activitd gdologique. Le Parti et le Gouvernement de notre Rdpublique ont accordd, des le debut et incessamment une aide importante â l’activitdgdologique sous toutes ses formes. Par suite, la recherche gdologique de la structure du sous- sol et de ses richesses minidres a eu un ddveloppement inconnu jusqu’â prdsent. Un progrds remarquable a dtd rdalise dans la connaissance dela structure geologique du pays et de nombreux et riches gisements de sub- stances min6rales utiles ont dte ddcouverts et mis au service de l’industrie socialiste en plein essor. L’activite geologique dans notre pays remonte â plus d’un silele. Mais, ce n’est que vers 1882 que dans le cadre du „Bureau Gdologique” de Bucarest furent organisees les premieres recherches d’ensemble sur le territoire du pays, couronnees par la rddaction de la premiere carte geologi- que au 1/171.800. Institutul Geologic al României 22 AL. CODARCEA 18 Un nouveau pas dans l’avancement de la geologie en Roumanie et dans la formation de l’ecole geologique roumaine a ete marque par la fon- dation, en 1906, de l’Institut Geologique de Roumanie, qui a eu un role de premier ordre dans l’etude geologique de notre pays. C’est dans le cadre de cet Institut qu’ont ete analyses les problemes complexes de la stra- tigraphie, de la petrographie et de la tectonique ainsi que les problemes pratiques lies aux richesses du sous-sol. Les resultats obtenus figurent dans les publications de l’Institut Geologique et sur les premieres cartes d’en- semble ăpetites âchelles (comprenant: geologie, orographie, hydrographie, repartition de la vegetation, debits et forces hydrauliques, gisements et reserves de certaines substances min6rales utiles, sols et zones de vdgetation naturelle, climats et eau phreatique), ainsi que dans les publications de l’Academie, de la Societe Roumaine de Geologie et des Universites de Bu- carest, lassy et Cluj. Ces resultats couronnent le travail sans repit d’une poignce de sa- vants progressistes, animes d’un patriotisme clairvoyant, qui par leurs ouvrages valeureux ont fait connaître ă l’etranger l’ecole geologique roumaine. Les figures illustres des geologues de la periode de formation de l’ecole geologique roumaine sont reprdsentees par les professeurs Grigore Cobîlcescu, Petre Poni et Vasile BUțureanu de l’Universite de lassy CtGREGORIU ȘTEFĂNESCU, SABBA ȘTEFĂNESCU, SAVA ATHANASIU, GHEOR- ghe Munteanu-Murgoci et Ludovic Mrazec de l’Universite de Buca- rest. Ces chercheurs ont collabore, pour la plupart, tant dans le cadre du Bureau Geologique que dans celui de l’Institut Geologique. Mais, les geologues roumains ont eu â surmonter maintes difficultes existentes dans la Roumanie d’avant-guerre, lorsque le gouvernement ne temoignait aucun int6ret pour le developpement de la geologie pratique. Les richesses du sous-sol etaient â la disposition des societes capi- talistes, pour la plupart etrangeres, qui mettaient en valeur les zones faei- lement accesibles, garantissant une rentabilite immddiate et elevde, sans poursuivre une investigation systematique des ressources du sous-sol, n’ayant aucun interet â assurer le d6veloppement d’une industrie națio- nale. En consequence, les travaux geologiques de prospection et d’explo- ration n’avanșaient guere. Le potentiel minier du pays n’etait pas connu, ses perspectives economiques impossibles a prdvoir; c’est pourquoi la Roumanie d’avant la liberation etait un pays retrograde du point de vue industriei. L’instauration du rdgime de democrație populaire et la nationali- sation des moyens de production (1918), ont permis de liquider la situa- tion economique et culturelle retrograde de la Roumanie et ont cree les premisses â la transformation de notre pays en un pays industriel-agraire avance, qui sous la direction du Parti Ouvrier a commence l’oeuvred’une nouvelle politique geologique, destinee â constituer un puissant levier pour la construction du socialisme. Dans ce but, le Parti a cree le Comite Geologique qu’il a dote d’ap- pareils et d’outillages des plus modcrnes afin de decouvrir et de contourer les reserves de substances minerales utiles necessaires ă> l’industrialisation wHr; Institutul Geological României \JgBZ 19 REALISATIONS DES SCIENCES GEOLOGIQUES EN ROUMANIE 23 du pays et d’etudier les sols et les eaux souterraines lies aux problemes de la transformation socialiste de l’agriculture. Grâce ă l’aide permanente du Parti et du Gouvernement, le Comită Geologique est devenu une importante institution pour la recherche geologique complexe du sous-sol, englobant egalement dans son activite des domaines dont l’etude a ete abordee pour la premiere fois dans notre pays, telles que : la geochimie, la hydrogeologie, la geologie technique. Simultan6ment, dans les ministeres a profil extractif ont ete cieees des organisations geologiques et dans les centres d’exploitation miniere et les chantiers petroliers, des Services et des secteurs geologiques. De puissantes entreprises minieres et de forage, dotees d’une riche base ma- terielle, ont ete organisees tant dans le cadre du Comite Geologique que dans le cadre des principaux ministeres et institutions centrales d’acti- vite geologique. Parallelement, l’Academie de la R. P. Roumaine a inscrit parmi ces preoccupations centrales, le developpement des Sciences geologiques. C’est ă cet effet qu’elle a cree, en 1955, une section de geologie-geographie et un institut de recherch.es. Afin d’assurer un nombre suffisant de specialistes pour les institu- tions geologiques nouvellement crees, on a egalement organise des fa- cultes de geologie dans le cadre des universites et des instituts techniques superieurs. Ces hautes ecoles fournissent chaque annees un grand nombre de chercheurs qualifies pour toutes les disciplines geologiques y compris la geophysique, la geologie technique, la hydrogeologie, la geochimie etc. Si avant le 23 Aout 19 44, l’ancien Institut Geologique, l’enseignement superieur et les quelques entreprises capitalistes extractives comptaient â peine quelques dizaines de geologues, actuellement le nombre des geolo- gues est preș de 2 000, la plupart travaillant dans le cadre des organi- sations geologiques du Comite Geologique, du Ministere de l’Industrie du Petrole et de la Chimie, du Ministere des Mines et de l’finergie Electrique. Dans les nouvelles conditions d’organisation et d’equipement, dis- posant d’outillages et d’appareils des plus modernes, sur le terrain et dans le laboratoire, utilisant les m6thodes les plus avancees, le travail des geologues roumains est devenu plus efficient et les resultats n’ont pas tarde â se montrer. Entraînes dans un travail plein d’abnegation, en pleine nature, dans les mines et sur les chantiers ou aux laboratoires, s’appuyant sur la riche exp6rience de leurs predecesseurs et puisant â la vaste source des Sciences geologiques, les geologues roumains ont non seulement contribue & l’ac- croissement du potentiel de matieres premieres minerales dans leur pays, mais aussi ont ete appeies â accorder assistance geologique ă l’etranger. Ces resultats n’auraient pas ete possibles sans le travail enthousiaste de la jeune generation de geologues, eieves durant les annees de demo- crație populaire, etudiant sous la direction devouee des geologues plus âges. Durant les dernieres vingt annees, l’activite geologique a embrasse des domaines tres varies, allant des preoccupations les plus generales jus- jA Institutul Geological României IGRy 24 AL CODARCEA 20 qu’aux Applications pratiqu.es les plus d^tailldes, etroitement lides ă l’ex- ploration et a l’exploitation rationnelle des substances min^rales utiles. La connaissance detaillee de la structure gdologique du pays et la rMaction correcte des cartes geologiques constituent la base de tonte ac- tivite ayant pour but la mise en valeur des richesses du sol et du sous-sol. Une juste planification et une bonne orientation des travaux gdo- logiques effectues afin de dâcouvrir, de tracer les contours et de con- naître en dâtail les gisements de substances min£rales utiles, pour en faiie une exploitation rationnelle, ainsi que tout travail concernant la fonda- tion des grandes constructions socialistes s’appuient sur des cartes geolo- giques, liydrogeologiques et geotechniques qui refletent fidelement la structure geologique du sous-sol et les conditions hydrogeologiques de pre- miere importance pour les ouvrages en souterrain. Apres la creation du Comite Geologique, la redaction des cartes geo- logiques d’ensemble et des cartes de detail pour les rcgions les moins 6tu- diZes du pays, s’est derouiee dans un rythme rapide. Mentionnons, en premier lieu la carte geologique de la R. P. Rou- mâine au 500.000-âme, realisee par le Comite Geologique en collabora- tion avec l’Academie de la R.P.R. C’est une oeuvre geologique complexe, qui represente une synthese des recherches effectue.es au cours de plus de 30 ans par nos geologues et qui, — grâce ă l’aide regue de la part du Parti et du Gouvernement — a etd terminee â l’occasion du XV-e anniver- saire de la liberation de notre patrie. Cette carte n’est pas seulement une oeuvre scientifique d’une băute conception geologique — presentee dans les meilleures conditions de iA- daction — mais elle rdpond egalement â un but pratique, constituant une base de premier ordre pour l’orientation des travaux geologiques en vue de la mise en valeur des richesses du sous-sol. Citons encore, les cartes d’ensemble, geologiques, tectoniques, li- thofaeiales, geophysiques, et hydrogeologiques qui fournissent des donnees pour l’orientation des recherches geologiques et minieres et des travaux destines a mieux faire connaître le terrain des grandes constructions so- cialistes. Un progres substantiel a ete realist dans l’etude stratigraphique, petrographique et tectonique des grandes unitds geologiques du pays. La connaissance detailiee de la stratigraphie et de la composition li- thofaciale des formations renfermant des substances minerales utiles, de meme que la connaissance de la tectonique d’ensemble et de detail des r6gions et des zones de perspective, ciment une base scientifique solide aux travaux d’exploration qui ont pour but la decouverte des gisements de substances minerales utiles. Pour l’investigation des unites cristallines des Carpates, c’est l’ana- lyse complexe des formations metamorphiques qui a ete utilisee comme md- thode d’etude, afin de reconstituer la stratigraphie et la lithologie des for- mations prdmdtamorphiques. Cette methode a ete appliquee en premier JA Institutul Geologic al României IGRy 21 RfiALISATIONS DES SCIENCES GfiOLOGIQUES EN ROUMAN1E 25 lieu & l’dtude des facids faiblement mdtamorphisds. C’est de cette maniere qu’on a pu ddcouvrir dans certains calcaires cristallins des traces d’algues et de microspores d’âge prdcambrien; ce fait nous permet actuellement d’en- trevoir la possibilitd de subdiviser les massifs mdtamorphiques en unitds chronostratigraphiques. C’est toujours grâce ă cette mdthode que l’on a pu ddterminer la. position stratigraphique des couches â minerai de fer de Poiana Rusca, et d’en suivre le developpement, facilitant ainsi l’orientation des travaux d’exploration par forage, effectues dans le but de decouvrir de nouveau x gisements de minerai de fer â Teliuc, Ghelar et Ruschița. Pareilles âtudes gdologiques complexes et de grand ddtail sont dga- lement effectuees dans les massifs cristallins des Carpates Orientales, pour une orientation plus exacte des travaux de prospection et d’explorations des minerais de mdtaux non ferreux, cuivre, zinc, plomb et autres dle- ments associes. Le massif alcalin de Ditrău, interessant par ses syenites nephdliniques. future base de matieres premieres, a egalement fait l’objet d’une etude de ddta.il, ce qui a permis d’en ddchiffrer la structure complexe. Des laccolithes de roches gabbroîdes â concentrations de magne- tite titano-vanadifere ont etd identifids dans les Monts de Drocea ainsi que des massifs de banatites dans l’Ouest du pays, avec filons de quartz â molybddnite et des skarnes ă minerais de fer et metaux non ferreux, prin- cipalement du cuivre. Dans la pârtie meridionale du Banat, ancienne region miniere, les travaux geologiques de prospection et d’exploration par galeries et sondes ont mis en dvidence un important gisement de cuivre, situd dans la zone d’affleurement des masses druptives banatitiques. Les manifestations volcaniques tertiaires dans la pârtie septentrio- nale du pays ont dgalement constitui l’objet d’etude tres ddtailldes. C’est grâce â ces dtudes que l’on a determine la succession chronologique des diverses phases d’druptions dans les Monts Călimani et les Monts de Baia Mare, et l’on a fait la corrdlation avec les phases de formation des filons de mindraux hydrothermaux. Des investigations complexes sont effectudes dans les Monts Apuseni pour une connaissance plus approfondie de la structure geologique des zones â mindralisations auro-argentiferes. De prdcieux renseignements ont dtd ainsi obtenus sur l’extension en profondeur de ces mindralisations. Quant aux formations sddimentaires renfermant divers gisements de substances mindrales ut iles (bauxite, charbons, petrole, gaz) une investigation intense a permis d’en ddterminer les horizons stratigraphiques et les carac- teres lithologiques. En meme temps a dtd approfondie la connaissance de la stratigraphie des terrains paleozoiques (permiens et carboniferes) dans les Monts Apuseni et au Banat et surtout des formations mdsozoiques dans les Monts Pădurea Craiului, la pârtie centrale et meridionale des Monts Apuseni et les zones synclinales mdsozoiques du Banat et des Carpates Mdridion(ales. -K Institutul Geologic al României 26 AL. C0DARCEA 22 De grari,ds progres on,t igalemcn't eti enregistris dans Ia subdivision des formations du Flysch critaci et paleogene des Carpates Orientales et surtout des schistes noirs cretaces. L’inventaire des fossiles contenus dans ces formations, en general reputees comme tris pauvres ou exemptes de restes organiques, a dte largement accru. Ce fait a contribui a une meilleure connaissance de la tectonique assez compliquee de ces formations. Mentionnons le travail soutenu des geologues-stratigraphes portant sur : (1) les sources qui ont fourni le materiei ditritique du Flysch durant les diverses periodes giologiques et sur (2) la direction de transport des paldocourants qui ont determini la diffirentiation des facies litjhologiques dans la zone giosynclinale critacie — patogene des Carpates Orientales ; â cette derniire se rattache la distribution des formations favorables â l’accumulation des hydrocarbures. Les problemes de la stratigraphie et de la tectonique du Niogene continuent â reprisenter uneprioccupation centrale des giologues. L’itude des terrains neogenes montre souvent un caractere nettement transgressif sur un relief affaissi des formations plus ancienncs. II met de la soite en evidence une importante disharmonie structurale qui pose de nouveaux problemes & l’exploration des terrains & perspectives pitroliferes. Des recherch.es de ditail ont iti entreprises en vue de priciser d’apris les caracteres microfauniques la limite Critaci supirieur—■ Paliogene, ainsi que l’âge des diffirentes subdivisions du Critaci. Des risultats particulierement intiressants surla structuredegrande profondeur des zones ddpresșionnaires et des plate-formes de l’avant-pays carpatique ont iti obtenus par des prospections giophysiques et de nom- breux forages profonds, effectuis pour l’exploration des bassins â perspec- tives pitroliferes et gaziifires. C’est ainsi, que les forages exicutis dans la Plaine Roumaine ont mis en ividence la continuiti de la plate-forme pribalkanique & partir du Danube jusqu’au parallile Nord Craiova—Nord Bucarest et ont di- montri que la couverture en est constituie par des dipots quaternaires, pliocenes, sarmatiens et tortoniens, transgressifs sur un socle de forma- tion marneuses et calcaires misozoiques. Signalons que dans la serie mi- sozoique de la plate-forme, outre les depots critacis dijă connus on a iga- lement identifii des depots jurassiques, triasiques, et meme paliozoiques, carbonifires, divoniens et siluriens et en Dobrogea Meridionale du Divo- uien calcaire et argileux et des schistes â G-raptolites. Vers le Nord, l’affais- seinent du soubassement est progressif et marque le passage â la zone di- pressionnaire de la fosse precarpatique proprement-dite. Dans le Nord du Plateau Moldave (â Todireni) le Cristallin de type podolique a iti atteint, ce dernier y itant recouvert par les depots transgressifs du Silurien, riches en eaux miniralisies (lassy). En Moldavie du Sud, on a riussi â mettre en ividence le prolongement NW des monts hercyniens de la Dobrogea septentrionale ennoyis sous les depots triasiques et jurassiques. Entre le prolongement du massif dobrogien, s’enfongant vers le NW, etle bord S de la plate-forme podolique a iti dicouverte une dipres- Institutul Geological României igr/ 23 REALISATIONS DES SCIENCES GfiOLOGIQUES EN ROUMANIE 27 sion mdsozoîque (dite de Bîrlad) qui se presente comme une ramification de la depression pre-carpatique. Dans la zone centrale du Bassin Transylvain, les sondes de profon- deur ont atteint un vaste bombement cristallin qui divise la pârtie pro- funde du bassin Transylvain en plusieurs bassins secondaiies. Les nombreux forages pour eaux, ont fourni de nouvelles donn<5es sur la stratigraphie du Quaternaire, lequel, par endroits, atteint plusieurs centaines de metres d’epaisseur. Dans le domaine de la mineralogie et de la g^ochimie relevons : les etudes sur la gâothermometrie du quartz dans les formations hydiother- males ; les analyses structurale» des roches granitoides ; l’etude sur la dis- tribution de certains elements chimiques dans les formations cristallines et sedimentaires du pays et enfin les dtudes statistiques concernant la repartition des elements chimiques majeurs dans les divers types de mi- nerais de manganese des Carpates Orientales et Mdridionales, ce qui a permis de dâmontrer leur unite genetique. Parallelement, on poursuit l’etude g6o- chimique des calcaires et des doloinies des Carpates Orientales. Une atten- tion particuliere est accordee aux recherches geochimiques et chalcogra- phiques de gisements de minerais hydrothermaux, lies aux eruptions vol- caniques du Nord du pays, afin de d4chiffrer les lois de leur formation. Un developpement remarquable ont connu les travaux de prospection geologique, gdophysique, geochimique et hydrogeologique, effectuds dans le but de determiner les zones renfermant des accumulations de substan- ces mindrales utiles. Ces investigations ont servi â orienter et â localiser les travaux d’exploration et d’exploitation qui sont destinde» â la decouverte et a la mise en valeur de nouvelles richesses minieres du sous-sol de notre patrie. Un role special dans la prospection des richesses mindrales revient aux prospections geophysiques. Les progres realis^s dans ce secteur en ce qui concerne l’outillage ainsi que la technique de travail et l’interprd- tation des donnâes de terrain, ont contribui ă obtenir quelques uns de nos important» succes economiques et scientifiques. Le Parti et le Gouverne- ment connaissant l’importance de ce secteur ont accorde toute l’aide nd- cessaire â sa dotation, ainsi qu’ă l’elargissement des recherches de terrain. Les principales m^thodes de la gdophysique appliquee, telles que : la seismometrie, la gravimetrie, 1'electrometrie, la magnetom^trie et la radiometrie — ont connu ces dernidres anndes un rythme de developpe- ment remarquable. C’est ainsi que dans le secteur des prospections sdismiques ont ete mises en fonction de nombreuses stations complexes d’enregistrement, d’un type moderne, grâce auxquelles on a pu aborder avec succes cer- tains problemes structuraux particulierement compliques, soulevds par la geologie de nos regions petroliferes. Significatif, en ce sens, est l'accroissement vertigineux du nombre d’appareils en fonction, surtout de l’appareillage portable et avec des pos- < ,'A Institutul Geologic al României M6r7 28 AL. CODARCEA 24 sibilitds d’investigation sensiblement accrues, permettant ainsi la re- cherche en terrain accusant une morphologie et une gdologie compliqudes. Parmi les methodes de travail les plus modernes, rdcemment appli- qudes avec succes par la sdismomdtrie roumaine, citons : la mdthode de corrdlation des ondes rdfractdes, la mdthode des sdismosondages spatiaux de masse, la mdthode de la rdception directionelle rdglable et la mise en valeur des ondes diffractdes par les accidents tectoniques. Comme techni- que de travail on a Egalement introduit le groupement des points d’explo- sions et de gdophones. La prospection sdismique joue un role croissant dans la ddcouverte des structures sddimentaires et a fourni tonte une sdrie d’excellents rd- sultats homologuds par l’industrie du pdtrole et des gaz. Dans le secteur de la gravimetrie, l’appareillage encombrant,demodd et insuffisant, a ete compldtement remplacd par des gravimetres modernes d’une grande sensibilitd, lesquels outre la prdcision des mesurements as- surent egalement une haute productivitd dans la recherche en terrain. Par la prospection gravimdtrique on a obtenu des resultats intdres- sants en ce qui concerne la localisation des massifs de sel, la solution de plusieurs problemes tectoniques et la connaissance detaillde des structures susceptibles d’avoir d’importantes accumulations de substances mindra- les utiles. La ddcouverte ou la determination des contours d’importants massifs de sel dans le sous-sol du pays et des accumulations saliferes asso- ciees aux sels de potassium dans la zone miocene de la Ddpression Prdcar- patique de la Moldavie est principalement due ă la prospection gravime- trique. En gdndral, la prdsence du sel, etablie â l’aide des minimums gravi- mdtriques a dtd, presque toujours, confirmde par les donndes des forages. Quant aux prospections magndtiques, les nombreux variometres mo- dernes mis â la disposition des recherches pour les minerais de fer et pour la rddaction de la carte magndtique de la E. P. Eoumaine, ont gran- dement stimuld le developpement de ce secteur autrefois completement ndgligd. C’est ainsi, que les prospections magndtiques ont dtd employdes avec succes dans l’identification des zones mineralisdes â magndtite et des gîtes de manganese avec un contenu reduit de magndtite dispersdee Un essor important a connu, rdcemment, l’adromagndtomdtrie. Le levd adromagndtique du pays est en cours d’execution. La prospection dlectrique a dtd dotde de potentiometres et de puis- santes stations modernes avec enregistrement photographique, rempla- gant completement les vieux appareils dlectromdtriques. Grâce â cet dqui- pement on rdalise aujourd’hui des sondages et des levds dlectriques avec des lignes d’dmission jusqu’â 20 km, augmentant ainsi considdrablement les possibilitds d’investigation par rapport aux resultats obtenus aupa- ravant en Eoumanie. Les prospections dlectriques pour le pdtrole, effectudes par la md- thode des sondages dlectriques verticaux, ont confirmd, en gdndral, les conclusions de la prospection sdismique sur l’existence des structures sddi- mentaires pdtroliferes d’un nouveau type dans certaines unites gdologi- ques majeures. Dans le secteur minier, la mdthode de la polarisation natu- < dA Institutul Geologic al României yiGR/ 25 REALISATIONS DES SCIENCES GEOLOGIQUES EN ROUMANIE 29 relle appUquee aux gisements de sulfures complexe» dans certaines zones des Carpates orientales, a enregistr6 des resultats positifs. Rdcemment ont ete utilises avec des bons resultats, des appareils eiectromagnetiques modernes pour mesurer la phase et l’amplitude en courant alternatif, et la methode de la polarisation provoquee, pour ddtecter les mineralisa- tions conductrices disper 6es. Enfin, pour la prospection des accumulations de substances min6- rales utiles, nous disposons aujourd’hui d’un outillage radiometrique per- fectionne, notamment: emanometres, divers types de radiometres, appa- reils de laboratoire dont l’emploi sui’ une large echelle en terrain et au labo- ratoire permet d’dlargii’ d’une faqon considerație l’inventaire des richesses minerales du sous-sol de notre pays. Eelevons egalement l’application extensive des mesurements geo- physiques aux forages effectues pour la mise en evidence des accumula- tions de substances minerales utiles. Ces mesurements representent ă l’heure actuelle des moyens d’inves- tigation et de controle extremement valeureux pour la connaissance — par les forages — des substances minerales utiles situees en profondeur. Ils ont l’avantage de hâter le rythme d’execution des travaux geologiques par forages, de reduirc le cout de ces derniers. Â present ils sont de plus en plus utilises comme moyen d’interpretation quantitative des zones ă sub- stances minerales utiles. Un progres important a enregistr6 la technique des mesurements eiectriques et sourtout, nucleaires, principalement pour le petrole et les gaz. Se developpe egalement dans un mesure croissante l’interet pour l’identificai ion et l’evaluation quantitative d’autres sub- stances minerales utiles, tels que les charbons et les minerais. Grâce â l’aide du Parti et du Gouvernement et aux mesures d’orga- nisation, ont ete crees et se sont ddveloppds des Services de geophysique, dotes d’outillage moderne de prospection seismique et gravimetrique, magnetique, electrometrique et radiometrique, qui ont contribui dans une large mesure a l’actuel essor de notre industrie petroliere et miniere. Enfin, pour compieter le bilan des succes scientifiques remportes dans l’activite geophysique, mentionnons egalement la decouverte de cer- tains caracteres importants de la g6ologie de profondeur et specialement de quelques accidents tectoniques de grande ampleur (par exemple la ligne Capidava — Canara en Dobrogea); l’identification de la limite occidentale et meridionale de la plate-forme podolo-russe; la mise en evidence de la structure fracturee, en style mosa'ique, de la plate-forme moesienne, ainsi que la mise en evidence de l’eievation du soubassement du Bassin Tran- sylvain. Vaste et multilaterale est l’oeuvre realisee par les geologues, les geo- physiciens, les geochimistes et l’ensemble des specialiste» qui se preoccu- pent des problemes geologico-minicres dans notre pays. Les methodes qu’ils ont utilise pour la recherche des zones de distribution probable des diver- ses substances minerales utiles, sont des plus avancees. Ces zones ont ete ^ '51 Institutul Geologic al României xTgrz 30 AL. CODARCEA 26 d^rmindes â l’aide d’une analyse scientifique approfondie de toutes les donndes et les rdsultats accumulds par la geologie roumaine. Ă cette oc- casion on a revu et vdrifie toutes les provinces gdologiques gdndtiques ă perspectives minieres de la Roumanie. C’est ainsi que l’exploration gdologique par forages â sondes et sondeuses et par travaux miniers a pris un ddveloppement considdrable, non connu chez nons, et les resultats dconomiques ont dtd des plus en- courageants. Par exemple, dans le domaine des combustibles mindraux liquides et gazeux, les geologues de l’industrie petroliere en dtroite collaboration avec les gdologues du Comitd Geologique ont inventorid les structures susceptibles ă contenir des accumulations possibles de pdtrole et de gaz et ont dtabli les programmes de prospection et d’exploration des grandes unitds structurales. De cette maniere ils ont dirige les travaux pour la decouverte des rdserves de petrole dans la zone du Flysch paldogdne, la zone mio-plio- cdne, les ddpressions intramontagneuses, le territoire de la plate-forme moldave et de la plate-forme moesienne (Plaine Roumaine). Â ces decouvertes ont largement contribui les gdophysiciens par des prospections gravimdtriques et seismiques. C’est ă eux qu’on doit d’ail- leurs, en grande pârtie, la ddtection de riches structures pdtroliferes en Oltenie et Mountdnie occidentale. Les travaux d’exploration, largement developpds par rapport au passd, ont mis en valeur le pdtrole de plusieurs rdgions du pays, dont nous citons les plus importantes : Ticleni et Bălteni en Oltenie, Pitești, Șuta Seacă en Mountdnie occidentale et Moinești — Tazlău en Moldavie. L’exploitation rationnelle des gisements de hydrocarbures et la rdcu- pdration la plus complete possible des rdserves ont constitui non seule- ment l’objet d’dtudes scientifiques inais aussi une importante tâche tra- cde par le Parti au cours des annees du pouvoir populaire lorsque furent crdds les meilleurs condiționa de travail. Les conditions de gisement du petrole et des gaz ont dte etudides par les specialistes du Ministere de l’industrie du Petrole et de la Chimie et de l’Institut de Pdtrole, Gaz et Gdologie. Des procddds techniques modernes ont permis de reprendre l’exploi- tation des gisements abandonnds et d’augmenter le ddbit des couches pdtroliferes moins permdables. Dans ce domaine on applique largement les mdthodes d’intensification du flux par divers traitements et la fissura- tion hydraulique des couches en vue d’&argir les voies d’accds des hydro- carbures vers les trous de sondes, ainsi que les methodes de rdcupdration secondaire du petrole en gisement, par injection d’eau extra-contourale ou de gaz, dans la zone de la coupole de gaz. C’est pourquoi, ces dernieres anndes, la production de petrole s’est accrue par rapport au passd et l’on a mis en valeur Pune des plus importan- tes richesses du pays, tres recherchde comme matiere premiere minerale de base pour les industries du pays. On a dgalement mis en evidence des terrains de gaz naturels dans le Bassin de Transylvanie par des prospec- Institutul Geological României K3R 27 RfiALISATIONS DES SCIENCES GfiOLOGIQUES EN ROUMANIE 31 tiens g£ophysiques qui ont constitui une aide effieiente pour les pros- pections g^ologiques de surface et les travaux d’exploration par sondes. En ce qui concerne les combustibles m i n 6 r a u x soli- de s , grâce aux prospections geologiques, parfois en parallele avec les prospections gdophysiques, on a reussi ă ddlimiter de vastes r^gions de charbons dnergdtiques dans les formations pliocenes et miocenes de l’Olt4- nie, de la Mountdnie, de la Transylvanie et du Banat, ainsi que des zones riches en charbons de coke dans les bassins oligocenes de la Transylvanie et les zones de Lias du Banat. Dans ce domaine nos geologues ont accordă une assistance substanti- elle a l’industrie des chaibonnages, par de nombreux travaux d’explo- ration exdcutds avec de bons rdsultats dans certains bassins en exploita- tion stimulant ainsi les travaux de syst6matisation de plusieurs mines de charbon de la Transylvanie, du Banat, de la Mountdnie et de la Moldavie. Mentionnons seulement les mines de charbons de la Transylvanie du NW, en marge du Bassin pannonique ; les mines de la rdgion de Brașov ; les mi- nes de Petroșani, les mines d’Anina et celles de la Mountenie (â Filipești) et de la Moldavie (ă Comănești). En outre, on a decouvert des rdserves importantes de charbons en Oltenie, entre l’Olt et le Jiu, â Ro vinari sur le Jiu, dans le Bassin du Motru, en Transylvanie dans la rdgion de Baraolt-Vîrghiș et au Banat dans le bassin de Mehadia. Â la suite de ces explorations de grandes r^serves de charbon on ete mises en dvidence et ont 6t6 ouvertes de nouvelles mines, telle la mine de Rovinari, qui exploite en carriere, la mine de Vîrghiș etc. La prospection gdologique et surtout celle gdophysique-gravim^tri- que a permis d’identifier d’importantes anomalies trahissant de grands gisements de s e 1 dans le Miocene des depressions intra- et extracarpa- tiques en Transylvanie, Moldavie, Mountenie et Oltenie. Aussi a-t-on ex- plora la plupart des gisements importants et a-t-on decouvert de nouveaux massifs de sel, dont les lAserves sont pratiquement in^puisables. Citons le massif de Slătioarele preș de Pitești, avec une r^serve au-dessus d’un milliard de tonnes, et le massif de Mercheașa, en Transylvanie. Une atten- tion speciale a dte accordde ă la ddcouverte des gisements de șels de potas- sium et de magnesium recherches pour les engrais chimiques. La reprise des investigations dans la zone miocene de la Moldavie a mis en dvidence la pr6sence de sels de potassium dans les formations de cette vaste unitd structurale. Par un travail soutenu et des mdthodes complexes de prospection, les gdologues, les gdophysiciens et les gdochimistes ont donnd au pays de nouvelles et importantes richesses mdtalliferes. L’accroissement des rdserves de fer represente l’un des princi- paux problemes de l’industrie lourde du pays; aussi a-t-on fait des efforts continus et soutenus en vue de la ddcouverte de nouveaux gisements de fer dans le massif de Poiana Rusca, actuellement le rdservoir principal de minerai de fer en exploitation. Ajoutons, qu’en Dobrogea, preș de Constanța, dans un complexe de quartzites, la prospection gdophysique et les sondages ont mis en dvi- Institutul Geological României 32 AL. CODARCEA 28 dence un large gisement de minerai de fer pauvre, mais situd ă grande profondeur. Les travaux ddtaillds de prospection et d’exploration, effectues dans les formations de contact metasomatique d’Ocna de Fier, — zone des in- trusions banatitiques — ont permis d’identifier d’importantes rdserves de minerais de fer, ndcessaires au combinat siddrurgique de Eeșița. On a considdrablement augmenta les rdserves de minerai siddritique de Lueta, dans la zone des monts volcaniques de la Transylvanie orientale et on a ddcouvert de nouveaux gisements ă Mădăraș, sur le versant oriental de ces monts. En vue d’dlargir la base de minerai de fer, les gdologues ont tachd de ddcouvrir de nouveaux types de minerais ă plus grandes possibilitds de prdparation en vue d’une mise en valeur. Une intense activitd de prospection gdologique. gdophysique et d’ex- ploration a dgalement eu pour but l’augmentation des rdserves de minerai de manganese. Parallelement, dans les massifs calcaires jurassiques-ndocomiens des Monts de Pădurea Craiului et de Bihor, et dans les Monts Apuseni des travaux de prospection et d’exploration miniere ont dtd exdcutds pour la mise en dvidence des rdserves de bauxite. Une importance particulidre a dtd accordde aux travaux de prospec- tion gdologique, gdophysique et gdochimique, de pair avec les travaux d’exploration par forage ă sondeuses, dans les zones de distribution des mi- nerais auro-argentifdres, des mdtaux non-ferreux (plomb, zinc et cuivre) et de la p y r i t e . On a obtenu ainsi de nou- velles rdserves de minerais, tant dans les zones d’druptions volcaniques tertiaires du Nord du pays, ă Baia Mare, dans les Monts Oaș, Tibleș et le massif de Toroiaga, les Monts de Bodna et les Monts Apuseni, que dans la province des banatites et les zones de schistes cristallins de la pârtie orientale des Monts de Bistrița et dans le massif de Poiana Buscă. Une nouvelle perspective s’ouvre â l’dtude des zones de calcaires triasiques en Dobrogea, oii les travaux gdologiques ont signald la prdsence des minerais de plomb et de zinc mdtasomatique. Notons les prospeetions gdochimiques pour cuivre effectudes avec d’excellents rdsultats dans la rdgion des andesites de Poiana Buscă, des prospeetions pour minerais de plomb, zinc et cuivre dans les Monts Tibleș et Toroiaga, qui ont conduit â la dicouverte de nouveaux filons mdtalliferes. Les prospeetions gdologiques ont egalement portd sur les s u b s t a n- ces mindrales non-mdtalliferes, fournissant ă l’industrie d’importantes rdserves. Les recherches pour barytine, substance minerale de premiere importance pour les forages pdtroliferes, ont remportd de beaux succds. Des gisements de barytine ont dtd ddcouverts et mis en exploitation en Dobrogea septentrionale, ă Somova, preș de Tulcea, et dans la rdgion de Suceava ă Ostra, de sorte qu’actuellement la Boumanie ne fait plus d’importation de barytine. 'A Institutul Geological României IGRZ 29 RfiALISATIONS DES SCIENCES GEOLOGIQUES EN ROUMANIE 33 II y a aussi d’autres substances minerales utiles rnises ă la disposi- tion de l’^conomie naționale par nos gdologues. Parmi les gisements les plus intdressants mentionnons : 1 e s k a o 1 i n s de la Dobrogea meridi- onale et du massif de’Harghita, necessaires ă l’industrie cdramique; 1 e s bentonites de la Dobrogea du Sud, de la rdgion d’Ocna Mureșului et d’autres regions du pays, recherchSes pour le raffinage du pdtrole; les diatomites de la Valide du Buzău et de la Dobrogea meridio- nale, utilisees comme materiei isolant; 1 e s dolomies de Hunedoara et des Monts Apuseni, utilisables pour la preparation des matdriaux rd- fractaires ; nombreux massifs de c a 1 c a i r e s et de m a r n e s employees dans la fabrication du ciment; les c i n 6 r i t e s volcaniques de la rdgion de Tușnad — Malnaș utilisees dans l’industrie des constructions pour les agrdgats Idgers ; 1 e s gypses pour le plâtre et le ciment; les sables auartzeux purs de Miorcani, sur le Prut, pour la verrerie fine; 1 e qo u f r e de Călimani; 1 e s perlites du massif d’Oaș et maintes sutres. Des rdsultats intdressants ont egalement ete obtenus dans d’autres secteurs d’activitd gdologiquc : II s’agit de la contribution essentielle de la geologie techuique ă la projection des fondations et des constructions des grands amdnage- ment hydrotechniques et hydroenergdtiqucs, ainsi que des usines et des combinats industriei», des voies ferrees et tunnels, voies ferrees indus- trielles, chaussdes ou funiculaires. Ă part les recherches qui ont servi de base aux travaux de construc- tion du barrage „V. I. Lenin” de Bicaz, on a egalement eiabor6 des etudes pour les amenagements hydrodnergetiques en cours de realisation (Hydrocentralcs d’Argeș, des Portes de Fer etc.). Des etudes geologiques techniques ont ete effectuees pour la systematisation des ports Galați, Brăila, Turnu Severin, ainsi que pour la systematisation urbaniștique des viiles Arad, Brașov, Galați, lassy, etc. D’importants resultats ont egalement ete obtenus dans le secteur de la hydrogeologie, oii les geologues ont determine en premiere ligne les possibilites d’ouvrir de nouvelles mines de charbons en Oltenie et â BrașoV-Baraolt, de fer â Căpuș et de minerais nonferreux ă Moldova Nouă. En seeond lieu, on a utilise de nouvelles methodes de prospection hydrogdochimique qui ont mis en dvidencedes zones ă perspectives pour la ddconverte de gisements d’hydrocarbures, de sels de potassium et de sels de hore. Dans le but de contribuer ă la transformation socialiste de l’agri- culture, on a fait de nombreuses recherches et etudes pour la documen- tation des projets d’irrigation dans les diverses regions du pays, ainsi que pour l’alimentation en eau des unites agricoles du secteur socialiste. En ce qui concerne l’alimentation en eau des grandes viiles et des zones depourvues d’eau potable, telles que la plate-forme de Cot- mcana et les aires du Bărăgan du Nord, une recherche soutenue par fo- 3 — Anuarul Comitetului Geologic. A Institutul Geologic al României 34 AL. CODARCEA 30 rages a conduit â l’identification en profondeur de certaines couches aqui- fdres de bonne qualitd. Quant aux eaux mindrales, les travaux hydrogdologiques ont poursuivi deux buts : Le ddveloppement des stations balndaires d’intdret rdpublicain, telles : Borsec, Olănești, Govora, Vatra Dornei, Sîngiorz-Băi, Victoria, 9 Mai — Oradea, etc., par la ddcouverte de nouvelles et importantes sources d’eau mindrales; La ddcouverte de nouveaux gisements d’eaux mindrales â proxi- mitd des grands centres ouvriers, parmi lesquels : lassy (eaux mindrales sulfureuses), Tg. Mureș (eaux chlorurdes-bromurdes-iodurdes-sodiques), Oradea (eaux thermales radioactives), etc. D’excellents resultats ont dtd obtenus dans la recherche des eaux hyperthermales, en determinant la possibilitd de leur mise en valeur pour le chauffage urbain et l’amdnagement de serres dans Ia plaine occi- dentale du pays. Mentionnons, que par un forage situe â environs 2 km Sud de la viile d’Oradea, on a obtenu un debit artdsien de plus de 600 m3/24 h avec une temperatura de 87°C. L’intensification des recherches geologiques et gdophysiques prevues par les Directives du III-e Congres du P.O.R. est accompagnd d’impor- tants progres en ce qui concerne les procddds techniques et la technolo- gie des travaux de forage. Dans la Roumanie d’aujourd’hui ont dtd progressivement crddes les bases pour la fabrication d’un large sortiment d’installations de fo- rage au niveau de la technique mondiale. Pour le forage des sondes de pdtrole et de gaz on construit actuel- lement, en sdrie, des installations â outils et matdriel tubulaire ndces- saire pour des profondeurs comprises entre 100 et 5000 m et depuis 1963 un nouveau type moderne d’installation pour forage â plus de 6000 m de profondeur a subi avec succes diverses dpreuves et homologations. Des 1961 ont dtd crddes les bases pour la projection et la construction d’une sdrie normale de sondcuscs gdologiques modernes pour substances mindrales utiles soiides. De cette sdrie, la sondeuse. SG-650 â diamant pour le forage jusqu’â 1000 m de profondeur, est ddjă utilisde sur les chantiers gdologiques. En effet, les resultats obtenus dans l’dquipement technique des chantiers destinds aux travaux gdologiques sont vraiment grandioses si l’on pense que jusqu’en 194-8 tont l’outillage de forage dtait d’impor- tation et qu’aujourd’hm la Roumanie figure parmi les pays constructeurs d’dquipement pdtrolier les plus importantă du mor.de. L’application des procddds techniques modernes dans l’activitd geologique permet la reduction des termes de recherche, l’amdlioration de la qualite des travaux grâce aux renseignements et aux donndes acqui- ■ Institutul Geologic al României \jGRZ 31 REAI.ISATIONS DES SCIENCES GEOLOGIQUES EN ROUMANIE 35 ses, l’efficience accrue des travaux geologiques, la rdduction continue du cont des r6serves mises en dvidence. Bien que dans notre pays l’exploitation miniere soit tres ancienne, remontant probablement ă une pdriode avant la conquete des Romains, les nouvelles recherches ont permis â nos gdologues de decouvrir d’im- portantes richesses minerales. Toutefois, ceci ne veut pas dire que les posșibilit^s de nouvelles decouvertes aient diminu^. Au contraire, de vastes perspectives se dressent pour l’avenir. Monsieur Gheorghe Gheorghiu-Dej Premier Secr^taire du P.O.R. dans son rapport au III-e Congres du P.O.R. a montr6 que l’Btat a fait des efforts sdrieux pour l’elargissement de la base naționale de matieres premieres, d^pensant ces 6 dernidres annâes la somme de 8 milliards lei pour les travaux geologiques; c’est grâce â ces efforts qu’on a pu decou- vrir de nouvelles zones pdtroliferes et accroître les r6seives de minerais et de min6raux utiles necessaires aux diverses branches industrielles. Mais en meme temps, il a montre que : „Toutefois malgrd ces rdsultats, les recherches geologiques n’ont pas ete au niveau des possibilites credes. Les travaux geologiques n’ont pas manifeste une attention concentree sur les objectifs de prime impor- tance, tels le minerai de fer; on n’a pas attache un int6ret suffisant aux etudes des structures geologiques par des travaux piealables de prospec- tion pour reduire le volume des travaux steriles d’exploration — surtout pour le petrole ; et on n’a pas precise des reserves industrielles suffisantes pour l’ouverture de nouvelles mines, particulierement de charbons.” Les directives du III-e Congres du P.O.R. tracent l’orientation des futures travaux geologiques dans le sens „de l’augmentation et de l’utilisation au maximum des ressources de substances minerales utiles afin de satisfaire le plus largement possible aux besoins de la production par les ressources du pays.” „Pour la periode 1960—65 on prevoit un volume de travaux geo- logiques accru de 65—70% par rapport aux annees anterieures. Les fonds destines aux travaux geologiques seront utilises en premiere ligne pour la mise en evidence des reseives de minerais de fer et de minerais non- ferreux, de petrole, de gaz naturels, de charbons â coke et energetique”... „En vue de l’accroissement du rythme economique et de la reduc- tion des depenses on recommande l’intensification des travaux de pros- pections geophysiques, surtout, seismiques, gravimetriques et mangni- tometriques, afin que les structures geologiques soient bien precisces avant de commencer leur exploration. Seront perfectionn^es les m^thodes de prospection et d^veloppees les prospections radiom^triques et gâo- chimiques. Dans ce but les unites geophysiques seront dotdes d’equipe- ments moderne.” „Les fonds alloues ă l’activit6 geologique pour la p6riode 1960 — 1965 remontent â environ 12 milliards lei; de cette somme, environ 2 Institutul Geological României 36 AL. CODARCEA 32 milliards sont destines â rdquipement avec outillages et appareils mo- dernes”. Suivant ces indications, l’activitâ geologique a utilise avec succes les methodes geophysiques qui eontinueront aussi ă l’avenir de jouer un râie capital dans la prospection des gisements de substances mind- rales utiles. La prospection sdismique, dotde d’outillage portable attaquera les problemes complexes de la tectonique du Flysch. La gravimetrie va penetrer de plus en plus profondâment dans les regions montagneuses du pays pour resoudrc la question concernant leur structure de profon- deur. La prospection magnătique — sous forme de levds terrestres ou adriens — aura la tache de ddterminer le plus exactement possible la distribution des masses eruptives en profondeur et simultanement, par de leves tres detailles, elle sera une aide prdcieuse pour la decouverte des gisements de fer. L’electromdtrie devra mieux s’adapter aux problemes difficiles de la prospection des sulfures polymdtalliques. Les methodes radioactives — par l’introduction des compteurs â scintillation — vont rdaliser la prospection des minerais ainsi que des gisements de hydro- carbures. Les prospections gdochimiques et radiometriques seront intensifides, afin de mettrc en dvidence de nouveaux types de minerais non ferreux et d’identifier directement les gisements de petrole et de gaz dans les structures sedimentaires, ou d’autres mdthodes geophysiques n’ont pas donne des resultats satisfaisants. L’interprdtation et la systematisation du riche materiei documen- taire rdsulte de la prospection et de l’exploration du sous-sol du pays, permettront â nos chercheurs de tirer des conclusions en ce qui concerne les conditions de genese ct de râpartition des substances minerales utiles du pays et par suite, d’elaborer des nouvelles directives pour la recherche geologique. II existe encore des regions montagneuses peu dtudiees et dont les richesses cachdes en profondeur devront etre prospectdes et explorees par des moyens complexes ; ce sont les massifs cristallins des Carpates Orientales et les monts volcaniques de la Transylvanie orientale ou l’on a commencd deja les premiers travaux de prospection geochimique et par forage. Seront egalement prospectdes et explordes les plaines et les plateux de l’avant-pays et des zones internes de l’edifice montagneux, qui d’ail- leurs sont ddjâ en cours d’investigation par des methodes geophysiques et des procddds mdcaniques de forage pour les gisements de petrole et de gaz qu’ils peuvent renfermer. L’assistance incessante accordde par le Parti et le Gouvernement a cree des conditions favorables au dâveloppement de l’activitd geologique de prospection et d’exploration â un rythme qui dâpasse de bcaucoup tous les resultats obtenus par la geologie et l’industrie miniere Institutul Geologic al României \ (6R 33 REALISATIONS DES SCIENCES GEOLOGIQUES EN ROUMANIE 37 de la Roumanie d’avant-guerre; ce rythme accru a permis le developpe- ment consid6rable de la base de matieres premierea minârales du pays et l’essor de l’industrie socialiste. Malgr6 les succes rempoit^s, nos spdcialistes savent que leurs efforts doivent etre continua pour que leur travail devienne de plus en plus efficient. Ils sont conscients de leur tâche qui consiste dans un travail assidu, l’application des m&hodes les plus avanefies et l’utilisation des appareils et des outillages les plus modernes afin de mettre en Evidence de nouveaux gisements de matieres premieres mindrales, n^cessaires au developpement soutenu de notre economie socialiste. Nous, les geologues roumains, apprecions vivement l’etroite coo- peration avec les chercheurs et les specialistes de tous les pays pour le developpement et le perfectionnement des nouvelles methodes de travail et de la technique moderne de prospection et d’exploration, pour le pro- gres de la Science mise au service de la construction du socialisme. Aux efforts de l’Etat, les geologues roumains ont rdpondu et re- pondront toujours avec enthousiasme pour parfaire l’oeuvre de con- ."truction socialiste et de developpement pacifique de IVconomie de notre patrie. Institutul Geological României Institutul Geological României BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI DE MIRCEA PAUCĂ Abstract Neogene Basin of Silvani a. The region represents a Neogene bay of the Paratethys, that has penetrated the Apuseni Mountains. The breakdown took place during the Tortonian due to some renewed faults trending NE to SW (Pannonian strike) as well as NW to SE (Carpathian strike). The basement consists of Crystalline and Permo-Mesozoic remnants, while the filling-in is formed of some Miocene and several Pliocene fragments. The development of the basin shows an early stage of connection with the World Ocean, succeeded by a brac- kish sea and ending by a lacustrine phase. Sedimentation is dominated by the movements of blocks within the basement, which have occasioned the accumulation of a complex of Pliocene molasse up to 1000 m thick. A slight regression of the sea between Tortonian and Sarmatian was stated, followed by a long pre-Pontian continental period. The crystalline islands divide the bassin into two secondary depressions. The basement shows a rupture tectonice which slight- ly affected the Neogene cover too. Within the latter, local brachyanticlines and synclines have been developcd, caused by a slight vertical displacement of the blocks of the basement. The most important fracture, namely the Parameseș fracture — along which the net slip is over 1000 m — separatcs to the East the basin from the Meseș Mountains, while on the Western slope, the Plopiș Mountains send three small spurs into the Neogene. TABLA DE MATERII Pag. Introducere.................................................................................... 40 Istoric........................................................................................ 40 I. Stratigrafie........................................................................... 41 1. Cristalinul ....................................................................... 41 2. Permianul.......................................................................... 42 3. Triasicul.......................................................................... 42 4. Cretacicul superior ............................................................. 43 Institutul Geological României 40 MIRCEA PAUCĂ 2 Pas. 5. Danian-Paleocenul............................................................ 44 6. Eocenul inferior............................................................. 45 7. Tortonianul.................................................................. 46 8. Sarmațianul.................................................................. 52 9. Pliocenul.................................................................... 57 a) Ponțianul................................................................. 61 b) Dacianul ................................................................. 69 c) Levantinul (?)............................................................ 71 10. Antropogenul................................................................. 72 II. Tectonica....................................................................... 72 1. Tectonica fundamentului preneogen............................................ 73 2. Tectonica cuverturii neogene................................................. 80 III. Eruptivul........................................................................ 85 IV. Geomorfologia.................................................................... 86 V. I-lidrogeologia ................................................................ 90 VI. Concluzii........................................................................ 94 VIL Bibliografia..................................................................... 99 INTRODUCERE Regiunea cuprinsă între munții Plopișului în SW și ai Meseșului- Prisaca în SE, reprezintă unul din cele cinci bazine de scufundare exis- tente pe marginea panonică a munților Apuseni. Spre NW acest bazin este limitat de sedimentele cuaternare ale Cîmpiei Tisei. Cît privește limita sa de NE, unde bazinul Silvaniei ia contact cu bazinul Baia Mare, această limită nu poate fi decît convențională pentru motivul că apele neogene comunicau larg între cele două bazine. în consecință, noi am. considerat ca limită convențională de NE a bazinului Silvaniei, o linie care unește terminația de S a insulei cristaline din culmea Făget, cu col- țul de NW al cristalinului Prisacei, întrucît de aici depozitele neogene capătă o mare dezvoltare în direcție estică. Studiile geofizice ar putea găsi eventuale criterii de separare în structura fundamentului. în perimetrul cercetat am inclus și rama cristalină a bazinului, stratigrafia și tectonica acesteia dîndu-ne indicații prețioase asupra pro- blemelor puse de fundamentul preneogen. Suprafața mare a regiunii cercetate (cca 2100 km2) ne-a permis să punem și să rezolvăm probleme noi, neabordate în lucrările din trecut. Istoric. Cercetările geologice asupra acestui bazin au început în prima jumătate a seco- lului trecut. Lucrările de pînă acum conțin foarte multe observații și concluzii bune, dar și unele eronate. Primele erau uneori neglijate, iar ultimile acceptate adeseori fără nici o critică timp de multe decenii, fapt care a frînat rezolvarea a numeroase probleme. Cele mai vechi date geologice le avem de la BEudant (1822) a cărui lucrare conține totalitatea cunoștințelor de pînă atunci. Institutul Geological României igr/ 3 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 41 Stache (1860) îi urmează atras de presupusa prezență a țițeiului și a problemelor geologice de la Jibou. De cercetări mai amănunțite dispunem de la Hofmann (1882, 1883, 1899), și Mătyăsovszky (1879, 1881, 1883) care au pus bazele cunoașterii cartografice a regiunii. Către sfîrșitul secolului trecut urmează L. Roth Telegd (1897) atras și el de presu- pusul zăcămînt de țiței de la N de Jibou. Tot de atunci dispunem de cîteva note datorite lui LOkenthey (1893), MArtonfy (1879), Semsey (1877) etc. La începutul acestui secol regiunea a fost cercetată de K. Roth Telegd (1912, 1913) și S. Papp (1915), ultimul fiind atras de prezența metanului la Crișeni. între 1918—1940 remarcăm lucrările lui Mateescu (1927, 1938), primul care se referă la o regiune destul de vastă pentru a-i permite încercarea celei dintîi sinteze asupra unei bune părți din bazin, precum și unele note — Rotarides (1925), Bethlen (1933) etc. — bazate pe materialul recoltat înainte de 1918. Din partea geologilor noștri mai dispunem de lucrările lui Krăutner (1938) asupra Cristalinului, precum și de acelea ale lui Lobontiu (1940) și SzAdeczky-Kardoss (1931) asupra regiunii de NW a Transilvaniei. Din anii 1940—1944, datează lucrările lui Bandat și Reich (1950) și Noszky-Roth Telegd (1948), ambele încercînd realizarea unor sinteze. După 1944, constatăm o adevărată afluență de geologi fie din București, fie de la Cluj care au făcut cel mai adesea lucrări de recunoaștere sau de amănunt asupra unor regiuni res- trînse dar n-au dat vre-o sinteză aprofundată. I. STRATIGRAFIE Rocile, care iau parte la alcătuirea regiunii, sînt reprezentate prin : Cristalin, Permian, Triasic, Cretacic superior, Danian-Paleocen și Eocen inferior, toate aparținînd fundamentului, precum și prin: Tortonian, Sarmațian, Ponțian, Dacian, Levantin (?) și Antropogen, Neogenul acoperind cele mai mari suprafețe și alcătuind umplutura bazinului. 1. CRISTALINUL Rocile acestuia apar în munții Plopiș și Meseș de pe rama bazinului, apoi sub forma a trei insule în interiorul acestuia (Măgura Șimleului, Heghișa și Făgetul) precum și în numeoase foraje la diferite adîncimi. Ele constau, în marea lor majoritate, din termeni de mezozonă în special din micașist cu granați, la care se adaugă roci de epizonă și chiar de cata- zonă. Totul reprezintă resturi ale unui întins masiv cristalin care, după o foarte îndelungată ridicare și intensă peneplenizare, a fost fragmentat în numeroase blocuri, unele continuîndu-și ascensiunea intensă pînă azi, în timp ce altele, ridieîndu-se mai puțin, au putut fi acoperite de transgresiunile neogene. Toți geologii care au cercetat Cristalinul în ultimele decenii au remarcat puternica diaftoreză suferită, iar noi insistăm asupra prezenței frecvente a procesului de milonitizare. Institutul Geological României 42 MIRCEA PAUCĂ 4 2. PERMIANUL Depozitele de aceasta vîrstă sînt cunoscute numai în zăcămînt secundar. Ele apar sub formă de pietriș în piemontul de vîrstă levantin- cuaternară de pe versantul de W al crestei Meseșului din regiunea izvoa- relor pîrîului Zălau, la SE de oraș. în aceste pietrișuri, care acoperă ca o pătură groasă numai de 1—2 m culmea de pe stînga pîrîului Zălau, apare pe cărare pietriș de porfir cuarțifer și feldspatic de culoare verde sau cafenie, identic aceluia cunoscut din munții Codru, unde acoperă mari suprafețe. Regiunea fiind acoperită în întregime de pădure tînără, nu s-a putut găsi roca in s i t u. Țmînd seama de configurația terenului, locul de origină al acestui porfir trebuie să se găsească însă în imediată apropiere. 3. TRIASICUL Reprezentat prin etajele inferior și mediu, Triasicul apare'în nu- meroase puncte, dar pe suprafețe în general mici, indicînd atît întinsa suprafață acoperită de mările triasice, cît și puternica eroziune suferită ulterior. Prezența sa ne ușurează urmărirea tectonicii fundamentului cristalin peste care s-a depus nemijlocit. Depozitele sale sînt reprezentate prin conglomerat cuarțos și prin gresie roșie, prin șisturi satinate violete sau verzi de vîrstă werfeniană, prin dolomit cenușiu deschis de vîrstă anisiană și prin calcar negru în plăci groase de 5—15 cm de vîrstă ladi- niană, avînd planurile de strat ificație acoperite cu un strat slab limonitic. Fig. 1. — Profil prin Triasicul de la SW de Stîrci. 1. Aluviuni; 2, Tortonian; 3. Anlsl&n; 4. Ladinian; 5. Triasic inferior; 6, Cristalin ; F. falii, Abb. 1. — Profil durch die Trias siid-westlich von Stîrci. 1, Alluvien; 2, Torton; 3, Anislsche Stufe; 4, Ladin; 6, Untere Trias; 6, Kristallin ; F. Verwerfungen. în munții Meseș Triasicul apare într-un număr de peste 10 puncte de pe creastă sau de la W de aceasta dar din imediată apropiere. Trei dintre ele, reprezentate prin depozite werfeniene, se află imediat la N de șaua prin care trece șoseaua Cluj — Zălau, iar alte trei de dimensiuni mai mari și din aceiași rocă se află înșirate la S de șoseaua pe creasta Meseșului. Aparițiile cele mai numeroase și mai mari se constată însă de o parte și de alta a văii Ragului, la E de Stîrci, unde Triasicul, deși Institutul Geological României 5 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 43 foarte fragmentat tectonic, apare pe o suprafață de peste 1 km2, și în sfîrșit cîte o apariție de dimensiuni mari sînt situate în dreptul satelor Ponița și Pria, care ocupă suprafețe de cîte cca 0,5 km2 (fig. 1 și 2). Mg. Priei 990 Fig. 2. — Profil spre W de Măgura Priei. 1. Pontian; 2. Sarmatian, 3» Tortonian; 4, Triasic mediu; 5. Triasio inferior; 6. Cristalin; F. falii. Abb. 2. — Profil westlich von Măgura Priei. 1. Pont. 2, Sarmat; 3. Torton: 4, Mittlere Trias; 5. Untera Trias; 6, Krlstallln; F. Verwerfungen. Depozite pe care să le putem atribui Triasicului superior, întregului Jurasic, precum și Cretacicul inferior-mcdiu, n-au fost întîlnite, deși ele sînt cunoscute de la distanțe nu prea mari, din alte unități tectonice ale munților Apuseni, precum și din regiunile apropiate ale Carpaților orientali. 4. CRETACICUL SUPERIOR După o îndelungată perioadă continentală, regiunea a fost acoperită de marea transgresiune a faciesului de Gosau, care a avut loc aici probabil de-a lungul unor șanțuri largi, în care se formau alternativ sedimente detritice și sedimente biogene, bogate în fosile. Depozitele de această vîrstă sînt cunoscute dintr-un singur punct în cursul superior al pîrîului de la vechiul poligon de tragere situat la SE de Zălau. Păstrarea lor aici este în legătură cu același graben transversal pe culmea Meseșului, în care s-a păstrat și micul petec de Werfenian situat imediat la N de șoseaua Cluj—Zălau (fig. 3). în lucrările lui Hofmann și Lobonțiu se mai vorbește de prezența unui al doilea petec de Cretacic superior situat la E de Zălau, dar cu toată insistența noastră de a-1 identifica, n-am reușit. Este posibil ca acea apa- riție, formată numai din calcar cu hipuriți, să fi fost exploatată pînă la epuizare, întrucît cea mai mare parte a străzilor din orașul Zălau este pavată cu asemenea calcar. Din depozitele cretacice, care ocupă o suprafață numai de cîteva sute de metri pătrați la SE de Zălau, în afară de speciile Vaccinites sulcatus Defr., V. gosamensis Douv., V. inaequicostatus MUnst., determinate de M. Lupu (1960) și atribuite Santonianului superior, noi am mai \ iGRy Institutul Geological României 44 MIRCEA PAUCA 6 determinat Vaccinites oppeli Douv., care atinge un diametru de 15 cm (Pl. fig. 1), Nerinea sp., Actaeonella sp. și Cydolites corbieriaca MlCH., (Pl. fig. 2 a, b), ultimul apărînd în numeroase• exemplare într-o gresie micacee, fină și șistoasă. Fig. 3. — Profil prin regiunea de la SE de Zălau. 1. Pontian: 2. Tortonlan; 3. Bocen; 4. Gosau; 5. Cristalin (parțial strivit); F. falii. Abb. 3. — Profil durch die Gegend siid-bstlich von Zălau. 1. Pont; 2, Torton; 3, Eozăn; 4, Gosau; 5. Kristallin (zum Teii zertriimmert); F. Verwerfungen. 5. DANIAN-PALEOCENUL Depozitele de la limita dintre Cretacic și Eocen trădează, prin marea suprafață pe care o acopăr, prin faciesul și grosimea lor uneori conside- rabilă, marea importanță a fundamentului cristalin în geneza sedimente- lor de această vîrstă, fragmentarea acestuia în blocuri, unele cu sens intens de mișcare pozitivă și altele scufundîndu-se egal de intens, precum și intensitatea fenomenului de eroziune, respectiv de sedimentare, de pe aceste blocuri, unde au luat naștere stratele pestrițe inferioare. Fig. 4. Profil la W de Uileacul Șimleului. 1. Pontian; 2. Paleocen; 3. Triasic mediu strivit; 5. Cristalin; F. falii. Abb. 4. — Profil westlich von Uileacul Șimleului. 1. Pont; 2. Paliozân ; 3. Zertriimnierte mittlere Trias; 4, Kristallin; F. Vcrwerfiuwcn. Sedimentele de această vîrstă apar în următoarele trei regiuni: în lungul văii Someșului, pe marginea de N a Cristalinului Măgurii Șim- leului (fig. 4) și pe V. Strîmturii la NE de Zălau. Institutul Geological României 7 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 45 Cu toate că aceste sedimente au fost studiate de numeroși geologi, nici unul nu trage concluziile logice din geneza lor continentală. Ele re- prezintă sedimente depuse în condiții de piemont pe seama horsturilor cristaline existente și astăzi, aflate și pe atunci în continuă ridicare. Acestea procurau materialul ce acoperea blocurile înconjurătoare, aflate în continuă scufundare. Grosimea de 1200 m, calculată la Jibou de toți geologii, reprezintă dovada indiscutabilă a intensității pe de o parte a mișcărilor de rididare a actualelor horsturi, iar pe de altă parte de scufundarea pe care începuse să o sufere încă de atunci actualele depresiuni. Lipsa din componența petrografică a stratelor pestrițe inferioare a materialului mezozoic dovedește că această regiune fusese supusă unei intense eroziuni încă din timpul Mezozoicului. Condițiile aride de sedimentare și intensitatea mișcărilor pe verti- cală a blocurilor au încetat în timpul depunerii faciesului marno-calcaros de Bona de culoare cenușie cînd, în condițiile încetării mișcărilor orogenice și intensificării precipitațiilor, a avut loc formarea unor lacuri de apă dulce dintre care cel mai mare se găsea între Jibou și Bona. Ținînd seama de numeroasele îndințări laterale ale stratelor pestrițe inferioare cu marno- calcarul de Bona, trebuie să conchidem că limitele acelor lacuri erau supuse unor dese oscilații. Din marno-calcarul de Bona diferiți geologi au determinat: Limnea micheUni Desh., L. înfiata BRONGT., Paludina globuloides Forb., Pla- norbis elegans Edm. și oogoane de Chara. Prezența Danianului este bazată pe dintele de reptil Mochlodon suessi determinat de NbPCSzX dintr-un foraj de la N de Jibou, iar aceea a Paleocenului pe continuitatea de sedimentare spre depozitele eocene din bazinul Chioarului. Admițînd ca limită inferioară a Paleocenului baza stratelor de Bona, am putea atribui Danianului întregul complex de strate pestrițe inferioare de la N de Jibou. Totuși acest criteriu nu poate fi folosit deoarece stratele de Bona prezintă o dezvoltare locală. Existența unor lacuri independente în care se depuneau stratele de Bona, poate fi dedusă din speciile fosile diferite care au fost constatate în aceste strate pe cursul superior al văii Bagului. Ca fosile, în argile și gresii mai întîlnim rareori urme cărbunoase, fragmente de lemn silicifiat, precum și fragmente de cochilii subțiri de Moluște pe care le atribuim Gasteropodelor terestre. 6. E00ENUL INFERIOR Cu toate că mările acopereau în acest timp depresiunea Transil- vaniei, depozitele Eocenului inferior s-au păstrat pe unele mici suprafețe și pe marginea de E a bazinului, ca o consecință a unei slabe deplasări spre E. intervenită în timpul Neogenului, a limitei dintre cele două ba- zine învecinate, separate de culmea Meseșului. Eocenul apare în legătură cu horstul cristalin al Meseșului în trei regiuni; la E de satul Ortelec pe V. Strîmturii, la E de Zalău în regiunea numită ,,la Cabană” și la SE de acest oraș în regiunea izvoarelor pîrî- A Institutul Geological României igrZ 46 MIRCEA PAUCĂ 8 ului Zălau. Dintre acestea, suprafața cea mai mare Eocenul o ocupă la Ortelec unde s-a păstrat datorită puternicei scufundări transversale su- ferită de horstul Meseș în legătură cu fractura Moigradului. Eocenul este reprezentat prin orizontul gipsurilor inferioare, prin nivelul cu Nummulites perforatus D’ORB., prin gresii și marne aparți- nînd stratelor de Racoți. Un petec de Eocen încă necunoscut îl întîlnim pe stînga văii Ferestrăului, mai sus de confluența cu V. Cuceului (W de Jibou) unde gipsul orizontului inferior apare strivit pe fractura Parame- seș, între argilele roșcate ale Danian-Paleocenului (fig. 6). Mateescu indică prezența Burdigalian-Helvețianului, care ar fi reprezentate prin conglomerate cu elemente cuarțoase bine rotunjite și prin marne, situate pe versantul de W al Meseșului la E dc Zălau. Vîrsta acestor roci lipsite de fosile a fost dată într-un timp cînd orice conglomerat presupus miocen, era atribuit Burdigalianului. Noi atribuim aceste roci Eocenului întrucît la SE de Zălau ele stau deasupra stratelor cu hipuriți și au același aspect ca unele intercalații de conglomerate cuarțoase din regiunea de la E de Meseș. 7. TORTONIANUL în comparație cu ivirile pe suprafețe foarte restrînse ale depozitelor fundamentului preneogen, depozitele de vîrstă neogenă apar pe suprafețe cu atît mai mari cu cît sînt de vîrstă mai nouă. Bazinul este caracterizat prin marea extindere a Tortonianului ale cărui depozite transgresive sînt dispuse cel mai adeseori direct peste cristalin. Tortonianul apare sub forma a numeroase petece scăpate de eroziune sau păstrate între linii tectonice. El constă din rocile caracteristice acestui etaj pentru întreaga depresiune a Dunării mijlocii și posedă o bogată faună de nevertebrate tropicale. Spre sfîrșitul Tortonianului a avut loc o perioadă dc regresiune cu depu- neri de gips. Grosimea depositelor sale este de cca 100 m. Sedimentele de vîrstă tortoniană apar în cea mai mare parte pe marginea de E a bazinului sub forma unei fîșii aproape neîntreruptă, îngustă de la cca 500 m în regiunea de NE a bazinului, pînă la peste 1 km lățime în regiunea de S a acestuia. Ele mai apar în legătură cu cele două insule cristaline din interior : Măgura Șimlcului și Heghișa, unde posedă o mare suprafață, în timp ce pe rama de W apare numai pe un mic sector din colțul de S al bazinului. în acest bazin există cîteva puncte fosilifere care nu sînt de fel mai prejos în comparație cu cele devenite celebre din alte localități de la noi (Lăpugiu, Coștei etc.). Unul dintre ele, Șimleul Silvaniei, este cu- noscut de peste opt decenii, iar acela de la Tusa a fost pus în evidență abea în ultimii ani, în timp ce cuibul fosilifer de la Preuteasa era numai amintit chiar și în ultimile lucrări. Din fiecare se poate recolta cîte un număr de peste 100 specii. Alte puncte fosilifere întîlnim la Ponița Pria, Coșei și Benesat. Vîrsta trangresiunii tortoniene o plasăm la începutul Tortonianului superior deoarece din bazin lipsesc depozitele marnoase cu Spirialis ale M Institutul Geologic al României V igr7 9 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 47 Tortonianului inferior. Întrucît depozitele acestui etaj nu posedă o dez- voltare litologică constantă, nu este posibil a se face o orizontare valabilă pentru întregul bazin. începînd din S, pe marginea de E a bazinului Tortonianul a fost întîlnit sub forma unei fîșii care, pornind de la S de satul Pria, se în- dreaptă spre NE pînă la S de Stîrci, unde se întrerupe pentru a reîncepe la E de Fetindia, de unde ține pînă la E de Zălau. Mai departe spre N, Tortonianul reîncepe la E de Ortelec, de unde se continuă pe la Mirșid și Popeni, apoi tot îngustîndu-se pe la Cuceu, Bîrsa și Benesat, unde se termină în contact cu cristalinul Prisăcii. în regiunea satului Pria depozitele sale constau din marne cenușii, nisipoase, micacee, cu gips, nisipuri și gresii tufacee fosilifere, calcare microconglomeratice cu Lithothamnium și chiar tufuri albe. Poziția aces- tora este în general NE —SW, cu căderi spre W sau NW. Pe drumul de culme ce merge spre Măgura Priei, constatăm ur- mătoarea succesiune : tuf și tufit de culoare deschisă și stratificate, micro- conglomeratice, care cuprind și o intercalație de 15 cm de argilă bento- nitizată verzuie, apoi gresii fine albicioase cu intercalații dc conglomerat cu elemente mici, poligene, nisipuri stratificate alb-gălbui, cu o interca- lație de 10 cm de conglomerat cu ciment tufaceu, friabil și cu mulaje de Gasteropode. Pe V. Priei, de la izvor spre vărsare, întîlnim marne cenușii stratifi- cate, nisipoase, cu Ceriți și Lithothamnium, apoi tuf albicios-gălbui cu Lithothamnium, Ostrei, Pecteni, Serpule. Urmează marne cenușii-verzui fosilifere, cu numeroase concrețiuni de Lithothamnium. Mai jos întîlnim nisipuri și gresii fine, tufacee, albicioase, gălbui, cu numeroase mulaje de Cardium, Pecten, Trochus, Pectunculus, Ostrea etc. Se găsesc și exem- plare bine conservate de : Pecten aduncus Eichw., P. besseri Andr., Lucina columbella Lam., Loripes dujardini Desh., Pectunculus pilosus Lin., Cardita partschi Goldf., Venus sp. Arca sp., Ostrea sp., Turri- tella bicarinata Eichw., Conus sp., Heliastrea sp. Urmărind valea în continuare, dăm din nou de marne dure, cu fosile {Pecten, Ostrea, Cardium etc.), apoi marnele devin nisipoase, cu nume- roase fosile friabile : Turritella, Pecten, Trochus, Pectunculus, Cardium etc., indeterminabile specific și foarte greu de colectat. Mai jos pe vale, se pot aduna fosile bine conservate dintre care A. Clemens1) a determi- nat : Arca diluvii Lam., Venus multilamella Lam., Natica sp., Trochus sp., Briozoare, apoi Natica catena da Costa, Natica obliquata Desh., Corbula gibba Olivi, Turritella (Torculoidea) subangulata Brocc. var. polonica FRiedb.., Ostrea sp., Dentalium sp. Un profil, în care se poate urmări o succesiune tortoniană frumoasă, se găsește pe V. Corbului, afluent pe dreapta al văii Ponița. Direcția stratelor se menține NE —SW, iar căderea spre W. De la izvor spre confluență se întîlnesc : nisip sau gresii friabile verzui-cennșii cu variante l) M. Paucă, D. Socoleanu, A. Clemens, M. Radu, Gl. Ckaumaliuc, T. Odo- bescu, S. Tiutiuca (1962),. Prospecțiuni pentru hidrocarburi, sare și săruri de potasiu întie valea Someșului și Munții Rez. Arhiva Inst. Geologic. Institutul Geological României 48 MIRCEA PAUCĂ 10 micafere, argiloase și intercalații de calcar și de conglomerat cu Lithotham- nium dure, conglomerate poligene, gresii stratificate fine sau conglome- ratice. De pe această vale T. Odobescu și S. Tiutiuca au determinat : Cardium (Cerastoderma) cf. incurvatum Koles., Lucina haidingeri E. HOrnes, Ostrea digitalina Dub., Chlamys elegans Andr., Isocardia cor L., Pholadomya alpina Math., Corbula gibba Olivi, Pectunculus (Axinea) deshagesi Mayer, P. obtusatus Partsch, Venus (Ventricu- loidella) muUilamella Lam., Arca (Anadara) diluvii Lam., Turritella (Torculoidella) subangulata BROCC. var. polonica Friedb., T. (Tor cu- loidella) bicarinata Eichw., T. [Archimediella) turris Bast., Aporhais pespelicani var. alata Eichw., Oxystele orientalis Cush., Vermetus cf. intortus var. solutella Sacco, Natica catena da Costa var. helicina Brocc. etc. (fig. 5). Fig. 5. — Tortonianul de pe V. Corbului (Ponița). 1. Tortonian; 2, Cristalin; F. falie; f. fosile. Abb. 5. — Torton aus dem Corbului-Tal (Ponița). 1. Torton, 2, Kristallin; F. Verwerfung; f, Fossilien. Mai jos de confluență, pe V. Peniței apar argile nisipoase, cenușii, gălbui, micacee, peste care stau gresii fine albicioase, cu treceri la gresii grosiere și microconglomeratice, stratificate. Pe marginea dc N a satului marnele sînt foarte fosilifere. Peste ele se așază gresii fine, albe, dure, stratificate, de asemenea foarte fosilifere conținând aceiași faună ca și cea enumerată mai sus. Aici am găsit, în plus, și un exemplar de Echinolam- pas angustipetalus Vadz. De aici M. Paucă menționează în 1951 specia Schizechinus cf. hungaricus Lbe. Eemarcăm că listele de faune recol- tate din împrejurimile Poniței sînt departe de a fi complete întrucît aceasta este prima listă care se dă de aici. în continuare spre N, Tortonianul apare sub forma a numeroase petece, unele numai de cîteva sute de metri pătrați, iar altele de peste 1 km2, în dreptul satelor Stîrci și Șeredei, fiind dispus de asemenea direct peste Cristalin. De la E de Șeredei, calcarul de Leitha a fost exploatat în trecut în numeroase puncte în mici cantități pentru prepararea varului. Apare însă și sub formă de conglomerat cu ciment calcaros. Institutul Geological României 11 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 49 La SE de Zălau, Tortonianul apare în S sub formă de tuf dacitic grosier, iar mai la N de pîrîul de la vechiul poligon de tragere sub formă de marne și gips, totul fiind strivit și alunecat, datorită fracturilor. După o întrerupere de cîțiva kilometri, Tortonianul reapare la E de Ortelec, începînd de pe malul drept al pîrîului Strîmturii, pentru a se dez- volta mult la N de aceasta, atîngînd maximum de dezvoltare în regiunea satului Mirșid. în toată această regiune el constă numai din tuf dacitic alb. Forajul executat în 1962 lîngă biserica din Ortelec, după ce a stră- bătut marnele ponțiene pînă la adîncimea de 360 m, a intrat într-o alter- nanță de tuf dacitic fin și grosier, micaceu, strivit și cu oglinzi de fric- țiune, datorită prezenței imediat la E a fracturii Parameseș. La E de Mirșid, dedesubtul tufului dacitic se constată un conglome- rat format pe socoteala Cristalinului din capătul de N al Meseșului. Ca in- tercalații se constată microconglomerate și nisipuri grosiere (fig. 6). Fig. 6. — Profil pe V. Ferestrăului (Mirșid). 1, Ponțian; 2, Tortonian; 8, 4, gips și argile paleocene; 5, calcar de Rona (Paleocen); F. falii; f. fosile. Abb. 6. — Profil im Ferăstrău-Tal (Mirșid). £ 1, Pont; 2. Torton; 8, 4, Gips unc palâozăne Tone; 5. Ronakalkstein (Palăozân), F, Werwerfungen; f, Fossilien. în continuare spre NE, lățimea Tortonianului .se îngustează în regiunea satului Cuceu. Aici depozitele sale se așază peste depozitele Eocenului inferior cu gips și ale Paleocenului argilos de culoare roșie, fiind format la bază din conglomerate cuarțoase, apoi din gresii exploatate într-o carieră, deasupra cărora urmează tuf dacitic, care ia contact printr-o falie cu marnele ponțiene. Urmărindu-1 spre N, conglomeratul dispare la N de satul Cuceu, Tortonianul fiind dezvoltat numai prin tuf dacitic alb cu rare intercalații de calcar de Leitha fosilifer (Ostrei și Pecteni), pînă în apropiere de Be- nesat. Aici Tortonianul prezintă o dezvoltare litologică variată care a permis lui M. și Cristina Dumitriu1) să-l împartă în patru orizonturi: în bază tufurile grosiere, deasupra cărora se dispun marne cu Globigerine și cu Amphistegina, apoi urmează un al doilea orizont de tuf dacitic grosier, cu intercalații de bancuri de calcar cu Lithothamnium și de gresii conglo- meratice cu o faună de Lamellibranchiate {Ostrea, Clilamys, Pecten, Pectun- x) Miroea și Christina Dumitriu 1959. Raport asupra regiunilor Mănău—Benesat— Bîrsa și Făreașa—Poiana Codrului—Bicău. Arhiva Institutului Geologic. 4 — Anuarul Comitetului Geologic. Institutul Geologic al României IGR 50 MIRCEA PAUCA 12 culus, Corbula, Cardita, Chama, Spondylus, Conus, Hexacoralieri etc.). Orizontul superior al Tortonianului constă aici [din gresia cu Borelis și bancuri de gips. Tortonianul de pe rama sud-vestică este cantonat în regiunea dintre satele Tusa și Preuteasa. O mică apariție, alcătuită din tuf și tufite, se găsește în dealul Dobrin, pe drumul Ciucea-Tusa. La Tusa, peste Cris- talin, Tortonianul începe prin pietriș colțuros, cu stratificație torențială, în care apar și elemente rotunjite de material eruptiv, fapt care arată exis- tența, încă de atunci, a unui rîu care aducea material din interiorul munților Apuseni. Peste pietriș în regiunea de la W de sat, urmează tuf dacitic, tufit, nisip, conglomerate și în sfîrșit calcar de Leitha cu frumoase colonii de Lithothamnwm sferice, cu diametru de pînă la 10 cm. Marele număr de fosile cunoscute de aici provine din deschiderile de la E de sat, de pe un mic afluent drept al pîrîului Barcău, de unde provin fosilele determinate succesiv de Paucă (1954), Givulescu (1957) și în sfîrșit de Nicorici (1958, 1961), ultimul determinând nu mai puțin decît 210 specii, între care predomină Moluștele prin Gasteropode. în plus, cităm prezența a două specii de Dentalium, Amphiope bioculala Desm., Scu- tella sp., Borelis melo d’Obr. și B. haueri d’Obr., Briozoare, Lithotham- nium etc. Tortonianul de aci se continuă spre N, sub o cuvertură de pietriș de piemont pliocen, prin regiunea de la S de satul Sîg, unde constă mai ales din calcar cu Lithothamnium cu mult pietriș de Eruptiv bine rulat. în regiunea satului Preuteasa, Tortonianul apare pe V. Hodobaș- tina unde acoperă o suprafață de mai multe hectare. Depozitele sale s-au format aici într-un relief negativ, tăiat în Cristalin, și, tot datorită acestui Fig. 7. — Profil prin Tortonianul de pe V. Hodobaștina (Preuteasa). 1, pietriș de piemont; 2 — 3. calcar și nisip tortonian fosilifere ; (4. marnă tortoniană cu lignit: 5. blocuri de calcar alunecate. Abb. 7. — Profil durch das Torton aus dem Hodobaștina-Tal (Preuteasa). 1, Piedmontschottcr; 2. 8, Fossilienfuhrcnder tortonischer Kalkstein und Sand ; 4, Tortonischer Mergel mit Braunkohle; 5, Abgerutsche Kalksteinschollen. relief, au fost ferite apoi de eroziune. într-un profil SW—NE pe această vale constatăm că, peste Cristalin, s-a depus mai întîi tuf dacitic (1 m) apoi marnă (2,5 m), ambele cu o dezvoltare locală pe o vale paralelă, situată imediat la W. în sfîrșit, pe V. Hodobaștina s-a constatat, prin pu- țuri, la bază argilă cu lentile subțiri de lignit lucios (fig. 7). Deasupra urmează un orizont de nisip gros de 2—3 m, cu foarte frumoase exemplare de Potamides mitralis Eichw. și Terebralia bi- Institutul Geological României igr/ 13 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 51 dentata var. lignitarum Eichw., apoi calcar moale cu aspect tufaceu, puțin nisipos, gros de 5 — 6 m în malul stîng și numai de 3—4 m în cel drept. Totul este acoperit de un pietriș de cuarț de piemont. Din versantul stîng, abrupt, s-a putut recolta următoarea faună bogată de Moluște și Echinoizi : Arca diluvii Lam., Tapes cf. wJuîwsBast., Pecten besseri Andr., Pinna pectinata L. var. vindobonensis Sacco, Ostrea digitalina Dub., Lutraria cf. oblonga Chemn., T elina sp., Laevi- cardium herculeus D.G.C., Cardium sp., Venus cf. umbonaria Lam., Pec- tunculus cf. pilosus var. deshayesi, Mayer, Cardium edule L., Panopea menardi Desh., Corbula carinata Duj,. Schizaster eurynotus AG., Echi- nolampas sp., Scutella cf. vindobonensis Lbe., Conus cf. ponderosus Brocc., Turritella sp., Nassa duplicata Sow., Theodoxus pictus FLr., Teredo norvegica Speng. etc. Numărul speciilor este însă mult mai mare, dar recoltarea și determinarea lor întîmpină dificultăți datorită stării de con- servare sub formă de mulaje. La Preuteasa Tortonianul mai apare sub forma unor mici petece de tuf dacitic, uneori și calcar de Leitha fosilifer, chiar pe suprafața ocupată de sat, pe ambele laturi ale Barcăului. Depozitele tortoniene apar și în legătură cu cele două insule crista- line din interiorul bazinului : Măgura Șimleului și dealul Heghișa de la W de Coșei. Pe marginea de E a Șimleului Silvaniei, depozitele tortoniene aco- peră o suprafață de 2,5 km2 pe versantul de W al dealului Rotund și pe drumul ce duce spre Bădăcin. Aici se întîlnește nisip gălbui, fin micaceu și tuf albieios, sfărîmicios, pietriș și tuf bentonitizat. De aici, Mârtonfy a citat în 1879 un număr de 80 de specii de Moluște, Brachiopode și în plus numeroase microfosile. în 1962, M. Radu și Gl. Crahmahuc au co- lectat următoarele specii necunoscute anterior : Venus multilamella Lam., Nucula nucleus L., Turritella turris Bast., Emarginula cancellata Phil., Ostrea digitalina Dub., Corbula gibba d’Orb., Cultellus papyraceus scaphoides Zhizh., Turritella sp., Cerithium sp., Modiolus sp., Congeria sp., Chlamys sp. etc. La partea superioară a Tortonianului apare tuf dacitic, bine dezvoltat în dealul Rotund. Tuful este albieios, uneori verzui, poros, casant. Pe marginile Cristalinului Măgurii Șimleului Tortonianul mai apare în două puncte : la Cehei, unde constă din tuf albieios și calcar sfărîmicios, în care apar exemplare de Ostrea digitalina Dub., și pe stînga Crasnei în Dealul Sfînt unde apare calcar cu Lithothamnium care conține : Os- trea digitalina Dub., Chlamys elegans Andr., Corbulagibba Ol., Venus mul- tilamella Lam., Turritella bicarinata Eichw., A atica catena da Costa var. helicina Brocc., Briozoare etc. Tortonianul de pe Cristalinul dealului Heghișa prezintă o mare dez- voltare mai ales la W și la S de mica insulă de cristalin. Este format din mult tuf dacitic, marne cu gips, puțin conglomerat și calcar de Lei- tha. în S începe de pe stînga pîrîului Zălau, la Borla de unde se îndreaptă spre N sub forma unei fîșii lată de 8—10 km pînă la N de satele Archid și Chilioara. Institutul Geological României 52 MIRCEA PAUCA 14 Conglomeratul se așază pe marginea de W a Cristalinului, constă din cuarț rulat și conține intercalații de nisip gălbui, grosier, micaceu. De la partea lui superioară provin fosilele rău conservate : Pecten besseri Andr ., Pecten sp., Clilamys sp., Ostrea sp. Pe Pîrîul Rău, la N de Coșei, într-o carieră în calcar de Leitha rese- dimentat, am adunat cîteva fosile : Ostrei, Lithothamnium, Hexacoralieri, entroce de Echinoizi, Pecten sp., Briozoare etc.; de aici provin și cele cîteva specii citate în lucrările mai vechi (Mâtyăsovszky — 1889, 1881 și 1882, MATEESCU — 1927 etc). Sărăcia în fosile din acest sector o atribuim condițiilor biologice vitrege datorită centrelor de erupție existente pe falii, precum și facie- sului lagunar în care s-a depus gipsul. Acesta apare sub formă de strate groase de cca 2 m, cristalizat sub formă de indivizi mari în vîrf de lance. La partea superioară a unui banc de gips din cariera de la E de Borla, se poate constata că după ce s-a depus, gipsul a fost erodat pe o dîncime de 0,5 m, iar în șanțul astfel format s-a depus tuf dacitic resedimentat. în acesta am constatat prezența a numeroase impresiuni de frunze, frag- mente de insecte, crabi etc. Tuful dacitic c sfărîmicios datorită alterării continentale preponțiene. în bazinele miocene de la exteriorul arcului carpatic sînt cunoscute încă de acum vre-o 70 de ani depozite de tranziție între sedimentele cu faună tortoniană și cele de vîrstă sarmațiană. Ele au fost separate sub numele de etaj buglovian, întrucît posedă o asociație de specii caracte- ristică. în Bazinul Silvaniei nu pot fi separate depozite de acest fel, nici faunistic și nici măcar litologic. De altfel Buglovianul nu a fost identifi- cat în niciunul din bazinele de la exteriorul munților Apuseni și nici din întreaga depresiune a Dunării mijlocii. Cauza care a determinat lipsa acestui etaj în regiunea de W a bazinului sarmatic trebuie căutată în în- dulcirea crescută a apelor din această regiune periferică. 8. SARMAȚIANUL Deși apele acestuia au acoperit bazinul în întregime, rocile sale s-au păstrat numai în patru sectoare. Ele acopăr cca mai mare suprafață în colțul de S al depresiunii în regiunea numită Oșteana; s-au păstrat sub formă de mici petece pe marginea de NW a Cristalinului Măgurii Șimleului și pe cea de E a munților Plopiș, iar de curînd au fost descoperite două petece peste depozitele tortoniene de la N de Guruslău. Fauna sarmațiană din acest bazin, ca și din întreaga depresiune panonică, corespunde numai subetajului inferior, Volhinianului, și cel mult, parțial, celui mijlociu, Basarabianului din bazinele de la exteriorul Carpaților. Acest fapt a produs multă discuție împărțind geologii în două tabere : majoritatea, admițînd continuitatea de sedimentare spre Pliocen, atribuie Sarmațianului superior depozitele din baza Panonianului, în timp ce alții admit existența unei perioade continentale considerînd că apele au evacuat întregul bazin începînd din Sarmațianul mediu pînă în baza Pliocenului, adică inclusiv Meoțianul. < Institutul Geologic al României \JGR/ 15 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 53 Mișcările orogene din faza stirică an fragmentat și izolat o întinsă suprafață, ocupată anterioi’ de marea Paratethys, dînd naștere unei mări interne de proporții de asemenea foarte mari, marea sarmatică. Datorită ridicării unor creste de munți embrionari, aparținînd sistemului alpin într-o fază următoare s-a produs întreruperea comunicațiilor cu apele calde și cu salinitate normală, pe care marea Paratethys o realiza între oceanele Atlantic și Pacific, determinînd în marea sarmatică, deve- nită izolată, o puternică sărăcire a faunelor prin dispariția acelor grupe (Corali, Brachiopode, Echinoderme, numeroase Moluște etc.) care n-au suportat îndulcirea apelor sau care se pot dezvolta numai la temperaturi ridicate, subtropicale. în consecință, din luxurianta faună tortoniană, cu caracter subtropical și mediteranean, a supraviețuit un număr relativ mic de genuri care s-au putut adapta noilor condiții de viață mai puțin favorabile: ape salmastre (15—25 gr/1) și o temperatură mai scăzută. Puținele genuri {Cerithwm, Trochus, Buccinum, Cardium etc.), care au supraviețuit acestor schimbări, au luat în schimb o mare dezvoltare numerică, dînd naștere unui număr impresionant de genuri noi, de specii și de varietăți. Alte genuri: Pleurotoma, Murex, Ostrea, etc. au supravie- țuit numai puțin și sînt rare în depozitele Sarmațianului inferior în bazi- nele panonice. în comparație cu faunele marine tortoniene, în care speciile posedă o anumită constanță morfologică — datorită condițiilor biologice uniformizate prin existența curenților marini — faunele sarmațiene au dat mult de lucru paleontologilor, datorită marii lor variabilități specifice, care trădează existența unor condiții biologice locale variate, caracteristice fiecărui sector restrîns de mare în parte. în dezvoltarea litologică a Sarmațianului din bazinul Silvaniei remarcăm existența acelorași două faciesuri care se mențin constant în toată Depresiunea panonică. Unul este reprezentat prin calcare luma- șelice și oolitice, dezvoltat numai peste rocile fundamentului în imediata apropiere a țărmului, unde apele aveau adîncimi foarte mici. El reprezintă depozite de plajă. Al doilea facies este detritic, constînd din puține pie- trișuri în general cuarțoase și fine, din nisipuri și marne. Acest facies este mai puțin fosilifer și s-a depus la gurile rîurilor, precum și în larg la oarecare adîncime. în deschiderile de pe marginile bazinului grosimea Sarmațianului rămîne sub 100 m., dar crește mult în forajele de la W de insulele cristaline- Urmărind dezvoltarea depozitelor sarmațiene, începînd de la S spre N, trebuie semnalat faptul că majoritatea aflorimentelor din interiorul bazinului, apar pe văi, unde au fost dezvelite prin eroziune. Mai rar, ele se întîlnesc și pe crestele dealurilor ca martori de eroziune. Suprafața din sudul bazinului este cea mai bogată în deschideri cu depozite sarmațiene. în această ultimă regiune, văile pe care apare Sarmațianul sînt: V. Poi- cului și V. Oștenii cu afluenții lor, precum și văile Dobrin, Peștilor, Ra- dului, Cizerului și Ciungilor, afluenți ai Barcăului sau care dau naștere văii Crasna. Sarmațianul este reperezentat aici prin marne nisipoase, micacee, cenușii cu Ceriți, Cardiacee și Mactre, prin nisipuri gălbui cu stratificație neregulată care conțin Ervilii, Cardiacee și intercalații dc pietriș. Mai \ Institutul Geologic al României igr/ 54 MIRCEA PAUCA 16 întîlnim gresii microconglomeratice, microconglomerate și conglomerate eu mulaje de Moluște. în marnele sarmațiene întîlnim frecvent resturi de plante incarbonizate care formează uneori chiar lentile de cărbune cu grosimi reduse și fără importanță economică. La N de Ciucea, pe V. Poicului și afluenți, Sarmațianul constă din gresie grosieră, friabilă, cenușie, cu fragmente de Moluște mici, precum și din marne cenușii nisipoase cu Ervilii, Cardiacee, Ceriți și fragmente de lemn incarbonizat. Orientarea lor este NE—SW și căderea mică spre NW. Sarmațianul suportă aici pietrișurile și nisipurile pliocene, care iau contact cu Cristalinul Meseșului. Pe V. Oștenii și pe afluenții ei apar în numeroase deschideri marne nisipoase fine, cu fragmente de Moluște (probabil Mactre) care alternează cu nisipuri, cu lentile subțiri de pietriș și uneori cu gresii microconglomera- tice cenușii. Orientarea depozitelor este NW—SE și înclinarea spre NE. Pe pîrîul Cionchii, aflutnt pe stînga al pîrîului Oștenii se găsesc în marne : Mactra sp., Ervilia sp., Modiola sp., Mohrensternia sp., precum și Cardium cf. transcarpaticum Grisk., iar îh gresii și microconglome- rate : Ervilia podolică Eichw., Potamides mitralis Eichw., Pirenella picta Defr., P. nodosoplicata HGrnes,. Terebralia lignitarum Eichw., Paunus ornatus Desh., Neritina picta F£r., Prososthenia ziiteli LOR., Hydrobia sp., Murex sp., Helia: sp. etc. precum și impresiuni de plante sau frag- mente de lemn incarbonizat. Pe afluenții de pe dreapta văii Oștenii, în special pe V. Bivolilor, marnele sînt subordonate gresiilor microccn- glomeratice. în acestea se găsesc mulaje de Gasteropode mici, iar dinnisipul grosier am putut determina : Bulla lajorikaeriana Bast., B. convoluta Brocc., Mohrensternia sp., Cardium sp., Ervilia sp. Pe V. Cizerului, Sarmațianul foarte bine deschis este format din alternanțe de marne cenușii, nisipoase, micacee, cu nisipuri cenușii fosi- lifere. Din cursul superior al văii se pot aduna : Cardium cf. transcarpa- ticum Grisk., C. litopodolicum Dub., C. vindobonense Lask., Mactra sp., Ervilia podolică Eichw., B^iUa cf. ohmi Eichw., Cerithium rubigino- sum Eichw., Buccinum sp., Potamides mitralis (Eichw în cursul infe- rior al acestei văi predomină nisipuri cu intercalații neregulate de pietriș și strate subțiri de marne. Aici se găsesc Cardium vindobonense Lask., Cardium sp., Ervilia sp., Pirenella picta Defr., Cerithium rubi- ginosum Eichw. Nisipuri fosilifere cu aceleași specii de Moluște apar pe văile : Sîrbi- lor, Radului, Peștilor etc. Trebuie să menționăm că, în apropierea Torto- nianului, nisipurile sarmațiene sînt mai albicioase, conțin material tufa- ceu și intercalații grezoase tufacee cu mulaje de Moluște. Remarcăm lipsa depozitelor sarmațiene începînd de la Pria spre NE, pe toată marginea bazinului pînă lâ cristalinul horstului Prisaca, unde Sarmațianul de asemenea lipsește. Pliocenul ia contact aici cu Torto- nianul printr-o falie, dar Sarmațianul a fost erodat, întrucît în unele foraje (Crișeni, Ortelec etc.) este necunoscut în timp ce în altele este prezent. Pe rama munților Plopiș Sarmațianul apare în regiunea satelor Preuteasa, Fizeș, Lazuri, Iaz, Plopiș, Aleuș și Hălmajd întotdeauna peste Cristalin sau în imediata apropiere a acestuia. ■ I Institutul Geologic al României yiGR/ 17 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 55 Fig. 8. — Profil de pe V. Barcăului (Preuteasa). 1. pietriș de piemont, 2, calcar lumașelic sarmațian; 3, Cristalin. Abb. 8. — Profil aus doin Barcău-Tal (Preuteasa). 1, Piedmontschotter; 2, Sarmatischer Muschelkalk; 3, Kristallin. La Preuteasa, sînt cunoscute patru petece, fiecare cu o suprafață de numai cîteva zeci de metri pătrați, situate pe curba de nivel de 400 m a dealului Dumbrava. Trei dintre ele constau din calcar lumașelic cu colo- niile sferice ale unui briozoar (fig. 8). La Fizeș Sarmațianul ocupă o suprafață de cca 0,5 Iun2 în jurul dealului Bontei. Fiind așezat și aici pe Cristalin este reprezentat mai ales prin calcar, care a făcut în trecut obiectul ex- ploatărilor pentru prepararea varului. De aici am recoltat: Cardium UthopodolicumDVB., Musculus naviculoides navi- culoides Koles., Șerpuia sp. și colonii de Briozoare sferice. La Lazuri, pe marginea de W a satului, constatăm prezența a opt petece în ge- neral mici, cu excepția unuia care acoperă o suprafață de cca 1000 m2. Petecele mici constau din calcar lumașelic, iar cel mare din argile, din marne, puțin microconglomerat și calcar lumașelic. De aici am recoltat Cerithium sp., Cardium sp. Ervilia sp. și Modiolus sp. La Iaz, Sarmațianul apare într-un singur punct pe o suprafață de cca 100 m2 pe marginea de SW a satului, într-o rîpă. Constă din argilă și nisip din care s-a recoltat Cerithium volhynicum Friedb. și Pota- mides mitralie Eichw.. Abb. 9. — Profil siid-westlich vom Dorf Plopiș. 1, Pont; 2. Sarmat; 3, Kristallin. La S și W de Plopiș, (fig. 9) Sarmațianul apare sub forma a nouă petece cu suprafețe începînd de la cîteva zeci de metri pătrați pînă la peste una mie metri pătrați. Opt dintre ele fiind așezate nemijlocit peste Cristalin, constau din calcar lumașelic și oolitic, în timp ce a noua de pe V. Racoviță constă din marne, gresii și conglomerat. 56 MIRCEA PAUCA 18 Bazîndu-se pe material paleontologic provenit din regiunea satu- lui Plopiș, recoltat probabil de K. Roth Telegd înainte de 1918, G. Bethlen (1933) determinîndu-1, susține, fără a fi cunoscut personal regiunea, existența întregului Sarmațian și continuitatea de sedimentare cu Pliocenul. Prezența Sarmațianului numai sub formă de petece, adesea minuscule, care apar ici-colo înecate în Pliocen, exclude, chiar de la o privire fugară a hărții geologice, presupusa continuitate de sedimentare. La Aleuș, constatăm prezența a cinci petece de Sarmațian, patru dintre ele se află pe V. Găii. Aceasta străbate satul dezvelind Cristalinul care avansează spre NE pe o distanță de 2 km sub forma unui pinten. Al cincilea petec, cu o distanță numai de 2—3 m2, se află în capătul de W al satului, pe drumul de culme ce suie la munte. Regiunea cea mai de N, în care apare Sarmațianul pe marginea de E a Cristalinului Plopiș, se află pe marginea de S a satului Hălmajd, unde îl întîlnim sub forma a patru petece dispuse pe Cristalin și în consecință, dezvoltat sub facies de calcar lumașelic și oolitic. Aici se întîlnește în dealul Piciorul Varului, iar apariția cea mai mare se află pe stînga văii Varului, unde ocupă o suprafață de cîteva mii de metri pătrați, acoperind întreaga creastă a dealului. în capătul de E al acestei apariții există o carieră din care s-a extras material pentru șoseaua Șimleu-Oradea, precum și o dolină, singura care a putut fi observată în calcarul de această vîrstă. Aici am recoltat mulaje de Cerithium, Trochus, Modiolus, Tapes și Cardium. Mai departe spre N, Sarmațianul nu mai este cunoscut pe marginea de E a munților Plopiș. El apare abia în sondele de la N de Suplacul de Barcău, unde este situat la adîncimi pînă la 900 m., dovedind puternica scufundare suferită de acea regiune în Pliocen. în interiorul bazinului, Sarmațianul apare lăzi în legătură cu insulele cristaline ale Măgurii Șimleului și Heghișei. La Cehei, concordant peste conglomeratele tortoniene se dispun marne tufacee, albicioase, micacee, cu o bogată faună de Lamellibranchiate: Cardium iranscarpaticum Grisk., C .praeplicatum Papp, C. vindobonensis Lask., Modiolus sp. și fragmente de plante. La NE de Borla, peste depozitele tortoniene, Sarmațianul apare sub forma unui petec cu o suprafață de cca 200 m, fiind reprezentat prin marne cenușii, micacee, foarte fosilifere. De aici s-a determinat Cardium Iranscarpaticum Grisk., Ervilia dissita Eici-iw., Trochus cf. planatum Friedb., Trochus sp., Replidacna sp., Nassa sp., precum și numeroase microfosile. Tot în legătură cu insula miocenă de pe Cristalinul Heghișei, Sarmațianul mai apare la zi la N de Archid, pe Valea Largă, unde conține Cardium plicatum ElCHW. în forajele executate recent în bazinul de eroziune al Nușfalăului și mai la S, Sarmațianul a fost întîlnit la : Fizeș, Marin, Bănișor, Crasna Valcăul de Jos, Aleuș, Hălmajd, Bozieș, Drighiu și Nușfalău, în toate fiind reprezentat prin marne și nipuri cu puține microfosile. Institutul Geologic al României igr7 19 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 57 9. PLIOCENUL în comparație cu depozitele neogene anterioare, sedimentele plio- cene se caracterizează prin marea suprafață pe care o ocupă și prin marea lor grosime, datorită mișcărilor de scufundare continuă în timpul sedimen- tării ale unor blocuri care alcătuiesc fundamentul. Au fost separate pe baze faunistice și litologice, etajele Ponțian, Dacian și Levantin (?). Fauna marchează îndulcirea totală a apelor. Sărăcia în fosile a unor pachete groase de strate este, în Ponțian, consecința caracterului de mare închisă a apelor (lipsă de curenți verticali care să ducă oxigenul pînă la fund), precum și a erodării depozitelor litorale, singurele în care se dezvoltă o faună bogată. Sărăcia în fosile a Dacianului se datorește faciesului to- rențial al depozitelor și amestecului de cenușă vulcanică. Distribuția fragmentară a depozitelor sarmațiene, existența docu- mentelor paleontologice numai pentru or izontul inferior al acestora, con- tactul permanent transgresiv al Plioccnului peste Tortonian sau peste roci mai vechi, lipsa Sarmațianului din numeroase foraje etc., ne îndrep- tățesc să ne menținem ferm la părerea noastră anterioară relativ la o în- delungată perioadă continentală preponțiană. Includerea parțială în Sar ma- țian a depozitelor „panoniene” este în contradicție cu marele salt faunistic de la limita Sarmațian — Pliocen, întrucît nici o specie pliocenănupoatefi derivată direct din fauna marină sarmațiană. O faună de mamifere locală, care să justifice includerea depozitelor cu Congerii în Sarmațian, lipsește. Boda (1959) susține ideia continuității de sedimentare din interi- orul depresiunii cu numeroase argumente. Nu ne îndoim că va sosi și timpul cînd se vor găsi criteriile care ne vor permite recunoașterea fazei continen- tale și în regiunile din interiorul depresiunii, după cum, pînă la urmă, s-au găsit criteriile care ne-au permis, de altfel destul de tîrziu, să putem recunoaște lacuna din Sarmațianul și Ponțianul do pe marginile depre- siunii, lacună mult timp de asemenea contestată. Pînă în prezent nu s-a găsit încă explicația pentru ce, în timpul pe- rioadei continentale dintre Sarmațian și Ponțian, eroziunea de pe marginea de est a depresiunii panonice a fost mult mai intensă chiar decît cea actuală dezvelind rocile prepliocene mai adînc ca astăzi și pe suprafețele mult mai mari. Să fi avut ea la dispoziție un timp mai îndelungat decît intervalul Pliocen superior — Holocen, sau era nivelul de bază mai coborît ca cel actual? în ipoteza persistenții apelor în bazin, nivelul de bază ridicat explică greu această eroziune intensă datorită căreia depozitele tortoniene și sarmațiene au fost îndepărtate în mare parte. în ipoteza continuității de sedimentare nimeni n-a putut lămuri cauzele dispariției bruște și fără urmași a faunei sarmațiene, cînd totuși depresiunea ar fi rămas acoperită de ape permanent, și nici cum a putut fi înlocuită în aceste condiții fauna marină cu fauna panonică de origine mai veche, care se dezvoltase anterior în rîuri, lagune și estuare. Numeroșii geologi, care susțin continuitatea de sedimentare, se mențin într-un cadru cu totul general și nici unul n-a încercat delimitarea acelei suprafețe care a rămas acoperită de ape continuu. Prezența unor mici lacuri relicte de Institutul Geologic al României IGR 58 MIRCEA PAUCĂ 2 0 tipul Balatonului actual nu contrazice ideea existenței acelei perioade continentale. în ipoteza continuității se pune problema ce s-a făcut cu enorma can- titate de săruri pe care le conțineau apele Mării Sarmatice ? Acestea n-au dispărut din apele bazinului prin simplă concentrare, întrucît depozitele sarmațiene nu conțin nici un fel de sedimente de precipitare chimică. Gipsul din bazinul Baia Mare, atribuit mai de mult Sarmațianului, a fost dovedit că este de vîrstă tortoniană. S-ar mai putea emite ipoteza că acele săruri au fost înglobate pe încetul în sedimentele sarmațiene. Totuși sedimentele de această vîrstă posedă grosimi relativ reduse și nu conțin nici un fel de săruri, atît nisipurile—din care sărurile au putut fi spălate între timp—cît și mai ales marnele. Dacă îndulcirea apelor ar fi fost un fenomen continuu, atunci cum ne putem explica pragul faunistic existent prin dispariția bruscă a speciilor sarmatice și prin apariția explozivă aMela- nopsidelor și Congeriilor care lipsesc din lista faunelor sarmațiene ? Exis- tența acestui prag faunistic reiese, între altele, și din afirmația repetată a lui Boda că stratele de tranziție din interiorul depresiunii sînt lipsite de macrofosile, ele conținînd cel mult Ostracode. Evacuarea completă a apelor sarmatice din bazin explică, prin ri- dicarea fundului, atît dispariția sărurilor și a faunei salmastre, cît și apa- riția explozivă a faunei ponțiene care a venit odată cu apele dulci de pe continent. Întrucît blocul munților Apuseni a prezentat mișcări pe verticală independente, în comparație cu celelalte numeroase blocuri care formau țărmurile mării interioare panonice, iar sedimentele și fauna prezintă vari- tăți caracteristice fiecăruia din aceste blocuri, nu se poate aplica și la noi clasificația în opt zone propuse de A. Papp, pentru bazinul Vienei. Putem totuși^constata că zonele C—E sînt prezente. în timpul Ponțianului apele au posedat o stratificație comparabilă aceleia din Marea N eagră actuală, în sensul că apele adînci fiind stagnante erau bogate în H2S, în timp ce la suprafață, deci și la țărm, ele posedau cantitatea normală de oxigen. Mai demult noi atribuiam această stratifi- cație unui grad foarte redus de salinitate din apele adînci. Prezența H2S în apele adînci din timpul Ponțianului nu este legată neapărat de existența mediului salin, ci H2S sc putea dezvolta și din substanțele proteice ale or- ganismelor care trăiau la suprafață, iar după moarte cădeau pe fundurile adînci. Deducem aceasta din marele număr de concrețiuni minuscule de marcasită din marnele ponțiene, care dau mirosul și gustul caracteristic apelor arteziene provenite din Ponțian, precum și temperatura lor mai ri- dicată decît cea corespunzătoare adâncimii de la care provin. Apele superficiale trebuie să fi posedat, în unele momente, un oare- care grad de mobilitate, care a permis transportul materialului sedimentar de la mari depărtări. într-adevăr constatăm că nisipul, cel mai deseori foarte fin, precum și suspensiunile, din care au luat naștere marnele, de vîrstă pliocenă cu caracter de molasă, nu-și trag originea din țărmurile imediat învecinate, ci au o proveniență încă necunoscută, venind proba- bil din molasa mai veche miocenă a bazinului transilvan, sau chiar din flișul carpatic. Institutul Geologic al României icr7 21 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 59 Numeroasele specii de Limnocardiacee din depozitele Ponțianului panonic nu sînt o dovadă de existența unui grad oricît de scăzut de sali- nitate întrucît acestea, în calitate de forme eurihaline, suportau și ape com- plet îndulcite. Temperatura apelor era mai ridicată decît cea actuală din regiune iar diferența dintre vară și iarnă mai mică, dovadă cochiliile mari și groase ale unor Melanopside și Congerii. Această temperatură era datorită atît unui climat mai dulce decît cel actual, cît și cu siguranță activității hidro- termale mult mai intense decît astăzi, pe numeroasele fracturi care sepa- rau între ele blocurile de fundament din interiorul bazinului sau de pe marginile sale. Dintre cele trei mari familii de moluște caracteristice Ponțianului panonic (Limnocardiacee, Congerii și Melanopside), ale căror specii al- cătuiesc circa 75% din faună, primele sînt singurele care prezintă afinități cu faunele salmastre anterioare. Întrucît însă Limnocardiaceele sînt forme puternic eurihaline, care au trecut în Sarmațianul superior—Meoțian printr-un studiu lacustru, de apă dulce, ele nu pot fi folosite în scopuri stratigrafice. O importanță stratigrafică mai mare o au Congeriile care sînt prezente atît în faciesul litoral, cît și în cel neritic, în timp ce Mela- nopsidelele prezintă importanța stratigrafică cea mai scăzută, ele fiind cantonate în zona litorală. Marea diversitate a speciilor de moluște pliocene panonice este con- secința unui stadiu de evoluție a faunei în numeroase lacuri preponțiene independente, în care au luat naștere specii diferite. Umplerea depresiunii panonice cu ape dulci în timpul Pliocenului, a permis speciilor astfel formate să capete o mare răspîndire teritorială. Prezența unor specii de Melanopside și de Congerii, cu talia mare și cochilia groasă în regiunea țărmului mai dovedește că acestea erau specii care trăiau în ape literale agitate. Depozitele pliocene se prezintă sub faciesul panonic, caracteristic întregului bazin al Dunării mijlocii, începînd de la Viena pînă la Carpații orientali. Ele au fost sedimentate într-un bazin care reprezenta ultimile rămășițe ale mării Parathethys, un lac cu totul îndulcit și izolat în cea mai mare parte a timpului, de bazinele existente spre S și SE. După cum este ușor de înțeles, pe o suprafață așa de vastă, depozi- tele pliocene nu puteau prezenta un facies litologic și paleontologic uniform, ci ele erau influențate puternic de condițiile locale, caracteristice fiecărui bloc în parte, care alcătuiau țărmurile. în consecință, depozitele pliocene sub facies panonic pun o serie de probleme care, cu toate că sînt atacate încă mai bine de 100 de ani, nici pînă acum nu s-a ajuns la soluționarea lor univocă. Dimpotrivă, se pare, că pe măsură ce dispunem de date mai numeroase, problema se complică. Problema depozitelor pliocene din Depresiunea panonică se punea în primele decenii ale acestui secol numai ca o problemă de nomenclatură, anume dacă este cazul să fie folosită denumirea mai veche de Ponțian sau cea mai nouă de Panonian. Discuțiile aprinse ale geologilor asupra acestei probleme au fost rezumate de ȘT- Găal (1938) care înglobează depozitele Institutul Geological României 60 MIRCEA PAUCĂ 22 sarmațiene Pliocenului și de St. Vitâlis (1942) care opinează pentru folosirea denumirei de Ponțian, în timp de denumirea de Panonian trebuie să-și păstreze înțelesul comprehensiv inițial, dat de Roth Telegd în 1879 de strate cuprinzînd întregul pachet situat între Sarmațian și Cuaternar. în căutarea soluției celei mai potrivite pentru rezolvarea acestei probleme dificile, există și geologi cari, constatând lipsa documentelor paleontologice pentru existența Sarmațianului superior, așa cum acesta este înțeles la exteriorul arcului carpatic, propun a se atribui această vîrstă unui pachet din baza stratelor cu congerii. Ei separă astfel un etaj Panonian care ar face tranziția spre etajul Ponțian s. str. de vîrstă Pliocen- inferioară. Totuși, puternica discordanță care poate fi constatată pretu- tindeni între stratele cu Ceriți și cele cu Congerii, nu permite adoptarea acestei soluții, care putea fi propusă numai într-un timp cînd lucrările de cartare detailată erau încă într-un stadiu inițial. După ce un timp îndelungat numeroși geologi de vază au susținut cu lux de argumente ideia continuității de sedimentare dintre Sarmațian și Plioccn pe marginile depresiunii, noi am reușit să dovedim că faunele mixte, pe care se bazau aceștia, constau în realitate din specii sarmațiene remaniate în număr de exemplare apreciabil în timpul depunerii Ponția- nului. Partizanii acestei concepții n-au dezarmat însă, ei susținînd acum existența continuității de sedimentare numai în interiorul bazinului. Apele și-ar fi ridicat din nou nivelul în Ponțian, cînd apar cu caracter transgresiv numai pe marginile bazinului. Continuitatea de sedimentare presupusă de numeroși geologi în regiunile din interiorul bazinului, precum și întreruperea acesteia, nu poate fi nici dovedită și nici contestată cum se obișnuiește numai pe bază de foraje. Lipsa constantă a fosilelor chiar la nivelul unde bănuim existența limitei Sarmațian—Pliocen, cît și importantul salt faunistic între aceste două etaje, reprezintă argumente în favoarea întreruperii sedimentării. Continuitatea de sedimentare, admisă timp de decenii pentru regiunile de pe marginile depresiunii Dunării mijlocii, era determinată de prezența acelorași fel de roci, marne și nisipuri în Sarmațian și Ponțian, precum și de alterarea subaeriană a depozitelor sarmațiene în timpul perioadei continentale preponțiene, alterare care a determinat ca la contactul dintre roca de vîrstă mai veche și cea de vîrstă mai nouă să nu se poată observa vreo discontinuitate litologică. Este cazul să se menționeze că, atît la suprafață, cît și în foraje nu pot fi separate depozite pe care să le atribuim Meoțianului. Mateescu separă într-adevăr în forajul dela Crișeni un pachet cuprins între 400—488,30 m de marne vinete, uneori micacee și chiar nisipoase cu Bydrobia și Ostracode, pe care le atribuie cu probabilitate Meoțianului. Unii geologi de mai tîrziu au transformat această probabilitate, fără să aibă vreun argument în plus, în siguranță. Existența Ponțianului și a Dacianului este asigurată pe baze litologice și paleontologice. Depozitele pliocene se încheie pe marginile bazinului prin pietrișuri de cristalin puțin rulate în apropierea ramei și constînd aproape numai din cuarț bine rulat în interior și la NW de Măgura Șimleului, material pe care-1 atribuim, cu Institutul Geologic al României 1GR 23 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 61 semnul întrebării Levantinului, întrucît ocupă poziții superioare depozi- telor precedente, prezintă structură torențială și nu conțin fosile. Apele pliocene din Depresiunea panonică au stat în legătură tem- porară cu apele lacurilor de la exteriorul arcului carpatic în fazele lor de transgresiune maximă din Ponțian, cînd a avut loc un schimb faunistic redus (cîteva specii de Congerii comune, Valenciennesius, specii înrudite de Limnocardiacee). De asemenea constatăm existența unor specii de Unionidc, Vivipare, Melanopside etc., de vîrstă levantină, comune pe ambele laturi ale Carpaților. a) Ponțianul. Depozitele de această vîrstă posedă cea mai mare răspîndire. Ele ocupă șanțul Zălaului în întregime, unde apar sub forma unei zone late între 15—20 km, avînd direcția NE —SW. Pe marginea de N a bazinului ele se continuă fără nici o întrerupere cu depozitele de aceeași vîrstă din bazinul Baia Mare și numai cercetările geofizice ar putea des- coperi o eventuală Urnită a celor două bazine în fundamentul preneogen. Pe marginea de SE a bazinului, Ponțianul ia contact cel mai adesea cu Tortonianul, dar pe unele distanțe și cu alte formațiuni mai vechi, cum cu este Paleocenul și Eocenul de la W de Ortelec și cu Cristalinul la E de Zălau. Contactul dintre Ponțian și formațiunile mai vechi este reprezentat cel mai adesea prin linii de falie în lungul cărora au avut loc noi prăbușiri cu ocazia trangresiunii pliocene. Nivelul apelor ponțiene și depozitele acestuia au depășit faliile în numeroase regiuni în funcție de relieful pre- ponțian, dar de pe aceste suprafețe ele au fost erodate cel mai adeseori. Pe marginea de SW a bazinului, Ponțianul ia contact, cel mai adesea, cu Cristalinul horstului Plopiș și numai în regiunea de S a bazinului depo- zitele sale acopăr Tortonianul sau Sarmațianul pe mari suprafețe. Spre deosebire de limitele sale de SE și SW care, fiind de natură tectonică, sînt aproape rectilinii, limita de WNW constă dintr-o linie sinuoasă datorită faptului că Pliocenul prezentînd înclinări numai foarte mici spre W sau NW, depozitele ponțiene din șanțul Zălaului se continuă și dincolo de insulele cristaline, pe oarecere distanțe, mai ales în lungul cursurilor de ape principale Barcăul și Crasna, care s-au adîncit cel mai mult, dispărînd în cele din urmă sub depozitele înclinate numai de cîteva grade ale Dacianului. Întrucît faciesul sub care se prezintă depozitele ponțiene nu este constant nici pe orizontală și nici pe verticală, în clasificarea depozitelor sale vom distinge existența a trei orizonturi în șanțul Zălaului și a două orizonturi în regiunea de la W de insulele cristaline. într-adevăr cele trei insule de cristalin din interiorul bazinului au determinat o variație de facies, datorită faptului că apele unui rîu, care venea din spre S din inte- riorul munților Apuseni (Paleo-Drăganul), se scurgeau în Ponțian spre N prin șanțul Zălaului, pentru a ajunge în bazinul Baia Mare, și nu spre W, după cum am putea fi tentați să admitem pe baza orientării rețelei hidro- grafice actuale. Cele trei orizonturi din șanțul Zălaului sînt : unul bazai conglo- meratic, unul mediu predominant marnos și altul superior argilo-nisipos, Institutul Geological României X 1GR G2 MIRCEA PAUCA 24 iar cele două orizonturi din regiunea de la W de insulele cristaline constau dintr-un complex inferior grezo-nisipos neproductiv, identificat numai în foraje și unul superior marno-nisipos cu numeroase strate de lignit. Marnele conțin numeroase concrețiuni de marcasită. Pe rama cristalină și în jurul insulelor cristaline s-a dezvoltat un facies litoral nisipos foarte bogat în fosile (Melanopside, Congerii, Cardiacee etc.) dar acesta a fost erodat în cea mai mare parte în timpul formării depozitelor de piemont de la sfîrșitul Pliocenului. Cel mai bine s-a păstrat în jurul insulei cristaline a Măgurii Șimleului, la Pericei și Giurtelec. în sedimentele ponțiene, depuse la oarecare depărtare de țărm, fosilele nu sînt distribuite uniform. In timp ce pachete întregi sînt lipsite de macrofosile și numai Ostracodele sînt prezente, anumite nivele cu grosimi centimetrice abundă în exemplarele aceleiași specii. Aceste nivele s-au depus de sigur, în scurtele intervale de timp cînd, printr-o cauză oare- care, apele de la fund erau aerisite. Alteori fosilele din interiorul bazinului apar în intercalații microconglomeratice subțiri, fapt care indică aducerea lor de la țărm de către curenți. De altfel, ele prezintă și urme de transport. Limitele dintre orizonturi sînt cu totul arbitrare întrucât nu s-a putut constata nicăieri nivele reper sau bancuri caracteristice. în șanțul Zălaului, orizontul superior al Ponțianului a fost depus, în colțul de S al bazinului, sub influența Paleo-Drăganului. La gurile acestuia a fost depusă o alternanță de nisip și pietriș torențial cu o grosime de peste 100 m, în timp ce spre N apele transportau spre bazinul Baia Mare material tot mai fin. Urmărind acest orizont spre N, constatăm că la nivelul satului Cizer pietrișul încetează. Totuși un număr de deschideri bune, situate în plin bazin, dovedesc existența sedimentației dcltaice în tot timpul depunerii orizontului superior, cînd bazinul se umplea treptat, începînd de la S spre N. Lipsa unor strate de lignit exploatabile în șanțul Zălaului se datorește condițiilor biologice defavorabile dezvoltării turbăriilor anume apelor adînci și în continuă mișcare. La W de insulele cristaline interioare Ponțianul se depunea în con- diții diferite, caracterizate prin ape puțin adînci și stagnante care favorizau dezvoltarea turbăriilor și deci a lignitului. Cîteva deschideri interesante în Ponțian sînt următoarele: La W de Ip, pe V. Minei, constatăm predominarea argilelor cenușii, gălbui prin alterare, cu concrețiuni calcaroase diagenetice. într-o deschidere constatăm următoarea succesiune : în bază argilă cenușie șistoasă, cu grosime necunoscută, apoi 0,5 m lignit cafeniu folos, cu aspect aproape disodilic datorită alterării; urmează 1 m argilă cenușie foarte bogată în Melanopsis sturi Fuchs și Congeria cf. amygdaloides Demk. ; din nou lignit negru de 0,3 m ceva mai compact, iar la partea superioară argilă cenușie cu cristale de gips. în halda de aici se găsește un mare număr de Metania (Brotia) eseheri BRONGT: fosil care se întîlnește în numeroase alte puncte ale bazinului (Suplacul de Barcău, Bobota, Sărmășag etc.) în preajma stratelor de lignit. DA Institutul Geological României iGRy 25 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 63 La Zăuan, pe marginiea de N a satului, apare un sol nisipos format din material fin gălbui, cu concrețiuni calcaroase diagenetice. Cu toate că roca este foarte puțin cimentată, este destul de rezistentă astfel că pot fi săpate în ea pivnițe. La gurile acestora, dintr-un nisip galben cu inter- calații cărămizii, se poate recolta Melanopsis sturi Fuchs, Jf. vindo- bonesis Fuchs și Congeria sp. Structura torențială este pusă în evidență prin găleți de marne cu formă discoidală și cu dimensiuni de 2 —6 cm. Sedimentația deltaică se poate constata în bune condițiuni în cariera mică de la N de Nușfalău situată la E de șaua prin care calea ferată și șoseaua trec din V. Barcăului în drum spre Șimleul Silvaniei. Aici predomină nisip fin, torențial cu numeroase fragmente mici de Congerii și de Melano- pside sparte, datorită transportului, dintre care am determinat Melanopsis vindobonensis Fuchs. La W de Plopiș, într-un ogaș pe stînga văii Crucii depozitele pon- țiene deltaice sînt deschise pe o grosime de aproape 50 m. în bază apar argile nisipoase cu o grosime de cca 3 m, urmează un strat gros de 2 m de pietriș bine rulat format pe socoteala Cristalinului, dar conținînd și mult material eruptiv provenit din Vlădeasa. Deasupra acestuia se așază nisip fin în alternanță torențială cu nisip grosier, pe o grosime de 5 m. Urmează o alternanță de nisip cu pietriș în strate torențiale, totul cu o grosime de cca 10 m, pînă la un strat de pietriș grosier, gros de 1 m, cu mult material eruptiv. Deasupra constatăm o alternanță în care predomină nisip de diferite granulați!, cu argile nisipoase, dar și slabe intercalații de pietriș, totul avînd o grosime de cca 10 m și care este acoperită de argilă cu o grosime de cca 0,5 m. La partea superioară constatăm prezența unui strat format din pietriș de Cristalin cu mult Eruptiv, cu structură torențială și o grosime de cca 4 m, acoperit la rîndul său de nisip argilos, micaceu, cu care se încheie sedimentarea Ponțianului. La rîndul său acesta este acoperit cu material de piemont (Levantin?), format numai din material de cristalin, cu o grosime de cca 8 m. în acest complex, n-am reușit să găsesc fosile, dar acestea au fost întîlnite într-o succesiune asemănătoare numai la 1 km mai spre N, într-o rîpă împădurită de curînd, care se varsă în V. Lușor, ceva mai sus de biserica din Plopiș. Aici am găsit impresiuni de Limocardiacee. Faciesul deltaic apare dezvoltat cel mai clar în colțul de S al bazinului, la S de Cizer, unde constă dintr-o alternanță de nisip micaceu cu granulație medie și pietriș cu dimensiuni începînd de la cele mai fine pînă la’ 25 cm. Pînă acum materialul torențial din colțul de S al bazinului era atribuit fie Cuaternarului (haita 1 : 500.000), fie stratelor de Cîndești (Mateescu). în 1962, A. Clemens a reușit să descopere pe versantul drept al văii Crucii, afluență pe dreapta a văii Boului la S de Cizer, din nisipuri fine cîteva exemplare de Congeria partschi CZjZek. și C. marcovici Brus., care indică vîrsta ponțiană a pietrișurilor. în capătul de S al satului Crasna la fabrica de cărămidă, constatăm următoarea succesiune, începînd de la bază: argilă masivă, slab irsi- Institutul Geologic al României 64 MIRCEA PAUCĂ 26 poasă, cenușie de cca 3 in, alternanță de argilă și nisip în strate cu grosime variată (1 m), nisip fin galben cu o grosime de 3 m, avînd concrețiuni sferice, argilă nisipoasă cenușie de 1 nr și apoi argilă alterată gălbuie. Mai sus, în afară de carieră, terenul în pantă este alunecat întrucît nisipurile care predomină, posedă numeroase intercalații de argilă. în acest teren alunecat de deasupra carierii se găsesc rari frag- mente de Congerii. Crestele de dealuri secundare cu direcția aproximativ E—W, care coboară din creasta principală a Meseșului, prezintă o ruptură de pantă evidentă de îndată ce intră în depozitele neogene. Acestea sînt reprezen- tate prin Ponțian, iar adeseori culmile sînt ocupate de pietriș de pie- mont. împrejurimile orașului Zălau posedă numeroase deschideri care au fost cercetate de geologi în repetate rînduri, începînd cu Hofmann și Mătyăsovszky pînă la S. Papp și Mateescu care au citat numeroase specii de Congerii, Hidrobii, Limnocardiacee, Neritine etc. Pe marginea de S a satului Crișeni, există o carieră mică în nisip fin cu alternanțe subțiri de argilă, nefosilifers, în care structura deltaică este clară, întrucît după ce s-a depus un strat subțire de nisip fin de un curent cu o anumită direcție, acest strat a fost erodat parțial pe el depunîndu-se o intercalație de argilă nisipoasă și apoi din nou nisip fin de către un curent cu o altă direcție. Tot la Crișeni, în livezile de pe marginea de N a satului, în cariera înaltă de cca 5 m, cu nisip ceva mai grosier, structura torențială este pusă bine în evidență prin numeroși găleți discoidali de marnă, cu un diametru de 5—15 cm și o grosime de 2—5 cm. La W de Crișeni, în jurul cătunului Oaia, apar fosile ponțiene strivite în nisip și pietriș torențial, iar în Dealul Mare, de la SE de Hereclean S. Papp a recoltat: Melanopsis vindobonensis Fuchs, M. pygmaea Partsch, M. bouei FER-, Congeria partschi C2JZEK și diferite Limnocardiacee. O deschidere instructivă asupra înfățișării Ponțianului întîlnim în capătul de W a satului Mirșid, pe stînga văii principale a satului în cariera din D. Dumbrava. Aici Ponțianul constă din bancuri de nisip micaceu foarte puțin cimentat, groase de 1—2,5 m, care alternează cu orizonturi de argilă cu o grosime numai de 15—20 cm. Nisipul prezintă structură torențială, pusă în evidență prin numeroși găleți discoidali de tuf dacitic și de marne lungi de 5—10 cm, aduși de curenți. Interesul mare pe care îl prezintă însă această deschidere este prezența unei falii cu o săritură de peste 2 m, avînd direcția NE—SW, deci paralelă cu rama bazinului și cu aripa de W (din spre interiorul bazinului) scufundată. Cu toate că bănuim că Pliocenul este străbătut de foarte numeroase falii cu sărituri în general mici, acestea sînt vizibile numai rareori dato- rită lipsei unor deschideri proaspete și a unor orizonturi-reper. Nu mai puțin interesantă este deschiderea de lîngă șoseaua Zălau- Cehul Silvaniei, la confluența văii Sălajului cu V. Verveghiului. Aici găsim o carieră cu nisip situată lîngă o fîntînă cu apa slab mineralizată. Cam la 1,5 m de la baza acestei cariere constatăm prezența unui orizont A Institutul Geologic al României \ igr/ 27 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 65 gros de peste 1 m de nisip torențial care conține un număr neobișnuit de mare de găleți de argilă cu dimensiuni de 2—10 cm, aduși de torenți și depuși în dezordine. Acest material înclină cîteva grade spre SW, ceea ce indică o direcție a curenților de apă din spre SE. Din această deschi- dere am adunat cîteva exemplare de Dreissensia cf. eichwaldi var. simu- lans Andr. (fig. 10). Depozitele ponțiene mai pot fi examinate bine în cariera de nisip din capătul de E al satului Șoimuș, de lîngă drumul ce duce la Jibou, în care distingem trei pachete de strate. Pachetul inferior cu o grosime care nu poate fi constatată din cau- za dărîmăturilor, constă din strate de nisip torențial, groase de 50—60 cm în alternanță cu strate de argilă, groase numai de 20—30 cm. Urmea- ză un pachet de nisip cu intercalații centimetrice de argilă, totul avînd o grosime de cca 1,5 m. Acest pachet se caracterizează printr-o ondulare slabă, făcînd impresia unor slabe an- ticlinale și sinclinale, care în realitate sînt datorite alunecărilor subacuatice. în aceste nisipuri întîlnim și puțini găleți mici de argilă. Pachetul superior constă dintr-o alternanță de marne Fig. 10. — Cariera în Ponțianul de la gura P. Verveghiu. 1, 801; 2, nisip torențial cu găleți de marnă; 3, nisip slab cimentat; 4, blocuri căzute. Abb. 10. — Steinburch im Pont an der Miindung des Flusses Verveghiu. 1, Boden, 2, Wildfussand mit Mergelgerbll; 3. Schwach k verkittcter Sand; [4. abgerutschte Schollen. groasă de 20—30 cm, cu nisip în strate ceva mai groase, totul fiind paralel cu depozitele pachetului din bază. Poziția stratelor este N 15 E/8—12 NW. Granulația nisipului de aici este evident mai mare în comparație cu aceea a nisipului din inte- riorul bazinului. Ca fosile am găsit fragmente de Congeria sp. și impre- siuni de frunze (fig. 11). între deschiderile din Ponțian este cazul să mai descriem una care se află în axul bazinului, reprezentînd astfel depozitele cele mai tinere de Fig. 11. — Profil în cariera de la E de Șoimuș, lîngă șosea (Ponțian). 1, sol; 2. nisip stratificat; 3. nisip argilos; 4, nisip cu găleți de marnă. Abb. 11. — Profil im Steinburch ostlich von Șoimuș, neben der Landstrasse. 1. Ackerboden; 2. Geschicbtcter Sand; 3. Toniger Sand; 4. Sand mit Mergelgerbll. 5 — Anuarul Comitetului Geologic. Institutul Geological României 66 MIRCEA PAUCĂ 28 această vîrstă. Este vorba de cariera de nisip de pe marginea de N a orașului Cehul Silvaniei, examinată și de Hofmann cu 85 de ani în urmă. Aici constatăm o alternanță de nisip în strate groase de la 10 — 50 cm, de culoare gălbuie, depuse cel mai adesea în ape liniștite, dar uneori cu structură torențială și conținînd fosile. De aici Hofmann a determinat în 1878, următoarele specii: Melanopsis vindobonensis Fuchs, M. bouei FfîR., M. sturi Fuchs, M. pygmaea Partsch, Congeria sub- globosa Partsch și C. spatulata Partsch. în plus, noi am găsit frag- mente de Unio sp. Dintre deschiderile frumoase întîlnite pe marginea Cristalinului ramei sau a insulelor interne una deosebit de interesantă este cariera de pietriș de la Porț, situată chiar lîngă șosea. Materialul, provenit în întregime din Cristalin, este bine rulat. Pietrișurile posedă o grosime totală de minimum 15 m, iar baza nu li se vede. Ele constau din depo- zite torențiale cu direcția E—W și cu înclinări de 10°—15° spre N. în acest complex se întîlnesc exemplare întregi de Melanopside (speciile fossilis și vindobonensis), precum și fragmente de Congerii mari. Modul lor de prezentare arată că cochiile au fost aduse din alte regiuni. Specii cu cochilia mică lipsesc și nici n-ar fi putut rezista în ape cu o putere de transport așa de mare. La Fericei, lîngă Șimleul Silvaniei, Ponțianul apare foarte fosilifer. Fosilele apar pe marginea de N a satului în dealurile Steaua și Dioș, într-un complex de nisip grosier și pietriș fin de Cristalin, intercalate nisipului fin, caracteristic Ponțianului regiunilor de la interiorul bazinului. După modul de prezentare al fosilelor (predominarea exemplarelor cu talie mare, valve izolate și corodate) și a depozitelor grosiere care le adă- postesc, trebuie să admitem că fauna n-a trăit pe loc, ci a fost adusă de curenți nu de departe din spre W, de pe țărmul insulei cristaline pe care o reprezintă Măgura Șimleului, într-o fază de coborîre a apelor (sau de ridicare a horstului Măgurii). Asemenea oscilații ale nivelului apelor au mai putut fi constatate de noi și în bazinul Baia Mare, pe marginea de E a insulei cristaline a Făgetului, la Gaița de Sus, unde se poate constata o ușoară discordanță intraponțiană, suprafața de discordanță fiind marcată prin aglomerare de cochilii. De la N de Fericei, LOrenthey a determinat următoarele 25 specii de Moluște : Congeria subglobosa Partsch, C. partschi CzJzEK, două specii diferite de alte Congerii, Limnocardium hantkeni Fuchs, L. desertum Stol., L. tenue Fuchs, Limnocardium sp. (patru specii diferite), Unio atavus Partsch, Melanopsis (Martinia) martiniana FfîR., M. vindobonensis Fuchs, M. (Canthiodomus) bouei FfiR., M. (Homalia) pygmaea Partsch, M. (Martinia) spiralis Handm., M. (Homalia) pyrula Handm., M. (Hypliantria) cf. triata Handm., Metania kochi Fuchs, Bythinella cf. cylindrica Parr., Hydrobia cf. seemanni Frnfld., Planorbis micromphalus Fuchs, Neritina crenulata Klein, și Neritina sp. LOrenthey (1893) atribuie faunei vîrsta ponțian-superioară, deter- minare care corespunde situației reale. Institutul Geological României 4GR 29 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 67 De pe marginea de E a Șimleului, în punctul numit Mal, LOrenthey a determinat o faună asemănătoare, compusă din următoarele 26 specii: Congeria schmidti LOr., C. partschi CZjZek, C. clavaeformis Fuchs, C. pseudoauricularis LOr., C. mârtonfyi LOR., Congeria sp., Limnocar- dium carinatum Desh., L. solitarium Krauss, Limnocardium sp., Me- lanopsis martiniana FER., M. impressa Krauss, Jf. bouei FUr., Jf. defensa var. triochiformis Fuchs, M. vindobonensis Fuchs, jjf. striata Handm., Melanopsis sp. (2 specii), Hydrobia spiralis Frnfld., Hy- drobia sp., BythineUa (Fratienfeldia) minutissima Schmidt, B. (Fr.) cfr. alpestris Clessin, BythineUa sp., Cyclostoma (?) minima LOr., Planorbis micromphalus Fuchs, PI. varians Fuchs, precum și Ostracode. Inte- resant de remarcat este că Mârtonfy, care a determinat de aici o faună încă din 1879, a mai recoltat din acest punct și două exemplare de Cerithium pictum Ba st. precum și Ervilia podolica Eichw., remaniate desigur din Sarmațian, care totuși astăzi nu mai este cunoscut din imediată apropiere. în partea de NE a Cristalinului Măgurii Șimleului se dezvoltă un facies nisipos cu caracter litoral. El conține pietrișuri și gresii bine cimen- tate dispuse peste depozite danian-paleocene în facies argilos de culoare verde violacee sau chiar peste Cristalinul Măgurii. Aceste depozite se întîlnesc la S de satul Giurtelec și ocupă regiunile cele mai înalte ale dealurilor Calului, la Piatră, Sub vii și Giurgău, unde gresia se exploa- tează. De aici, Gl. Crahma- liuc și M. Radu au determi- nat : Melanopsis martiniana FiîR., Congeria spathulata praebalatonica Saurez, Con- geria sp., Limnocardium sp. și urme de plante (fig. 12). Fosile ponțiene se mai cunosc din numeroase alte lo- calități : Gîrcei, Fizeș, Dom- nin, Fetindia, Ban, Doba etc., din fiecare însă în număr re- dus. Predomină Congeriile cu C. amygdaloides Demk., C. szigmondyi Halav., C. ba- natica HOrn., C. rhomboidea HORN., apoi Limnocardia- ceele cu L. secans Fuchs, L. aperum HOrn. și Limnocar- dium sp., Dreissena sp., Unio Fig. 12. — Ponțianul din dealul „la Piatra” (Giurtelec). 1, nisip și gresie; 2, microconglomerat torențial cu găleți de Paleocen; 3, argile roșii paleocene. Abb. 12.— Pont aus dem Hiigel „la Piatra” (Giurtelec). 1, Sand und Sandstein; 2. Wildflussmikrokonglomerat mit palăoză- nem Geroll; 3, Paliiozăne rote Tone. atavus Partsch, etc. Ponțianul este bogat în fosile și la W de insulele cristaline din interior. Astfel de la Cristelec, pe versantul de NE al dealului Copăcelul, din nisip gălbui, fin, mieaceu Gl. Crahmaliuc și M. Radu au determinat: Melanopsis vindobonensis Fuchs, M. martiniana FUR., M. pygmaea HOrn., Congeria subglobosa Partsch, Limnocardium sp. Institutul Geologic a României 6S MIRCEA PAUCA 30 De la Doh se cunosc : Melanopsis austriaca Handm., M. marti- niana FEr., M. bouei affinis Handm., Melanopsis sp., Congeria sub- globosa Partsch, C. cf. cfjzeki Horn., Dreissena polymorpha Pall., Car diurn sp., Limnocardium humilicostatum Jek. etc. Pe V. Carastelecului, lîngă șoseaua ce duce la Șimleul Silvaniei, în aceleași nisipuri fine, micacee, feruginoase s-au recoltat: Melanopsis pygmaea iLQRN., M. bouei sturi Fuchs, M. austriaca Handm., M. vindo- bonensis Fuchs, M. bouei affinis Handm., Melanopsis sp., Dreissena caspia Jark., D. polymorpha Pall., Congeria partschi CzJzEK, C. mar- conici Brus., C. panticapaea Akm., Limnocardium brunnense (HORN.) Andr., Unio sp. în cuprinsul acestei zone Ponțianul prezintă oarecari variații lito- logice. Astfel, pe V. Mălădia el apare sub un facies psamitic, desigur dato- rită influenței insulei cristaline a Măgurii Șimleului. Aici, într-un pachet de marne cenușii-albăstruie, roșcate prin alterare, stratificate, cu con- crețiuni calcaroase și cu spărtură concoidală, apar următoarele fosile : Congeria marcovici Brus., C. panticapaea Akm., C. aff. czjzeki HOrn., C. szigmondyi Handm., C. partschi CzJ., Limnocardium humilicostatum Jek., Limnocardium sp., Melanopsis vindobonensis Fuchs, M. austriaca Handm., M. bouei affinis Handm. La Sărmășag, la intrarea în tunelul exploatării miniere, apar nisi- puri gălbui, fine, micacee, din care Gl. Crahmaliuc a recoltat numeroase exemplare de Brotia vâsârhelyi Hant., Melanopsis pygmaea HOrn., M. austriaca Hand., M. vindobonensis Fuchs, Dreissena polymorpha Pall., Congeria sp. Mai sus de Giurtelec, pe versantul de SW al dealului Acastaulorii, în același material ca la Sărmășag care conține concrețiuni și cruste calcaroase, apar : Melanopsis vindobonensis Fuchs, M. martiniana FER., Congeria partschi C2j., C. subglobosa Partsch, Congeria sp., Limno- cardium liumilicostatum Jek., L. conjugens Partsch, Limnocardium sp. De pe marginea de NE a satului Bădăcin E. Lobonțiu1) mă in- formează despre prezența în marne cenușii a gasteropodului Valenciennius, acesta fiind singurul punct din care ne este cunoscut în bazinul Silvaniei. De la Chiejd, SW de sat, din nisipuri și marne nisipoase Gl. Crah- maliuc și M. Radu 2) au determinat Dreissena polymorpha fluviatilis Pall., D. polymorpha occidentalis Pall., Congeria zsigmondyi Hand., Congeria sp., Melanopsis austriaca Hand., M. bouei sturi Fuchs, Neri- tina sp. De la Nadișul Hododului, Crahmaliuc a recoltat: Melanopsis vindobonensis Fuchs, M. martiniana FEr., M. bouei affinis Hand., M. stricturata Brus. La SW de Ser, marnele gălbui, nisipoase, micacee, cu concrețiuni calcaroase, conțin următoarea bogată faună : Melanopsis vindobonensis Fuchs, M. handmani Partsch, Jf. martiniana FEr., M. pygmaea Hoern., M. structurata Brus., M. bouei multicostata Hand., Congeria x) Comunicare verbală. “) Op. cit. p. 47. Institutul Geological României 16 R> 31 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 69 zsigmondyi Hand,, Congeria marcoviSi (Brus., C. subglobosa Partsch, Limnocardium humilicostatum Partsch., L. conjungens Partsch, L. car- nutium Hoern., L. haueri Horn., L. inflatum Jek., Dreissena poly- morpha Pall. Referindu-ne la orizontarea Panonianului propusă de Strausz (1941, 1942), faunele ponțiene determinate de noi reprezintă toate cele patru orizonturi ale sale, deci orizonturile cu Congeria banatica și cu C. partschi (= Panonian inferior) și orizonturile cu C. ungula caprae și cu C. balatonica (= Panonian superior), deși ultimele două specii nu apar la noi, ci sînt reprezentate prin specii vicariante. Nu sîntem însă de acord cu atribuirea C. banatica la Meoțian, întrucît această specie apare la noi pînă la sfîrșitul Ponțianului. în concluzie sîntem de părere că, în condițiile ecologice caracteristice mării Panonice, este hazardat să stabilim o orizontare amănunțită bazîndu-ne nu numai pe specii izolate, dar chiar și pe unele complexe faunistice, întrucît speciile litorale dispărute în unele regiuni au putut supraviețui, în calitate de relicte, în alte regiuni ale bazinului. Grosimea Ponțianului variază în limite mari (100 la 800 m) în funcție de viteza de scufundare a blocurilor din fundament și de eroziune. b) Dacianul. în continuitate de sedimentare cu Ponțianul se dis- pune, la W de insulele cristaline interne, un complex predominant grezos căruia îi atribuim, pe bază de caractere petrografice și faunistice, vîrsta daciană. După încetarea sedimentării complexului nisipo-argilos, care conține stratele de lignit și este caracterizat printr-o faună des- tul de variată de Melanopside, Congerii și Limnocardiacee, pre- cum și prin lipsa materialului de origină vulcanică, începe a fi depus un complex predomi- nant grezos cu intercalațiuni de microconglomerate și de mate- rial vulcanic (fig. 18), care con- ține o faună cu totul diferi- tă, caracterizată prin prezența Unionidelor costate de talie mare, a Viviparelor, Valvatelor etc. Cele două complexe petro- grafice și faunistice au luat naștere în condițiuni de sedi- mentare cu totul diferite, da- torite schimbărilor care s-au Fig. 13. — Profil prin Dacianul de la SE de Cehal. 1, argilă; 2, microconglomerat cu ciment tufaceu vulcanic; 3, gre- sie ; 4, nisip cu material eruptiv. Abb. 13. — Profil durch die Daz siid-ostlich von Cehal. 1, Ton; 2, Mikrokonglomerat mit vulkanischem tuffartigen Bindemittel; 3, Sandstein; 4, Sand mit eruptivem Material. produs în evoluția geologică a regiunii, astfel că chiar dacă le-am atribui alte vîrste decît cea ponțiană și daciană, totuși sîntem obligati ca între ele să tragem o linie de delimitare. Dacianul reprezintă faza de retragere a apelor din regiunea situată la W de insulele cristaline, întrucît apele din șanțul Zălaului se retrăseseră încă de la sfîrșitul Ponțianului. Institutul Geological României IGR/ 70 MIRCEA PAUCA 32 Folosind aceste criterii putem trasa limita Ponțian-Dacian ca o linie în zigzag care trece prin regiunile satelor : Camăr, Dumușlău, Zalnoc, Bobota, Sărmășag, Derșida, Chiejd, Corund, Ciuta și Corni. Mai spre N Dacianul ia contact direct cu Cristalinul munților Făget, apărînd în re- giunea satelor Soconzel, Cuța, Hodișa și Boldâ de sub depozitele levan- tine, în facies de piemont. NW Fig. 14. — Profil prin cariera de la SE de Derșida (Dacien). 1. nisip argilos cu material vulcanic; 2, marnă nisipoasă.; 3. micro- conglomerat cu ciment de material vulcanic și cu concrețiuni 4, lentilă de argilă; 5, nisip torențial; Abb. 14. — Profil durch den Steinbruch siid-ostlich von Derșida (Daz). 1. Toniger Sand mit vulkanischem Material; 2. Sandiger Mersei; 3. Mikrokonglomerat mit Bindemittel aus vulkanischen Material und Konkretionen; 4, Mergellinsen; 5, Wildflussand. Depozitele daciene po- sedă în bază un pachet de gresii grosiere, cenușii-gălbui, cu intercalați! de marne ce- nușii-albicioase, tufacee, ne- stratificate, tufite și nisipuri cenușii-verzui sau roșcate, datorită prezenței oxizilor de fier. Nisipul prezintă struc- tură torențială, conținînd ni- vele de pietriș mărunt și bine rulat cu grosimi pînă la Im. Deasupra acestor gresii se cunoaște la NW de Sărmășag, cu o dezvoltare locală, un banc de nisipuri cu interca- lațiuni concreționare elipsoi- dale grezoase, precum și cu lentile de argile albăstrui (fig- 14)- Depozitele daciene, po- sedă înclinări de numai 4-5° care mulează minimul gravi- metric Șimleul Silvaniei-Su- pur, astfel că la E de acesta înclină spre NE, iar la W spre NW. Deschiderile cele mai frumoase în care poate fi cercetat Dacianul, se găsesc în regiunea satului Derșida, pe versantul drept al pîrîului Crasna. Aici s-au găsit puncte fosilifere pe V. Peșterii și în Dealul Mare. Din complexul de gresie Paucă (1954) a determinat Unio wetzleri fla- beliformis Dunk,, iar Maxim și Ghiurcă (1960) următoarea faună : Planorbarius tliiolieri Mich., Planorbis cornu Brongt., Melanopsis aff. handmani Tinnye, M. bouei multicostata Handm., Limnea cf. nov. f. Lor., Limneus bouilleti Mich., L. aff. subpalustris Tomae,. L. {Ra- di x) cf. optusissima Desh., Valvata (Valvata) sulekiana Brus., Litho- glyphus acutus decipiens Brus., Viviparus sadleri Partsch, Cepaea vindobonensis Pfeiffer, Unio crassus Phil., căreia îi atribuie o vîrstă daciană. Din același complex de roci, de pe V. Piturilor la Zalnoc Gi- Crah- maliuc și M. Radu au recoltat o bogată faună, reprezentată prin : Institutul Geologic al României 33 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 71 Viviparus sadleri Partsch (frecvent), Viviparus sp., Valvata piscinalis MUller, Valvata sp. Grosimea depozitelor daciene o apreciem la cca 300 m, pe baza datelor de foraje executate în regiunea cuprinsă între Mărghita și N de Sărmășag. c) Levantinul (?). Începînd adesea chiar pe de rama cristalină a bazinului și continuîndu-se spre interiorul acestuia constatăm frecvent existența unor pietrișuri de cuarț care acopăr culmile dealurilor de la înălțimi de cca 400 m, în timp ce în bazinele coboară pînă la cca 200 m. Insulele cristaline a Măgurii Șimleului și Făgetului au dat și ele naștere unor asemenea pietrișuri pe marginile lor de W sau NW. Pietrișul este de proveniență cristalină, uneori este sortat constînd numai din cuarț alb hidrotermal, bine rotunjit, în timp ce alteori proveniența lor din Cristalinul imediat învecinat este evidentă. Grosimea acestui pietriș este variabilă, de la cîțiva metri pînă la cîteva zeci și posibil chiar pînă la 100 m. întrucît el nu este cimentat, ca urmare a eroziunii care a dat naștere reliefului, în decursul timpului pietrișul a curs pe versanți dînd adesea impresia că posedă o grosime mai mare decît cea reală. Acest pietriș s-a depus în condiții de piemont începînd probabil chiar după retragerea apelor din șanțul Zălaului. Inițial, el a acoperit suprafețe întinse de pe marginile bazinului, dar prin eroziune a rămas numai pe culmile mai înalte ale dealurilor. Pe marginea de W a bazi- nului, în apropierea cîmpiei Tisei, pietrișurile devin tot mai fine și ames- tecate cu argile roșii, după care acestea din urmă acoperă singure crestele. Pe rama de E a bazinului întîlnim în aceste pietrișuri deschideri frumoase la E de Zălau, chiar lîngă șosea. Aici se află cîteva cariere care au procurat timp de zeci de ani materialul necesar pentru întreținerea șoselei. Elementele din ele posedă un aspect evident torențial, fiind formate din blocuri de micașist de mărimi pînă la 0,5 m, alături de altele cu un diametru de un centimetru, totul fiind cuprins într-o masă de nisip și de mică alterată , care joacă rol de liant. Datorită alterării rocilor, culoarea predominantă este cea cărămizie. Un alt punct, tot așa de bine deschis și de accesibil, se află mai sus de Hălmajd, lîngă șoseaua Șimleu—Oradea pentru a cărei întreținere se exploatează în regiunea dealului numit, sugestiv, „Pietriș”. Materialul începe la o altitudine de cca 400 m și se întinde pe o distanță de mai mul ți kilometri. Elemente de Eruptiv din Vlădeasa lipsesc din aceste pietrișuri începînd de la satul Plopiș spre N. Peste cristalinul ramei gro- simea sa este numai de cca 1 m, dar în bazin peste Ponțian grosimea crește mult și capătă o granulație mică, iar structura torențială este evidentă. Referindu-ne la vîrstă exactă a acestor pietrișuri, ele fiind lipsite de fosile, nu pot fi făcute preciziuni. Este posibil ca depunerea lor să fi avut loc într-o perioadă de timp destul de îndelungată, începînd cu Dacianul pînă la începutul Cuaternarului. într-adevăr este logic ca, în șanțul Zălaului evacuat de ape mai timpuriu, sedimentația terestră să flJvU Institutul Geologic al României yicRy 72 MIRCEA PAUCĂ 34 fi început, pe marginea bazinului, imediat după retragerea apelor pon- țiene. Deci pietrișurile din această regiune ar avea o vîrstă daciană. Pre- zența unor intercalațiuni de pietriș fin, bine rotunjit, în depozitele daciene de la W de insulele cristaline, ar fi un argument în acest sens, ele putînd să reprezinte echivalentul lacustru îndepărtat al pietrișului grosier terestru, depus peste Ponțian pe marginea bazinului. De asemenea în bazinul de eroziune al Nușfalăului, pietrișurile care coboară din munții Plopișului, acopăr toate culmile dealurilor, apărînd pînă la altitudini mult inferioare, sînt în comparație cu alte regiuni, de o vîrstă destul de nouă. Ele datează din Pliocenul cel mai tîrziu, dacă nu chiar de la începutul Antropogenului, formîndu-se odată cu stabilirea actualului curs al Barcăului. Pentru a rezolva în mod provizoriu problema vîrstei acestor pietri- șuri, noi le considerăm deocamdată ca levantine, adică le atribuim pe toate acelei vîrste cînd este probabil că au fost depuse în cantitate mai mare. Aceasta cu atît mai mult cu cît pietrișurile piemontane situate la W de insulele cristaline Măgura Șimleului și Făgetul, acopăr nu numai Ponțianul, dar și depozitele cărora le atribuim vîrsta daciană. Ridicării continuie a regiunii îi corespunde o intensă eroziune pe verticală a sedi- mentelor. 10. ANTROPOGENUL Ca și pe întreaga margine de W a munților Apuseni, depozitele de această vîrstă acopăr și aici, deși sub forma unei pături adesea cu totul superficială, cea mai mare parte a bazinului. Ele constau din depozite deluviale reprezentate prin argile și nisip. Marea lor răspîndire este con- secința diagenezei prea puțin înaintate a depozitelor pliocene care acopăr cea mai mare parte din bazin și se pun în mișcare cu orice prilej. Depozitele antropogene sînt reprezentate prin alunecări de teren, existente și acolo unde, la prima vedere, relieful nu dă nimic de bănuit. Ele mai constau din depozite de terasă, aluviuni, travertin, soluri îngro- pate, proluvii etc. Antropogenul reprezintă o epocă în care a avut loc modelarea actua- lului relief, prin eroziunile laterale produse pe versanții văilor care pre- zentau în Pliocenul superior versanți mult mai repezi și erau separate de interfluvii sub formă de mici podișuri, rămășițe clin vechiul fund al lacului pliocen. II. TECTONICA Suprafețele limitate, care făceau obiectul cercetărilor din trecut, nu permiteau obținerea unei imagini amănunțite asupra tectonicii depo- zitelor neogene. în consecință, numeroase lucrări nici nu conțin un capitol de tectonică. Excepție face lucrarea lui Mateescu (1927) care dă indi- cații sumare și asupra tectonicii regiunii cercetate. Această deficiență se datora și faptului că depozitele neogene erau studiate independent, fără a se ține seama de tectonica ramei cristaline, precum și lipsei datelor Institutul Geological României 35 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 73 geofizice și de foraj, care cîntăresc greu în descifrarea tectonicii acestui bazin. în tectonica regiunii vom distinge două etaje structurale : Crista- linul împreună cu întreg Sedimentul preneogen, precum și cuvertura neogenă (fig. 15). 1. TECTONICA FUNDAMENTULUI PRENEOGEN Referindu-ne la tectonica fundamentului, prima problemă care se pune este aceea a amplasării bazinului. Locul ocupat de acesta și forma sa nu sînt de fel întîmplătoare, ci sînt determinate de tectonica veche, cel puțin hercinică, a șisturilor cristaline. într-adevăr, în munții Plopiș direcția predominantă este NW, în timp ce în Meseș ea este NNE. Cele două direcții se întîlnesc la N de Ciucea, unde începe bazinul, făcînd un unghi de cca 90°. Liniile de fractură, care au dat naștere bazinului, se află situate pe direcțiile de cutare ale Cristalinului. Aceasta este valabil nu numai pentru ramă dar și pentru cele trei insule din interior ale căror limite sînt fie paralele, fie perpendiculare pe direcția de cutare a Cristalinului. Bazinul s-a scufundat folosind cele două direcții de linii rupturale importante: direcția panonică, orientată NE—SW pînă la N—S și direcția carpatică, orientată NW—SE pînă la E—W. în general se poate constata că acele blocuri de mari dimensiuni care au început să se ridice încă din Mezozoic și-au continuat ridicarea și în Neozoie dînd naștere horsturilor, în timp ce blocurile care au început să se scufunde în Paleocen și-au continuat scufundarea și mai tîrziu dînd naștere bazinelor. Face excepție blocul de pe V. Someșului de la Jibou care, după o scufundare puternică și o sedimentare intensă în Danian- Paleocen, cînd a acumulat sedimente cu o grosime de cca 1200 m, nu și-a mai continuat scufundarea. Explicația ar putea fi găsită în faptul că în timpul mișcărilor din faza laramică s-a remaniat întreg stilul tectonic al regiunii, luînd naștere pe de o parte bazinele Transilvaniei și panonic, iar pe de altă parte horstul complex al „munților de graniță” Meseș-Prisaca. Limitele Neogenului față de Cristalin se abat de la aceste două direcții numai local, datorită’intervenției eroziunii marine sau lacustre, care a avut loc începînd din Tortonian pînă în a doua jumătate a Plio- eenului, cînd bazinul a fost înglobat munților Apuseni. Dintre cele două linii de fractură majoră, care au dat naștere bazinului, cea mai distinctă și cu o săritură mai importantă, deși ne- cunoscută pînă acum, este fractura Parameseș, care limitează munții Meseș pe la W, continuîndu-se în N pînă la marginea de W a Crista- linului Prisaca. în lipsă aproape totală de foraje, care să ne indice adîn- cimea la care se află scufundat Cristalinul, imediat la W de această fractură, este dificil să facem o apreciere exactă asupra denivelării pro- dusă de fractura Parameseș. Totuși, ținînd seama de grosimile depozi- telor neogene, paleogene, cretacic superioare și triasice, pe care le cu- noaștem din bazin sau de pe marginile sale, precum și de altitudinea la care apar astăzi șisturile cristaline în Plopiș și Meseș, apreciem că această denivelare depășește cu mult cifra de 1000 m. Institutul Geologic al României yiGRZ MIRCEA PAUCA 36 \IGR/ Institutul Geological României 37 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 75 Asupra vîrstei fracturii Parameseș, putem afirma numai că ea a funcționat intens în timpul Neogenului, jucînd un rol important mai ales în mișcările din Tortonian, cînd s-au conturat limitele bazinului. Totuși este în afară de orice îndoială că aceasta este o fractură mult mai veche, mezozoică, în Neozoic ea fiind numai reanimată. De altfel această fractură a fost activă și în Antropogen, dovadă fiind numeroasele mici depresiuni erozive de contact care s-au dezvoltat în lungul ei, între Cristalin și Neogen. Fractura Parameseș nu constă dintr-o linie simplă ci ea este formată dintr-un întreg sistem de falii care se dezvoltă adesea în culise, falii de vîrstă tortoniană, sarmațiană și pliocenă, sedimentarea avînd loc conco- mitent cu scufundarea. La N de falia transversală a Moigradului, fractura Parameseș constă din două falii apropiate și aproape paralele. Dintre acestea, falia din E, cu o săritură mai mare, aduce în contact Tortonianul cu stratele pestrițe inferioare, în timp ce falia din W, cu o săritură mai mică, aduce în contact Tortonianul cu Ponțianul, Sarmațianul lipsind de pe cea mai mare parte din marginea de E a bazinului. La S de Zălau existența acestor falii este marcată de altfel și prin prezența unui număr de opt apariții de Eruptiv neogen, necunoscute pînă acum, pe această linie la SE de Cățelul. Fractura Parameseș n-a fost constatată pînă acum de nici un geolog, dîndu-se importanță numai fracturii Meseșului, care separă acești munți de Bazinul Transilvaniei, fractură care aduce totuși în contact Cristalinul numai cu diferiți termeni au Paleogenului. Caracte- rele celor două fracturi paralele sînt tot așa de deosebite ca și alcătuirea bazinelor pe care le separă. însăși masivul Meseșului reprezintă un horst îngust numai de 1—3 km și lung de cca 30 km. Tectonica de amănunt a acestui horst este foarte complicată prin prezența numeroaselor falii longitudinale cu direcția NNE—SSW și a faliilor transversale cu direcția E—W pînă la NW—SE. Aceste numeroase falii au produs fragmentarea horstului în nenu- mărate blocuri mici , unele sub 1 km2, care, în plus, se află dispuse la altitudini diferite. Consecința situației arătate este că aceste blocuri constau nu numai din termeni diferiți ai Cristalinului (ceea ce a deter- minat în trecut pe unii geologi să constate tranziții de la epi- la mezo- zonă), dar blocurile scufundate au prilejuit salvarea de la eroziune a dife- riți termeni ai Sedimentarului mezozoic-paleogen, care apar fie pe creasta Meseșului, fie pe versantul său de W, mult mai scufundat. într-unul din aceste grabene locale, calcarul triasic mediu de pe V. Ragului apare atît de scufundat la E de Stîrci încît face impresia că este acoperit de gresia werfeniană, care este mai puțin scufundată. Un geolog neavertizat asupra problemelor din regiune, ar putea avea impresia, pentru moment, că pe această vale este în prezența unei tec- tonici în pînză. în concluzie putem afirma că, după cum întreaga regiune studiată prezintă, în mare, un adevărat mozaic de blocuri de cristalin și de sedimentar, la fel și Meseșul reprezintă în mic un alt mozaic de asemenea blocuri cu dimensiuni însă mult mai mici. Institutul Geologic al României . igr/ 76 mircea PAUCA 38 De altfel caracterul predominant al structurii întregii jumătăți de N a munților Apuseni este prezența unui mare mozaic în care piesele mici se combină în figuri mari, iar acestea, la rîndul lor, în altele și mai mari care reprezintă horsturile diferitelor masive muntoase sau bazinele umplute cu depozite neogene. Horstul Meseșului se termină în N printr-o puternică fractură : falia Moigradului, cunoscută din lucrările lui Mateescu. Această falie a produs scufundarea, la N de ea, a Cristalinului cu cca 1500 m. Ea a permis, la întretăierea cu fractura Meseș, situată pe versantul de E a acestor munți apariția unor erupțiuni dacitice și andezitice, precum și o îngroșare considerabilă a Sedimentarului de la N de ea, care formează un adevărat graben transversal pe direcția Meseșului. De la falia Moigradului, spre N, fundamentul cristalin se ridică ușor, în trepte, pînă la nivelul orașului Jibou, unde o nouă falie trans- versală de pe V. Ferăstrăului, aduce la zi depozitele danian-paleocene. în șanțul dintre Moigrad și Jibou, depozitele paleogene prezintă în cea mai mare parte direcția E—W și o înclinare spre S. Legătura dintre direcția E—W din acest șanț transversal și direcția NNE—SSW, din Meseș, are loc la S de satul Mirșid, pe V. Rogoazelor, unde sedimentele miocene sînt puternic brecifiate. Mai departe spre N, fractura Parameseș constă din două falii aproape paralele: nna situată între stratele pestrițe inferioare și Tortonian, iar a doua între aceasta și Ponțian. Observăm că, începînd de la Pria spre N pe o distanță de cca 50 km, Sarmațianul nu mai apare la zi pe marginea de E a bazinului și nu este cunoscut nici din cele două foraje din apropierea ei, de la Crișeni și Ortelec. Dacă acum ne referim la fractura dintre bazin și horstul munților Plopiș, constatăm că aceasta apare mai puțin unitară în comparație cu fractura Parameseș și, în plus, ea este acoperită de sedimentele pliocene. Limita de E a masivului Plopiș n-a căpătat înfățișarea actuală încă din Tortonian, ci s-a format în etape. Lipsa de unitate a acestei fracturi reiese și din prezența a doi pinteni lungi de cîte cca 2 km, cu direcția NE, pe care Cristalinul Plopișului îi trimite în regiunile satelor Fizeș și Aleuș, precum și din lipsa Tortonianului și Sarmațianului începînd de la satele Preuteasa și Hălmajd spre N. Suprafața învecinată din bazin a reprezen- tat, în Tortonian și Sarmațian un uscat care s-a scufundat succesiv, de la S spre N, abea în Sarmațian și Ponțian. în linii generale horstul Plopiș face impresia a fi mai puțin strivit- în comparație cu Meseșul. Aceasta reiese și din aspectul lor geomorfo- logic deosebit, în timp ce primul se prezintă ca o peneplenă cu o alti- tudine de cca 600 m, ultimul apare sub forma unei culmi în care nume- roase vîrfuri de peste 800 m, alternează cu șei și chei cu altitudini sub 400 m. Horstul Măgurii Șimleului este limitat spre S de un puternic sistem de fracturi, spre E și W de fracturi cu o importanță intermediară, în timp ce spre N, îmbrăcat de Triasic mediu și Danian—Paleogen, se scufundă lent pe sub depozitele ponțiene, putînd fi urmărit prin foraje și prin pros- pecțiunile electro- și gravimetrice, pe o distanță de cca 15 km, pînă în regiunea satului Supurul de Jos. Această comportare a limitei de N a 'A Institutul Geologic al României igr/ 39 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 77 horstului Măgurii Șimleului explică prezența calcarului și dolomitului Triasic mediu numai pe marginea sa de N, precum și lipsa Sedimenta- rului preneogen pe celelalte laturi ale sale. Dacă trecem la horstul cristalin al Heghișei, care apare în plin bazin la W de Coșei, constatăm că Cristalinul ocupă o suprafață numai de 1 km2. Totuși prezența pe mari suprafețe a depozitelor miocene este un indiciu că și Cristalinul se ridică pe aceleași suprafețe pînă aproape de suprafață. Dintre fracturile cu direcție panonică, care separă acest horst de sedimentele neogene, subliniem importanța sistemului de falii cu direcția N —S, situate pe marginea de E a Miocenului, falii care au permis în Tortonian existența unei linii cu o puternică activitate vulcanică de la N de satul Chilioara. în insula de cristalin a Făgetului, contactul nemijlocit dintre Cristalin și Pliocen implică existența unei puternice fracturi (depășită de transgre- siunea pliocenă), pe care în 1961, am denumit-o falia Paracodru. Puter- nica dezvoltare locală a depozitelor de piemont de la W de Cristalinul Făgetului dovedește existența mișcărilor epirogenice la sfîrșitul Pliocenului. Relieful depozitelor ’preneogene din fundamentul bazinului este redat de puținile hărți gravimetrice și electrometrice, de care dispunem pînă acum. Începînd de la SW spre NE constatăm mai întîi existența unui maxim gravimetric corespunzător munților Plopiș. Acesta, plecînd de la Ciucea, ajunge pînă la Marca, unde prezintă o digitație. De aici o ramură se îndreaptă spre W, trecînd pe la S de Derna, în timp ce alta se continuă spre NNW pe la Leșmir pînă la E de Mărghita. Un al doilea maximum, plecînd tot de la Ciucea, se îndreaptă spre NE, urmînd culmea Meseșului. Spre deosebire însă de linia descrisă pre- cedent, linia de maximum a Meseșului nu este continuă ci prezintă două întreruperi. Prima, care prezintă o ușoară decroșare, se află în regiunea de la S de satul Ponița. Ea corespunde probabil dezvoltării locale a calcarelor triasice medii. Cea de a doua întrerupere se află la E de Ortelec, corespunzînd faliei Moigradului și înaintării spre W a depo- zitelor paleocene din Bazinul Transilvaniei. După o oarecare întrerupere linia urmărește V. Someșului, la N de Jibou, pînă ajunge în Cristalinul Prisacei. în unghiul cu o deschidere de cca 90°, pe care le fac aceste două linii de maximum, mai apar încă două asemenea linii. Una dintre ele, începînd de la Șimleul Silvani ei, se îndreaptă mai întîi spre NNW pînă la W de Bobota, pentru ca apoi să se arcuiască ușor spre NNE, îndreptîn- du-se spre regiunea satului Supurul de Jos. O altă linie de maximum pornește din Cristalinul Plopișului de la nivelul satului Fizeș, de unde se îndreaptă spre NNE pînă la Vîrșolț. De aici, după o scurtă întrerupere, se continuă mai întîi spre N, pînă la E de Mocirla, de unde traversînd insula de cristalin a Heghișei, face o coti- tură spre E, pentru a se îndrepta din nou spre N, cu tendințea de a se uni cu o altă linie de maximum, corespunzătoare Cristalinului munților Făget. Pentru suprafețele cercetate prospecțiunile electrometrice confirmă aceiași structură. A Institutul Geologic al României 78 MIRCEA PAUCĂ 40 încheiem expunerea tectonicii fundamentului cu o discuție asupra tectonicii regiunii de la N de Jibou, considerată de toți geologii ca formînd un anticlinal, în timp ce cercetările noastre au dus la concluzia că este vorba de un horst îngropat. Ideia că Paleocenul de la N de Jibou formează un anticlinal a pornit de la Hofmann și a fost acceptată de Koch, de Both Telegd și de toți geologii care i-au urmat. într-adevăr, dacă venim cu trenul din spre București, ajungînd la Jibou se poate vedea cum, sub terasa pe care este așezat satul Bona, depozitele paleocene înclină spre SSE. De ase- menea un scurt profil pe ori care din pîraiele afluente pe stînga Someșului, la N de Jibou, arată înclinarea acelorași strate spre W sau SW. Totuși prezența unui anticlinal este aici numai o aparență înșelă- toare, un fenomen de mimetism în geologie, pe care nu ne este permis a-1 accepta și astăzi. într-adevăr cele două flancuri ale acestui așa zis „anticlinal” reprezintă în realitate depozitele marginale aparținînd la două unități tectonice cu prea puține legături între ele și care au pre- zentat evoluții cu totul deosebite, anume depresiunea Chioarului în E și depresiunea Silvaniei în W, unități separate de un horst scufundat, cuprins între Cristalinul Prisacei în N și șanțul Jibou-Moigrad în S, șanț care reprezintă o unitate și mai scufundată încă. Explicarea dată de Hofmann înclinărilor contrarii spre SE și SW a depozitelor pestrițe de pe V. Someșului prin prezența unui „anticlinal” reprezintă o concluzie de primă aproximație, permisă în cadrul cunoștințelor de acum 80 de ani, concluzie care nu mai poate rezista și astăzi. într-adevăr do la început trebuie să constatăm că depozitele paleocene n-au putut fi cutate sub nici o formă , deoarece numai la cîteva sute de metri sub ele se cunosc rocile rigide ale Cristalinului. în afară de aceasta, datele de foraj contrazic concluzia acceptării unui anticlinal. Anume, forajul de pe marginea de E a satului Bîrsa pus pe „flancul de W al anticlinalului” atinge Cristalinul la adîncimea de numai 200,20 m, în timp ce forajul de la S de Someș-Odorhei, pus în „creștetul anticlinalului” și situat la o altitudine cu cca 20 m inferioară celuilalt, atinge Cristalinul abia la adîncimea de 750 m. Iată, deci o dife- rență de cca 550 m în minus a adîncimii din axul „anticlinalului” în com- parație cu aceia de pe „flancul” său de W, diferență caro n-a dat de gîndit geologilor. în interpretarea tectonică a regiunii prin existența unui horst îngropat, problema se simplifică, întrucît se explică adîncimea de numai 200 m a Cristalinului din sonda de pe V. Bîrsăului care se află în ime- diata apropiere a horstului aparent al Prisacei, în timp ce adîncimea de 750 m a aceleași roci din forajul de la S de Someș-Odorhei este dato- rită depărtării de 15 km de la marginea de S a aceluiași horst aparent la zi (fig. 16 și 17). Faptul că depozitele pestrițe de pe flancul de W al cuvetei Chioa- rului, bine deschise în fruntea terasei de la Bona, prezintă o înclinare uniformă și constantă spre SE, a determinat să se admită că și flancul de E al cuvetei Silvaniei mai puțin clar deschis, trebuie să se comporte în aceleași condiții, iar numeroasele abateri de la înclinarea spre W sau M Institutul Geologic al României 16 R/ 41 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 79 SW a depozitelor de aceeași vîrstă de pe stînga Someșului au fost inter- pretate de ROTH Telegd ca un fenomen de cutare secundară a flancului de W al „anticlinalului” de pe V. Someșului. Prezența aluviunilor pe o lățime de 2—3 km în larga luncă a Someșului, camuflînd regiunea de legătură între cele două „flancuri” ale acestui „anticlinal” a reprzezentat un factor care asigura verosimilitatea structurii presupuse de HOFMANN. Fig. 16. — Profil N —S prin horstul îngropat al Someșului. 1, aluviul din lunca Someșului; la, terasa, 2, calcar de Bona (Paleocen); 3. argile pestrițe daniene; 4, Cristalin; Fa, falia Benesat; Fb, falia Săplac; Fc, falia Bîrsa; Fd, falia Soimuș; Fe, falia Pîrîul Sărat. Abb. 16. — Profil (N—S) durch den begrabenen Horst des Somcș-Flusses. 1. AnfcbOltung aus der Somețau: la, Terras-c. 2. Bonakalksteln iPalaozăn); 3. Dănische bunte Tone; 4. Krlstallin ; Fa. Benesat-Verwerfung; Fb, Săplac-Verwerfung; Fc» Bîrsa-Verwerfung; Fd, Soimuș-Verwerfung; Fe, Pîrînl-Sărat-Verwerf ung. Fig. 17. — Profil E—W prin horstul îngropat al Someșului. 1. Ponțian, 2, Tortonian; 3, Danian: 4, aluvii și terase ale Someșului; 5, Cristalin; 6, Paleocen. Abb. 17. — Profil O — W durch den begrabenen Horst des Someș-Flusses. 1, Pont; 2, Torton; 3, Danien; 4, Anschdttungen und Terrassen des Someș-Flusses; 5, Kristailin; 6, Palăozân. în realitate trebuie să constatăm că, acum aproape 100 de ani, domnea încă o anumită lipsă de înțelegere asupra condițiilor amănunțite ale depunerii stratelor pestrițe interioare, deși geneza lor continentală era bine stabilită. într-adevăr astăzi știm că aceste strate nu s-au depus orizontal ca cele din mediul marin, pentru ca ulterior să poată suferi diferite înclinări, ci reprezentînd depozite de piemont, ele au reflectat chiar de la început neregularitățile reliefului cristalin peste care se depu- neau. Din această cauză, în condițiile foarte discontinui în care apar astăzi și necunoscîndu-se relieful fundamentului cristalin care le suportă, stratele pestrițe ar putea fi interpretate ca fiind afectate de mici cute. Institutul Geological României 80 MIRCEA PAUCĂ 42 Neregularitățile fundamentului cristalin reies atît de adîncimile diferite la care au fost întîlnite rocile acestuia în foraje, cît și din faptul că linia de contact dintre horst și Depresiunea Silvaniei reprezintă un sis- tem de falii existente încă din timpul Cretacicului superior, falii care au funcționat în tot timpul depunerii stratelor pestrițe inferioare, după cum s-au mișcat în repetate rînduri și în Neozoic, producînd trangresiuni și regresiuni importante. Din cele expuse precedent se impune concluzia asupra inexistenței unui anticlinal în lungul văii Someșului la N de Jibou, așa cum era admis pînă acum timp de peste 80 de ani, ci constatăm că, în realitate, este vorba de sedimente de piemont care acopăr flancurile unui horst îngropat. Acest horst, pe care-1 denumim horstul Someșului, face legătura între horsturile aparente ale Cristalinului Prisacei la N, și acela al munților Meseș în S. Mai mult încă, putem afirma că acest horst îngropat se prezintă foarte fracturat atît în direcția E—W, cît și în direcția NNE —SSW, fapt care reiese din următoarele trei constatări: Activitatea erozivă a Someșului a fost înlesnită între Jibou și Benesat dînd naștere unei depresiuni morfologice lungă de 20 km și largă de 3 km; Prezența a numeroase izvoare sărate atît în rocile de pe ambele flancuri ale horstului, cît și în interiorul acestuia; Existența a numeroase indicațiuni asupra prezenței unor mici cantități de hidrocarburi gazoase pe toată suprafața ocupată de acest horst îngropat. 2. TECTONICA CUVERTURII NEOGENE Tectonica depozitelor neogene, care formează etajul structural superior al bazinului, apare, la o primă impresie, cît se poate de liniștită, într-adevăr fundamentul cristalin rigid, situat la adîncimi adeseori mult inferioare cifrei de 1000 m, n-a permis cutarea sedimentelor pe care le suportă. Dacă regiunea n-a fost atinsă de mișcări orogenice, în schimb ea a suferit numeroase mișcări epirogenice. Existența acestor mișcări se constată pe baza numeroaselor și marilor lacune stratigrafice, care pot fi constatate pînă la sfîrșitul Neogenului. Ne vom ocupa numai de miș- cările din această ultimă epocă. Mișcările din faza stirică au determinat redeșteptarea numeroaselor fracturi existente anterior. Întrucît aceste fracturi nu se prezintă în po- ziție verticală, ci sînt mai mult sau mai puțin înclinate, presiunile laterale suferite de regiune, au determinat ridicarea acelor blocuri — actualele horsturi — ale căror falii converg spre interiorul scoarței, și scufundarea blocurilor intermediare care au dat naștere bazinului. Asemănător tectonicii horsturilor care constau, la rîndul lor, din nenumărate blocuri dintre care unele s-au ridicat mai mult, iar altele mai puțin, la fel și blocurile de mari dimensiuni care alcătuiesc bazinul pros- pectat, nu s-au scufundat uniform. Unele blocuri de dimensiuni mici Institutul Geologic al României 43 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 81 scufundîndu-se mai mult, au determinat în timpul sedimentării Neogenului, depunerea unei stive de sedimente mai groase, în comparație cu blocurile care se scufundau mai puțin intens. Fundul bazinului prezintă, în conse- cință un relief foarte accidentat. Prospecțiunile geofizice au confirmat ipoteza noastră din trecut asupra structurii de mozaic a fundamentului acestui bazin. Asupra momentului exact, cînd a avut loc transgresiunea tortoniană nu dispunem de nici o indicație precisă. Lipsa din acest bazin, precum și din bazinele situate spre S și N, a depozitelor miocen-inferioare și a depo- zitelor cu Spirialis, atribuite Tortonianului inferior, ar fi un indiciu care ne determină să admitem că transgresiunea a avut loc abea la începutul Tortonianului superior. Transgresiunea a acoperit blocurile scufundate în timp ce pe marginea bazinului și ale insulelor cristaline a avut loc o activitate vulcanică destul de intensă. Aceasta reiese din prezența intru- ziunilor de pe fractura Parameseș și a cineritelor tortoniene foarte răs- pîndite în bazin, cinerite care n-au fost aduse pe calea aerului sau a apei din masivul eruptiv de la N de Baia Mare, ci sînt de proveniență locală, după cum o dovedește prezența aglomeratului dacitic din cariera nou deschisă de la N de Chilioara. Faza de cutare moldavă, situată între Tortonian și Sarmațian, a avut un răsunet mult mai mic în regiune, din care cauză ea a fost trecută pînă de curînd cu vederea. Această fază a determinat numai o scădere generală a adîncimii apelor și depunerea gipsului. Faza de cutare atică, între Sarmațian și Ponțian, a determinat» în schimb, transformări cu totul deosebite în regiune, întrucît a produs o importantă regresiune, urmată de o nouă transgresiune care a depășit în amploare pe toate cele precedente. într-adevăr stratele cu Congerii acopăr discordant toate rocile existente în regiune, începînd cu Cristalinul pînă la cele mai noi aparținînd Sarmațianului. Această fază era cu totul necunoscută în lucrările dinainte de 1918, cînd se susținea existența continuității de sedimentare dintre Sarmațian și Ponțian. După ce s-au adus dovezi asupra existenței unei puternice dis- cordanțe și a amestecului de faune sarmațiene, ponțiene și chiar torto- niene, unii susținători ai continuității de sedimentare afirmă că aceasta n-ar fi avut loc și pe marginile Depresiunii panonice, unde admit că, după o scurtă retragere, apele au revenit tot în Sarmațian depunînd o parte din stratele cu Congerii, adică „Panonianul” s.s. în consecință existența mișcărilor din faza atică reprezintă un fapt dovedit, rămînînd în discuție numai amploarea lor. Faza de mișcare rodanică dintre Dacian și Levantin a încheiat go- lirea de ape a bazinului Silvaniei, ca de altfel și din toate celelalte bazine de la exteriorul munților Apuseni, începută pe unele suprafețe încă de la sfîșitul depunerii stratelor cu Congerii. Consecința acestei faze a fost în- ceputul, mai întîi a sedimentării pe mari suprafețe a depozitelor de piemont, atît pe marginile bazinului, cît și pe unele suprafețe situate la W de insulele cristaline a Măgurii Șimleului și a Făgetului și apoi erodarea 6 — Anuarul Comitetului Geologic. Institutul Geologic al României 82 MIRCEA PAUCĂ 44 parțială a acestor depozite și instalarea primei rețele hidrografice, care era mult diferită de cea actuală. Acestei faze trebuie să-i atribuim și o ușoară ridicare chiar din tim- pul Ponțianului, a insulelor cristaline a Măgurii Șimleului și a Făgetului. Aceasta reiese din transportul în cantitate apreciabilă și pe o distanță de 2—3 km înspre interiorul bazinului a pietrișurilor provenite din Cris- talin și a fosilelor ponțiene (Melanopside și Congerii mari cu scoica groasă) care trăiau în zona strict litorală, întîlnite la N Fericei (dealul Steua) și la Oarța. Aceste materiale nu pot fi puse pe socoteala transportului fluviatil, întrucît pe niște insule înguste sau mici nu se puteau dezvolta ape mari. în sfîrșit, faza valahă din timpul Antropogenului, cu ocazia ridi- cării întregei regiuni carpatice, a determinat stabilirea actualei rețele hidrografice și adîncirea acesteia pînă la nivelul de eroziune la care se află astăzi. Numeroasele mișcări epirogene din bazin au determinat existența a trei unități tectonice fiecare cu problemele sale. Începînd de la E spre W acestea sînt: șanțul Zălaului, insulele cristaline și monoclinul panonic. Șanțul Zălaului reprezintă o depresiune dezvoltată între horsturile Meseș—Prisaca în E și insulele cristaline ale Măgurei Șimleului, Heghișei și Făgetului în W. Spre S, acest șanț se întinde pînă în regiunea de con- tact dintre horsturile cristaline ale Plopișului și Meseșului, iar în N, el se continuă fără vreo întrerupere vizibilă cu regiunea cea mai de W din bazinul neogen al Băii Mari. Șanțul Zălaului constă din sedimente de vîrstă ponțiană, sarmațiană tortoniană. Cele dintîi păstrează, în cea mai mare parte, poziția inițială în care au fost sedimentate. Anume, pe cele două imagini ale sale ele în- clină cu maximum 12° înspre interiorul bazinului unde ele devin orizon- tale pe mari suprafețe. Axul cuvetei reprezentată prin șanțul Zălaului urmărește lunca largă a pîrîului Sălăjel. Mai spre S, la nivelul orașului Zălau, așezarea depozi- telor ponțiene din această unitate tectonică se complică prin apariția a două brahianticlinale, descoperite de S. Papp în 1915, la Crișeni și la Panic. Aceste două brahianticlinale se prezintă cu o decroșare de-a lungul unei falii tranvcrsale cu direcția E—W care urmărește V. Zălaului și afluentului acesteia pe dreapta, pîrîul Creicuța. Cele două brahianticli- nale se întind începînd de la S de Gîrcei, peste Crișeni și Panic și ajung la S pînă în apropiere de Cățelușa. înclinările maxime pe care le pre- zintă sînt de 8—10°. Geneza lor nu o atribuim unor presiuni tangențiale, ci existenței unor blocuri ale fundamentului care, în timpul mișcărilor rodanice sau chiar a celor valahice, suferind o ușoară ridicare au produs boltirea se- dimentelor ponțiene de deasupra. La E și W de aceste brahianticlinale, se găsește cîte un sinclinal și anume unul cu sedimente pliocene relativ groase, situat în imediata apropiere a Meseșului, sinclinal pe care se află așezat orașul Zălau, și altul A A Institutul Geologic al României x igr/ 45 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 83 cu sedimente pliocene mai subțiri care spre W, ia contact printr-o fractură cu insulele cristaline din interior (fig. 18). De la Cățelușa spre S, situația tectonică se normalizează în sensul că depozitele neogene prezintă așezarea inițială a unor sedimente care s-au format într-o albie. Fig. 18. — Profil prin șanțul Zălaului. 1. Pliocen, 2, Eocen; 3, Cristalin; F. falii. Abb. 18. — Profil durch den Zălau-Graben. 1. Pliozăn; 2, Eozân; 3. Kristallin; F, Verwerfungen. în afară de aceste cute, depozitele din șanțul Zalăului se mai carac- terizează prin existența a numeroase falii. Dintre acestea, sînt unele vi- zibile în deschideri, în timp ce altele sînt mascate, dar existența lor este de neînlăturat. Săriturile, pe care le prezintă ele, sînt în general mici începînd de la cîțiva centimetri și ajunge la cîțiva metri. întrucît regiunea prezintă foarte, numeroase alunecări precum și roci neconsolidate care se dezagregă ușor, făcînd să dispară urmele even- tualelor falii, acestea pot fi constatate numai în carieră sau în deschideri proaspete. Convingerea noastră este că faliile există în număr mult mai mare, dar prezența lor n-a putut fi stabilită întotdeauna. Falii cu o săritură de numai 10—15 cm, au putut fi constatate la- W de Crișeni, în fundul văii Oaii, în două mici cariere de nisip. O altă falie cu o deplasare de cea 2 m, se poate vedea în cariera de KW de Mirșid iar altele la SE de Cățelu. Pe lîngă aceste falii vizibile dar cu caracter local, trebuie să mai admitem existența a numeroase alte falii, care se întind pe mulți kilometri dar nu sînt vizibile nemijlocit, întrucît pe ele s-au instalat cursuri de ape care le maschează prin aluviuni. Una dintre aceste falii, presupusă și de Bandat-Reich, avînd direcția E—W și situată în continuarea spre W a fracturii Moigradului, este aceea care provoacă decroșarea brahianticlinalulu i Crișeni-Panic. jn afară de această decroșare falia este marcată prin prezența unor vulcani noroioși: două pe V. Creicuta (la S de Crișeni) și unul imediat la E de halta C.F.R. Hereclean. Este posibil ca această falie să aibă continuitate spre W pînă la falia cu aceeași direcție E—W care separă, la Șimlcul Silvaniei, Cristalinul din Măgura de Pliocen. Ea urmărește apoi spre W pîrîul Puturos, afluent pe stînga Crasnei, la Șimleu, unde este marcată de asemenea prin vulcani noroioși. Din pîrîul Puturos această falie se continuă probabil în direcția vestică, pe V. Barcăului, între Zăuan și Porț, fapt care reiese din dezvol tarea unei largi depresiuni erozive de contact în apropiere de Marca. Pre- zența faliei a înlesnit și aici mult lărgirea albiei Barcăului. IGR/ Institutul Geological României 84 MIRCEA PAUCĂ 46 O altă falie, care figurează în lucrarea lui Bandat-Reich, are di- recția N—S și se află între Boghiș și Valcăul de Sus. Această falie, acoperită de aluviunile Barcăului, este marcată prin prezența vulcanilor noroioși de la Valcău, precum și prin prezența unei deschideri în malul drept al Barcăului, în care Ponțianul se prezintă în poziția N 29° E/40° SE. De ase- menea forajul executat în toamna anului 1962 la Valcăul de Sus a dat de ape termale, care dovedesc că și fundamentul este fracturat. Altor falii, pe care de asemenea nu le putem constata nemijlocit, le atribuim existența ă numeroși alți vulcani noroioși din următoarele regiuni: capătul de S al satului Cățelușa, pe V. Grebcea (N de Cățelușa), la sud de satul Recea, pe calea principală a satului Gîrcei, pe marginea de E a satului Cristur, la N de Ortelec. Prezența numeroaselor falii transversale care străbat Meseșul, pre- cum și faliile probabil mai puțin numeroase din Plopiș, în special acelea care determină ieșirea spre E ai celor doi pinteni în spre interiorul ba- zinului, nu putea fi lipsită de ecou și asupra sedimentelor pliocene, care au fost astfel străbătute de falii și în regiuni încă necunoscute. Geneza acestor falii o atribuim prezenței mișcărilor suferite de blo- curile din.care constă fundamentul preneogen, fiecare falie de la suprafață corespunzînd unor fracturi importante din fundament. Dintre insulele cristaline, Măgura Șimleului prezintă un contur rombic, rezultat din întretăierea unoi' falii cu direcții aproximativ E—W, cu falii avînd direcția NW-SE. Dintre cele patru falii, deplasarea cea mai mare pe verticală o prezintă falia din S, întrucît aceasta o limitează de regiunea de minim gravimetric situată la SE de Șimleul Silvaniei. De alt- fel în această regiune este vorba de un întreg sistem de falii paralele, care provoacă scufundarea Cristalinului în trepte spre S. Cele două falii paralele din E și W prezintă sărituri mijlocii, dar totuși Importante, întrucît și ele separă acest horst de două regiuni de minim 'gravimetric. Cît privește sistemul de falii din nordul acestui horst crista- lin, acesta prezintă săritura relativă cea mai mică, din care cauză limita Cristalinului apare aici în zigzag. Insula cristalină a Heghișei, situată în plin bazin, pe marginea de W a 'satului Coșei, apare la zi numai pe o suprafață de 1 km2. Cristalinul de aici fiind înconjurat pe o mare suprafață de sedimente tortoniene care încep prin tuf dacitic, este de presupus că la o adîncime nu prea mare Cristalinul posedă o suprafață egală cu aceea ocupată dc Tortonian, în- trucît depozitele acestuia sînt relativ subțiri. Depozitele sarmatice nou descoperite aici, ocupă suprafețe neînsemnate. Rocile cristaline din adîncime și cele miocene de la suprafața acestei insule, care alcătuiesc un horst, sînt limitate de cîte o falie importantă spre E (falia Guruslău) și spre NW (falia Bocșa), falii care se întîlnesc la N de Chilioara. înspre SW, falia nu este evidentă, fiind acoperită de transgresiunea ponțiană. Pe această linie horstul ia contact cu o depresi- une marcată printr-un minim gravimetric. Monoclinul panonic constă la zi din depozite de vîrstă numai plio- cenă, care prezintă înclinări mai mari, pînă la 10° pentru Ponțianul din ir Institutul Geologic al României igr/ 47 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 85 vecinătatea insulelor cristaline și numai de cîte 5°—6° pentru Dacian. Depozitele monoclinului panonic sînt caracterizate prin prezența faliilor dintre care două sînt cunoscute cu siguranță. Una dintre ele, falia Șărmășag, cu direcția NE —SW, este cunoscută de mult timp, datorită exploatărilor miniere. Ea prezintă o săritură de 25—30 m a aripei sale de W. Această falie începe în N de la Bogdand, trece pe la Chiejd și Săr- mășag, de unde, urmărind V. Crasnei, se continuă probabil pînă în regiunea satului Uileacul Șimleului. Falia Derșida prezintă aceeași direcție NE — SW, ca și precendenta și este situată la N de satele Derșida și Corund. Această falie nu poate fi constatată la zi. Ea a fost pusă în evidență prin forajele executate în 1961 și prezintă o săritură de 30 — 50 m. Prezența lor este un indiciu asupra structurii mai complicate existentă în fundamentul preneogen. Mai spre N încă, este posibilă existența unei a treia falii la Supurul de Sus. Existența acestei falii o bazăm pe prezența metanului la adîncimea numai de 120 m în forajul executat în anul 1962. Alte două falii cu direcția NE —SW și E—W și cu sărituri numai de cîțiva metri, au fost stabilite în lunca Barcăului între satele Suplac și Leșmir, pe baza forajelor puțin adânci. în concluzie, putem afirma că în timpul Pliocenului mediu mișcările de scufundare ale numeroaselor blocuri din fundament continuau destul de intens, determinând marile grosimi (peste 1000 m) ale depozitelor de această vîrstă întîlnite în zonele de minim gravimetric. De altfel, aceasta este epoca în care depresiunea panonâcă a căpătat actuala ei înfățișare, dimensiunile ei mari și unitatea pe care o prezintă astăzi. HI. ERUPTIVUL Activitatea vulcanică s-a manifestat destul de slab. Mai întîi este cazul să arătăm existența unei activități vulcanice în Permian, după cum se poate constata din materialul piemontan găsit în fundul pîrîului Zălau pe flancul de W al horstului Meseș. Porfirele feldspatice și cuarțifere de culoare verde și brun închisă întîlnite aici, nu pot proveni decît din imediată apropiere. Pădurea deasă și tînără nu permite deocamdată stabilirea punctului de apariție în loc. Începînd din Permian lipsesc orice indicii de activitate vulcanică pînă în timpul Tortonianului cînd, deodată, vulcanismul intens din unele regiuni apropiate poate fi constatat și aici. Vulcanismul s-a manifestat la întretăierea sistemului de falii longi- tudinale Parameseș, cu falia transversală a Moigradului, care a adus la suprafață dacite și andezite. Primele se cunosc sub forma unui mare masiv pe dreapta pîrîului Strîmturii în vîrful Măguricea și sub formă a două petece mici pe stînga aceluiași pîrîu în apropierea vîrfului Puguiorul. Marea extindere a tufurilor dacitice de la Ortelec, prin Mirșid pînă la Popeni și la S de acesta, este un indiciu că ele provin de pe o linie eruptivă locală și nu au fost aduse din altă parte. Institutul Geological României 86 MIRCEA PAUCA 48 în lungul sistemului de falii Parameseș, constatăm prezența unui număr de opt apariții de andezite alterate, pe suprafețe reduse, la SE de Cățelu. în sfîrșit o altă linie de erupțiuni este fractura situată pe marginea de E a insulei cristaline a Heghișei, unde la N de Chilioara, în cariera nouă situată la N de sat, în D. Lighet este exploatată o brecie dacitică. Alternanța de materia] eruptiv brecifiat cu diferite dimensiuni și cu o că- dere de 15°—20° spre W, arată că ne aflăm chiar pe linia de erupțiune. Brecia vulcanică de aici este acoperită spre W de tuf dacitic, iar spre E ia contact cu Ponțianul (fig. 19). Fig. 19. — Profil prin conul vulcanic de la N de Chilioara. 1. tuf dacitic fin ; 2, brecie daciticâ.; 3, Ponțian: F. falie cu vulcani noroioși. Abb. 19. — Profil durch don Vulkankegcl nordlich von Chilioara. 1, Feiner dazitischer Tuff; 2, Dazitische Breccie; 3. Pont, F. Verwerfungen mit Schlammvulkaneu. IV. GEOMORFOLOGIA Datele geomorfologice de care dispunem pînă acum asupra bazinului Silvaniei, sînt cu totul sumare, ele fiind conținute în lucrarea lui St. Mate- escu și în aceea a lui Ficheux. Acest bazin n-a făcut obiectul unui studiu geomo’rfologic special. De la început este cazul să remarcăm că individua- lizarea distinctă, pe care o constatăm astăzi, la bazinele neogene externe ale munților Apuseni, este un fenomen secundar și de dată tîrzie, anume de la sfîrșitul Pliocenului și din Cuaternar. Țărmul de est al mării ponțiene panonice ce se prezenta mult mai puțin franjurat decît este cazul limitei geologice de astăzi. Ea este consecința eroziunii intense a depozitelor moi de vîrstă pliocenă care acopereau în mare măsură horsturile cristaline situate între bazine. Întrucît o explicare bine documentată a formelor de relief actuale arată măsura în care s-a reușit să se pună și să se rezolve problemele stratigrafice și mai ales cele tectonice, considerăm necesară expunerea re- zultatelor geomorfologice obținute în paralel cu cele geologice. Unitatea morfologică a bazinului Silvaniei și limitele sale clare sînt consecința unității tectonice pe care o prezintă această depresiune, în comparație cu horsturile care o limitează spre SE și spre SW. Pe de Pky Institutul Geologic al României 49 BAZINUL NEOGEN' AL SILVANIEI 87 altă parte variațiile de relief din interiorul bazinului se datoresc influenței fundamentului depozitelor neogene, precum și dezvoltării istorice a aces- tui bazin. Cele trei mari unități tectonice separate : șanțul Zălaului, insulele cristaline interne și monoclinul panonic, corespund la tot atîtea unități geomorfologice cu caractere proprii, în care poate fi raionată morfologia bazinului. Dacă cineva, urcat pe Măgura Șimleului, privește spre S și cuprinde într-o singură privire munții Meseșului și ai Plopișului, este surprins cît de deosebit se prezintă aspectul lor. într-adevăr, în timp ce munții Plopișului prezintă aspectul unui podiș înalt — ei reprezentînd o peneplenă — munții Meseș se prezintă în forma dinților unui ferăstrău constînd dintr-o alternanță deasă de vîrfuri înalte pînă la 990 m și de șei situate în imediata apropiere care coboară cu 100—200 m sub nivelul vîrfurilor, unele dintre ele coborînd chiar pînă la 281, 416 și 596 m altitu- dine absolută. în șanțul Zălaului, devenit uscat încă de la sfîrșitul Ponțianului, s-a organizat o primă rețea hidrografică chiar de la începutul Dacianului. Suprafața acestei porțiuni de bazin a fost drenată inițial de un singur curs de rîu care reprezenta prelungirea spre NE a vechiului curs a Drăga- nului. Acesta urmărea șanțul Zălaului paralel cu Meseșul și cu Prisaca și se vărsa în acel maximum de scufundare existent atunci și reprezentat prin bazinul Băii Mari. Astăzi acel lung pîrîu se află fragmentat în două : cursul superior al Crasnei și pîrîul Sălaj. Documente litologice în sprijinul acestei ipoteze n-am găsit. Totuși cotitura în unghi drept, pe care o face rîul Crasna la Vîrșolț, prelun- girea sectorului său de pînă aici în direcție NE cu Pîrîul Rece, afluent al pîrîului Zălau și direcția pe care o prezintă cursul superior al pîrîu- lui Sălaj la Gîrcei, dovedesc unitatea de odinioară a acestor văi. Barcăul nu exista încă în Dacian. Apele care coborînd din munții Plopiș sînt adunate astăzi de acest rîu, curgeau pe atunci spre N pentru a se vărsa în rîul Crasna mai jos de localitatea cu același nume. Ele folo- seau în acest scop V. Ratinului, în care ajungeau trecînd actuala creastă de pe dreapta Barcăului prin dreptul satului Valcăul de Sus. Mai spre N, V. lazului și Valea Mare depășeau și ele creasta de pe dreap- ta Barcăului în dreptul satuluiBoghiș, folosind cursul actual al rîului Pupoș. Și mai la N încă V. Dridiului depășea aceeași creastă mai sus de Nuș- falău pentru a urmări V. Corhanilor, ambele unindu-se cu V. Ratinului. Existența unei vechi rețele hidrografice a cursului superior al pîrîului Barcău, în timp ce era afluent al Crasnei, este documentată prin prezența pietrișurilor de cuarț constatate în șanțul săpat în 1962 al șoselei pe mar- ginea de W a satului Ratin. într-un stadiu următor al evoluției hidrografice a avut loc formarea actualului curs mijlociu al Crasnei, situat în aval de Vîrșolț, pînă la ieșirea acestuia din defileul delaȘimleu. Cauza acestei schimbări o atribuim faptului că mișcările de scufundare încetaseră în bazinul Baia Mare, în schimb a devenit activ un nou centru de scufundare în regiunea de la W de Satul Mare. Acest centru intensificînd activitatea erozivă a unor pîraie din Institutul Geological României 16 R 88 MIRCEA PAUCĂ 50 timpul Levantinului, a împins cursurile acestora pînă la Vîrșolț unde au captat actualul curs superior al Crasnei. Sectorul orientat SW—NE, al Crasnei de la NE de Uileacul Șimleu- lui, după ieșirea din Cristalinului Măgurii, pare a fi determinat de pre- lungirea spre SW a faliei Sărmășag care este aici acoperită de aluviuni. Formarea cursului mijlociu al Barcăului, începînd de mai sus de Nușfalău și pînă la Suplacul de Barcău, este de vîrstă și mai tînără încă, probabil de la sfîrșitul Levantinului. Ea corespunde apariției unor noi centre de atracție a apelor, situate mai spre S, din depresiunea panonică. Vîrstă ei tînără este dovedită de piemontul care se dezvoltă la SE de Nuș- falău, format din depozite care nu-și au corespondentul pe dreapta aces- tui sector al Barcăului. Bazinul Nușfalăului este de origină erozivă, de- pozitele cele mai tinere predominant nisipoase ale Ponțianului superior fiind erodate pe o grosime de cca 100 m și acoperite cu pietrișuri și argile piemontane. Unele ape din acest bazin de eroziune au depășit probabil într-un timp creasta și la E de Nușfalău, folosind actuala vale a pîrîului Puturos, pentru a ajunge în Crasna la Șimleu. Altitudinea scăzută din șeaua pe unde au trecut apele este folosită acum de șosea și de linia C.F.R. coborînd pînă la cca 240 m, față de 301 m cota imediat învecinată de pe creastă. O altă caracteristică a regiunii sînt numeroasele depresiuni erozive de contact. Acestea s-au dezvoltat în lungul faliilor dintre Cristalin și bazin sau între două etaje neogene, prin erodarea depozitelor moi. Depre- siunile de contact pot fi urmărite pe marginea de E a bazinului începînd din regiunea de la W de Benesat pînă la Stîrci, apoi pe ramura de W începînd de la Fizeș pînă la Suplacul de Barcău. Uneori dezvoltarea lor este minimă, cunoscîndu-se numai sub forma unei lărgiri bruște a văilor înguste care ies din Cristalin și prin primirea unor mici vîlcele afluente, care urmăresc de o parte și de alta exact limita dintre Cristalin și Sedi- mentar. Alteori depresiunile de contact sînt destul de largi pentru a, putea cuprinde sate întregi (Cățelu, Popeni, Șoirnuș, Bîrsa, Porț, Chilioara, Coșei, Cehei etc.) sau chiar orașe (Șimleul Silvaniei). De asemenea sînt foarte frevcente șeile de contact. în acest caz cul- mile care vin din munți și ajung la marginea bazinului, nu-și păstrează panta lor uniformă, ci relieful scade deodată cu cîțiva metri pînă la peste 20 m pe o lățime de zeci și chiar de peste 100 m, pentru ca ulterior în cuprinsul depozitelor pliocene de pe marginea bazinului relieful să se ridice din nou și apoi să scadă iarăși definitiv în spre interiorul bazinului. Prezența a foarte numeroaselor depresiuni și șei de contact este o dovadă a influenței mișcărilor neo- și actuotectonice, întrucît fracturile existente la contactul blocurilor, situate la altitudini foarte diferite, au fost active pînă în prezent slăbind constituția rocilor neogene din acoperiș și permițînd astfel intensificarea eroziunii. Un rol de seamă în determinarea aspectului geomorfologic al ba- zinului l-au jucat și faliile. Prezența faliilor a determinat în interiorul bazinului direcția locală a unor sectoare de ape curgătoare. Din numeroasele exemple care se pot da în acest sens, vom alege numai cîteva. Astfel V. Institutul Geological României VIGRZ 51 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 89 Creicuta, afluent al pîrîului Zălau la S de Crișeni, urmărește cu direcția ei de E—W acea falie care a determinat decroșarea liniei de creastă a brachianticlinalului Panic-Crișeni. Mai departe în continuarea ei spre W, pe această direcție de faliere se instalează porțiunea din pîrîul Barcău cuprinsă între Zăuan și Porț. De asemenea cursul Crasnei între Șimleu și Uilacul Șimleului s-a stabilit pe fractura ce separă acest horst de depresiunea situată în spre apus. Cursurile pîraielor Chilioara și Gurăslău s-au instalat tot pe falia dintre Tortonian și Pliocen, întrucît aici posibilitatea de eroziune era cea mai ușoară. Alte exemple de văi instalate pe fracturile din fundament sînt cei cîțiva afluenți de pe stîngă Someșului de la N de Jibou : V. Șoi- mușului, V. Bîrsei și V. Inăului. Un aspect al reliefului determinat de situația tectonică sînt și micile începuturi de inversiune de relief, care au luat naștere în cele două maxime de ridicare locală ale brahianticlinalelor Panic și Crișeni, depresiuni care au permis dezvoltarea acestor două sate. Pentru întregul bazin trebuie să admitem, că într-un stadiu anterior eroziunea a acționat cu predilecție pe verticală, producînd adîncirea rețelei hidrografice. A urmat apoi un stadiu corespunzător diluviului cînd nivelul de bază stabilindu-se, apele nemaiputîndu-se adînci, erozi- unea a lucrat acum lateral, producînd intense alunecări de teren, mai ales în depozitele slab consolidate ale Pliocenului, precum și colmatarea albiilor. Intensitatea alunecărilor crește începînd din partea inferioară a pantei, unde ele sînt vechi și aproape șterse, spre partea superioară din apropierea culmilor, unde se constată rupturi proaspete și adînci de mai mulți metri, cu formare de movile izolate sau în grup, uneori adevărate piramide de pămînt. Unele pîraie mici apar cu albia literalmente strangu- lată de alunecări. Prezența alunecărilor a putut fi constatată chiar și în Cristalin, ele apărînd destul de frecvent pe versantul de W al crestei Meseșului. Geneza lor este datorită numeroaselor fracturi locale care au permis in- filtrarea apelor și punerea în mișcare a unor suprafețe de sute de metri pătrați de Cristalin adeseori alterat. Alternanța frecventă în Ponțianul superior din șanțul Zălaului, precum și în Dacianul din monoclinul panonic al unor complexe predomi- nant nisipoase sau chiar fin conglomeratice cu complexe predominant marnoase a determinat punerea în evidență a rocilor mai bine cimentate din primul complex sub formă de praguri care se repetă pe pantă de mai multe ori. Chiar dacă acestea nu pot fi observate din imediata apropiere, ele devin foarte distincte de la o depărtare de 2—3 km. Un punct deosebit de important, necesar a-1 atinge în acest capitol, este străpungerea horstului Meseș de pe un versant pe celălalt de către apele a trei pîraie. Dintre aceste două (V. Poniței și V. Pagului) vin din Bazinul Transilvaniei pentru a intra în acela al Silvaniei. Ele curg de la E spre W fiind tributare Crasnei. Al treilea, pîrîul Strîmturii curge în sens invers, fiind tributar bazinului hidrografic al Someșului. Institutul Geologic al României 90 MIRCEA PAUCĂ 52 Valea Ragului înainte de a străbate Meseșul, curge mai întîi în Bazi- nul Transilvaniei cca 2 km. Această vale a folosit în străpungerea sa, un sistem foarte complicat de falii, care au dat naștere unui graben dispus transversal pe direcția Meseșului. în acest graben V.Ragului și-a tăiat în unele sectoare un adevărat defileu. Valea începe în E în depozitele de vîrstă eocenă ale Bazinului Transilvaniei, străbate apoi o distanță scurtă depozitele danian-paleocene, urmărind o falie, care le decroșează pe o dis- tanță de cca 100 m, apoi intră în Cristalin pe care-1 străbate cca 1 km, urmărind aceeași falie E—W, traversează Triasicul inferior și mediu, pe care de asemenea îl decroșează, intră din nou în Cristalin, valea rămînînd mereu strîmtă, pînă la grupul de case al cătunului Valea Ragului. Aici valea intrînd în Tortonian se lărgește puțin pentru a se deschide larg la intrarea în depozitele moi ale Ponțianului. Data, cînd a avut loc această străpungere, nu o putem preciza. în orice caz sistemul de falii transversale este mult mai vechi decît Pliocenul, dovadă fiind prezența unui petec de Ponțian pe Cristalinul de pe stînga văii Ragului, mai sus de ultimul grup de case din E. Apele Ponțianului din bazin intrau deci pe o oarecare adîncime în interiorul Cristalinului, folosindu-se de V. Ragului. în capătul de N al munților Meseș, pîrîul Strîmturii înaintînd din- spre E din Bazinul Transilvaniei, a folosit sistemul de falii transversal al Moigradului, pentru a pătrunde în bazinul Silvaniei. Cursul superior al văii Strîmturii este reprezentat prin V. Rodinei care urmărește sistemul de falii longitudinal al fracturii Parameseș. Această vale a făcut parte inițial din sistemul hidrografic al bazinului Silvaniei. Ulterior ea a fost captată de pîrîul Strîmturii în regiunea situată la E de biserica din Ortelec, după cum o dovedește cotitura în unghi drept pe care o face aici. Spre deosebire de valea. Ragului care s-a adîncit numai pînă la alti- tudinea de 418 m, V. Strîmturii folosind această mare scufundare curge la o altitudine inferioară curbei de nivel de 300 m. V. HIDROGEOLOGIA Cu ocazia parcurgerii terenului am putut constata numeroase date hidrogeologice interesante. Pe acestea găsim că este cazul să le menționăm în scopul de a atrage atenția asupra unora dintre ele care nu erau cunos- cute și de a pune la îndemîna cercetătorilor viitori o bază de plecare mai documentată decît aceea de la care am putut pleca noi. în plus ele ne per- mit să aducem multe dovezi suplimentare pentru înțelegerea structurii geologice expuse. în cele ce urmează ne vom ocupa de : izvoarele arteziene, „vulcanii noroioși”, apele termale, izvoarele minerale, apele dure și regiunile lipsite de ape freatice ușor accesibile. Izvoarele arteziene. Am distins existența a trei raioane cu ape arte- ziene. Acestea sînt: zona axială a șanțului Zălau și, parțial monoclinul panonic, ambele acoperind suprafețe relativ mari, precum și regiunea de ■ • Institutul Geologic al României \J6r7 53 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 91 la N de Jibou, a cărei suprafață uu o cunoaștem, dar nu poate fi decît foarte limitată. Referindu-se la etapele arteziene din primele două raioane, trebuie să constatăm că ele apar (datorită înclinării slabe a straielor și a lipsei de intercalațiuni marnoase), numai începînd de la o oarecare depărtare de rama cristalină și anume numai pe traseele văilor care prezintă o eroziune suficient de adîncă, precum sînt: Zălaul, Barcăul și Sălajul, împreună cu unii afluenți ai lor. De asemenea, ele sînt restrînse la rocile de vîrstă pon- țiană și nu se mai manifestă deîndată ce străpungem depozitele acestuia. Un caz care confirmă aceasta este forajul executat în anii 1948 — — 1949 pe marginea de W a satului Crasna. Forajul a mers în marne pon- țiene pînă la adîncimea de 250 m, avînd o singură intercalație de nisip acvifer, groasă de 2 m la adîncimea de 160 m. Acest nisip a dat apă ascen- dentă pînă la 16 m sub nivelul amplasamentului forajului. în speranța de a se da totuși de apă, s-a continuat forajul întîlnindu-se 16 m de Sarma- țian, după care s-a intrat în tuf dacitic. La 268 m forajul, a cărui apă era destinată adăpării vitelor de la pășunat, a fost oprit din motive financiare. Remarcăm că satul Crasna, care se aprovizionează cu apă potabilă din fîntîni, ar putea avea apă arteziană, întrucît strada principală se află sub nivelul pînă la care s-a ridicat nivelul apei din foraj. Cu această ocazie amintim afirmațiile noastre anterioare că arte- zianismul apelor de aici nu se datorește existenței vreunei structuri sin- clinale a regiunii, ci pînzelor de ape captive care se află în alternanța de material grosier (pietriș, nisip), cu grosime crescîndă spre marginea bazi- nului, unde se încarcă cu apă, cu material fin (argile și marne), a cărui grosime crescîndă spre interiorul bazinului, joacă rol de strate protectoare. Cele mai vecbi puțuri arteziene se cunosc la Zălau, ele datînd de peste 100 de ani. Acest oraș fiind centrul cel mai populat din bazin și destul de intens industrializat, pe teritoriul său, sau în imediată apro- piere, au fost săpate pînă acum 19 puțuri arteziene. Important de remarcat este faptul că apa acestor puțuri nu este folosită în întregime, întrucît populația se aprovizionează cu apă numai direct de la puț, timp de 3—4 ore pe zi. în restul de 20—21 ore apa curge nefolosită. Cînd însă este nevoie de apă într-un nou cartier sau pentru o nouă unitate industrială, atunci se execută un foraj nou pentru a avea apă la îndemînă. Un aspect important al înmulțirii continuie al numărului puțurilor și al folosirii reale numai a unei mici cantități din apa izvorîtă, este dacă acest mod de exploatare nu va conduce la slăbirea pînzelor de apă arte- ziană, întrucît apa izvorește în cantitate mai mare decît se infiltrează în pămînt. Caracteristica apelor tuturor puțurilor arteziene constă în tempera- tura lor ridicată de cca 16—17° și în conținutul de H,S. Mai consta ăm că, cu cît puțurile se află mai în apropierea ramei cristaline, cu atît de conțin o apă mai rece și o cantitate mai scăzută de H2S. Temperatura ridicată a acestor ape, precum și conținutul lor de H2S, provine din oxi darea granulelor mici de marcasită care sînt împrăștiate în mare număr A Institutul Geologic al României IGRZ 92 MIRCEA PAUCĂ 54 în depozitele ponțiene, în special în marne. Temperatura izvorului de la Crișeni este de 23,5°. în șanțul Zălaului, în afară de puțurile din orașul Zălau și din ime- diata apropiere, mai există puțuri arteziene în următoarele localități : Crișeni, două la Cehul Silvaniei (la moară și în centrul orașului), la Nuș- falău și pe V. Tura. Din forajul de la moara din Cehul Silvaniei se degajă continuu o cantitate mică de gaze. Izvorul artezian de la Crișeni conține o apă slab sărată și o canti- tate oarecare de hidrocarburi gazoase, probabil metan. Prezența apei în axul unui anticlinal, se explică prin faptul că creștetul acestuia rămîne cu mult mai jos în comparație cu flancul de E al sinclinalului Zălau, ale cărui depozite pliocene, reprezentate prin pietriș fin și nisip grosier, se ridică mult spre E, rezemîndu-se de Cristalinul Meseșului. La W de Benesat, lîngă șoseaua ce duce la Cehul Silvaniei, apare un izvor de falie între Pliocen și Tortonian, în care apa se ridică peste 0,50 m în colacul de piatră pus în acest scop. Prezența acestuia este dovada existenței unei pînze de apă freatică venind dinspre E, care se ridică dea- supra altitudinii locului. în monoclinul panonic numărul puțurilor arteziene este mai mic. Există cîte unul la gara Șărmășag, Camăr, Șumal (un foraj de explorare pentru petrol, puternic sulfuros) și la Bale. La colonia minieră din Sărmă- șag există de asemenea un puț artezian, în care apa vine numai pînă exact la nivelul solului, astfel că a trebuit să se face o amenajare specială pentru a putea fi folosită apa. în regiunea de la N de Jibou, există un singur izvor artezian, executat în 1898 pentru explorarea hidrocarburilor pe marginea de S a satului Someș-Odorhei, între linia ferată și șosea, 1a- cca 100 m depărtare de aceasta din urmă. Privite superficial, condițiile geologice în care apare aici apa arteziană ar fi de neînțeles, atît în ipoteza veche a unei structuri anticli- nale, cît și în ipoteza nouă care admite o structură de horst foarte strivit al cărui sîmbure cristalin este îngropat. Coloana sondei este înfundată cu un dop de lemn prin care reușește totuși să pătrundă o cantitate mică de apă sărată, care se răspîndește împrejur stânjenind culturile. în aceste condiții, explicația artezianismului apei din acest foraj poate fi numai prezența unei cantități mici de gaze, care ține apa sub presiune, ridieînd-o pînă la suprafață. „Vulcani noroioși". Această denumire poate fi dată la numeroase izvoare caracterizate prin apariția permanentă a apei chiar și în timpul secetelor, în suprafețele uneori de zeci de metri pătrați pe care le ocupă, precum și prin adîncimea mare a noroiului din care apar. Conțin apă dulce și sînt lipsite de gaze. Ele sînt acoperite permanent cu vegetație, se află întotdeauna în luncile văilor sau în imediata lor apropiere. Vitele sînt ferite de ele întrucît căzînd, intră adînc și nu mai pot fi scoase. Adeseori sînt acoperite de locuitori cu lemn și crengi, iar dacă se bagă în ele prăjini lungi, acestea nu le dau de fund. De aceea oamenii le numesc „tăuri fără fund”, iar în unele regiuni „ochi de mol” (nămol). S Papp le denumește „izvoare calde”, dai' nimeni nu dă indicațiuni asupra genezei lor. V Institutul Geologic al României 55 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 93 Dintre cele cca 39 asemenea izvoare pe care le-am identificat (uneori numărul lor exact nici nu poate fi precizat, întrucît în anotimpurile plo- ioase, ele se unesc cîte mai multe la un loc), unul singur merită denumirea de „vulcan noroios”, deoarece se ridică cca 20 cm deasupra nivelului local și, la fel cu vulcanii noroioși din regiunile petroliere, el este în legă- tură cu manifestările de gaze (H2S). Acesta este vulcanul noroios de la Crișeni, situat pe malul stîng al văii principale, în mijlocul satului. El se caracterizează printr-o erupție permanentă, dar slabă, nu conține gaze inflamabile, în schimb conține H2S. în afară de băltoaca principală, la o distanță de cca 3 m, există încă trei băltoace mai mici și cu activitate mai scăzută. După spusele locuitorului Vasalaș Crișan în vîrstă de 75 de ani, în iulie 1910, acest vulcan noroios a erupt pe neașteptate cu o intensitate deosebit de mare, acoperind pe mii de metri pătrați toată lunca văii cu un strat de noroi gros de cca 0,5 m, astfel că oamenii nu s-au putut folosi de teren timp de doi ani. De asemenea, a împroșcat cu noroi toate casele din jur. în timpul războiului din 1942, acest vulcan ar fi avut din nou o activitate foarte scăzută. Probabil, că semnalarea acestui fenomen a determinat prospecțiunea făcută în regiune de S. Papp (1915) și apoi executarea forajului adînc de 723 m, amplasat cam la 200 m mai sus de gura văii Oaei, afluent pe dreapta văii Satului, unde în prezent este amena- jat un ștrand. Amplasamentele celorlalte izvoare din perimetrul nostru sînt urmă- toarele : la Crișeni, un număr de opt izvoare, la Cristur există unul, la Gîrcei tot unul, la Hereclean unul, la Panic șapte izvoare, la Cățelușa două izvoare, la Recea trei izvoare, la W de Șimleul Silvaniei două-trei izvoare, la Valcăul de Jos și de Sus cîte un izvor, la Ortelec W de bise- rică trei izvoare. în ceea ce privește geneza lor cercetările noastre au ajuns la con- cluzia că aceste izvoare se găsesc întotdeauna amplasate pe linii de falii de importanță mai mare sau mai mică și în consecință ele reprezintă izvoare ascendente. Numele de „izvoare calde” provine de la faptul că nu înghiață iarna, deoarece apele lor provin de la oarecare adîncime. Remarcăm că acest fel de izvoare, prin numărul lor mare sînt carac- teristice bazinului Silvaniei și că ele lipsesc din unele bazine (Zărand, Beiuș, Borod), sau sînt foarte puține în alte bazine de la exteriorul munților Apuseni (de exemplu Baia Mare). Această constatare este un argument în plus asupra structurii diferite pe care o prezintă bazinul Silvaniei, în com- parație cu celelalte bazine și a problemelor proprii care se pun în el, prin prezența unor numeroase fracturi, deși puțin importante. Apele termale sînt cunoscute din cele două foraje executate în 1962, la Drighiu și la Valcăul de Jos. Temperatura lor este de peste 30°. Prezența acestora dovedește existența unor fracturi puternice în fundamentul format, în special, din Cristalin al depozitelor neogene. Este posibil să apară, în eventualele foraje amplasate pe flancurile anomaliilor gravimetrice pozitive și izvoare de borviz întrucît acestea sînt cunoscute chiar în plin JA Institutul Geologic al României 16 R/ 94 MIRCEA PAUCA 56 Cristalin al Plopișului, din regiunea fabricii de sticlă de la Pădurea Neagră în masivul Plopiș. Izvoarele minerale sînt destul de numeroase, dar puțin variate și puțin concentrate. Izvoare feruginoase există la Zăuan, Zalnoc, Chiejd etc. unde sînt folosite uneori de localnici pentru băi. Fierul din ele provine din cimentul gresiilor sau din nisipurile de vîrstă poliocenă. Izvoarele sulfuroase sînt mai numeroase. Ele sînt cunoscute la : Cri- șeni (în vulcanul noroios), Jibou (W de oraș), băile Cățelul și într-o vale situată la N de acestea, Cățelușa (în două fîntîni din capătul de S al satu- lui), Subcetate precum și în marea majoritate a apelor din izvoarele arte- ziene. Sulful provine cel mai adesea din concrețiunile de marcasită din marnele ponțiene, iar uneori posibil și din gipsul tortonian. Izvoarele sărate provin din apele de zăcămînt întrucît nicăieri în regiune nu se întîlnesc la suprafață sau în foraje, depozite sub facies salifer. în afară de apa forajului de la S de Someș-Odorhei, mai cunoaștem ape sărate în izvorul mineral de la W de Jibou în malul stîng al pîrîului Feră- strău, pe fracturile din cuprinsul stratelor pestrițe inferioare și dintre aces- tea și depozitele de vîrstă tortoniană de pe parcursul prelungirii spre N a fracturii Parameseș, ca de exemplu de la E de satul Bîrsa în malul stîng al văii, la Benesat, pe marginea de W a satului la Aluniș, la con- tactul dintre Paleocen și Tortonian. în forajul de la Crișeni apa sărată se întîlnește la două nivele (268,36 m și 285 m). ea reprezentînd infiltrațiuni care ajung aici de la circulația mai intensă a apelor de zăcămînt de pe fractura Parameseș. Izvorul de la Jibou, precum și cel de la Crișeni, conțin iod. Ape dure. Acest fel de ape sînt caracteristice puțurilor săpate în marnele ponțiene masive. Astfel, de pildă, apa din puțurile dela Nușfalău nu este bună nici de gătit și nici de spălat, ci este folosită numai la adă- patul animalelor. Pînze de ape freatice ușor accesibile lipsesc în depozitele de piemont, fie că acestea sînt de vîrstă daciană fie levantină. Astfel pe mari supra- fețe situate pe interfluviile de la S de satele Pria, Cizer, Sîrbi și Sîg, apoi de la E de contactul dintre Cristalinul Plopișului și Pliocenul bazinului de eroziune al Nușfalăului, precum și de pe marginea de S a Cristalinului Făget (regiunea satelor Sodulba, Hodișa, Cuța, etc.) fiind formate din pie- trișuri și nisipuri piemontane groase pînă la peste 100 m, nu posedă ape freatice, iar vegetația constă din esențe puțin valoroase (mesteacăn etc). Satele sînt așezate pe văi, iar cînd se află pe piemonturi (exemplu Dolea) duc mare lipsă de apă. VI. CONCLUZII Bazinul Silvaniei reprezintă o treaptă de scufundare intermediară între munții Apuseni și marea depresiune panonică. Depozitele sale constau din Tortonian, Sarmațian, Ponțian, Dacian, Levantin (?) și Antropogen. 4! Institutul Geologic al României 57 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 95 Fundamentul este format în cea mai mare parte din Cristalin me- zozonal, peste care se găsesc nu- meroase petece de Triasic, Danian- Paleocen, Eocen inferior și faciesul de Gosau (fig. 20). Permianul este cunoscut nu- mai ca pietriș în piemontul dela SE de Zălau. Triasicul apare sub formă de petece de conglomerat și gresie cuarțitică werfeniană, de dolomit anisian și de calcar negru ladinian pe marginea cristalinului. Cretacicul superior este dez- voltat sub facies de Gosau. Băs- pîndirea mare la suprafață și în foraje a depozitelor danian-paleo- cene dovedește marea importanță a Cristalinului în alcătuirea relie- fului din acel timp. Depozitele sale s-au format pe continent în condiții de piemont, cu o întreru- pere cînd s-a depus marnocalcarul de Bona într-un lac cu apă dulce al cărui nivel a oscilat mult. Eocenul inferior, format din marne cu gips, cu nummuliți și din gresii, se găsește transgresiv. El apare în regiunea crestei Mese- șului, precum și pe fractura Para- meseș la W de Jibou. Tortonianul, puternic trans- gresiv, ocupă suprafețe mari și apare cel mai adesea direct peste Cristalin. Constă din rocile carac- teristice acestui etaj în toată de- presiunea panonică. Grosimea sa nu depășește 100 m. Posedă o foarte bogată faună tropicală, în care predomină Gasteropodele. Apare în special în regiunea de S a bazinului pe marginile mun- Fig. 20. — Coloană stratigrafică prin Neo- genul bazinului Silvaniei și rocile din fun- dament. evantin Dacian 300 m. Donțian 4OO-8OO m Sarmatien 100’m. Tortonian 100 m. Eocen 100 m. Pa/eocen 4OO-8OO m. Oanian 000-400m. Ladinian Anisian Permian Cristalin Lignit Gips Calcar de Dona Senonian (Gosau) Mica pst cu granați Abb. 20. — Stratigraphische Kolonne durch das Jungtertiăr des Silvania-Beckens und den Gesteinen aus dem Grundgebirge. IGR/ Institutul Geological României 96 MIRCEA PAUCA 58 ților Meseș și Plopiș și pe insulele cristaline. Depozite de vîrstă buglo- viană n-au fost întîlnite. După o scurtă și ușoară ridicare a fundului, corespunzătoare mișcă- riler din faza stirică, apele se adîncesc din nou în Sarmațian, depășind limi- tele Tortonianului. Fauna sărăcește considerabil, supraviețuind genurile Cerithium, Trochus, Buccinum, Cardium, Modiolus etc. Sarmațianul acoperă suprafața cea mai mare în colțul de S al depre- siunii, unde s-a păstrat sub formă de petece mici pe marginea de E a mun- ților Plopiș. Apare și pe marginea de W a insulei cristaline a Măgurii Șim- leului, iar de curînd au fost descoperite două petece mici pe insula mio- cenă de la Coșei. Depozitele sale constau din două faciesuri: unul litoral- calcar lumașelic și oolitic — și altul de adîncime sau depus la gurile rîurilor — marne, gresii și microconglomerate slab cimentate. Asupra relațiilor dintre Sarmațian și Pliocen ne menținem ferm pe vechea noastră poziție asupra unei îndelungate perioade continentale preponțiene. Dovadă că bazinul a fost golit de ape pe toată suprafața sa, este dispariția bruscă și fără urmași a faunei sarmațiene. Fauna pliocenă nu posedă nici măcar un descendent al faunei marine sarmațiene. Ideea continuității de sedimentare, admisă timp de decenii pentru regiunile de pe marginile depresiunile panonice, era determinată de pre- zența acelorași roci — marne și gresii friabile — care se depuseseră atît în Sarmațian cît și în Ponțian în largul apelor, precum și pe alterarea subaeriană a depozitelor sarmațiene produsă în timpul perioadei con- tinentale preponțiene, astfel că s-a șters lipsa de continuitate dintre rocile vechi și cele noi. în comparație cu depozitele miocene, sedimentele pliocene se carac- terizează prin marea suprafață pe care o acoperă și prin marea lor grosime, datorită scufundării continuie a numeroase blocuri din fundament. Au fost separate pe baze faunistice sau petrografice etajele : Ponțian, Dacian și Levantin (?). Sărăcia în fosile a unor pachete groase de strate ponțiene este consecința caracterului de mare închisă, precum și erodării depozi- telor litorale, singurele bogate în faună. Întrucît blocul munților Apuseni a prezentat mișcări pe verticală independente de celelalte blocuri, care formau țărmurile mării interioara panonice, iar sedimentele și fauna prezintă aspecte caracteristice fiecăruia din aceste blocuri, clasificarea în opt zone propuse de Papp pentru bazinul Vienei nu se poate aplica și la noi. Constatăm totuși că zonele C—E sînt prezente. Apele mării interioare panonice au stat în legătură temporară cu apele mărilor de la exteriorul Carpaților în faza lor de transgresiune maximă din Ponțian, cînd a avut loc un schimb faunistic redus. Mai constatăm existența unor specii de Unionide, Vivipare, Melanopside etc. de vîrstă levantină, comune pe ambele laturi ale Carpaților. Apele ponțiene au pose- dat o stratificație comparabilă cu aceea din Marea Neagră actuală, în sensul că apele adînci erau bogate în H2S, în timp ce la suprafață, deci și la țărm, ele posedau cantitatea normală de oxigen. Temperatura apelor era ridicată, iar diferența dintre iarnă și vară, mică, datorită activi- 3 Institutul Geologic al României ig șy 59 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 97 tații hidrotermale mult mai intensă ca astăzi, a izvoarelor calde de pe fundul bazinului. Ponțianul ocupă suprafața cea mai mare în regiunea de E a bazi- nului, pe cînd la W de insulele cristaline interne apare numai în văile adine erodate ale Barcăului și Crasnei. în timp ce pe marginea de E a bazinu- lui, Ponțianul ia contact printr-o falie, direct cu Tortonianul, Paleogenul sau chiar cu Cristalinul, pe marginea de W el depășește falia acoperind di- rect Cristalinul. Am distins trei orizonturi petrografice în Ponțianul din șanțul Zălaului și două orizonturi la W de insulele cristaline. Acestea au determinat în interiorul bazinului o variație de facies datorită faptului că apele unui rîu, care veneau din interiorul munților Apuseni, Paleo-Drăganul, erau conduse prin șanțul Zălaului spre N, pentru a ajunge în bazinul Baia Mare. Limi- tele dintre orizonturi sînt arbitrare. Pe ramă și în jurul insulelor cristaline s-a dezvoltat un facies lito- ral nisipos, foarte bogat în fosile de apă dulce, dar acesta a fost erodat în cea mai mare parte cu ocazia formării depozitelor de piemont levantin. în sedimentele ponțiene, depuse la oarecare depărtare de țărm, fosilele nu sînt distribuite uniform. în timp ce pachete groase sînt lipsite de macrofosile, anumite nivele cu grosimi centimetrice abundă în exem- plare ale aceleiași specii. în regiunea de S a șanțului Zălaului orizontul superior al Ponțianului s-a depus sub influența Paleo-Drăganului. Acesta a sedimentat ’o alter- nanță deltaică de nisip și de pietriș torențial cu o grosime de peste 100 m, în timp ce spre N apele transportau material tot mai fin, bazinul umplîn- du-se de la S spre N. în acest timp, în regiunea de la W de insulele cris- taline, situată într-o zonă cu ape liniștite și puțin adînci, s-a dezvoltat un facies de turbărie care a dat naștere stratelor de lignit ale Ponțianului superior. Grosimea depozitelor ponțiene variază în funcție de relieful funda- mentului, putînd atinge 800 m. După încetarea sedimentării complexului argilo-nisipos cu strate de lignit și cu o faună caracteristică destul de bogată, urmează, în continui- tate de sedimentare, un complex predominant grezos, cu intercalațiuni de conglomerat mărunt și cu mult material vulcanic. Fauna ponțiană este înlocuită printr-o faună mai săracă de Unionide mari și sculptate, Vivi- pare, Valvate etc. căreia îi atribuim o vîrstă daciană. Separarea depo- zitelor ponțiene de cele daciene o facem, deci, pe criterii litologice și pa- leontologice. Ea corespunde unei schimbări adînci produsă în evoluția geologică a regiunii de KW a Transilvaniei. Grosimea depozitelor daciene este de cca 300 m. Am atribuit vîrstă levantină (?) unui complex de pietrișuri și nisi- puri torențiale, nefosilifere, care au luat naștere în condiții de piemont terestru pe marginile bazinului, la W de insulele cristaline interne, precum și în micul bazin de eroziune al Kușfalăului. Grosimea lor este variabilă începînd de la cîțiva metri pînă la peste 100 m. Suprafețele restrînse care făceau obiectul cercetărilor din trecut, nu permiteau obținerea unei imagini clare asupra tectonicei depozitelor 7 — Anuarul Comitetului Geologic. "h Institutul Geologic al României \TgrZ 98 MIRCEA PAUCĂ 60 neogene. Această deficiență se datora și faptului că bazinul era studiat independent de rama sa. Se disting două etaje structurale : Cristalinul împreună cu Sedi- mentarul preneogen și cuvertura neogenă. Amplasarea bazinului nu este întîmplătoare, ci se datorește scufun- dării sale de-a lungul unor sisteme de fracturi vechi. Ele urmăresc în cea mai mare parte direcțiile de cutare ale Cristalinului, folosind cele două direcții de linii rupturale ale regiunii: direcțiapanonică orientată NE — SW și direcția carpatică orientată NW—SE. Constatăm că acele blocuri de dimensiuni mari, care au început să se ridice încă din Mezozoic și-au continuat ridicarea și în Neozoic, dînd naștere horsturilor, în timp ce blocurile care au început să se scufunde în Paleocen și-au continuat scufundarea și mai tîrziu, dînd naștere bazi- nelor. Putem vorbi de o ereditate tectonică, care se datorește faptului că marile blocuri fiind separate prin fracturi cu o oarecare înclinare, blocurile ale căror fracturi converg în adîncime, s-au ridicat ori de cîte ori au suferit presiuni tangențiale. Dintre cele două linii de fractură majoră, care au dat naștere bazi- nului, cea mai distinctă și cu săritura cea mai mare este fractura Para- meseș, a cărei săritură este de cel puțin 1000 m, Ea nu constă dintr-o linie simplă, ci este formată dintr-un întreg sistem de falii paralele, care la SE de Cățelul, au prilejuit apariția unor mici intruziuni andezitice miocene. Depozitele ponțiene din apropierea ei posedă un maximum de grosime. Meseșul reprezintă un horst a cărui tectonică de amănunt este com- plicată prin prezența a numeroase falii transversale și longitudinale. Acestea îl împart într-un mare număr de blocuri de diferite mărimi, dintre care unele sînt ridicate,iar altele fiind scufundate au prilejuit conservarea unor mici petece de sedimente triasice sau cretacice. Structura regiunii de la N de Jibou, de pe ambele laturi ale Some- șului, considerată de Hofmann și de toți geologii de pînă acum ca repre- zentînd un anticlinal, s-a dovedit că reprezintă un horst îngropat, care face legătura între horsturile aparente al Meseșului și Prisacei. Fractura dintre bazin și horstul Plopiș este mai puțin evidentă, fiind acoperită de transgresiunile neogene. în plus, ea este mai puțin uni- tară întrucît din Cristalin pleacă doi pinteni cu direcția NE în Neogenul din regiunile satelor Fizeș și Aleuș. Caracterul predominant al structurii întregii jumătăți de N a mun- ților Apuseni este prezența unui vast mozaic în care piesele mici se com- bină în figuri mari, acestea la rîndul lor în altele și mai mari, care repre- zintă horsturile diferitelor masive muntoase sau fundamentul bazinelor umplute cu depozite neogene. Horstul Heghișei este limitat la E de o puternică fractură miocenă, pe care au avut loc erupțiuni și formarea unui strato-vulcan la N de Chilioare. Cuvertura neozoică este străbutută de falii cu orientare panonică sau carpatică. Depozitele mobile ale Pliocenului camuflează frecvent pre- Institutul Geological României CI BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 99 zența acestor falii, dar ele sînt marcate fie prin izvoare ascendente, fie prin prezența unor văi care s-au instalat de-a lungul lor. în bazin distingem existența a trei subunități tectonice : șanțul Zălaului, insulele cristaline interne și monoclinul panonic. Șanțul Zălaului este afectat în regiunile satelor Crișeni și Panic de un brahianticlinal cu direcția NE — SW, străbătut de o descroșare cu direcția E—W care urmărește V. Zălaului. Această cută își datorește exis- tența unei slabe ridicări a blocurilor din fundament. Din punct de vedere geomorfologic constatăm existența unei rețele hidrografice levantine astăzi fragmentată cu direcția NE,îndreptîndu-se spre bazinul Baia Mare. Pietrișurile de la W de Batin dovedesc că apele din Plopiș erau tributare Crasnei. Faliile dintre diferitele unități tectonice sînt marcate prin depresiuni și șei de contact. Un fenomen interesant este străpungerea horstului Meseș de două pîraie : V. Ragului cu direcția E—W și V. Strîmturii cu direcția W—E, folosind puternicele linii de dislocare transversale ale Meseșului. Vulcanii noroioși de care au vorbit geologii în trecut, reprezintă în realitate izvoare ascendente, care se înșiră pe linii de falie. Există două mari suprafețe cu ape arteziene : șanțul Zălaului și monoclinul panonic, cu zeci de puțuri care produc apă cu o temperatură de 15°—17° și cu un puternic miros’de hidrogen sulfurat. Unele foraje adînci, care întîlnesc fundamentul preneogen, produc ape termale. Primit: 1 aprilie 1963. BIBLIOGRAFIA Bandat H„ Reich L. (1950). Informațiuni asupra cercetărilor din bazinul Crasnei. — Jahresb. d. ung. geol. A. 1941—1942, Budapest. Bethlen G. (1933). A bihar szîlâgyi Rezhegysdg djszaki peremfnek foldtani (>s osRnytani viszonyai. — POldt. szemle meliklete, Budapest. Beudant F. S. (1922). Voyage mintealogique et geologique en Hongrie pendant l’annee 1918, Paris. Boda J. (1959). Das Sarmat im Ungarn und seine Invertebraten Fauna. Ann. Inst. Geo’. Publ. Hungarici, XLVIH,/3. Budapesta. Ficheux R (1929). Le roșeau hydrographique de Bihor septentrional. Bibi. Inst. Etudes Boum. II. București. G Lil St. (1938) Was ist „Pannon” und was ist „Pont” ? (ungurește) Bânydszati es Kobâ- szati Lapok, 71. Bd., S. 357—345, Budapest. Givulescu R. (1967) Contribuții la cunoașterea faunei tortoniene și sarmațiene din Nord- Estul Munților Rezului. But. știinl. Univ. Babeș-Bolyai, Cluj, 1—2. Hauer Fn. — Stache G. (18G3). Geologie Siebenbiirgens, Wien. Hofmann K. (1899). Bericht iiber die im ostlichen Teile des Szîlâgyer Komitatcs wăhrend der Sommercampagne 1878 vollfiilirten geologischen Specialaufnahmen. — Foldt. Kozl. IX, Budapest. 100 MIRCEA PAUCĂ 62 Hofmann K. (1882). Bericht liber die im NW-Siebenbiirgischen Grenzgebirge und Umge- bung im Jahre 1881 ausgefiihrten geologischen Specialaufnabmen. —F6ldt. Kozl. Budapest (1882). Hofmann K. (1883). Bericht iiber die im Sommer 1882 im siidostlichen Teile des Szatmărer Comitates ausgefiihrten geologischen Specialaufnabmen. — Foldl. K6zl. XII, Budapest. Joja T. (1956) Observații de ordin stratigrafie în regiunea din jurul orașului Jibou. — An. Corn. Geol., XXX, București. Koch A. (1900). Die Tertiărbildungen der Siebenburgischen Landesteile I Paleogen 1894, II Neogen, Budapest. KrAutner Th. (1938) Recherches gdologiques et petrographiques dans le massif cristallin de Bîcul, du Heghieș et dans Pîle cristalline de Măgura. — C.R. Insl. Geol. Roum. XXII. Lupu M., Lupu D. (1960). Contribuții la cunoașterea faunei de Rudiști din Senonianul munților Apuseni. — Acad. R.P.R., Slud. — Cercel. Geol., V/4, București. Lobontiu E. (1940). Probleme economice în legătură cu structura geologică a pămîntului sălăjenesc. — „Tara Silvaniei” An. I, I, Zălau. LOrenthey E. (1893). Beitrăge zur Kenntnis der unterpontischcn Bildungen des Szilâgyer Comitates und Siebenbiirgens. — „^rtesito''. Mărtonfy L. (18791. Beitrăge zur Kenntnis des Neogens von Szilăgy-Somlyd. — „Rrtesilo”. Mateescu St. (1927). Date noi asupra structurii geologice a depresiunii Zălaului. — Rev. Muz. Geol. Mineral. Cluj, II. Mateescu St. (1938). Falia ăloigradului cu variațiile de facies pe care le provoacă în Eocenul și Oligocenul de la sudul și nordul ei. — C. R. Acad. Sci. Roum., II/6, București. Mătyăsovszky I. (1879). Bericht liber geologische Detailaufnahmen im Comitate Szilăgy im Jahre 1878. — Foldl. K6zl. IX. Mătyăsovszky I. (1881). Bericht liber die geologische Aufnahmcnsarbeiten in Comitate Szi- lâgy. - Foldl. KSzl., XII. MAtyăsovszky I. (1883). Bericht iiber die geologische Aufnahmen iin Biikk — und Rdzge- birge im Sommer 1882. — Jaresb. d. Ic. ung. geol. R. A. f. 1882, Foldl. K6zl., XIII. Maxim I., Ghiurca V. (1960). Forme noi de moluște din Pliocenul superior de la Derșida (Sălaj). — Comunic. Acad. R.P.R., X/7. București. Nicobici E. (1958). Noi forme de Lamellibranchiate și Gasteropode din Tortonianul de la Tusa (reg. Crișana). — Studia Universilalum Babe^-Bolyai, 1II/5, ser. II, fasc. 1, Culj. Nicobici E. 1961). Contribuții la cunoașterea faunei tortoniene din nord-estul munților Rezu- lui. — Studia Universitatis Babeș-Bolyai. 1/1. Cluj. Nicorici E. (1962) Asupra limitei Sarmațian-Pliocen pe bordura nord-estică a munților Rez. — Acad. R.P.R., Comunic., XII/9. Nopcsa Fr. (1905) Zur Geologie der Gegend zwischen Gyula-Fehirvâr, Deva, Ruskabănya und der rumănischen Landesgrenze. — Mitt. a. d. Jalwb. d. k. geol. A., XIX/4. Nozsky I., Roth Telegd K. (1948). A Rdzhegysăg fialtal harmadkori fed6k6pzodm£nyei. Foldl. Kozl. LXXVIII, Budapest 1. Papp S. (1915). Czigăny, Egrespatak 6s Szilăgynagyfalu kornyekănek geologiai viszonvai kiilonos tekintettel â foldtgâz <5s Petroleum kutatăsâra. Bdnyăszali is Kohâszati Lapolc, XLVIII, Budapest. I JA Institutul Geological României \iGRy 63 BAZINUL NEOGEN AL SILVANIEI 101 Paucă M. (1951). Două echinide rare din Tortonianul bazinului Sălaj. — Comunic. Acad. R.P.R. 1/5. Paucă M. (1953). Cercetări geologice în bazinele neogene din NW Ardealului. I. D. S. — Com. Geol. XXXVII. Paucă M. (1954). Două specii de fosile rare din Pliocenul bazinului Sălaj. — Comun. Acad. R.P.R. IV/7. Paucă M. (1954). Cercetări geologice în bazinele neogene din nord-vestul Ardealului. II. — D. S. Com. Geol. XXXVIII. Paucă M. (1954). Neogenul din bazinele externe ale munților Apusei. — Anu. Com. geol., — XXVIII. Paucă M. Clemens A. (1964). Vîrstă pietrișurilor piemontane din regiunea de S a bazi- nului Silvaniei. — D. S. Com. Geol. LII. București. Radu II. și Cbahmauuc Gl. (1964). Notă asupra prezenței unor forme daciene în bazinul Silvaniei. — D. S. Com. Geol. L/l. București. Răileanu Gr., Saulea Emilia (1955). Contribuțiuni la orizontarea și cunoașterea varia- țiilor de facies ale Paleogenului din regiunea Cluj și Jibou. — Rev. Univ. și a Polilehn. București, nr. 8, RĂileanu, Gr. Saulea Emilia. (1955). Paleogenul din regiunea Cluj și Jibou. — Anu. Com. Geol., XXIX, Rotarides M. (1925). Beitrăge zur Kenntnis der sarmatischen Landschneckenfauna des Răz- Gebirges im Kom. Bihar. — Ann. Muzei Nat-Hungarici, XII. Roth Telegd L. (1897). Die Umgebung von Zsibo im Comitate Szilăgy. — MiU. a. d. Jahr. f. k. ung. geol. A. XI, Budapest. Roth Telegd L. (1912). Die Nordseite des Răzgebirges zwisclien Paptelek und Kuznăcs und die siidliche Pârtie des Măgura bei Szilăgy—Somlyo. — Jaresb. d. k. ung. geol. .4. f. 1911, Budapest. Roth Telegd K. (1914). Fortsetzungsweise Reambulierung des Rez-Gebirges. — Budapest. Strausz L. (1941). Horizontierung des transdanubischen Pannons. — Jahresb. Foldt. Kozl. LXII Budapest. Strausz L. (1942). Versuch einer Parallelisierung des Pannons. — Foldt. Kozl. LXXII Budapest. Szădeczky-Kardoss E. (1931). Contribuțiuni la geologia Ardealului de NW. — V. S Inst. Geol., Rom., XIV (1925-1926). București. Semsey A. (1877). Terțiare Versteinerungen von Szilăgy Somlyo. — Foldt. Kozl., VII. Budapest. Stache G. (1860). Eocăne Schichten bei Szibâ, Dăs u.a. Jahrb. Wien XI. Vitălis St. (1942). A „pontusi” vagy a „pannoniai” elnevezest hasznâljuk e? — Besz. Magy. Kir. Foldt. Ini.. IV/IV/2 p. 33-39. Institutul Geologic al României Institutul Geological României EXPLICAȚIA PLANȘEI * ? Institutul Geological României EXPLICAȚIA PLANȘEI Fig. 1. — Vaccinites oppeli Douv. Santonian. Zălau. Diametru 15 cm. Durchmcsser 15 cm. Fig. 2 a, b. — Cycloililes corliriaca Mich. Santonian. Zălau. Mărime naturală. Naturliche Grosse. Institutul Geological României M. PAUCĂ. Bazinul Silvaniei. Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV. 1. Institutul Geological României M. PAUCA: Bazinul neoqen al Silvaniei Corund o Cehul Silvaniei o Hodod Horoatu! Cehului sDersida 'oianu! Mare Curătura Chiesd BobotaP. o Leleiu CI Na NaCI O/Archid Chilioara o Domnin oAlmasul-Mic Verveghiu Curitău Sâldăbagiul debarcau Bocșa Soimus oDiosod O Do ba Borla Guruslău Ponai 0327 J Cuceu Jibou Heredean Badon o 360 NaCI,H2S °Mirsid / D.Mare Cgșn/ciu/deJos MaCI Ortelec Panica 0 220 Cosnic/u! de Măgura Corhani Fetindia o 0 366 H ARTA o Marin I LV A N I Subcetate o Ser e dei ■oBanisor Nuviuni\ b-Porniturr Preoteasa CUATERNAR Cinerite Terase Levantin ? Con vulcanic PLIOCEN Fîntîni arteziene Ponțian Iz voare minerale Vulcan noroios M/0CEN Miocen mediu 7 Carieră D. Gardului Vf Merisorul Eocen PALEOGEN Pa/eocen Anticlinal kSHWtK REGIUNII STUDIATE Sinclinal CRETACIC SUPERIOR TR/AS/C INF.-MEDIU 5 km ERUPTIV and ezit si dacii o Negrea/ BUCUREȘTI CRISTALIN ANUARUL COMITETULUI GEOLOGIC vol.XW/l Imprim. atei. Inst. Geol Călcau/ de Jos TBoiand Crasneiii Giurtelecul Hododului , SincraiuT Si/vaniei .JJileacut Șimleului o Almașul- ^Mare a. Stratepestrițe b. Facies nona ■-Giurtelecul Șimleului, 1 Horoatul- t'^Crasnei D. Cristei , Cizer 'dorheiu >NaCI Măgura Prier Secătura O 773 Măgura Șimleului 0 598 o 901 Vf. Cornului D.Lacului Mocirla /Heghișa J -■ t /Cosei Falia Poigradruiui Moigrad Institutul Geological României DAS JUNGTER TIARE SILVANIA-BECKEN VON MIRCEA PAUCĂ (Zusammenfassung) Das Silvania-Becken bildet eine Versenkungsstufe zwischen dem Massiv des Apuseni-Gebirges und der grossen pannonischen Senke. Dieses Becken stellt eines der fiinf jungtertiăren Buchten (von Norden nach Siiden : Baia Mare, Silvania, Vad, Beiuș und Zărand), ăhnlicher geo- logischer Entwicklung dar, welche von den Meeren der mittleren Donau- senke zu den Nord-und Westrândern des Apuseni-Gebirges entsandt wurden. Die Ablagerungen des Silvania-Beckens bestehen aus Torton, Sarmat, Pliozăn und Anthropogen. liber dem, zum grossten Teii aus mesozonalem Kristallin bestehendem Grundgebirge, befinden sicii zahl- reiche kleine Flecken von Trias, Danien-Palâozân, unterem Eozăn, und je einem Flecken von Perm und Gosau. Die zahlreichen Forschungen begannen seit mehr als 100 Jahren. Die Mehrzahl der veroffentlichten Arbeiten besteht jedoch nur aus kurzen Notizen, so dass daraus weder die geologischen Probleme in ihrer Vielfâl- tigkeit, noch der Entwicklungsgang des Beckens hervorgeht. Das Vorherrschen der Mesozonalgesteine im Kristallin, so wie die sehr geringen Flăchen der vortortonischen Ablagerungen beweisen, dass das Gebiet bis in das mittlere Miozăn einer starken Abtragung unter- worfen war. Stratigraphie. Perm. Das durch griinen oder rotlichen Quarz-Feld- spatporphyr vertretene Perm ist im oberpliozânen Piedmont sild-ost- lich von Zălau, nur untei’ der Form von Schotter bekannt. Seine Her- kunft aus allernăchster Năhe ist unzwifelhaft. Die Trias (Abb. 1 und 2) erscheint am Kristallinrande des Meseș- Gebirges und der Măgura Șimleului unter der Form von zahlreichen Flek- ken roten Konglomerats und rotem oder griinlichem Werfener-Quarz- sandstein, grauem anisischem Dolomit und 10—20 cm măchtigen schwar- zen bituminosen ladinischen, mit einer Limonitkruste bedeckten Kalk- platten. Institutul Geological României 104 MIRCEA PAUCA 66 Die obere Kreide (Abb. 3) ist unter Gosau-Fazies entwickelt und besteht aus Konglomeraten, Sandsteinen und Gllmmermergeln mit zahl- reiehen Dippurites, Cyclolites u.s.w. Danien-Paldozan. Die an der Oberflăche und in den Bohrungen weit verbreiteten detritischen danien-palăozănen Ablagerungen (Abb. 4, 16, 17), sowie deren Mâchtigkeit, stellenweise bis zu 1200 m, be'weisen die grosse Bedeutung des Kristallins im Aufbau des damaligen Reliefs. Die vorwiegend rotfarbigen Ablagerungen dieses Alters bildeten sich auf dem Festland unter Piedmont-Bedingungen, mit einer ortlichen Unter- brechung, zur Zeit der Ablagerung des Bona-Kalkmergels in einem Siiss- wassersee {Limnea, Paludina, Planorbis und Chara), dessen Wasser- spiegel sehr stark schwankte. Hătte dieser Kalkmergel, dem wir das un- terpalâozăne Alter zuschreiben, eine allgemeine Entwicklung, kcinnte seine Anwesenheit als Leithorizont zwischen dem Danien und dem Pa- lăozăn verwendet werden. Die Struktur des Gebietes, durch das Vorhandensein zahlreicher Kristallinschollen gekennzeichnet, wovon einige sehr starke positive Bewegungen, wăhrend die in der Năhe befindlichen ebenso starke negative Bewegungen erlitten, bestimmte wăhrend der laramischen Bewegungen einerseits eine starke Abtragung des Kristallins, und an- derseits den Absatz sehr măchtiger aus danien-palăozănem terrigenem Material bestehende Schichtkomplexe, die von den friiheren Forschern als Untere bunte Schichten bezeichnet wurden. Das aus Mergel mit Gips und Nummulites und aus Sandsteinen bestehende, aus dem Siebenbiirgischen Becken eingreifende Untereozăn, erscheint transgressiv. Diese Stufe tritt auch im Gebiet des Meseș-Kam- mes, sowie lăngs des Para-Meseș-Bruches westlich der Stadt Jibou (Abb. 6) auf. Das stark transgressive Torton (Abb. 1—3, 5—8) nimmt eine etwas grossere Flăche als die ălteren Ablagerungen ein und erscheint fast im- mer diskordant unmittelbar tiber dem Kristallin. Seine Ablagerungen gleicher fazieller und lithologischer Zusammensetzung wie in der panno- nischen Senke, bestehen im Kiistengebiet aus Konglomerat, Sandstein und fossilienfiihrendem Kalk mit Lithothamnium und aus Mergel in dem neritischen Gebiet. In beiden Fazies treten auch weisse vulkanische Tuffe auf. Die Mâchtigkeit des Tortons iiberschreitet nicht 100 m. Seine Ab- lagerungen besitzen eine sehr reiche und verschiedenartige tropische marine Fauna mit iiber 200 Arten von Algen, Foraminiferen, Echinoi- den und insbesonders Mollusken, iiberwiegend Gasteropoden,'welche mit den miozănen Faunen von Lăpugiu, Coștei, Buitur, u.s.w. wetteifern. Die fossilienreichsten Ortschaften. sind : Șimleul Silvaniei, Tusa, Preo- teasa, Ponița, Pria, Coșei und Benesat. Die Ablagerungen dieser Stufe blieben ganz besonders in dem siidlichen Teii des Beckens am Bande der Meseș-und Pyopiș-Gebirge erhalten, sowie auf den kristallinen Inseln aus dem Beckeninnern. Ablagerungen die wir dem Buglow zu- schreiben konnten, wurden nicht begegnet. Institutul Geological României 67 SI1.VANIA-BECKEN 105 Sarmat (Abb. 3, 9). Nach einer, der moldawischen Faltungsphase entsprechenden kurzen und schwachen Bodenhebung an der oberen Grenze des Tortons, wurde die Paratethys-Geosynklinale in verschie- dene Becken zerteilt, welche die VerbindUng mit dem Weltmeer verlo- ren. Ihre letzten Ablagerungen bestehen aus Gips. Im Sarmat vertiefen sich die Gewăsser aufs neue und iiberschreiten die Grenzen des Tortons. Unter dem Einfluss der vom Festland kommenden Gewăsser wird der Salz- gehalt stăndig geringer. Die Fauna verarmt und wird betrăchtlich spăr- licher. Es iiberleben die Brackwassergattungen: Cerithium, Trochus, Buccinum, Cardium, Modiolus, Ostrea u.s.w., die sicii zuweilen brtlich in einer grossen Anzahl von Arten und Exemplaren entwickeln. Die sarmatischen Ablagerungen treten oft unter der Form von nur einigen Quadratmetern breiten, von der Abtragung verschont ge- bliebenen Flecken auf. Die grossten Flăcben bedecken sie im siidlichen Teii des Beckens und im bstlichen Teii des Plopiș-Gebirges. Das Sarmat erscheint auch noch auf den Băndern der kristallinen Insei von Măgura Șimleului und erst kurzlicb wurden zwei kleine Flecken auf der miozânen Insei westlich von Coșei festgestellt. Diese Stufe ist im grossten Teii des bstlichen Beckenrandes unbekannt, wahrscheinlich als Folge der tiefen Verwerfung die das Becken vom Meseș-Horst trerint. Auch die sarmatischen Ablagerungen erscheinen unter zwei Faziesarten: eine Kiistenfazies lumachellischer und oolitischer Kalke, und eine Tiefenfa- zies oder an den Flussmiinduhgen abgelagerte Fazies, die durch Mergel, Sandsteine und schwach verkitteten Mikrokonglomerate vertretcn ist. Es fehlen die vulkanischen Aschen. Was die Beziehungen z'wischen Sarmat und Pont betrifft, bestehen wir auf unserem friiheren Standpunkt beziiglich einer langen vorponti- schen Festlandsperiode. Das plbtzliche und spurenlose Verschwinden der sarmatischen Fauna gilt als ein Beweis dafiir, dass die Wasserentleerung auf der ganzen Flăche der mittleren Donausenke erfolgte. Die pliozăne Fauna entbehrt brtliche Abkbmmlinge einer sarmatischen Seewasserfauna und besteht aus den, aus ausgesiissten sarmatischen Seen, Fliissen und Ăstuarien stammenden Formen. Der Gedanke einer ununterbrochenen Ablagerung, der jahrzehn- telang erst fiir die Randteile der pannonischen Senke angenommen wurde, stiitzte sich auf folgende Umstănde. Einerseits war es die Anwesenheit sowohl im Sarmat als auch im Pont des in kleiner Entfernung von der Kiiste befindlichen Gebietes, derselben unter sich nicht unterschiedlichen Gesteine (Mergel und miirber Sandstein) und anderseits die subaerienne Verwitterung der sarmatischen Ablagerungen die in der vorpontischen Festlandsperiode stattfand. In Wirklichket handelt es sich immer nur um eine scheinbare Ablagerungskontinuităt. Die Elemente welche diese scheinbare Ablagerungskontinuităt zwi- schen den zwei jungtertiăren Stufen bestimmt haben, sind durch die Anwesenheit derselben, oft nicht fossilienfiihrenden Gesteine (Sand und Mergel), durch die Erdrutschungen wăhrend der vorpontischen FestlandSr periode welche die fortgeschrittene Gesteinsverwitterung verursacht -i X Institutul Geological României \igrz 106 MIRCEA PAUCĂ 68 haben, sowie durch die Aufarbeitung bis in eine gewisse Tiefe der sar- matischen, wâhrend der pontischen Transgression unverkittet geblie- benen Gesteine vertreten. Bis jetzt wurde nur die Aufarbeitung miozăner Fossilien in den pliozănen Ablagerungen angenommen. Die viei leichtere Mbglichkeit der, gelegentlich der pontischen Transgression erfolgten Aufarbeitung sarmatischer Absătze wurde jedoch nicht beachtet. In dieser Art bildete sich ein Zwischenschichtkomplex mit einer kaum unterscheid- baren Schichtung und einer gemischten Fauna welche, in Unkenntnis der erfolgten Erscheinung, als Ubergang zwischen diesen beiden Stufen be- trachtet wurde. Folglich kann nur auf Grund der aus Bohrungen entnom- menen Proben, weder eine ununterbrochene Ablagerung, wie man dies friiher annahm, noch die Unterbrechung der Ablagerung bewiesen werden. Boda(1959) behauptete, mit zahlreichen Beweisfuhrungen, den Ge- danken der ununterbrochenen Ablagerung im Innern der mittleren Donau- Senke. Wir zweifeln nicht daran dass noch die Zeit kommen wird in der wir jene Merkmale finden werden die uns die Erkennung der Festlands- phase auch im Innern der Senke erlaubhn werden, so wie wir bis zu guter Letzt auch jene Merkmale gefunden haben die uns, spat genug, erlaubt haben die Liicke zwischen dem Sarmat und dem Pont an den Rândern der Donau-Senke zu erkennen, Liicke die lange Zeit hindurch heftig be- stritten war. Bis jetzt konnte noch nicht erklârt werden warum wâhrend der Festlandsperiode zwischen dem Sarmat und dem Pont, die Abtragung am ostlichen Rând der pannonischen Senke viei stârker als die gegenwâr- tige war und dadurch die vorpliozănen Gesteine viei tiefer urid auf viei weiteren Flâchen als es jetzt mit den pliozănen Ablagerungen der Fall ist, aufdeckte. Solite die vorpontische Abtragungsperiode eine lăngere Zeitspanne als den Zeitraum Oberpont-Holozăn zur Verfiigung gehabt haben, oder war die Abtragungsbasis tiefer als gegenwârtig ? In der An- nahme des Andauerns der Gewâsser im Becken kann die erhbhte Lage der Abtragungsbasis schwerlich diese starke Abtragung, wodurch die torto- nisch-sarmatischen Ablagerungen grdsstenteils entfernt wurden, erklâren. In der Annahme einer ununterbrochenen Ablagerung konnte nie- mand die Ursachen des plotzlichen Verschwindens und ohne Abkommlinge, der sarmatischen Fauna erklâren, falls die Senke dennoch stândig von Wasser bedeckt geblieben wâre. Desgleichen konnte nicht erklârt werden wie unter solchen Verhâltnissen die Ersetzung der sarmatischen Seewas- serfauna durch die pannonische Siisswasserfauna, viei âlterer Abstam- mung, moglich war. Zahlreiche Geologen, die die Ablagerungskontinuitât behaupten, verhalten sich in einem ganz allgemeinen Rahmen und noch kein einziger hat die Begrenzung jener stândig mit Wasser bedeckt ge- bliebenen Flâchen versucht. Die Anwesenheit relikter Seen vom Typus des gegenwărtigen Balanton-Sees widerspricht nicht dem Vorhandensein jener Festlandsperiode. In der Annahme der Ablagerungskontinuitât erhebt sich die Frage was mit dem ungeheueren Salzgehalt des sarmatischen Meeres geschehen ist ? Dieser verschwand nicht durch einfache Konzentrierung aus den V Institutul Geologic al României 69 SILVANIA-BECKEN 107 Gewăssern des Beckens, da die sarmatischen Ablagerungen keine Absătze chemischer Făllung enthalten. Es wurde bewiesen dass das fiiiher dem Untersarmat zugeschriebene Gips aus dem Baia Mare-Becken tortonischen Alters ist. Es tritt unter der Form von Felsen auf, die von der Abtragung verschont blieben nnd die spăter durch die sarmatische Transgression vergraben wurden. Auch konnte man noch annehmen, dass jener Salz- gehalt allmăhlich in die saimatischen Absătze eingeschlossen wurde. Dennoch weisen die Absătze dieses Alters nur verhăltnismăssig geringe Măchtigkeiten auf und, sowohl der Sand aus welchem der Salzgehalt in der Zwischenzeit ausgewaschen werden konnte, als auch der Mergel, enthalten keine Salzbbden. Wăre die Aussussung eine fortgesetzte Er- scheinung gewesen, wie konntcn wir uns dann die, zufolge des plbtzlichen Verschwindens der sarmatischen Faunenarten und des explosiven Auf- tretens der Melanopsiden und Congerien, die aus der sarmatischen Faunen- liste fehlen, vorhandene faunistische Stufe erklăren? Das Vorhandensein dieser fauni stischen Stufe geht unter anderem auch aus der wiederholten Behauptung Boda’s hervor und zwar, dass die Ubergangsschichten aus dem Innern der Senke, ausser hochstens Ostracoden, keinerlei Makro- fossilien enthalten. Die vollstăndige Entleerung des Brackwassers aus der pannonischen Senke, zufolge der Bodenhebung, erklărt ohne Schwierigkeiten sowohl das Verschwinden des Salzgehaltes als auch das explosive Auftreten der pontischen, mit dem Siisswasser zugleich vom Festland kommenden Fauna, die ihren Ursprung in den in miozănen Strandseen erhalten geblie- benen Reliktformen hat. Auf der Suche nach der geeignetesten Lbsung dieser schwierigen Frage gibt es auch Geologen die das Fehlen der palăontologischen Doku- mente fiir das Vorhandensein des Obersaimats, so wie es am âusseren Rând des Karpatenbogens verstanden wird, feststellen. Sie schlagen vor dieses Alter einem Schichtkomplex an der Basis der Congerienschichten zuzuschreiben. Somit trennen sie eine pannonische Stufe, die den Uber- gang zu einer pontischen Stufe s. str. unterpliozănen Alters darstellcn wurde. Dennoch lăsst die măchtige Diskoidanz die allerorts zwischen den Cerithien-und Congerienschichten festgestellt werden kann, die Annahme dieser Losung nicht zu. Dieser Vorschlag hătte nur zu einer Zeit, in der sich die Detailkartierung noch im Anfangsstadium befand, gemacht werden konnen. Pliozăn (Abb. 2—4, 6, 10—14, 18). Im Vergleich mit den mio- zănen Ablagerungen sind die pliozănen Absătze durch die Ausdehnung der von ihnen bedeckten Flăchen gekennzeichnet. Deren grosse Măchtig- keit ist der fortgesetzten Senkung der zahlreichen Schollen des Grund- gebirges zu verdanken. Auf Grund faunistischer oder nur lithologischer Angaben wurden folgende Stufen unterschitden : das Pont, die Daz und das Levantin (?). Die Armut an Fossilien einiger măchtigen ponti- schen Schichtkomplexe ist eine Folge der Binnenseenatur, sowie der weitgehcnden Abtragung der an Fossilien besonders reichen Kusten- ablagerungen. -C. A Institutul Geologic al României 108 MIRCEA PAUCA 70' Da das Massiv des Apuseni- Gebirges senkrechte Bewegungen aufwies, unabhângig von den anderen zahlreichen die Kiisten des pannonischen Binnensees bildenden Schollen, und die Absătze, sowie die Fauna dieses Meeres jedem dieser Schollen eigene Kennzeichen aufprăgten, kann die von A. Papp fiii' das Wiener Becken vorgeschlagene Gliederung in acht Zonen nicht fur die ganze Flăche jenes von Stromungen freien Binnensees, der einheitliche Lebensbedingungen geschaffen hâtte, ange- wandt werden. Dennoch stellen wir fest, dass die C-E-Zonen auch bei uns vorhanden sind. Desgleichen versanken die zahlreichen, das Grund- gebirge des Beckens bildenden Schollen, mit verschiedener Stărke und zu verschiedenen Zeiten. Zufolge dieser Tatsache stellen wir iest, dass die Grenzen des pannonischen Binnensees verănderlich waren und dass die letzten Gewâsser wahrscheinlich im siidlichen Teii der Donau- senke blieben, wo sich die Fauna der skulptierten levantinischen Unioniden und Viviparen entwickelt hat. Unter den, dem pannonischen Meer charakteristischen bkologischen Verhâltnisseu, ist es gewagt eine auf grosse Entfernungen giiltige aus- fiihrliche TIorizontierung festzusetzen, selbst dann wenn wir uns auf faunistisch reiche Komplexe stiitzen. Die in einigen Gegenden ver- schwundenen Kiistenaiten iiberlebten tatsâchlich als Relikte in anderen Gegenden des Beckens. Dies ist z. B. mit Congeria banatica der Fall, welche Strausz fiir die Basis des unteren Ponts (Mâot) als cl arak- teristisch betrachtet, eine Art welche bei uns bis zu Ablagerungen auf- steigt die Strausz dem oberen Pont zuschreibt. Die Gewâsser des pannonischen Binnensees standen wâhrend der Hbchsttransgressionsphase im Pont zeitweise auch mit den Gewâssern der Meere des Karpatenaussenrandes in Verbindung, wâhrend welcher auch ein geringer faunistischer Austausch stattfand. Infolgedessen stellen wir sowohl in den inneren als auch in den ausseren Karpatenbecken, das Vorhandensein einer Anzahl oberpliozânen Unioniden-, Viviparen-, Me- lanopsidenarten u.s.w. fest. Die pontischen Gewâsser waren vbllig aus- gesiisst. Sie hatten eine mit den Gewâssern des heutigen Schwarzen Meeres vergleichbare Schichtung, in dem Sinne, dass die tiefen Gewâsser, als Stauwasser, reich an H2S waren, wâhrend sie an der Oberflâche, und somit auch an den Kiisten, einen normalen Sauerstoffgehalt hatten. Die Anwesenheit des H2S in den tiefen Gewâssern des Ponts ist nicht unbedingt an das Vorhandensein des Salzgehaltes gebunden, sondern H2S konnte sich auch aus den proteinhaltigen Stoffen der an der Ober- flâche lebenden und nach dem Tode auf den Boden fallenden Organismen entwickeln. Wir folgern das Vorhandensein von H2S sowohl aus der gros- sen Anzahl winziger Markasitkonkrttionen in den pontischen Mergeln, die den Geruch und den, dem aus dom Pont stammendem artesischen Wasser eigenen Geschmack verleihen, als auch aus deren Temperatul- die hoher ist als jene die der Tiefe von der sie ausgeht, entspricht. Die zahlreichen Arten von pontischen Lymnocaidiacaeen sind kein Beweis fiir das Vorhandensein eines niedrigen Salzgehaltes, da dieselben, als euryhaline Formen, auch vollstândig ausgesiisstes Wasser vertragen. Institutul Geologic al României ICR/' 71 SILVANIA-BECKEN 109 Die Wassertemperatur war in diesem Gebiet verhăltnismăssig hoher als die heutige ; auch der Unterschied zwischen Winter und Sommer war geringer zufolge der damaligen stărkeren Zufuhr von Thermalge- wâssern mittels Warmwasserquellen die damals in einer viei grosseren Anzahl als heute in den Briichen des Beckengrundes auftraten. Das Pont nimmt die grbsste Flăche im ostlichen Teii des [Sil- vania-Beckens — dem Zălau-Graben — ein, wăhrend es westlich der inneren kristallinen Inseln nur in den tief abgetragenen Tălern der Fliisse Barcău und Crasna auftritt. Wăhrend das Pont auf dem ostlichen Becken- rand mittels einer bedeutenden Verwerfung unvermittelt mit dem Torton, dem Alttertiăr und sogar mit dem Kristallin in Kontakt kommt, iiber- schreitet es auf dem westlichen Rând die Verwerfung und bedeckt unver- mittelt das Kristallin des Plopiș-Gebirges. Im Pont des Zălau-Grabens wurden drei lithologische Horizonte unterschieden, sowie zwei Horizonte westlich von den kristallinen Inseln. Im Beekeninnern haben diese Inseln eine Faziesverschiedenheit her- vorgerufen, zufolge der Tatsache dass die Gewăsser eines Flusses, und zwar des Alt-Drăgan, der aus dem Innern des Apuseni-Gebirges kam, durch den Zălau-Graben gegen Norden gefiihrt wurden, um in das Baia Mare-Becken zu gelangen. Dieses Becken stellte in jener Zeit das năchste Gebiet tiefster Senkung dar. Die Grenzen zwischen den Horizonten sind willkiirlich, da sie durch kein charakteristisches Niveau gekennzeich- net sind. Den Beckenrahmen und die kristallinen Inseln umgibt eine sandige, an Siisswasserfossilien sehr reiche Kiistenfazies, die jedoch wăhrend dem Riickzug der Gewăsser und der Bildung levantinei' Piedmontabla- gerungen zum grossten Teii abgetragen wurden. Folglich sind die ponti- schen fossilienfiihrenden Stellen selten genug. Sehr hăufig treten die Arten : Melanopsis martiniana FEr., M. vindobonensis Fuchs, M. bouei FEr., M. pygmaea Partsch u.s.w., Congeria subglobosa Partsch, C.amyg- daloides Demk. u.s.w., auf, die alle das Vorhandensein beider Horizonte des Ponts beweisen. In den, in einiger Entfernung von der Kiiste abgelagerten ponti- schen Absătzen, sind die Fossilien nicht gleichfbrmig verteilt. Wăhrend Makrofossilien in măchtigen Sehichtkomplexen fehlen, gibt es anderseits nur einige Zentimeter măchtige Bănke durch eine Falie von Exemplaren derselben Gattung — im allgemeinen Congerien — gekeunzeichnet, zufolge des periodischen Eindringens des Sauerstjffes bis auf den Boden. Im siidlichen Teii des Zălau-Grabens wurde der obere Horizont des Ponts unter dem Einfluss der Gewăsser des Alt-Drăgan, der weit aus dem Innern des Apuseni-Gebirges kam, abgesetzt. Dieser hat eine iiber 100 m măchtige Ablagerung von pontischem Sand und Wildflusschot- tor abgesetzt, wăhrend seine Gewăsser gegen Norden immer feineres Material fiihrten und das Becken von Siiden gegen Norden ausfullten. Die Eigentiimlichkeit dieser Schotter beștelit in der Anwesenheit der weit aus de.m Gilău-Massiv stammenden und in den Beckenrăndern niclit vorhandeneu Rhyolite und Dacite. In einem westlich der kristallinen _£A Institutul Geologic al României xT&rz 110 MIRCEA PAUCA 72 Inseln, in einer Zone mit ruhigeren und. weniger tiefen Gewăssern lie- gendem Gebiet, entwickelte sich in dieser Zeit eine Torffazies, aus der sich die oberpontischen Lignitflbze bildeten. Die Mâchtigkeit der ponti- schen Ablagerungen, die 800 m erreichen kann, ist verschieden und hăngt von dem Relief des Grundgebirges ab. Daz. Nach beendigtem Absatz des tonig-sandigen Komplexes mit Lignitflozen und einer kennzeichnenden Congerien-und Brotia-Fauna folgt, in Ablagerungskontinuitât, ein vorwiegend sandsteiniger Komplex mit kleinen quarzigen Konglomerateinlagen und viei vulkanischem Material. Die Congerien — und Melanopsiden — Fauna wird durch eine ârmere Fauna grosser und skulptierter Unioniden, sowie mit Viviparen, Valvaten u.s.w. ersetzt, der wir ein daziches Alter zuschreiben. Diese Stufe wurde nur westlich der kristallinen Inseln aus dem Innern des Beckens abgesetzt. Die Absonderung der pontischen von den dazischen Ablagerungen erfolgt somit auf Grund lithologischer und palâontologischer Kriterien. Sie entspricht einer tiefgehenden, in dem geologischen Ge- schehen des nor dwest lichen Gebietes Siebenburgens erfolgten Verânderung, zufolge der Einsetzung der allgemeinen Hebung des Grundgebirges und der Verstârkung der vulkanischen Ausbriiche. Die in den Bohrungen festgestellte Mâchtigkeit der dazischen Ablagerungen betrăgt ungefăhr 300 m. Levantin. Einem, unter terrestrischen Piedmontverhâltnissen auf den ostlichen und westlichen Beckenrândern, westlich der inneren kris- tallinen Inseln, und im kleinen Abtragungsbecken von Nușfalău, gebil- detem Wildflusschotter und Sandkomplex schreiben wir das levantinische (?) Alter zu. Seine Mâchtigkeit ist verânderlich und zwar zwischen einigen Metern und ungefâhr 100 m. Das Anthropogen weist eine sehr grosse Ausdehnung auf, obwohl es nur unter der Form einer Decke mit einer Mâchtigkeit bis zu einigen Metern auftritt. Es ist durch tonige Deluvialablagerungen, Proluvien, Terrassenablagerungen, Aufschuttungen, Travertin, begrabene Boden u.s.w. vertreten. Die grosse Anzahl der durch die Wechsellagerung von Sand und Mergel hervorgerufenen Erdrutschungen begiinstigt auch heute noch das Entstehen des Deluviums, welches alle Abhânge bedeckt. Tektonik. Wenn wir uns auf die Tektonik des Gebietes (Abb. 15—18) beziehen, mtissen wir feststellen, dass die begrenzten Flâchen, die in der Vergahgcnheit den Gegenstand der Forschungen bildeten, keine klare und vollstândige Ermittlung der Tektonik der jungtertiăren Ablage- rungen erlauben konnten. Dieser Mangel ist auch auf die Tatsache zu- ruckzufiihren, dass das Becken unabhăngig von seinem Rahmen erforscht wurde. Es konnen zwei strukturelle Stufen unterschieden werden: das Kristallin mit zahlreichen Flecken vorjungtertiăren Sedimentârs, und die jungtertiâre Ausfullung. Zumindest von der Oberkreide an stellen wir fest, dass wegen der grossen Annâherung des Kristallins an die Oberflăche die bruchbildenden Bewegungen die Fâltelung bei weitem iiberwiegen. UĂv Institutul Geologic al României IGR/ 73 SILVANIA-BECKEN 111 Die Lage des Beckens ist nicht zufăllig, sondern ist der wăhrend der pyrenaischen Phase einiger ălteren mesozoischen Briiche entlang erfolgten Senkung zu verdanken. Diese Briiche verfolgen grdsstenteils die Faltungsrichtung des Kristallins und bilden die zwei Bruchsysteme des Gebietes und zwar: die pannonische Richtung mit einer Orientierung NO—SW bis N—S und die karpatische Richtung mit einer Orientierung NW—SO bis O—W. Briiche dieser Richtung sind auch im Beckeninnern zahlreich und erzeugen im Grundgebirge eine Schollentektonik die durch senkrecht verquerende Linien gekennzcichnet ist. Wir stellen fest, dass einige grosse Schollen, die bereits wăhrend des Mesozoikums aufzusteigen begannen, ihre Beburg auch in Neo- zoikum fortfuhrten. Sie bilden durch eine starke Abtragung gekennzeich- nete Horste. Andere Schollen, die bereits im Palăozăn zu sinken be- gannen, fuhrten auch spăter ihre Senkung fort und bddeten Becken. Somit konnen wir von einer tektonischen Erbschaft sprechen, die sich durch eine langandauernde Beibehaltung der Bewegungsrichtung ver- schiedener Schollen kundgetan hat. Dies ist der Tatsache zu verdanken dass die grossen Schollen durch Verwerfungen ir it einem gewissen Einf all getrennt sind. Die Einfălle der Verwerfnngen haben den Schollen lange Zeit hindurch dieselbe Bewegungsrichtung aufgeprâgt. Sooft sie einen seitlichenDruckerlitten, erhoben sich jene Schollen, deren Briiche in die Tiefe konvergieren, Cm so stărker, je geneigter der Verwerfungsplan war. Die Hebung der Kristallinschollen betrăgt infolgedessen 3000—5000 m. Im Vergleieh mit dem bereits im Alttertiăr gcbildeten Baia Mare- Becken, dessen kristallines Grundgebirge sich wahrscheinlich in einer Tiefe von mehreren tausend Metern befindet, besitzt das jiingere Silvania- Becken eine jungtertiăre Ausfiillungsmasse welche nur selten eine Măch- tigkeit von 1000 m uberschreitet. Zwischen den zwei Hauptbruchlinien, welche das Becken bildetcn, ist der im Westen des Meseș-Gebirges befindliche Para-Meseș-Bruch die am besten unterschiedliche und mit dem grossten Sprung. Der Sprung betrăgt seit dem Torton mindestens 1000 m und war besonders in der steierischen und attischen Phase tătig. Dieser Bruch beștelit nicht aus einer einfachen Linie, sondern aus einem ganzen System paralleler und nahe aneinander stehenden Verwerfnngen. Siidostlich von Cățelu haben diese das Erscheinen kleiner iniozăner andesitischer Intrusionen bewhkt. Der Bruch verursachte auf dem grossten Teii seines Laufes das Ver- schwinden der sarmatischen Ablagerungen. Die in der Năhe befindlichen pontischen Ablagerungen erreichen die grosste Măchtigkeit. Das Kristallin des Meseș-Gebirges stellt einen Horst dar, dessen Kleintektonik durch die Anwesenheit zahlreicher Quer-und Lăngsver- werfungen verworren ist. Diese zerteilen ihn in eine grosse Anzahl Schollen verschiedener Grossen, wovon einige gehoben, andere dagegen verhălt- nismăssig gesunken sind. Letztere bedingten die Erhaltung einiger Flecken von Absătzen der Trias - und Kreideformation. Die mesozoische Sedi- mentărformation tritt entweder auf dem Meseș-Kamm auf, oder auf dessen, durch den bedeutenden Sprung, der ihn kennzeichnet, besonders gut aufgeschlossenem westlichen Abhang. Der parallele und in einer M; Institutul Geological României 16 R/ 112 MIRCEA PAUCA 74 Entfernung von nur 2—3 km befindliche Bruch auf dem ostlichen Abhang dieses Horstes, bringt das Kristallin nur mit dem Alttertiăr des nord- westlichen Teiles des Siebenbiirgischen Beckens in Verbindung. Dieser letzte Bruch, der Meseș-Bruch, hat einen Sprung von nur 2—300 m und schwankte nicht mehr im Jungtertiâr. Die Struktur des nordlich von Jibou, an beiden Seiten des Someș- Flusses befindlichen Gebietes, das von K. Hofmann und allen Geo- logen die nach ihm folgten, als eine Antiklinale betrachtet wurde, hat sich als ein eingesunkener kristalliner und vom Alttertiăr bedeckter Horst erwiesen. Dieser Horst stellt die Verbindung her zwischen den zu Tage tretenden Horste des Meseș-Gebirges im Siiden und jenen des Prisaca-Gebirges im Norden. Er trennt eine alttertiăre Senke, das Chioa- rul-Becken, im Osten von einer jungtertiăren Senke, das Silvania-Becken, im Westen. Seine beiden Schenkel, aus Eozăn beziehungsweise aus Jung- tertiăr bestehend, waren ursprunghch als Flagel einer vermeintlichen Antiklinale verbunden. Der Bruch zwischen dem Silvania-Becken und dem Plopiș-Horst im Sud-Westen ist weniger augenscheinlich, da er von den jungtertiăren Transgressionen bedeckt ist. Ausserdem stellt er einen kleineren Sprung dar als der Para-Meseș-Bruch. Dieser Bruch ist ebenfalls weniger ein- heitlich, da aus dem Kristallin drei kleine Sporne nordostlicher Richtung in das Innere des Jungtertiărs aus der Gegend der Dorfer Marca, Fizeș und Aleuș ausgehen. 3 Der vorherrschende strukturelle Zug der nordlichen Hălfte des Apuseni-Gebirges besteht in der Anwesenheit eines ausgedehnten Mozaiks in welchem sich die kleinen Schollen zu grossen Figuren vereinigen, diese wieder zu anderen, noch grbsseren, welche die Horste der verschiedenen Gebirgsmassive oder die mit jungtertiăren Ablagerungen ausgefullten Becken darstellen. Der kleine kristalline Hcghișa-Horst ist im Osten von einem gewaltigen miozănen Bruch, auf welchem vulkanische Aus- briiche stattgefunden haben, begrenzt, die unter der Form eines Schicht- vulkans in dem Steiubruch nordlich des Dorfes Chilioara erhalten ge- blieben sind. Die zwischen Torton und Sarmat befindliche Phase moldawischer Bewegungen hat sich nur durch eine leichte zeitliche Hebung des Beckens geăussert, und hat ortliche Gipsablagerungen bewirkt. Die Phase der attischen Bewegungen in der zweiteu Hălfte des Sarmats verursachte die Entleerung des ganzen Beckens, sowie die Bildung eines ausgeprăgten Beliefs, wonach die Gawăsser zuriickkamen und noch mehr uber das Festland vordrăngten. Die Phase der rhodanischen Bewegungen aus der zweiten Hălfte des Pliozăns hat die Entleerung des Zălau-Grabens, sowie das Einsetzen der Piedmont-Schotterablagerungen bewirkt. Die Ablagerung derselben setzte auch wâhrend der wallachischen Phase fort, nach dem Rickzug der Gewasser auch aus dem westlichen Teii des Beckens. Die neogene Ausfullung ist ebenfalls von Verwerfungen pannoni- scher und karpatischer Richtung durchzogeu, die alle einen Mindestsprung aufweisen. Die schwach verkitteten Ablagerungen des Pliozăns ver- borgen hăufig, durch die Bildung von Deluvien, die Anwesenheit dieser Institutul Geologic al României 75 SILVANIA-BECKEN 113 Verwerfungen; sie sind jedoch entweder durch aufsteigende Quellen (friiher als Schlammvulkane betrachtet), oder die Anwesenheit von Tăier die sicii ihnen entlang gebildet haben, gekennzeicb.net. Wir unterscheiden im Becken drei tektonische Untereinheiten von Osten gegen Westen: der Zălau-Graben, die kristallinen Inseln aus dem Beckeninnern und die pannonische Monokline. In der Gegend der Dorfer Crișeni und Panic befindet sich je eine NO — SW gerich- tete Brachyantiklinale, welche durch eine Seitenverschiebung ostwest- licher Richtung lăngs des Zălau-Tales getrennt sind. Diese Falten ver- danken ihr Vorhandensein nicht einem seitlichen Druck, sondern einer schwachen Bewegung der Schollen im Grundgebirge; der Zălau-Graben verdankt die Măchtigkeit seinei Absătze der langandauernden Senkung der in allernăchster Năhe des Meseș-Horstes befindlichen Schollen. Die, im mittleren Teii des Beckens in pannonischer Richtung ange- ordneten drei kristallinen Inseln : Măgura Șimleului, Heghișa und Fă- getul, stellen durch tiefe Quergraben karpatischer Richtung getrennte Horste dar. Die gravimetrischen Schiirfungen zeigten dass diese mit den aus dem Kristallin des Plopiș-Gebirges ausgehenden Sporne in Verbindung stehen. Zwei dieser Horste : Măgura Șimleului und Făgetul, erhoben sich dauernd als Inseln liber die jungtertiăren Gewăsser, wăhrend der niedrigere Heghișa-Horst erst durch Abtragung der Pliozănabsătze wăhrend des Anthropogens aus den jungtertiăren Ablagerungen aus- gegraben wurde. Die Bohrungen und geophysischen Schiirfungen haben das Vorhandensein auch anderer, durch dunne jungtertiăre Absătze verborgene Horste bewiesen. Diese sind durch Grăben, in denen die pliozănen Absătze Măchtigkeiten von ungefăhr 1000 m erreichen, ge- trennt. Desgleichen wurde die Verlăngerung in nordlicher Richtung der Kristallin-Insel von Măgura Șimleului festgestellt, unter der Form eines von danien-palăozănen Ablagerungen bedeckten und ungefăhr um 600 m gesunkenen Kammes. Die pannonische Monokline besteht aus von Briichen durchzogenen pontischen und dazischen Ablagerungen; dies ist aus den Anzeichen von Kohlenwasserstoff und Mineralquellen in den Bohrungen festzustellen. Die geomorphologischen Probleme sind nicht weniger interessant als die geologischen, sie wurden jedoch viei zu wenig erforscht. Unsere Aufinerksamkeit wurde besonders durch das Vorhandensein eines alten hydrographischen oberpliozănen Netzes erweckt, welches den Zălau- Graben einnahm und gegen Nord-Osten durch das Sălajul-Tal bis in das Baia Mare-Becken floss. Dieses Netz war mit dem jetzigen, ostlich vom Meseș-Gebirge befindlichem Aghireș-Bach parallel. Zu jenem Netz gehbrten die oberen Abschnitte des Crasna-Flusses oberhalb des Dorfes Vîrșolț und des Barcău-Flusses oberhalb des Dorfes Nușfalău. Die Quarz- schotter am westlichen Rând des Dorfes Ratin beweisen dass die Ge- wăsser des Barcău-Flusses, die aus dem Kristallin des Plopiș-Gebirges herabkamen, urspriinglich ein Zufluss des Crasna-Flusses waren. Die Verwerfungen zwischen den verschiedenen tektonischen Gross- einheiten sind durch zahlreiche kleine Abtragunssenken oder durch Kontaktsattel gekennzeichnet. 8 — Anuarul Comitetului Geologic. Institutul Geologic al României X IGRZ 114 MIRCEA PAUCĂ 76 Das Abtragungsbecken von Nușfalău datiert aus dem Abschluss des Pliozăns und war wâhrend des urspriinglichen hydrographischen Netzes nicht vorhanden. Es entstand in einer neueren Abtragungsphase — durch eine verstârkte Tătigkeit der Fliisse gekennzeichnet — welche nach der endgiiltigen Entleerung des pannonischen Sees, von Westen kommend, in die Gegend des heutigen Beckens drangen. Die Abtragung wirkte verschiedenartig im Oberpliozăn und im Anthropogen. Im Oberpliozăn, zufolge der stăndigen Senkung der Abtra- gungsbasis, wirkte die Abtragung vorherrschend in der Tiefe. Gegen Ende des Anthropogens, da die Bewegungen der Abtragungsbasis zur Buhe kamen und zur Stabilităt gelangten, arbeitete die Abtragung seitlich. Dadurch wurde das Aussehen des Beliefs endgultig vollendet und zahlreiche Taler, deren Boden sich demzufolge hob und erweiterte, zum Teii ausgefiillt. Eine auffăllige Erscheinung ist das Durchstossen des Meseș- Horstes durch zwei Wasserlăufe. Einerseits ist es im Siiden das Ragu-Tal, welches von Osten aus dem Siebenbiirgischen Becken kommend, gegen Westen fliesst, um in den Crasna-Fluss zu miinden und anderseits ist es im Norden das Strîmtura-Tal mit umgekehrtem Lauf, welches aus dem Silvania-Becken ausgehend, als Zufluss des hydrographischen Netzes des Someș-Flusses in das Siebenbiirgische Becken fliesst. Beide Wasser- lăufe folgen den măchtigen Querdislokationen die das Meseș-Gebirge durchsetzen. Die zahlreichen Schlammvulkane, iiber welche die Geologen in der Vergangenheit sprachen ohne deren Entstehung zu erklăren, stellen in Wirklichkeit aufsteigende Quellen dar, die sich auf den Bruchlinien im Inneren des Pliozăns oder an dessen Kontakt mit dem Miozăn aufreih- en. Nach langandauernder Durre trocknen diese Quellen aus. Es wurden zwei grosse Flăchen mit artesischen Gewâssern fest- gestellt: der Zălau-Graben und die pannonische Monokline. Beide besitzen zahlreiche Brunnen, die Wasser mit einer Temperatul- von 15—17° und oftmals mit einem starken Geruch von Schwefelwasserstoff erzeugen. Einige Bohrungen, die bis in die Nâhe des kristallinen Untergrundes vordringen, erzeugen schwachthermale Gewâsser. Eingegangen: April 1963. ERKLĂRUNG DER TAFEL Geologische Karte der Silvania-Senke 1 a, Alluvium ; 1 b, Einsturze ; 2, Terrassen ; 3, Levantin ; 4, Daz ; 5, Pont; 6, Sarmat; 1, Mittleres Miozân ; 8, Eozăn ; 9, Palâozăn ; 10, Obere Kreide ; 11, Untere-Mittlere Trias ; 12, Andesit und Dacit; 13, Kristallin ; 14, Piedmont; 15, Aschentuff; 16, Gips ; 17, Vulkankegel; 18, Artesische Brunnen ; 19, Mineralquellen ; 20. Schlammquellen ; 21, Steinbruch ; 22, Verwer- fung ; 23, Sattel; 24, Mulde ; 25, Fossilien ; 26, Sehichtlage. Institutul Geological României STRUCTURA ȘI STRATIGRAFIA ȘISTURILOR CRISTALINE DIN REGIUNEA RUSCHIȚA (POIANA RUSCA) DE L. PAVELESCU, O. MAIER, H. KRĂUTNER,. M. MUREȘAN, EL. KRĂUTNER Abstract Structure and Stratigraphy of the Crystalline Schists in Ruschița Region. The paper deals with the horizontation and the structure of the metamorphic formations in the Ruschița region, situated in the central part of the Poiana Rusca crystalline niassif. The area includes two major tectonical units : the epimetamorphic unit and the mesometamorphic unit. The stratigraphical succesion of the epimetamorphic unit — based on the grouping o natural rock assemblages into stratigraphical complexes — may be correlated with the strati- graphy of the epimetamorphic formations of the rest of the massif. The stratigraphical complexes are as follows : the graphite-schists complex (at the base); the tuffogene green schists complex (with metamorphosed, sediincntary iron deposits); the upper sericite-chlorite complex (in the upper part). In the mesometamorphic unit, two stratigraphie complexes have been determined. The intensity of the regional metamorphism is Progressive from North to South ; the zo- nes marking the boundary between the metamorphic facies and the subfacies are, usually, paral- lel to the structures and dip northward, cutting across the stratigraphie limits between the com- plexes. In the South of the region, the crystalline schists have been thrust over the sedimentary formations of the Cretaceous Basin of Rusca Montana—Lunca Cernii, along a reverse fault of Laramian age. The authors present: a structural geological map together with a plate with profiles; a tectonical sketch on which the chief tectonical units as well as the important rumpled structures of the region and the faults differentiated according to their relative age are plotted; a sketch with the dis- tribution of the facies of regional metamorphism. Institutul Geologic al României igr/ 11G L. PAVELESCU, O. MAIER, H. KRĂUTNER, M. MUREȘAN, EL. KRĂUTNER 2 TABLA DE MATERII Pas. Introducere ............................................................................ 116 Geologia și petrografia regiunii........................................................ 119 A) Formațiunile cristaline........................................................... 119 1. Unitatea mesometamorfică (a)................................................... 121 Complexul inferior (a,)............................................................... 122 Complexul superior (aa)................................................................. 122 2. Unitatea epimetamorfică (b).................................................. 124 Complexul șisturilor grafitoase (bD..................................................... 125 Complexul șisturilor verzi (tufogene) (b2)....................................... 125 Complexul șisturilor sericito-cloritoase superioare (b3)................................ 133 B) Formațiunile eruptive........................................................... 135 C) Metamorfismul de contact și transformările hidrotermale produse de intruziunile banatitice............................................................................ 137 D) Formațiunile sedimentare......................................................... 138 Tectonica regiunii...............................................i...................... 139 Tectonica unității mezometamorfice.................................................... 141 Tectonica unității epimetamorfice....................................................... 141 Concluzii asupra evoluției geologice generale a regiunii................................ 145 Bibliografie............................................................................ 146 INTRODUCERE Regiunea Ruscliița este situată în partea centrală a munților Poiana Ruscă, la sud de culmea principală a masivului — Creasta Padeș — Rusca. Zona la care ne referim este delimitată înspre sud de limita nordică a bazinului cretacic Rusca Montană — Lunca Cernii, ce se poate urmări din Vf. Păducel, pe la nord de confluența văii Ruscliița cu valea Miclă- ușului și pe la nord de Tîlva Vîntului pînă în Valea Negrii la sud de con- fluența sa cu pîrîul Lupului. Spre vest ea este mărginită de Valea Negrii și pîrîul Afinarul Mic, iar spre est de valea Lătoroasa și valea Bordului. Suprafața astfel încadrată, constituie unul din punctele nodale ale structurii munților Poiana Ruscă. în cadrul ei se face joncțiunea între unitățile tectonice principale ale masivului: unitatea epimetamorfică (care constituie partea centrală și nordică a acestuia), unitatea meso- metamorfică (care formează partea de sud a zonei) și bazinul cretacic Rusca Montană — Lunca Cernii. Fiind amplasată în partea centrală a munților Poiana Ruscă, morfo- logia regiunii se caracterizează printr-un relief accentuat cu diferențe de nivel mari (600 — 700 m), deși altitudinile maxime nu depășesc 1377 m (Vîrful Padeș 1377 m și Vîrful Rusca 1356 m). Majoritatea văilor mai importante izvorăsc de sub culmea Padeș-Rusca, care reprezintă cumpăna principală a apelor din partea mediană a acestui lanț muntos și sînt tri- butare văii Ruschița și văii Negrii, cu excepția văii Bordului din nord- estul regiunii care se varsă în valea Cernii. Institutul Geological României 3 ȘISTURILE CRISTALINE DIN REGIUNEA RUSCHIȚA 117 Cercetările noastre au fost efectuate începînd cu vara anului 1960 și reprezintă extinderea spre W a studiilor executate în 1958—1959 în zona șisturilor epimetamoifice dintre Teliuc, Ghelar și Vadul Dobrii. Acest fapt a impus un mod analog de abordare a studiului șisturilor cris- taline din regiune; descifrarea structurii și orizontarea stratigrafică a șisturilor cristaline în strînsă corelație cu datele obținute în zonele în- vecinate din masiv. în urma acestor cercetări am întocmit o hartă structurală strati- grafică ’) în care formațiunile cristaline sînt reprezentate ca pachete (complexe) de roci cu poziție stratigrafică bine stabilită. Aceste complexe fiind figurate prin culori de fond diferite, culorile cristalinului reprezintă în majoritate nivele stratigrafice diferite ale formațiunilor cristaline și nu indică deci tipuri petrografice de roci. Culori separate și signaturi au fost rezervate numai pentru indicarea în cadrul complexelor respective a unor roci mai caracteristice : calcare, dolomite, cuarțite și uneori șisturi amfibolice. Variațiile faciesurilor metamorfice în cadrul diferitelor pachete stratigrafice (complexe) au fost reprezentate prin hașuri aplicate peste culorile de fond ale complexelor sau peste cele cu semnificație petrografică. Zonele de transformări datorită metamorfismului de contact termic și hidrotermal, legat de activitatea magmatică a rocilor banatitice, au fost indicate de asemenea prin signaturi suprapuse culorilor formațiunilor afectate. Cercetări geologice anterioare. Regiunea Ruschița, datorită impor- tanței economice pe care o prezintă, a atras atenția a numeroși cercetători încă din secolul trecut. în 1882 L. LOczy întocmește o hartă geologică în care sînt cu- prinse și împrejurimile Ruschiței, utilizată apoi în 1905 de Fr. NOpcsa la alcătuirea unei hărți de ansamblu ce cuprinde o parte din masivul Poiana Ruscă și din munții Sebeșului. Referiri asupra regiunii Ruschița se mai găsesc în lucrări de la începutul secolului nostru apartinînd lui Fr. SchafaZik (1905, 1907), W. Hotz (1909) și K. v. Papp (1919). în monografia lui K. v. Papp este dată și o haită de ansamblu a părții centrale a masivului Poiana Ruscă. Ulterior formațiunile cristaline au constituit obiectul cercetărilor lui St. Cantuniari (1941) care deosebește o serie mesozonală inferioară și o serie epizonală superioară, metamorfozate în Paleozoicul superior (hercinic). în 1940 St. Cantuniari face un studiu geologic-tehnic al carierei de marmoră de la Ruschița. Al. Codarcea și N. Petrulian 2) Se ocupă în 1943 de zăcămintele din regiune. Autorii admit o origină sedimentar-metamorfică pentru ză- cămintele de fier și o geneză hidrotermală pentru cele de plumb și zinc. ’) Cartarea regiunii s-a executat la scara 1:10.000 după care s-a întocmit harta 1: 25.000 anexată prezentei lucrări. 2) Al. Codarcea, N. Petrulian — Raport geologic-minier asupra zăcămintelor de minereuri din regiunea Ruschița. Arh. Corn. Geol., București, 1943. jA Institutul Geological României IGRZ 118 L. PAVELESCU. O. MAIER. H. KRĂUTNER, M. MUREȘAN, FL. KRĂUTNER 4 Partea de W a regiunii și zona Nădrag (Poiana Rusca de SW) a constituit obiectul cercetărilor lui D. Giușcă în 1943, continuate apoi în colaborare cu M. Biloiu, R. Dimitrescu, D. Rădulescu și V. Stiopol (1956). Se admite existența a două serii cu grade diferite de metamorfism, serii între care există raporturi tectonic anormale. Zona situată la nord de creasta Pades-Rusca (partea de NW a masivului) a fost studiată între 1946 și 1949 de V. C. Papiu (1956), care deosebește o serie șistoasă inferioară (filitele de Padeș) și una supe- rioară care se îndințează în formațiunile dolomitice de Luncani. Cercetările în regiunea Ruschița sînt reluate în 1948—1949 de Al. Codarcea și L. Pavelescu, ale căror rezultate sînt concretizate într-o lucrare apărută în 1956. Autorii consideră că rocile carbonatice din re- giune reprezintă prelungiri laterale ale masei dolomitelor de la Luncani. L. Pavelescu și R. Dimitrescu publică în 1954 un studiu petrografic al andezitelor banatitice din bazinul Rusca Montană. Partea mediană și de SE a masivului, situată la E de Ruschița, a constituit obiectul studiilor lui L. Pavelescu, publicate în 1954. L. Pavelescu reia între anii 1952—1955 cercetările în regiunea Ruschița asupra cărora publică un studiu petrografic amănunțit (1958). în cadrul formațiunilor cristaline separă două serii diferit metamorfozate și cu raporturi tectonic anormale. Din punct de vedere petrografic, deo- sebește o serie de complexe litologice. Se face de asemenea un studiu al rocilor banatitice și al metamorfismului de contact legat de acestea. între cercetările recente din zonele învecinate, menționăm pe cele din 1959 de la Vadul Dobrii1) și din 1960 de la Luncani — Tomești2). Cercetări geofizice-magnetometrice în regiunea Ruschița, au fost executate în 1940 de către Th. Barbat (1952) și în 1960 de către M. Popescu-Brădet »). în ultimii ani au fost întreprinse în regiune lucrări de explorare pentru minereu de fier de către Comitetul Geologic (I.S.E.M.) 4) în dealul Boului și Pîrîul cu Raci. Zăcămintele de sulfuri de plumb și zinc de la Ruschița cunoscute încă din secolul trecut, sînt în prezent în curs de exploatare. ») I. Bercia și E. Bercia, Ck. Chivu, H. Krăutner și Fe. Krăutner, O. Maier, G. Mureșan, M. Mureșan, Gh. Neacșu, — Raport asupra cercetărilor geologice din re- giunea Ruda — P. Crivina — Bătrîna — Socet — Cerbăl — Sohodol (P. Rusca) — 1959 — Arh. Com. Geol. 2) M. Mureșan, Georgeta Mureșan, Elvira Bercia, Felicia Dumitrescu, C. Paraschivescu. Raport asupra cercetărilor geologice în regiunea Poieni — Tomești — Luncani (Poiana Rusca) — 1960 — Arh. Com. Geol. V. C. Pariu, Cornelia Diaconită, A. Popescu, V. Serafimovici. Prospec- țiuni asupra masivelor dolomitice și calcaroase din Munții P. Rusca (II)—1960—Arh. Com. Geol. 3) M. Popescu-Brădet. „Raport asupra prospecțiunilor magnetometrice în reg. Ru- schița’’ Arh. Com. Geol., București 1959. 4) T. Constantinescu, S. Harosa. „Raport geologic asupra explorărilor pentru mi- nereuri de fier din reg. Ruschița (Șanț. ISEM)”. Arh. Com. Geol., București, 1960. Institutul Geological României 16 r 7 5 ȘISTURILE CRISTALINE DIN REGIUNEA RUSCHIȚA 119 Formațiunile sedimentare ale bazinului Rusca Montană au fost cercetate între anii 1930—1950 de către St. Cantuniari (1931, 1937), G. Cernea x) și A. Mamulea 2). Studii recente ale acestor formațiuni au fost efectuate în 1958—1960 de Al. Dincă 3), după care sedimentele bazinului aparțin Jurasicului, Cenomanianului, Turonianului, Seno- nianului și Danianului. GEOLOGIA ȘI PETROGRAFIA REGIUNII Regiunea Ruschița este alcătuită aproape exclusiv din formațiuni cristaline ce aparțin celor două mari unități tectonice care alcătuiesc masivul cristalin al Poienii Rusce. Rama de sud a regiunii este constituită din formațiuni sedimentare atribuite Jurasicului superior, Cretacicului inferior și Cretacicului superior. Rocile cristaline cît și cele sedimentare au fost străbătute de corpuri și dyke-uri de roci eruptive banatitice, care au produs fenomene de contact și au fost urmate de fenomene de trans- formări hidrotermale larg răspîndite. Magmatismul banatitic s-a mani- festat deasemeni printr-o intensă activitate vulcanică explozivă care a generat numeroase aglomerate și tufuri situate la nivelele superioare (Danian) ale sedimentelor bazinului Rusca Montană. A) FORMAȚIUNILE CRISTALINE Formațiunile cristaline din regiune au constituit obiectul principal al cercetărilor noastre. Avînd în vedere că zona la care ne referim a fost studiată din punct de vedere petrografic foarte detailat de către unul din noi (Pavelescu 1958), atenția noastră a fost îndreptată în special asupra orizontării stratigrafice a șisturilor cristaline, similar celei realizată în 1958—1959 în regiunea Teliuc-Ghelar-Vadul Dobrii (O. Maier G. Mure- ȘAN, M. MUREȘAN) 4). Șisturile cristaline din regiunea Ruschița aparțm : unității meso- metamorfice (const’tu:tă predominant din șisturi mesometamorfice și subordonat epimetamorfice) și unității epimetamorfice din Poiana Ruscă. în regiunea cercetată, formațiunile unității mesometamorfice ocupă partea de SE a acesteia și sînt separate de cele ale unității epimetamorfice din restul regiunii printr-o importantă falie cu caracter regional, orientată *) G. Cernea. Raport geologic asupra bazinului Rusca Montană. Arh. Com. Geol., București 1948. 2) A. Mamulea. Studii geologice în regiunea Rusca Montană — Lunca Cernii. Arh. Arh. Com. Geol., București 1950. 8) Al. Dincă. Raport geologic — regiunea Rusca Montană. Arh. Com. Geol., București, 1959. Al. Dincă. Raport geologic — prospecțiuni pentru cărbuni în bazinul Rusca Mon- tană. 1960, Arh. Com. Geol. 4) Vezi nota 1, pag. 118. Institutul Geological României 16 fi/ 120 L. PAVELESCU, O. MAIER, H. KRĂUTNER, M. MUREȘAN. FL. KRĂUTNER 6 NE —SW, care spre NE, traversează întreg masivul Poienii Rusce—falia Chergheș-Ruschița1). în cadrul ariei ocupate de unitatea mesometamor- fică, în regiunea Ruschița predomină șisturile mai slab metamorfozate asupra celora mai intens metamorfozate. Prin gruparea acestor forma- țiuni în complexe cu valoare stratigrafică, în regiunea cercetată s-a realizat o primă orizontare în cadrul unității mesometamorfice a masivu- lui Poiana Ruscă. Unitatea epimetamorfică constituie partea de N și W a regiunii și este alcătuită din roci cristaline ce se încadrează în faciesul șistu- rilor verzi (inclusiv subfaciesul amfibolitelor cu albit și epidot — Turner, 1961). Diviziunile de ordin stratigrafie stabilite în cadrul unității epi- metamorfice sînt corelabile cu cele din zona Teliuc — Vadu Dobrii (MAYER, MUREȘAN, 1959) 2) și cu cele din partea de nord a masivului112-3>). în urma cercetării formațiunilor cristaline din regiunea Rușchița, s-a obținut următoarea imagine asupra succesiunilor stratigrafice (de jos în sus) în cele două unități tectonice majore : Unitatea mesometamorfică (a) Complexul inferior (ax) Complexul superior (a2) Orizontul inferior Orizontul superior Unitatea epimetamorfică (b) Complexul șisturilor grafitoase (bj) Complexul șisturilor verzi (tufogene) (b2) Orizontul bazai terigen Orizontul tufogen inferior Orizontul terigen intermediar Orizontul tufogen superior Complexul șisturilor sericito-cloritoase cuarțitice superioare (b3) *) H. KRĂUTNER, Fl. Krăutner, M. Dutu, M. Stan. Raport asupra lucrărilor de prospecțiuni geologice din extremitatea de NE a masivului Poiana Ruscă (Vețel — Muncelui Mic—Cerbăl—Groși) — 1960 — Arh. Corn. Geol. 2) Vezi nota 1, pag. 118. s) I. Hanomolo, A. Hanomolo, C. Chivu. Raport geologic asupra lucrărilor de prospecțiune geologică pentru minereu de fier—Vf. Plaiului—Ferigi — Poenița Tomii — Mun- celul Mic — 1960 — Arh. Com. Geol. O. Maier, I. Solomon, G. Vasilescu. Raport asupra prospecțiunilor geologice în regiunea Poieni — Bătrîna — Roșcani (Poiana Ruscă) — 1960 — Arh. Com. Geol. Gh. Neacsu, Pl. Zimmermann, C. Paraschivescu. Raport geologic asupra prospecțiunilor pentru minereu de fier în partea de NW a masivului Poiana Ruscă — 1960 — 4) Vezi nota 2, pag. 118 și nota 1, pag. 120. 7 ȘISTURILE CRISTALINE DIN REGIUNEA RUSCHITA 121 1. Unitatea mesometamorfică (a) Unitatea mesometamorfică ocupă partea de sud-est a regiunii cercetate și se dezvoltă în zona bazinelor văii Bordului, văii Miclăușului și văii Lătoroasa. Este delimitată spre nord-vest de falia Chergheș-Ruș- chița, iar spre sud de formațiunile sedimentare ale bazinului Rusca Mon- tană—Lunca Cernii. Șisturi sencito clonțoase Șisturi actinolitice - tremohtice (ac) Calcare (c) dolomite (d) Șistun sericito-cioritoaseft b/otit) Șisturi actinolitice Șisturi sericito-clonțoase cubiotit t granatft staurollt) dicașisturi cu granati si șisturi cuantice moscovite biotitice Șisturi sericito ■ doritoase biotitice cu almandin(c) calcare Șisturi actinolitice-tremol!tice (ac) ' Fig. 1. — Coloana stratigrafică a unității mezometamorfice din regiunea Ruschița. Abb. 1. — Stratigraphische Kolonne der mesometamorphen Einheit. Orizontarea acestei unități (prezentată pentru prima dată în cadrul acestei lucrări) a scos în evidență existența a două complexe importante, diferite atît din punct de vedere al poziției stratigrafice cît și prin gradul lor de metamorfism (fig. 1). 122 L. PAVELESCU, O. MAIER, H. KRĂUTNER. M. MUREȘAN, FL. KRĂUTNER 8 înspre nord, apare complexul inferior reprezentat printr-un pachet constituit din șisturi mesometamorfice, care se continuă spre nord-est, pînă la linia direcțională Vadul Dobrii-Cinciș, de-a lungul căreia unitatea epimetamorfică vine în contact anormal cu cea mezometamorfică. La sud și în superpoziție normală față de complexul inferior, apare un pachet de șisturi ce constituie complexul superior al unității meso- metamorfice. Complexul inferior (ax). Acest complex apare în bazinul văii Bordului și cuprinde formațiunile inferioare ale unității mesometamorfice din regiune. în partea superioară complexul este delimitat cu o continuitate remarcabilă de un nivel de șisturi amfibolice. Acest nivel generează și anomaliile magnetice puse în evidență de M. Popescu-Brădet în această zonă ’). Șisturile amfibolice ale acestui nivel aflorează în partea superioară a afluenților drepți ai văii Bordului. Stabilirea limitei strati- grafice inferioare a acestui complex al unității mesometamorfice nu se poate face în cadrul regiunii cercetate, întrucît spre nord-vest el este întrerupt de falia Chergheș—Rușchița, iar înspre nord-est de linia direc- țională Vadul Dobrii-Cinciș. Astfel grosimea complexului (cunoscută) depășește 1000—1200 m. Din punct de vedere petrografic, acest complex este alcătuit din șisturi mesometamorfice caracteristice faciesului amfibolitelor cu al- mandin, subfaciesul staurolit-almandin2) reprezentate predominant prin diferite tipuri de roci terigene : micașisturi muscovitice și biotitice, mica- șisturi cu granați (în care almandinul se dezvoltă ca porfiroblaste, al căror diametru poate depăși uneori 1 cm). De asemenea cu răspîndire largă apar cuarțite biotitice și cuarțite muscovito-biotitice. Cu totul subordonat se întîlnesc amfibolite sub formă de intercalații subțiri (afluentul stîng al pîrîului Rusca). în șisturile cuarțitice muscovito-biotitice, granatul e mai rar și mărunt; în micașisturi e mai bine dezvoltat. în secțiuni subțiri se observă adesea la granați un ,,S” intern, care formează cu direcția generală a mineralelor micacee un unghi de aproape 90°. Alteori, granații au o struc- tură helicitică. în general sînt proaspeți. Biotitul e reprezentat printr-o varietate brun-roșcată. în unele secțiuni se observă porfiroblaste poi- kilitice de plagioclaz (cu incluziuni de granați, biotit, muscovit, cuarț, titanit, orientate aproape perpendicular pe direcția șistozității generale). Cîteodată în rocile complexului apare și feldspatul potasic care adesea prezintă fenomene de sericitizare. Spre partea superioară a complexului se surprind uneori fenomene de retromorfism slab : biotitul este parțial cloritizat, în timp ce granatul nu este decît foarte puțin afectat de acest fenomen. Complexul superior (a2). Complexul superior al unității mezome- tamorfice apare în bazinele văii Rușchița, văii Miclăuș și văii Lătoroasa, în superpoziție normală peste complexul inferior. *) Vezi nota 4, pag. 118. 2) în lucrarea de față utilizăm clasificarea revizuită a faciesurilor metamorfice după Turneu (1961). Institutul Geological României 9 ȘISTURILE CRISTALINE DIN REGIUNEA RUSCHIȚA 123 Limita dintre cele două complexe se situează la sud de Culmea cu Rugi—Vf. Chiciora. Spre vest este retezat de falia Chergheș — Ruschița, iar spre sud este mărginit de formațiunile sedimentare ale bazinului Rusca Montană — Lunca Cernii. Grosimea cunoscută în regiune se poate aproxima la 1300—1500 m. Prezența unui nivel constituit din șisturi actinolitice — tremo- litice asociate cu roci calcaroase și dolomite (nivel situat în partea medi- ană a complexului) a permis separarea în cadrul acestuia a două orizon- turi stratigrafice : orizontul inferior și orizontul superior. Orizontul inferior este dispus peste complexul șisturilor mezometamorfice din nord, avînd în bază nivelul șisturilor amfibolice do pe afluenții drepți ai văii Bordului, iar la partea superioară nivelul șistu- rilor actinolitice, calcarelor și dolomitelor. Orizontul astfel delimitat are o grosime de 1000—1250 m. Partea inferioară a orizontului cuprinde nivelul rocilor actinolito- tremolitice, șisturi biotitice cuarțoase cu granați și șisturi biotitice cu clorit și granat. Granatul acestor șisturi este reprezentat printr-un al- mandin mărunt cristalizat (de obicei sub 2 mm). Șisturile actinolito-tr'e- mblîtice prezintă o structură nematoblastică și textură șistoasă evidentă. Sînt constituite predominant dintr-un amfibol actinolito-tremolitic căruia i se asociază în cantități subordonate clinozoizit, epidot, cuarț și sporadic magnetit. Aceste roci provin din metamorfozarea unor sedimente mar- noase. Local, la izvoarele Pîrîului cu Rugi și ale pîrîului Chiciora, apar lentile subțiri de calcare în apropierea șisturilor amfibolice menționate. Șisturile care se dispun în continuare peste partea inferioară a orizontului sînt metamorfozate în subfaciesul cuarț—albit—almandin și cuarț—albit—biotit. Local, prezența staurolitului (valea Lătoroasa) indică și o tranziție gradată la subfaciesul staurolit-almandin. Peste rocile astfel metamorfozate s-au suprapus ulterior fenomene deretromorfism. Aceste șisturi sînt reprezentate prin roci sericito-cloritoase biotitice cu granat, șisturi cuarțitice sericitoasercrrclofit și biotit 'și șisturi sericito-cloritoase mai mult sau mai puțin cuarțitice, ultimele întîlnindu-se în special spre partea superioară a orizontului. în partea mediană a acestuia se indivi- dualizează, între pîrîul Miclăușul Mare și valea Lătoroasa, un nivel relativ discontinuu de șisturi actinolitice. Roci asemănătoare constituie două benzi mai groase între valea Ruschița—pîrîul Poloniului și Pîrîul cu Rugi. Fenomenele de retromorfism menționate se manifestă în special prin cloritizarea biotitului. Cloritul de natură retromorfă se recunoaște după resturile sagenetice sau după unele aureole pleocroice relicte. Alteori nu se poate stabili dacă cloritul este inițial sau este de natură retromorf. Granatul este de obicei foarte puțin cloritizat. Cloritizarea biotitului se observă atît în roci cataclazate sau milonitizate cît și în rocile neafectate de aceste fenomene. Cu totul rar apare și staurolitul alături de biotit și clorit (valea Lătoroasa, Pîrîul cu Rugi, valea Rusnac). Prezența sporadică a staurolitului este determinată probabil de creșterea locală a conținutului în fier în sedimentele inițiale. Institutul Geologic al României 124 L. PAVELESCU, O. MAIER, H. KRĂUTNER, M. MUREȘAN, FL. KRĂUTNER 10 Pe valea Lătoroasa apar amfibolite sub forma unei intercalații subțiri. Ele reprezintă roci eruptive bazice metamorfozate, în care s-au păstrat ca relicte hornblendă și parțial textura inițială. Orizontul superior se dispune normal peste șisturile orizontului inferior și aflorează în valea Ruschița, de unde se extinde spre est de-a lungul pîrîului Miclăușul Mic pînă în valea Lătoroasa. Baza sa este marcată de un nivel relativ continuu de șisturi acti- nolitice — tremolitice, deasupra cărora se întîlnește o asociație caracte- ristică de intercalații subțiri de calcare, dolomite și șisturi actinolitiee — tremolitice. înspre sud, orizontul superior este delimitat de formațiunile sedimentare jurasice și cretacice ale bazinului Rusca Montană — Lunca Cernii. Grosimea cunoscută a acestui orizont, în regiune, depășește 300 m. Orizontul superior este constituit din șisturi sericito-cloritoase, uneori cuarțoase, șisturi sericitoase, roci în care se intercalează șisturile actinolitiee — tremolitice, calcarele (adesea rubanate) și dolomitele din baza sa. Șisturile actinolitice-tremolitice, provenite din metamorfozarea unor marne, sînt constituite predominant din actinot sau tremolit, cărora li se asociază clorit, cuarț, epidot, clinozoizit și sporadic biotit. Din alcătuirea petrografică a unității mezometamorfice rezultă că șisturile cristaline ce intră în alcătuirea sa provin din metamorfozarea unor sedimente de natură terigenă, argilo-grezoase cu rare intercalații de marne cît și de calcare și dolomite. Se constată în general o descreștere a gradului de metamorfism de la nord spre sud, ca expresie a variației intensității metamorfismului regional. în nord, șisturile au fost metamorfozate în condițiile subfacie- sului staurolit-almandin al faciesului amfibolitelor cu almandin, în timp ce în partea de sud rocile au fost metamorfozate în condițiile subfaciesurilor cuarț—albit—almandin și cuarț—albit—biotit ale faciesului de șisturi verzi. Peste rocile rezultate în urma acestui metamorfism regional, s-au suprapus fenomene de diaftoreză. 2. Unitatea epimetamorfică (b) Șisturile cristaline ale unității epimetamorfice constituie majori- tatea suprafeței cercetate, ocupînd partea centrală de W și NE a regiunii Ruschița. înspre SE ele sînt separate de șisturile unității mesometamorfice prin falia Chergheș — Ruschița, iar spre sud sînt delimitate de formațiu- nile sedimentare cretacice ale bazinului Rusca Montană — Lunca Cernii. Unitatea epimetamorfică se extinde în bazinul superior al văii Rus- chița (Padeș), pe pîrîul Morii, pîrîul cu Raci, cît și în partea nordică a ba- zinului Văii Negrii, pe valea Afinari, Valea Lupului, valea Varnița. Subdiviziunile de ordin stratigrafie stabilite în zona Ruschița sînt corelabile, după cum am menționat mai sus cu cele puse în evidență și în alte sectoare ale unității epimetanorfice din masiv. Paralelizarea’strati- grafică cu aceste sectoare arată că în regiunea cercetată apar numai părți superioare din stiva formațiunilor unității epimetamorfice din Poiana Ruscă, respectiv partea superioară a complexului șisturilor grafitoase, a M Institutul Geological României IGRy COMPLEXUL ȘISTURILOR VERZI TUF06ENF COHPLtXUL ȘISTURILOR SERICITO CLORITOASE SUPERIOARE Om terigen intermediar Om. tufogen inferior V Padeș E Oolomite ■ 100 200 Oolomite .— TALII P cu Raci Cuarțite Orii tufogen{ superior lăc de Te Calcare 3 Orii., terigen < Șisturi terigene Zac de Fe. Dolomit Șisturi terigene Cuartite elbitice cu iâc de Fe Sears rom nunul V Afinar V Negrii . _ falie OlRtCȚlORALA Cuartih Carieră, marmora Calcare marmoreene COMPLEXUL ȘIST URII OR GRAHT OASE Poiana Crivina Bancul V. Rocii w HIIIHIII l-’ig. 2. — Coloane stratigrafice prin formațiunile cristaline ale unității epimetamorfice din regiunea Ruschița. Abb. 2. — Stratigraphische Kolonnen der epimetamorphen Einhcit. Institutul Geological României 11 ȘISTURILE CRISTALINE DIN REGIUNEA RUSCHIȚA 125 complexului șisturilor grafitoase, complexul șisturilor verzi (tufogene) și complexul șisturilor sericito-cloritoase cuarțitice superioare. în alte părți ale masivului (regiunea Teliuc—Ghelar și zona văii Bătrîna) sub șisturile acestor complexe, urmează complexul șisturilor sericito-cloritoase cuar- țitice inferioare și complexul șisturilor și al cuarțitelor grafitoase cu in- tercalații de roci verzi tufogene, ce reprezintă termenul inferior cunoscut în unitatea epimetamorfică a masivului. în fig. 2 sînt reprezentate în mod schematic succesiunile stratigra- fice și variațiile de facies sedimentare, inițiale, care au putut fi determi- nate în cadrul celor trei complexe prezentate în regiunea Ruschița. Co- loanele stratigrafice din figura menționată, s-au alcătuit pe baza profilelor geologice cît și a datelor obținute prin foraje (executate de I.S.E.M.). Complexul șisturilor grafitoase (bx). Șisturile grafitoase ale acestui complex constituie formațiunile stratigrafice inferioare cunoscute în regiune în cadrul unității epimetamorfice. Ele apar numai în extremitatea nord- estică a perimetrului cercetat, în zona de la Poiana Crivina (bazinul su- perior al văii Bordului) și sînt reprezentate prin șisturi sericito-grafitoase, mai mult sau mai puțin cuarțitice. în limitele hărții anexate lucrării, apare numai partea superioară a acestui complex, care mai înspre nord se dez- voltă pe toacă grosimea sa. Limita între complexul șisturilor grafitoase și cel al șisturilor verzi tufogene (ce urmează în superpoziție normală) a fost pusă la nord de cele mai inferioare intercalații de carbonatite (calcare, dolomite) și șisturi tufo- gene din această zonă. Complexul șisturilor vei zi (tufogene) (b2). Complexul șisturilor verzi (tufogene) apare bine dezvoltat pe de o parte în valea Ruschița, bazinele pîrîul Morii și Pîrîul cu Raci, iar pe de altă parte în zona de W a regiunii, în dealul Boul și bazinele văilor Lupului și Afinari. Complexul este constituit din roci epimetamorfice provenite din me- tamorfozarea în faciesul de șisturi verzi a unor formațiuni sedimentare te- rigene, cu numeroase intercalații de tufuri și tufite bazice, precum și de roci carbonatice reprezentate prin calcare, dolomite și carbonatite ferifere. Prezența rocilor’ tufogene bazice reprezentate prin șisturi verzi și amfi- bolite, constituie caracteristica petrografică principală a acestui complex. Limita inferioară a complexului, deschisă în zona de la Poiana Cri- vina, a fost pusă sub intercalațiile subțiri de calcare rubanate din valea Bordului, întrucît sub acestea se dezvoltă în mod uniform șisturi sericito- grafitoase. Limita superioară a complexului șisturilor verzi (tufogene) a fost considerată cea dintre orizontul superior de șisturi tufogene din regiune și șisturile cuarțitice sericitoase, uneori slab grafitoase, ce urmează în con- tinuitate de sedimentare peste acest orizont. Prezentarea complexului se va face în ordinea succesiunii orizontu- rilor stratigrafice ce au putut fi separate în cadrul lui : orizontul bazai te- rigen, orizontul tufogen inferior, orizontul terigen intermediar, și orizon- tul tufogen superior. 'X Institutul Geologic al României IGRZ 126 L. PAVELESCU, O. MAIER, H. KRĂUTNER. M. MUREȘAN, EL. KRĂUTNER 12 Orizontul bazai terigen, Șisturile acestui orizont apar numai în partea de NE a regiunii cercetate, în bazinele superioare ale "văi- lor Bordului, Morii, Pîrîul cu Raci și în valea Ruschița. Ele sînt reprezen- tate în majoritate prin formațiuni de natură terigenă, în care se află inter- calate strate subțiri de calcare și dolomite rubanate și șisturi Verzi tufo- gene. Rocile terigene sînt reprezentate prin șisturi sericito-cloritoase cu sau fără biotit, mai mult sau mai puțin cuarțitice și șisturi sericito-grafitoase care uneori sînt biotitice (bazinul văii Morii). Șisturile grafitoase se dez- voltă în special în partea inferioară a orizontului, anunțînd astfel trecerea spre complexul inferior, grafitos. Ele se întîlnesc la Poiana Crivina, pe afluenții drepți superiori ai văii Morii și spre izvoarele Pîrîului cu Raci. în valea Ruschița apare numai partea superioară a orizontului bazai terigen (fig. 2, col. 3), alcătuită din roci mai intens metamorfo- zate, reprezentate prin șisturi cuarțitice muscovito-biotitice și cuarți- te cu biotit. Intercalațiile de carbonatite apar înspre partea inferioară a orizon- tului, poziția lor stratigrafică apărînd cel mai evident la Poiana Crivina. Stratul superior de dolomite reapare mai la sud (în lungul văii Morii) pe flancurile unui anticlinal strîns. Șisturile verzi tufogene apar în apropierea calcarelor, într-o poziție stratigrafică superioară. Ele formează un nivel continuu ce se poate ur- mări la Poiana Crivina și pe flancurile unui sinclinal în bazinul superior al văii Morii. Pe flancul nordic ele sînt reprezentate prin șisturi doritoase cu magnetit, iar pe cel sudic prin șisturi actinolitice, fapt ce indică o slabă creștere a gradului de metamorfism în cadrul aceluiași nivel stratigrafie de la nord spre sud. Orizontul t u f o g e n inferior. Rocile acestui orizont apar pe valea Morii, Pîrîul cu Raci, valea Ruschița, pîrîul Lupului, și pîrîul Afinari. în cadrul orizontului predominant tufogen inferior se constată o variație accentuată a gradului de metamorfism care crește de la nord la sud. Astfel în partea de nord a regiunii, în cursul superior al Pîrîului cu Raci, rocile orizontului sînt metamorfozate în condițiile subfaciesului cuarț- albit-biotitic, în timp ce în partea de sud, pe pîrîul Lupului, valea Morii, valea Ruschița și în cursul inferior al Pîrîului cu Raci, sînt metamorfozate în condițiile subfaciesului cuarț—albit—almandin al faciesului de șisturi verzi. Acest subfacies (sub denumirea sa anterioară de faciesul amfibo- litelor cu epidot și albit) a fost menționat în partea de W a regiunii de D. Giușcă, M. Biloiu, D. Rădulescu, V. Stiopol și R. Dimi- TRESCU (1956). Rocile acestui orizont sînt reprezentate prin șisturi cloritoase cu albit, șisturi clorito-biotitice, amfibolite, șisturi amfibolice, șisturi biotito-am- fibolice calcaroase, șisturi muscovito-biotitice cuarțitice (uneori cu amfi- boli) și calcare marmoreene. Asociația acestor roci, în majoritate de natură tufogenă, cu calcarele marmoreene, este foaite caracteristică pentru această 'A Institutul Geological României IGRZ 13 ȘISTURILE CRISTALINE DIN REGIUNEA RUȘCHIȚA 127 parte a complexului șisturilor verzi (tufogene), întrucît ea reapare în. mod identic și în regiunea Alun—Vadul DobriiJ). Calcarele acestui orizont sînt bine deschise în cariera de marmoră de pe Pîrîul cu Raci și valea Ruscliița, și pe valea Morii și pîrîul Peșterii. Ele au fost interceptate de către forajul din dealul Boul (23.915 l.S.E.M.) și la est de pîrîul Lupului (forajele 23.910 și 23.905). în cadrul calcarelor marmoreene se pot distinge mai multe varietăți: calcare marmoreene albe masive, calcare marmoreene cenușii rubanate și cu nuanțe roz, cal- care rubanate adesea cu dorit. Acestea din urmă sînt foarte caracteritice pentru acest nivel stratigrafie calcaros din cristalinul epimetamorfic al zo- nei centrale a masivului, fiind recunoscut și la suprafață și în forajele de la Vadul Dobrii, Alun, Boul și pîrîul Lupului. Caracteristic pentru cal- carele marmoreene de Rușchița — Alun, este dezvoltarea lenticulară sub care se prezintă. Stratele lenticulare calcaroase se îndințează cu arnfibo- lite și șisturi cloritoase calcaroase sau cu cuarțite biotitice. Spre deose- bire de majoritatea rocilor dolomitice din regiune, stratele lentiliforme de calcare marmoreene, în mod similar celor de la Alun și Vadul Do- brii *), nu reprezintă brațe (excrescențe) laterale ale dolonitelor recifo- gene din regiunea Tomești—Luncani. Grosimea maximă a calcarelor marmoreene se constată în bazinul inferior al Pîrîului cu Raci, în valea Morii și valea Rușchița. Forajele au arătat existența lor și sub dealul Boul și sub culmea de la est de pîrîul Lupu- lui, unde au însă o grosime mai redusă. în general se constată subțierea lor din zona carierei Rușchița spre vest (fig. 2, col. 1, 2, 3) cît și înspre nord (fig. 2, col. 4). Astfel în vestul regiunii, pe valea Lupului și valea Afinari, nivelul marmorelor de Rușchița se reduce la intercalații subțiri de calcare rubanate. Efilarea spre nord se poate urmări în zona bazinului superior al Pîrîului cu Raci. Șisturile verzi cloritoase și majoritatea amfibolitelor acestui orizont reprezintă roci de natură tufogenă care au fost supuse metamorfismului re- gional. Aceste roci în care se intercalează calcarele de Rușchița, trec uneori lateral la formațiuni terigene reprezentate prin șisturi biotitice calcaroase cu amfiboli, șisturi biotito-muscovitice cuarțitice, șisturi sericito-clori- toase cu biotit. în cursul superior al Pîrîului cu Raci, peste orizontul bazai terigen, se situează un nivel de șisturi verzi tufogene cu o intercalație subțire do calcare slab rubanate. Șisturile verzi sînt reprezentate prin șisturi clori- toase calcaroase biotitice cu albit, către baza cărora apar șisturi clori- toase cu porfiroblaste de ankerit. Alterarea superficială dă un aspect eu totul caracteristic acestor roci, în urma îndepărtării porfibrobl astei or ,de ankerit rămînînd goluri umplute parțial cu limonit. Determinările feld- spaților din rocile acestui nivel de șisturi verzi au arătat prezența albitu- lui cu un conținut de 2—5% anortit. Deasupra acestui nivel tufogen, pînă la calcarele marmoreene ce apar mai jos pe Pîrîul cu Raci, se interpune un nivel de șisturi sericito-clori- ’) Vezi nota 1, pag. 118. % Institutul Geologic al României IGRZ 128 L. PAVELESCU, O. MAIER. H. KRĂUTNER, M. MUREȘAN, FL. KRĂUTNER 14 toasc în parte biotitice (de natură terigenă), în timp ce în cursul inferior al Pîrîului cu Raci rocile tufogene se dezvoltă direct sub sinclinalul cal- carelor marmoreene cu care se îndințează. Aici ele sînt reprezentate prin amfibolite, șisturi amfibolice și șisturi biotito-amfibolice. în aceste roci amfibolul este reprezentat printr-o hornblendă verde-albăstruie și prin actinot. Se constată deci o variație a gradului de metamorfism în cadrul ori- zontului de șisturi tufogene, de la subfaciesul cuarț—albit—biotit din nord (cursul superior al Pîrîului cu Raci) la subfaciesul cuarț—albit—almandin din sud (cursul inferior al Pîrîului cu Raci) (fig. 3). Acest lucru se re- flectă și în compoziția feldspațiior plagioclazi. Aceștia sînt reprezentați Fig. 3. — Reconstituirea aspectului stratigrafic-structural al complexului șisturilor verzi tufogene din bazinul Pîrîul cu Raci — valea Ruschița — valea Morii (în profil). 1, dolomite; 2. zăcăminte de fier; 2a, magnetitice; 2b, carbonați de fier; 3, șisturi tufogene (nivelulsuperior tufogen); ) 4, șisturi cloritoase și amfibolice (nivelul inferior tufogen); 5. calcare; 6, șisturi sericito-cloritoase, + grafitoase. Abb. 3. — Zusammenfassende Darstellung der Stratigraphie und Struktur des tuffogenen Griinschieferkomplexes aus dem ostlichen Teii des Ruschița-Gebietes (V. Morii — V. Ruschița — Pîrîul cu Raci). 1. Dolomit; 2, Eisenerzlagerstătten; 2a, Magnetlt; 2b, Elsenkarbonate; 8, Tuffogene Grunschiefer (oberer tuffogener Horizont); 4. Chlorit — und Amphibolschiefer (unterer tuffogener Horizont); 5, Kalksteine (Ruschița-Marmor; 6, Serizit-Chloritschiefer. Institutul Geological României 15 ȘISTURILE CRISTALINE DIN REGIUNEA RUSCHIȚA ■ a u129 (după cum s-a arătat) în șisturile verzi din cursul superior al Pîrîului cu Raci prin albit cu 2—5% anortit. Determinările celor din rocile amfibolice de pe cursul inferior al Pîrîului cu Raci, au arătat un conținut de 5—8% anortit. Mai spre sud, în valea Ruschița și în cursul inferior al văii Morii, conținutul în anortit se ridică treptat pînă la 12% anortit (fig. 3). în partea de Vest a regiunii, pe pîrîul Lupului, și valea Afinari, rocile tufogene și intercalațiile terigene ale acestui orizont, se înscriu de aseme- nea în subfaciesul cuarț—albit —almandin. Ele au fost interceptate și sub dealul Boului și la est de valea Lupului de către forajele I. S.E.M.-ului. Ele sînt reprezentate prin amfibolite și șisturi amfibolice cu rare interca- lații de calcare rubanate subțiri și sînt asociate cu șisturi biotitice calca- roase și cuarțitice. Determinările feldspaților plagioclazi din aceste roci au arătat, în cadrul feldspatului plagioclaz, un conținut de 10.13% anortit. în extremitatea vestică a zonei cercetate, pe valea Afinari, apare numai partea superioară a acestui orizont, reprezentată aici prin șisturi sericito- cloritoase biotitice în care se află intercalate șisturi amfibolice și calcare. Orizontul t e r i g e n intermediar. Orizontul terigen intermediar urmează în poziție normală peste orizontul precedent descris și suportă orizontul predominant tufogen superior. El apare bine dezvol- tat în special în partea de vest a regiunii, pe valea Afinari, unde atinge grosimea maximă. înspre est, începe să piardă treptat din grosime, astfel încît în Pîrîul cu Raci ajunge să fie redus la o fîșie relativ îngustă de șis- turi terigene. Această variație de grosime a orizontului terigen interme- diar se produce în sens invers variațiilor din cadrul orizontului imediat superior (orizontul tufogen superior). Acest lucru reiese în mod evident din coloanele stratigrafice prezentate în fig. 2. Rocile orizontului terigen intermediar sînt reprezentate prin șisturi sericito-cloritoase, șisturi sericito-cloritoase cuarțitice și sericito-cloritoase biotitice mai mult sau mai puțin cuarțitice. în sudul perimetrului cercetat, pe valea Lupului, creșterea intensității metamorfismului se poate remarca și în cadrul acestui orizont prin predominarea șisturilor biotitice cuarțitice în care începe să apară almandinul. în partea de vest a regiunii, începînd din dealul Boul, în aceste șis- turi terigene se intercalează două nivele de cuarțite albe-brunii foarte caracteristice. Nivelul superior, situat în partea superioară a orizontului, chiar sub limita cu orizontul tufogen superior, este mai constant, putîndu-se urmări din dealul Boul pînă în valea Afinari și Valea Negrii, de unde se con- tinuă mai departe spre Vest, ieșind din limitele perimetrului cercetat. Gro- simea acestui nivel cuarțitic crește spre vest, atingînd grosimea maximă (100—150 m) în zona confluenței valea Afinari cu Valea Negrii. Orizontul tufogen superior. Orizontul tufogen su- perior urmează în continuitate de sedimentare peste șisturile terigene se- ricito-cloritoase din estul regiunii și peste cuarțitele albe-brunii din vestul regiunii, ale orizontului precedent descris. Orizontul apare în bazinul Pîrîul cu Raci, dealul Boul, dealul Lupului, valea Lupului, Valea Negrii și valea Afinari și este constituit din șisturi cloritoase actinolitice cu albit de natură tufogenă, cu rare intercalați! de șisturi sericito-cloritoase terigene. Carac- 9 — Anuarul Comitetului Geologic. Institutul Geologic al României yiGR/ 130 5. PAVELESCU, O. MAIER, H. KRĂUTNER. M. MUREȘAN. FL. KRĂUTNER 16 teristice acestui orizont, în special în Pîrîul cu Raci, sînt intercalațiile de strate lentiliforme dolomitice și de cuarțite albitice. Orizontul tufogen superior constituie partea superioară a complexului șisturilor verzi tufogene și reprezintă orizontul stratigrafie în care se înca- drează toate zăcămintele de fier din regiunea Ruschița. De aici decurge una din caracteristicile sale și importanța economică pe care o prezintă separarea sa cartografică. Variațiile faciale metamorfice menționate la orizonturile inferioare se constată și în cadrul acestui orizont stratigrafie. Astfel, în partea de nord a regiunii, pe Pîrîul cu Raci, în dealul Boului și în cursul superior al văii Lupului, rocile orizontului se înserhi în cadrul subfaciesului cuarț—albit— biotit al faciesului de șisturi verzi, în timp ce spre sud, în dealul Morminți, în cursul inferior al văii Lupului și pe Valea Negrii, acestea trec la sub- faciesul cuarț—albit—almandin. Șisturile tufogene ale acestui orizont, din partea nordică a regiunii (Pîrîul cu Raci, dealul Boul), sînt reprezentate prin șisturi eloritease, albitice, șisturi cloritoase cu albit și dorit, șisturi actinolitice cu albit. Prezența magnetituhu în cantități în general mici și variabile, caracteri- zează toate aceste roci. De asemeni se remarcă adesea prezența epido- tului, calcitului, titanitului și a sfenului. Șisturile verzi din dealul Boul sînt adesea foarte bogate în epidot, rezultat însă în majoritate în urma pro- ceselor de epidotizare, foarte răspîndite în această_parte a regiunii, în jurul corpurilor banatitice. Șisturile verzi ale orizontului din sudul perimetrului, sînt reprezen- tate prin șisturi amfibolice și amfibolite, uneori cu biotit sau dorit. Amfi- bolitele constau din hornblendă verde-albăstruie, asociată cu albit, cuarț, epidot și în cantități subordonate cu calcit, sfen, apatit și magnetit. Șis- turile amfibolice sînt reprezentate de regulă prin șisturi actionolitice cu hornblendă verde-albăstruie, albit și epidot. Dolomitele apar (sub formă de strate discontinue, cu grosimi reduse) în bazinul Pîrîul cu Raci (fig. 2, col. 4 și fig. 3) și în cursul inferior al pîrî- ului Lupului. Sînt reprezentate prin dolomite albicioase, uneori cenușii, rubanate. Cu aceste roci dolomitice sînt uneori asociate zăcămintele do siderit din șisturile verzi tufogene ale bazinului Pîrîului cu Raci (zăcămin- tele Werner, Baron). Cuarțitele albitice au fost întîlnite numai în Pîrîul cu Raci și pîrîul Nisip, către partea superioară a orizontului tufogen superior în apropie- rea limitei cu complexul șisturilor sericito-cloritoase superioare. Sînt constituite aproape exclusiv din cuarț și albit ce apar aproape în cantități, egale. Uneori se observă și prezența sericitului. Asociate acestor roci sînt zăcămintele de magnetit (Rudolf, Nisip) din bazinul Pîrîul cu Raci. în afara zăcămintelor de fier menționate mai apar acumulări feri- fere constituite predominant din carbonați de fier, situate de asemenea în șisturi verzi tufogene, neasociate cu roci dolomitice sau cuarțite albitice. Astfel de zăcăminte se cunosc în dealul Boul, valea Lupului, dealul Lupu- lui, valea Afinar, valea Negrii. Institutul Geologic al României igrZ ȘISTURILE CRISTALINE 'DIN REGIUNEA RUSCHIȚA 131 Intercalațiile de șisturi terigene din cadrul orizontului tufogen su- perior sînt reprezentate prin șisturi sericito-cloritoase uneori biotitice, care se îndințează cu șisturile verzi doritoase și amfibolitice tufogene. De la E spre W și SW, începînd din dealul Boul, se constată o subți- ere treptată a orizontului tufogen superior, paralel cu îngroșarea orizontu- lui terigen intermediar djn baza sa, fapt ce se poate urmări în fig. 2 și fig.4. Fig. 4. — Reconstituirea aspectului stratigrafic-structural al complexului șisturilor verzi tufogene în dealul Boului — Pîrîul Lupului. 1. Șisturi doritoase tufogene (nivelul sunerlor tufogen în profil; 2, zăcăminte de fier; 3. șisturi sericito-cloritoase: 4, cuarțite; 5, calcare marmoreene; 6, șișuri amfibolice și amfibolite (nivelul inferior tufogen). Abb. 4. — Zusammenfassende Darstellung der Stratigraphie und Struktur des tuffogenen Griinschieferkomplexcs aus dem westlichen Teii des Ruschița-Gebietes (D. Boul — V. Lupului). 1. Tuffogene Chloritscbiefer (oberer tuffogener Horizont). 2, Eisenerzlagerstâtten; 3, Serizit-Chlorits^hiefer; 4. Quarzito ; 5, Kalksteine (Marmor); 6, Amphibolschiefer und Amphibolite (unterer tuffogener Borizont). Din reprezentarea anticlinalului din dealul Boul (fig. d) rezultă că această efilare se datorește îndințărilor șisturilor verzi cu formațiunile terigene, reprezentate pe flancul sudic al anticlinalului prin șisturi bio- titice-cuarțitice și șisturi muscovitice-cuarțitice cu almandin. Datorită Institutul Geological României 132 L. PAVELESCU, O. MAIEU. H. KRĂUTNER. M. MUREȘAN. FL. KRĂUTNER 18 acestui fapt, limitele orizontului tufogen superior nu reprezintă în mod riguros o suprafață izocronă. Sincronismul șisturilor cuprinse între limitele acestui orizont trebuie înțeles în sensul că ele reprezintă în întregime pro- dusele aceluiași moment de activitate intensă vulcanică a magmatismului bazic inițial premetamorfic, ca aparținînd deci aceleiași faze magmatice paroxismale. Pentru a prezenta o imagine clară asupra structurii, succesiunii strati grafice, alcătuirii petrografice și a variațiilor de facies metamorfic și de sedimentare inițiale, au fost construite profile sintetice (generali- zate) prin cele două zone principale în care aflorează complexul șisturilor verzi (tufogene) : zona estică a văii Rușchița—Pîrîul cu Raci—valea Morii (fig. 3) și zona vestică, dealul Boul—dealulMorminți—valea Lupului (fig. 4). în aceste profile jocul faliilor a fost anulat prin readucerea în poziție normală a diferitelor compartimente tectonice. Au fost indicate diferitele nivele de eroziune, la care este deschis complexul în zona respectivă și poziția principalelor foraje structurale. Se constată că în timp ce în partea de E (valea Morii, Pîrîul cu Raci, valea Rușchița) complexul șisturilor verzi (tufogene) alcătuiește un sin- clinal urmat la sud de un anticlinal (deci o mare cută-scaun), în partea de vest apare numai anticlinalul sudic, sinclinalul din nord nemaiapărînd din cauza faliei direcționale de la N de dealul Boul. El reapare doar din valea Lupului spre vest. După cum s-a mai arătat, rocile cele mai caracteristice și mai inte- resante din punct de vedere cartografic ale complexului, sînt șisturile verzi și amfibolitele de natură tufogenă. Ele provin din metamorfozarea regională cu intensități diferite a produselor magmatismului bazic inițial, a cărui activitate paroxismală a condiționat sedimentarea complexului. Aceste roci sînt reprezentate cu precădere de tufuri și tufite bazice și mai puțin prin curgeri și intruziuni de roci bazice metamorfozate (de exem- plu serpentinitele talcizate din pîrîul Lupului). Ele se înscriu în cadrul faciesului de șisturi verzi. Astfel rocile ce se încadrează în subfaciesul cuarț—albit—muscovit — clorit sînt reprezentate mai ales prin șisturi cloritioase cu porfiroblaste de albit, adesea cu magnetit, fapt ce cauzează o serie de anomalii magnetice, cunoscute în regiune x). în aceste roci, epidotul și calcitul sînt destul de frecvente în cantități mici. Tot în același subfacies, rocile tufogene sînt reprezentate și prin șisturi actinolitice cu albit și epidot, care spre deose- bire de zona Teliuc- Ghelar (O. MAIER, G. MUREȘAN, M. MUREȘAN, 1959), predomină net asupra primelor. Eventual, acest lucru s-ar putea explica prin faptul că în estul masivului ele sînt mai bogate în material carbonatic recifogen, pe cînd în regiunea Rușchița ele sînt mai bogate în material tufogen. în subfaciesul cuarț—albit—almandin, rocile tufogene sînt reprezen- tate prin șisturi amfibolice alcătuite din hornblendă verde-albăstruie, plagioclazi (cu mai puțin de 7 — 8% anortit) și epidot. De asemeni în J) Vezi nota 3, pag. 118. Institutul Geological României 19 ȘISTURILE CRISTALINE DIN REGIUNEA RUSCHIȚA 133 cadrul acestor roci se găsesc uneori șisturi în care alături de hornblendă verde-albăstruie, apare actinotul (mai larg dezvoltat) și chiar doritul. Rocile amfibolice în care plagioclazul are mai mult de 7 — 8% anortit fac trecerea spre faciesul amfibolitic. Prin participarea materialului terigen argilo-grezos, șisturile tufo- gene devin biotitice, mai cuarțitice, iar prin participarea materialului carbonatic, acestea trec la șisturi clorito-calcaroase, șisturi clorito-actino- litice calcaroase, șisturi amfibolice calcaroase etc. în unele roci ce fac trecerea la faciesul amfibolitic, precum și la roci- le din subfaciesul cuarț—albit—almandin, alături de hornblendă verde- albăstruie și de albit—oligoclaz (7-8% anortit — 10-15% anortit) apare doritul, asociație de altfel menționată mai demult în regiune (L. PAVELESCU, 1958). Exceptînd rocile afectate de un metamorfism dinamic (milonite) în care ciori tizarea hornblendei și a biotitului sînt evidente, considerăm coexistența doritului cu hornblendă verde-albăstruie și cu biotitul ca o situație stabilă în cadrul unor roci cu chimism nefavorabil formării integrale a paragenezelor caracteristice obișnuite în condițiile metamorfiee respective. La un conținut insuficient de potasiu, doritul nu a putut trece complet în biotit. Pe de altă parte, hornblendă verde- albăstruie, caracteristică subfaciesului cuarț—albit—almandin, nu a putut să consume restul de alumină nelegată în biotit. în consecință, doritul a trebuit să apară în parageneză cu mineralele caracteristice subfaciesu- lui cuarț—albit—almandin. De abia în faciesul amfibolitelor, hornblendă bogată în aluminiu exclude coexistența ei cu doritul. în rocile în care coe- xită doritul cu hornblendă verde-albăstruie (exceptînd rocile afectate de un metamorfism dinamic) s-au observat la microscop numai relații structurale care arată cristalizarea hornblendei și a biotitului concomitent sau ulterior formării doritului, în cadrul unui proces de metamorfism pro- gresiv. Astfel, de exemplu se întîlnesc adesea porfiucoblaste de hornblendă verde-albăstruie crescute într-o masă doriți că. Studiul microscopic cît și cartarea efectuată pe teren indică (după cum s-a arătat deja la descrierea orizonturilor complexului șisturilor verzi) o variație evidentă a gradului de metamorfism în cadrul complexului, manifestată prin creșterea treptată a gradului de metamorfism de la nord spre sud. După cum reiese din profilele figurilor 3 și 4, în care este indicată printr-o linie delimitarea răspîndirii subfaciesurilor faciesului șisturilor verzi în cuprinsul complexului, zona de tranziție dintre subfaciesufi tra- versează oblic orizonturile stratigrafice ale complexului. Ea trebuie ima- ginată în consecință ca o suprafață orientată aproximativ paralel cu direc- țiile stratigrafice din cristalin și avînd o înclinare nordică de circa 40° - - 50°, deci în general contrară sensului înclinării (spre S) stratificăției for- mațiunilor cristaline (fig. 3 și fig. 4). Complexul șisturilor sericito-cloritoase superioare (&3). Rocile com- plexului șisturilor sericito-cloritoase, superioare, dispuse în continuitate de sedimentare peste cele ale complexului șisturilor verzi (tufogene), reprezintă formațiunile superioare din stiva cristalinului din regiunea Institutul Geologic al României VlGR/ 134 L. PAVELESCU, O. MAIER, H. KRĂUTNER, M. MUREȘAN. EL. KRĂUTNER 20 cercetată și din unitatea epimetamorfică a masivului Poiana Ruscă în general. Ele apar în cadrul zonei cercetate, în partea de N și NW a re- giunii, în bazinul văii Ruschița (Padeș), culmea Padeș-Moșuța1), culmea Boul și în partea sud-vestică a perimetrului cercetat, în bazinul Pîrîul Cracul Lung, Valea Negrii, valea Varnița și dealul Lupului. Șisturile complexului sericito-cloritos superior din sud-vestul re- giunii, urmînd imediat peste orizontul superior de șisturi tufogene, descris mai înainte, reprezintă doar partea inferioară a acestui complex, care în partea de nord a masivului atinge valori impresionante x). Întrucît șisturile complexului din nordul regiunii sînt delimitate spre S de o impor- tantă falie direcțională, raporturile stratigrafice de detaliu cu cele din sud nu se pot cunoaște. Este cert însă faptul că formațiunile de la nord de linia direcțională amintită sînt superioare stratigrafie celor din sudul ei. Rocile complexului șisturilor sericito-cloritoase superioare din regi- unea Ruschița, sînt reprezentate exclusiv prin formațiuni de natură teri- genă eu intercalații de carbonatite calcaroasc și dolomite recifogene. în dealul Boul, pe flancul nordic al anticlinalului de aici și în apro- pierea șarnierei acestuia, în baza complexului se află un orizont bogat în șisturi sericito-grafitoase adesea biotitice, cu rare intercalații de șisturi cuarțitice sericito-cloritoase uneori cu biotit. Aceste roci slab grafitoase, interceptate și de forajele I.S.E.M. din dealul Boul, trec treptat spre partea superioară la șisturi sericito-cloritoase cuarțitice, situație simi- lară cu cea prezentată de șisturile din sinclinalul ce trece prin dealul Lupului. Pe flancul sudic al anticlinalului menționat în dealul Boul, par- tea bazală a complexului, dispusă peste formațiunile mai puternic metamor- fozate ale complexului tufogen, prezintă de asemeni un grad mai avansat de metamorfism. Ele sînt reprezentate aici prin șisturi muscovito-cuarți- tice cu biotit și granat, șisturi muscovito-biotitice cu sau fără almandin și prin șisturi sericito-muscovitice grafitoase. Spre deosebire de șisturile din dealul Boul și dealul Lupului, metamorfozate în subfaciesul cuarț— albit—biotit, acestea se încadrează în subfaciesul cuarț—albit—almandin al faciesului de șisturi verzi. Complexul șisturilor sericito-cloritoase superioare este reprezentat la nord de falia direcțională de la N de dealul Boul (în bazinul superior al pîrîului Padeș) și la S de această linie (în bazinul pîrîul Cracul Lung), după cum am arătat mai sus, prin formațiuni stratigrafie superioare celor descrise pînă acum. Ele constau din șisturi sericito-cloritoase și șisturi sericito-grafitoase. Acestea din urmă se întîlnesc frecvent în apropierea rocilor dolomitice de pe pîrîul Padeșului și afluenții lui superiori. Dolomitele care se prezintă sub formă de roci masive albe-cenușii, uneori rubanate, sau cu structuri relicte de brecii sedimentare, repre- zintă probabil brațe sudice prin care se îndințează formațiunile recifo- gene dolomitice (dolomitele și calcarele de Tomești — Luncani) din nordul *) Vezi nota 2, pag. 118. Institutul Geological României 21 ȘISTURILE CRISTALINE । DIN REGIUNEA RUSCHIȚA 135 regiunii Ruschița, cu șisturile conexe1). Aceste îndințări faciale au fost menționate în regiunea Ruschița de Al. Codarcea și L. Pavelescu (1956) iar la nord de culmea Padeș-Rusca de V. C. Papiu (1956). Trebuie remarcat faptul că în cadrul complexului șisturilor sericito- cloritoase superioare se surprind variații ale intensității metamorfismului regional, în mod similar celor descrise la complexul șisturilor verzi (tufo- gene). Acest lucru se manifestă prin creșterea gradului de metamorfism de la nord spre sud ; șisturile din nordul regiunii se încadrează în subfa- ciesul cuarț—albit—clorit, cele din zona centrală a regiunii, în subfa- ciesul cuarț—albit—biotit, iar o parte din cele din sud în subfaciesul cuarț—albit—almandin al faciesului de șisturi verzi. B) FORMAȚIUNILE ERUPTIVE Rocile eruptive din regiunea Ruschița fac parte din seria erupțiu- nilor din Cretacicul superior, care s-au intrus în faza laramică de-a lungul unor fracturi în lungul cărora s-a produs scufundarea bazinului Rusca Montană. 1 ntrucît studiul petrografic al acestor roci a fost făcut în anii precedenți de unul din noi (L. Pavelescu, R. Dimitrescu 1954; L. Pavelescu 1958) în lucrarea de față nu venim decît cu unele precizări care completează studiul amintit. în regiunea cercetată, în aria de răspîndire a șisturilor cristaline, predomină faciesul efusiv și hipoabisic al seriei banatitice. în partea de sud a regiunii, în domeniul bazinului sedimentar Rusca Montană — Lunca Cernii, apare și faciesul abisic (granodiorite, diorite). Rocile banatitice formează dykuri, filoane care străbat atît șisturile cristaline cît și sedimentarul cretacic și curgeri care alternează cu aglome- rate vulcanice dezvoltate în bazinul sedimentar și care apar și ca petece izolate peste cristalin. Corpurile eruptive filoniene s-au insinuat pe deranjamente tecto- nice disjunctive cu orientări diferite. Apar mai frecvent în jurul văii Ruschița între pîrîul Argintului—pîrîul Morii și în bazinul Văii Negrii, în unitatea mezometamorfică nu apar decît foarte rar cîteva mici filoane eruptive în apropierea limitei cu bazinul sedimentar (Vf. Păducelului, pîrîul Polonului, valea Ruschița, pîrîul Miclăușul Mic). De asemenea pe cursul superior al văii Ruschița și pînă în culmile din stîngă și dreapta ei, corpurile eruptive sînt foarte rare (pîrîul Paltinului). Cea mai mare parte a rocilor banatitice din regiune reprezintă ter- meni porfirici ai familiei granodioritelor, al dioritelor și cu totul rar ai familiei gabbrourilor; corespondentele de adâncime ale acestora apar doar în partea de sud a regiunii: a) Dacitele se întîlnesc mai ales la sud de valea Ruschiței, în bazinul Văii Negrii și anume pe pîrîul Lupului și pîrîul Afinarilor, unde apar sub x) înființările faciale între rocile carbonatice și șisturile învecinate au fost enunțate pentru regiunea Ruschița de Al. Codarcea, L. Pavelescu (1966) iar pentru regiunea Luncani de C. V. Papiu (1966). Institutul Geologic al României «GR 7 136 L. PAVELESCU, O. MAIER. H. KRĂUTNER, M. MUREȘAN, EL. KRĂUTNER 22 forma unor mici corpuri orientate NW, paralel cu unul din principalele sisteme de falii. Cîteva corpuri mici cu aceeași orientare, aflorează și pe Cracul Lung. b) Andezitele sînt mai răspîndite decît primele și alcătuiesc cea mai mare parte a corpurilor eruptive din apropierea Pîrîului cu Raci, de pe Valea Negrii, pîrîul Lupului, pîrîul Afinarilor, valea Miclăușului, valea Ruschiței, pîrîul Polomului etc. precum și curgerile asociate cu aglome- rate din Cumpăna Cireșului (cota 1013) — Ogașul Rău. La microscop dar nu și cartografic, au putut fi separate andezite cu augit și andezite cu hipersten; în unele secțiuni masa fundamentală este holocristalină, microdioritică (microdiorite porfirice). Unele din aceste roci au suferit transformări hidrotermale mai mult sau mai puțin intense. Augitul este transformat parțial în dorit și calcit, hiperstenul are aureole opacitice și este cloritizat, plagioclazii sînt calci- tizați, caolinizați, uneori epidotizați. c) Pe Cracul Lung se cunoaște o ivire de o rocă neagră cu fenocristale mari de amfibol. Roca a fost determinată ca fiind un camptonit cu kata- photri (L. Pavelescu 1958). Direcția acestui filon de camptonit este aproximativ NNW—SSE. d) Granodioritele formează un corp mare intrusiv pe Pîrîul Lung și obîrșia văii Cucii și au fost întîlnite și sub forma unui corp mai mic pe valea Varniței și pe muchia de la est de ea. Dioritele au fost întîlnite într-un singur corp cu alungite nord-ves- tică, situat la est de Culmea Cireșului. e) Lave și piroclastite andezitice apar în partea de sud a regiunii. Pe marginea nordică a bazinului Rusca Montană — Lunca Cernii au o dezvoltare largă aglomeratele vulcanice asociate cu curgeri de lave ande- zitice. Pe hartă au fost trecute împreună aglomeratele și curgerile de lave (Ia sud de culmea Păducelului unde vin în contact cu brecia cu elemente de cristalin prin intermediul faliei direcționale), intre valea Varniței și Ogașul Rău, formează un petec larg ce stă atît peste cristalin cît și peste sedimentarul cretacic superior. Acest petec este constituit predominant din curgeri de lave andezitice asociate cu aglomerate vulcanice ce au fost puse în evidență de P. Zimmermann și V. Zimmermann x). Alte două petece mici de aglomerate apar pe muchia Șesul Morminți. în concluzie se poate spune că unitatea epimetamorfică este străbă- tută de numeroase corpuri eruptive mici, în cea mai mare parte de dacite și andezite orientate mai ales NW, deci paralel cu unul din principalele sis- teme de falii pe care s-a insinuat. Alte corpuri utilizează drept cale de acces faliile NE și mai rar faliile direcționale (Vf. Păducelului, valea Miclăușului etc.). Majoritatea acestor roci reprezintă faciesul efusiv al seriei banatite- lor. Rocile abisice ale seriei apar sub formă de corpuri mai mari în sedi-. mentarul cretacic din partea de sud a regiunii noastre. în unitatea mezo- ') P. Zimmermann și V. Zimmermann. Prospecțiuni geologice pentru minereuri de fier și sulfuri complexe în regiunea Ascuțita Mare —Vf. Boul- Ruschița. 1962. Arh. Com. Geol. Institutul Geological României IGR 23 ȘlStURILE CRlSTAiaxe din regiunea ruschița 137 metamorfică, corpurile eruptive sînt rare și se găsesc numai în apropierea limitei cu sedimentarul bazinului Rusca Montană—Lunca Cernii și paralel cu aceasta, utilizînd drept cale de acces faliile direcționale. C) METAMORFISMUL DE CONTACT ȘI TRANSFORMĂRILE HIDROTERMALE PRODUSE DE INTRUZIUNILE BANATITICE Metamorfismul de contact al rocilor banatitice din regiune se mani- festă prin influența directă a corpului eruptiv — contact termic cu sau fără aport de substanță (corneene și skarne) — cît și prin influența indirectă asupra rocilor, manifestată prin acțiunea soluțiilor de natură hidrotermală ce au însoțit punerea în loc a rocilor banatitice. Pe lîngă aceste fenomene de metamorfism exomorfic la contactul rocilor eruptive cu cele înconjură- toare se constată fenomene de metamorfism endomorfic în sînul banatite- lor. Ansamblul acestor fenomene a fost enunțat de către unul din noi în- tr-o lucrare anterioară (L. Pavelescu, 1958) și nu a constituit obiectul cerc etărilor noastre. în consecință le vom enunța numai în linii cu totul generale. La contactul cu rocile sedimentare au avut loc transformări de diverse intensități ale acestora. Aceste fenomene se manifestă prin apariția bioti- tului, epidotului și chiar a diopsidului și a granaților. Pe valea Varnița și pe valea Cucii, în rocile sedimentare din apropierea banatitelor se constată prezența în rocile calcaroase și marnele cretacice a skarnelor cu granați, cu epidot, a skarnelor amfibolice etc. La contactul calcarelor metamorfice cu banatitele s-au format skarne cu granați, skarne diopsidice, epidotice cît și predazzite și oficalcite (L. Pavelescu 1958). în rocile dolomitice cristaline se constată uneori la contactul cu intruziunile banatitice, fenomene de tremolitizare, serpentinizare și talci- zare; ultimile două fiind formate prin influențăhidrotermală (galeria nr. 2 I.S.E.M. din Pîrîul cu Raci Mare). în cadrul șisturilor cristaline din zonele de contact se observă fenomene de cornificare ce au dat naștere la corneene biotitice și corneene cu andaluzit (Al. Codarcea, L. Pavelescu 1956) și biotit (pe Pîrîul Crâcni Lung), în zonele dealul Boul — valea Lupului și Pîrîul cu Raci, șisturile cristaline au fost afectate la contactul cu rocile banatitice în mod mai com- plex, în cadrul lor întîlnindu-se minerale de neoformație de mai multe generații. Peste fenomenele de contact termic se suprapun adesea trans- formări hidrotermale ce au urmat punerii în loc a corpurilor banatitice din legiune. Para genezele și asociațiile mineralogice constat ate în cadrul rocilor din aureola de contact a banatitelor, se înscriu în faciesul albit—epi- dot—corneean și faciesul hornblendă—corneean (IURNER, 1961). în multe din șisturile cristaline studiate se observă numai o invadare a rocii cu epidot care formează cuiburi și filonașe. Fenomenul acesta se observă în special la rocile milonitice (cum sînt cele de pe valea Varnița), indicînd faptul că soluțiile hidrotermale au circulat în special pe zonele de minimă rezistență. u 'A Institutul Geologic al României \JGR/ 138 L. PAVELESCU, O. MAIER, H. KRĂUTNER, M. MUREȘAN, FL. KRĂUTNER 24 Aceleași soluții de natură hidiotermală au produs de asemeni trans- formări în rocile banatitice, manifestate prin epidotizarea plagioclazilor și saussuritizarea lor (zoizit și albit). De asemeni, se constată caoliniza- rea și sericitizarea frecventă a acestora. Amfibolii, de regulă, sînt clori- tizați și mai rar epidotizați. De asemeni, se întîlnește fenomenul de bas- titizare și uralitizare a piroxenilor. în galeria nr. 2 din Pîrîul cu Raci, se constată prezența zeolițiloi' pe fisuri și uneori zeolitizarea parțială a feldtpaților. Tot de această fază de activitate hidrotermală a magmatismului banatitic din regiune trebuie legate mineralizațiile de sulfuri complexe de la Ruscliița și cele localizate în skarnele de pe valea Varnița, precum și impregnațiile răzlețe de sulfuri (blendă, galenă, calcopirită, pirită, piro- tină) care apar în diverse puncte apropiate de unele corpuri banatitice din zona Cumpăna Cireșului — dealul Boul — valea Varnita (L. PAVE- LESCU 1958). D) FORMAȚIUNILE SEDIMENTARE Majoritatea depozitelor sedimentare apar în partea de S a regiunii constituind zona de nord a bazinului sedimentar Rusca Montană — Lunca Cernii. Ele au fost cercetate printre alții de către St, Cantuniari (1931, 1937), G. Cernea2), A. Mamulea3), iar în ultimii ani de către Al. Dincă4). Al. Dincă atribuie depozitele sedimentare din partea de N a bazinului Jurasicului superior, Cenomanian-Turonian-Senonianului și Danianului. în zona cercetată, depozitele jurasic-superioare, reprezentate prin calcare (uneori brecioase) de culoare în general albă, apar pe afluenții sudici ai văii Miclăușului, la N de falia direcțională Lunca Cernii — Rus- cliița — W Valea Negrii. Depozitele aparținînd Cenomanianului, Turonianului și Senonianu- lui, sînt reprezentate, după acest cercetător, prin gresii, marne și marne calcaroase. Ele apar la S de linia Lunca Cernii — Rușchița — W Valea Negrii, începînd de la confluența văii Miclăușului cu valea Ruscliița spre vest. în aceste formațiuni fiind intruse numeroase corpuri banatitice, se dezvoltă fenomenele de contact amintite. în cadrul Danianului, Al. Dincă deosebește un orizont bazai conglomeratic și un orizont superior cu tufuri și aglomerate vulcanice. în zona limitei bazinului sedimentar cu formațiunile cristaline (la S de pîrîul Miclăușului; la E și W de Valea Negrii) s-a pus în evidență o brecie sedimentară, cu caracter poligen, alcătuită cu precădere din ele- l) Vezi nota 1, pag. 117. 2) Vezi nota 1, pag. 119. 3) Vezi nota 2, pag. 119. 4) Vezi nota 3, pag. 119. Institutul Geological României IGR/ 25 ȘISTURILE CRISTALINE DIN REGIUNEA RUSCHIȚA 139 mente colțuroase sau uneori rotunjite, de șisturi cristaline, ce ating une- ori dimensiuni considerabile. în 1965 această brecie a fost pusă în evidență în partea de W a regiunii de D. Giușcă, M. Biloiu, D. Rădulescu, V. Stiopol, R. Dimitrescu. Notăm că în zona unde această brecie trans- gredează peste calcarele jurasic-superioare, în zona văii Miclăușului, elementele constitutive ale breciei sînt alcătuite predominant din aceste calcare. în unele zone prin dezagregarea superficială a acestei brecii sedi mentare, elementele de șisturi cristaline pot duce la erori cartografice, prin interpretarea acestora ca reprezentînd formațiuni cristaline. Din ob- servațiile făcute, rezultă că această breccie sedimentară este dispusă trans- gresiv atît peste cristalin și Jurasicul superior, cît și peste depozitele atri- buite de Al. Dincă Senonianului. Acest lucru este evident în versantul drept al văii Ruschița (în aval de confluența cu pîrîul Caprii), unde se ob- servă plăci de dimensiuni mari de șisturi cristaline dispuse peste Senonian, contact considerat tectonic de către Al. Dincă1). Orizontul breciei sedi- mentare menționat trebue considerat în consecință, ca un facies lateral de țărm al orizontului bazai conglomeratic, atribuit danianului inferior de către Al. Dincă 1). La o concluzie similară a ajuns și acest autor, pri- vind zona de la W de regiunea cercetată de noi2). Formarea breciei sedi- mentare trebuie legată de ridicarea țărmului cristalin din nord în cursul Danianului inferior, fază ce premerge activității vulcanice extensive a magmatișmului banatitic. Brecia sedimentară danian-inferioară apare uneori la nord de linia Lunca Cernii — Ruschița — W Valea Negrii (la sud de valea Miclăușului). iar alteori la sud de această falie (valea Varnița, Valea Negrii, valea Ruschița). Peste orizontul bazai al Danianului, Al. Dincă separă un orizont de tufuri și aglomerate, răspîndit la est de valea Ruschița și la sud de vîrful Boul. în cadrul acestei părți a Danianului trebuie incluse și curgerile de lave asociate cu aglomerate3) ce apar în bazinul superior al văilor Pîrîul Rău și pîrîul Merizanca. Intercalarea produselor extensive ale vulcanis- mului banatitic în cuprinsul formațiunilor daniene permite situarea aces- tei importante faze vulcanice în Danian. TECTONICA REGIUNII Regiunea Ruschița are o poziție geografică relativ centrală în ca- drul Poienii Rusce. în cuprinsul zonei Ruschița se întîlnesc cele trei un- tăți importante ale masivului : unitatea epimetamorfică, cea mezometa- morfică, iar în sud bazinul sedimentar Rusca-Montană — Lunca Cernii. în Poiana Ruscă cele două unități cristaline menționate iau contact anormal de-a lungul unei importante falii direcționale inverse (însoțită de *) Vezi nota 3, pag. 119. 2) AL. Dincă. Prospecțiuni pentru cărbuni, în bazinul Rusca Montană (sectorul Varni- ța — Oțelul Roșu). Raport geologic. 1961 Arh. Com. Geol. 3) Aglomeratele de aici au fost puse în evidență de către P. Zimaiemann și V. Zimmer- mann (vezi nota pag. 136). Institutul Geological României 140 L. PAVELESCU, O.1 MAIER, H. KRĂUTNER. M. MUREȘAN, FL. KRĂUTNER 26 milonite și blastomilonite)1), șisturile mezometamorfice de la sud, încăle- cînd pe cele epimetamorfice de la nord2). Această linie tectonică a putut fi urmărită în jumătatea estică a masivului Poiana Ruscă, de la Teliuc pînă laW de Vadul Dobrii, unde este puternic dccroșată spre SW de falia cher- gheș—Ruschița ajungînd deci să fie aruncată sub depozitele sedimentare ale bazinului Rusca Montană — Lunca Cernii. Astfel în zona Ruschița, situată la SW de Vadul Dobrii, contactul dintre unitatea mezometamorfică și cea epimetamorfică se face de-a lungul faliei Chergheș Ruschița (orien- tată NW - SW). în ce privește relațiile dintre formațiunile cristaline în ansamblu și cele sedimentare de la sud, se poate constata că limita nordică a bazinului sedimentar (Jurasic superior — Cretacic superior) Rusca Montană — Lunca Cernii coincide în general cu o falie direcțională, cu înclinare nordică (60° — 75°), de-a lungul căreia cristalinul din nord încalecă sedimentarul din sud. Trebuie să menționăm că în unele porțiuni se găsesc formațiuni se- dimentare și la nord de această linie direcțională, situație întîlnită la S de valea Miclăușului și în partea de W a regiunii (la E și W de Valea Negrii). Această linie tectonică a fost cartată de către L. PAVELESCU (1954) la W de regiunea Ruschița, în zona de la Lunca Cernii, iar în zona valea Lupului, valea Negrii de către D. Giușcă, M. P>iloiu, D. Rădules- cu, V. Stiopol și R. Dimitrescu (1956). în urma celor arătate se poate afirma că la N de majoritatea depozitelor sedimentare ale bazinu- lui Rusca Montană — Lunca Cernii se situiază o falie direcțională impor- tantă (înclinată spre N), de vîrstă. probabil laramica, de-a lungul căreia șis- turile cristalofiliene încalecă pe cele sedimentare de la sud, contact tecto - nic care depășește atît spre E cît și spre W limitele zonei cercetate. Întru- cît această situație este similară cu cea. cunoscută în Banat (la W de zona Reșița—Moldova Nouă), trebuie considerat că linia tectonică de la nordul bazinului Rusca Montană — Lunca Cernii (linia Lunca Cernii — Ruschița W Valea Negrii) reprezintă continuarea spre NE a liniei Reșița —Mol- dova Nouă. în linia direcțională Lunca Cernii — Ruschița orientată E — W, se opresc structurile plicative dispuse NNE — SSW, puse în evidență în bazinul Rusca Montană — Lunca Cernii de Al. Dincă 3). Din cele expuse mai sus, rezultă că în zona Ruschița, între cele trei unități prezente aici, sînt relații tectonice de-a lungul unor falii cu carac- ter regional. în decursul cercetărilor noastre am urmărit îndeosebi structura tectonică a șisturilor cristaline, în strînsă corelație cu descifrarea strati- grafie! acestora. Tectonica depozitelor sedimentare aparținând bazinului ’) Vezi nota 1, pag. 118. 2) în Poiana Ruscă, poziția anormală a șisturilor mezometamorfice față de cele epime- tamoffice a fost semnalată pentru prima dată de către AL. Codarcea și L. Pavelescu (17). 3) Vezi nota 3, pag. 119 și nota 2, pag. 139. JA Institutul Geologic al României iGRy 27 ȘISTURILE CRISTALINE DIN REGIUNEA RUSCHIȚA 141 Rusca Montană — Lunca Cernii, a fost studiată în detaliu de către Al. Dincă1). în vederea deslușirii problemelor de ordin tectonic legate de cris- talinul din regiune, pe teren s-au urmărit o serie de elemente microstructu- rale2) cum sînt: șistozitatea de stratificație, șistozitatea de clivaj, flan- curi normale și inverse, liniații și microcute, elemente care corelate conco- mitent și judicios cu cele de ordin stratigrafie și metamorfic, au permis obținerea unei imagini structurale și stratigrafice de ansamblu asupra șisturilor cristaline din regiune. Tectonica unității mezometamorfice Unitatea mezometamorfică separată de cea epimetamorfică prin falia Ghergheș — Ruschița se dezvoltă în partea de E a regiunii. Șistozitățile măsurate în cadrul acestui compartiment coincid de multe ori (sau aproape coincid) cu stratificația inițială a rocilor, fapt verificat de rocile rubanate (calcare, dolomite) sau de limitele petrografice nete (șisturi — cuarțite; șisturi — carbonatite, etc.). Unitatea mezometamorfică constituie o stivă de sedimente metamor- fozate ce formează un monoclin cu direcția generală E — W și cu căderi sudice (în medie 50° —70°). Părțile inferioare mai intens metamorfozate din nord, suportă pe cele mai slab metamorfice din sud. Elementele lineare măsurate (microcute, liniații) indica afunda- rea structurii generale spre W. Urmărirea limitelor dintre complexele stratigrafice și a orizontu- rilor, precum și a nivelelor caracteristice (șisturi actinolitice, calcare, dolo- mite ș. a. ), a arătat că în cadrul compartimentului ocupat în regiunea noastră de unitatea mezometamorfică, faliile nu sînt numeroase și au o importanță minoră (falia ce traversează Pîrîul cu Rugi și pîrîul Chicioara; falia de pe pîrîul Lătoroasa); ele sînt orientate NE — SW. Petecul de sedimente cretacice din bazinul văii Lătoroasa este prins în formațiunile cristaline datorită unei falii direcționale, marcată în cristalin printr-o zonă de milonite. Tectonica unității epimetamorfice Unitatea epimetamorfică, care se dezvoltă la W de falia Ghergheș — Ruschița, are o tectonică mai complicată decît cea a unității mezometa- morfice, datorită atît structurilor plicative cît și numeroaselor falii care o compartimentează puternic (vezi schița tectonică anexată). Remarcăm de la început, că și în această unitate majoritatea șis- tozităților măsurate coincid (sau aproape coincid) cu stratificația primară a rocilor. *) Vezi nota 3) p. 119 și nota 2, p. 139. *) Analoage și paralelizabile genetic cu cele puse în evidență in zona centrală a masivului Poiana Ruscă de către I. Bercia, E. Bbrcia (1960) și C. CHTVU(vezi nota 1, pag. 118). x IGR> Institutul Geological României 142 L. PAVELESCU, O. MAIER, H. KRĂUTNER, M. MUREȘAN, FL. KRĂUTNER 28 în regiunea Ruschița, șisturile unității epimetamorfice aparțin zonei centrale a masivului Poiana Rusca *), care se întinde continuu de la Tcliuc pînă dincolo de Vadul Dobrii, de unde este decroșată spre SW, de falia Ghcrgheș—Ruschița, constituind astfel ma joritatea zonei cercetate. Din punct de vedere al ansamblului structural general, zona centra- lă a masivului Poiana Ruscă aparține flancului sudic al anticlinoriului Arănieș — Poieni 2) (Dimitrescu 1955), structura plicativă majoră a unității epimetamorfice din Poiana Ruscă. Ca o consecință a acestui fapt, structura șisturilor unității epimetamorfice din zona Ruschița are un ca- racter vizibil ascendent spre N, fiind constituit în general dintr-un anti- clinal ui mat la nord de un sinclinal, ce alcătuiesc împreună o importantă cută-scaun. Stilul structural cunoscut în zona centrală, între Teliuc și Vadul Dobrii, caracterizat printre altele prin cute în general drepte și relativ largi (I. Bercia, E. Bercia, 1959 ; O. Maier, G. Mureșan, M. Mureșan, 1959) 3) se păstrează și în regiunea Ruschița, rareori întîlnindu-se cute slab aplecate (cu flancuri deversate), cum este cazul sinclinalului calcare- lor marmoreene de Ruschița, care local (în cariera de marmoră) este strîns și slab aplecat spre sud. in zona cercetată, pe flancurile celor două cute amintite, se gre- fează o serie de structuri plicative minore atît ca amploare cît și ca extin- dere pe direcție. Cutele din regiune s-au format ca și în zona centrală a masivului (I. Bercia, E. Bercia, 1959) 4), prin cutare flexurală cu alunecare con- centrică. Elementele lineare (liniații, microcute) arată că structurile din regi- une au direcția generală E — W cu afundări axiale generale vestice (în medie cu 15° — 30°). Local, pe valea Ruschița (în zona confluenței cu va- lea Morii) s-au întîlnit elemente lineare (mai ales microcute) orientate E — W, cu afundări vestice mari și foarte mari (uneori peste 50°) deno- tînd existența, în aceste porțiuni, a unei tectonici B „abrupte”. Axele celor două structuri plicative majore din regiune, sînt decro- șate de numeroase falii, putînd totuși fi urmărite din partea de NE a regi- unii pînă la extremitatea vestică a acesteia. Astfel, cuta anticlinală principală a fost urmărită din partea supe- rioară a văii Morb, de unde este aruncată în partea inferioară a aceleiași văi și apoi la sud de confluența Pîrîului cu Raci cu valea Ruschița. De aici axul acestei cute se poate urmări pi in dealul Boul, pînă în pîrîul Lupului, la W de care se regăsește apoi la W de pîrîul Afinarul Mare, de unde traver- sează pîrîul Afinarul Mic, depășind apoi limita occidentală a zonei cercetate. 1) Zona centrală a masivului Poiana Ruscă cuprinde îîșia de șisturi epimetamorfice limi- tată la nord de dolomitcle de Hunedoara și Luncani, iar la sud de șisturile unității mezometa- morfice. în zona centrală se înscriu principalele zăcăminte de fier sedimentare metamorfozate, cunoscute în Poiana Ruscă. 2) Vezi notele 1, 2, pag. 118 și notele 1, 3, pag. 120. 3) Nota 1, pag. 118. 4) Vezi nota 1, pag. 118. Institutul Geologic al României \ IGRX 29 ȘISTURILE CRISTALINE DIN REGIUNEA RUȘCHIȚA 143 Axul cutei sinclinale, situată mai la nord de cea anticlinală mențio- nată s-a urmărit din valea Bordului, prin pîrîul Țipțăr și pîrîul Vulturi Mic pînă în pîrîul Vulturilor, de unde este puternic decroșat spre S, regă- sindu-se în valea Morii sub forma unui mic sinclinoriu, care spre W se simplifică structural, trecînd din nou la o cută sinclinală, slab aplecată spre nord, fapt observabil în zona carierei de marmoră de la W de Pîrîul cu Raci. Întrucît mai la vest, versantul nordic al dealului Boul este lipsit practic de aflorimente, axul cutei sinclinale a putut fi cartat din nou abia din pîrîul Lupului spre vest, pînă în extremitatea vestică a regiunii. în zonele axiale ale celor două cute descrise, apare de obicei (cu unele excepții) complexul șisturilor verzi (tufogene), reprezentat prin diferitele sale orizonturi în funcție de jocul faliilor ce intersectează struc- turile, de afundarea axială a cutelor precum și de relieful morfologic. în afara acestor două structuri plicative principale, care străbat zona Rușchița de la un capăt la altul, mai menționăm importantul sinclinal (orientat de asemeni E—W) din bazinul superior al văii Rușchița (valea Padeș), în a cărei umplutură apar șisturile și rocile carbonatice (dolomite calcaroase și dolomite) ale complexului șisturilor sericito-cloritoase cuar- țitice superioare. în zona de la S de Vf. Boul (între valea Varnița și pîrîul Cracul Lung), complexul șisturilor sericito-cloritoase cuarțitice superioare (repre- zentat aici prin șisturi și carbonați te) constituie o mică cută-scaun, alcă- tuită dintr-un sinclinal, la S de care se dezvoltă o structură anticlinală. în ceea ce privește tectonica disjunctivă a unității epimetamorfice din regiunea Rușchița, se poate face de la început remarca, că aceasta este afectată de numeroase falii oblice (și mai puțin transversale) precum și direcționale față de structura, care contribuie la compartimentarea puternică a acestei unități, dîndu-i astfel un aspect diferit, mult mai frămîntat, în comparație cu cel prezentat de unitatea mezometamorfică. După poziția lor față de direcția generală a structurilor plicative, faliile din unitatea epimetamorfică pot fi oblice și direcționale. Dislocațiile oblice cele mai frecvente în regiune se repartizează la două sisteme orientate NE —SW și NW—SE. Prin conjugarea acestora împreună cu liniile direcționale în acest sector, au rezultat mai multe compartimente tectonice mai importante, după cum urmează (vezi schița tectonică): compartimentul Poiana Crivina — pîrîul Vulturilor; compartimentul valea Morii — Pîrîul cu Raci — vîrful Boul — Valea Ne- grii ; compartimentul valea Padeș (partea superioară a văii Rușchița) și compartimentul valea Varnița — Cracul Lung. Compartimentul Poiana Crivina — pîrîul Vulturilor este mărginit la SE de falia Ghergheș — Rușchița, iar la W de o importantă falie orien- tată NW—SE. El este alcătuit din rocile nivelului terigen (din cadrul complexului șisturilor verzi) ce alcătuiește aici un anticlinal urmat la nord de un sinclinal (cute descrise mai sus). Remarcăm în cadrul acestui compartiment prezența cîtorva falii orientate NNW—SSE, de importanță mai mică. Institutul Geologic al României icrV 111 L. PAVELESCU, O. MAIER. H. KRĂUTNER. M. MUREȘAN. FL. KRĂUTNER 30 Compartimentul valea Morii—Pîrîul cu Raci — Vj. Boul —Valea Negrii se dezvoltă laNW de falia Chergheș —Ruschița și de falia de la SW de Vf. Boul. Spre E, se învecinează cu compartimentul descris, la NW și N, cu compartimentul Văii Padeș, de care este separat printr-o importantă falie (orientată NE —SW) și de o falie direcțională E—W. Spre SW formațiu- nile cristaline ale acestui sector tectonic iau contact anormal cu depozitele bazinului sedimentar Rusca Montană — Lunca Cernii, pe care le încalecă de-a lungul liniei direcționale Lunca Cernii—Ruschița — W Valea Negrii. Compartimentul de care ne ocupăm, este brăzdat de numeroase falii, orientate în special NW—SE (pe care adesea s-au intrus roci banatitice), care-1 împart într-o serie de blocuri mai mici. înspre partea de W a compartimentului, remarcăm continuarea faliei orientată NE —SW, ce trece pe la W de Vf. Moșiuța, pe la NW do Vf. Boul, ajungînd în Valea Negrii. La nord de valea Ruschița și în partea mijlocie a pirului cu Raci, trece o importantă falie direcțională, de-a lungul căreia partea nordică este puternic coborîtă. în compartimentul tectonic valea Morii — Pîrîul cu Raci — Vf. Boul — Valea Negrii se continuă cele două structuri importante plicative (respectiv cuta-scaun) din compartimentul Poiana Crivina — pîrîul Vultu- rilor. în aceste cute sînt prinse în general rocile complexului șisturilor verzi și părțile inferioare ale complexului șisturilor sericito-cloritoase superioare. Compartimentul văii Padeș (partea superioară a văii Ruschița), care se învecinează tectonic (după cum s-a arătat) cu partea de NW și N a compartimentului văii Morii — Pîrîul cu Raci — Vf. Boul — Valea Negrii, este constituit dintr-o cută sinclinală alcătuită din rocile complexului șisturilor sericito-cloritoase superioare. El apare ca un bloc puternic cobo- rît în comparație cu compartimentele tectonice analizate. Compartimentul valea Varnița — Cracul Lung este prins între falia direcțională de la nordul bazinului Rusca Montană — Lunca Cernii și fractura orientată NE —SW, ce trece prin Versantul sudic al dealului Boul, în mod analog, compartimentului precedent descris și aici este prezent complexul șisturilor sericito-cloritoase superioare, care alcătuiește o mică cută-scaun, ascendentă spre nord. Din examinarea hărții tectonice generale a regiunii Ruschița, rezultă că principalele sisteme de falii sînt cele dispuse oblic față de structură, orientate fie NW—SE, fie NE —SW, constituind două sisteme importante de fracturi, cunoscute și în zona centrală a masivului Poiana Ruscă (O. Maier, G. Mureșan, M. Mureșa.n 1959)x). în afara acestor sisteme de falii oblice menționăm faliile direcționale, adesea cu importanță mare, prezente în regiunea Ruschița. Relațiile de Vîrstă dintre aceste fracturi (oblice și direcționale) din zona cercetată, indică prezența a cel puțin cinci vîrste relative de formare pentru faliile din regiune (reprezentate prin culori diferite în harta tectonică anexată). Acest lucru reflectă deo- sebit de pregnant jocurile și reluările în timpuri diferite, a diverselor com- partimente din zona formării bazinului sedimentar Rusca Montană — Lunca Cernii. b Vezi nota 1, pag. 118. Institutul Geological României 31 ȘISTURILE CRISTALINE DIN REGIUNEA. RUSCHIȚA 145 Cea mai veche dislocație, afectată de către celelalte ulterioare este linia direcțională ce traversează zonele superioare ale văilor pîraielor Afinari Mic, Afinari Mare și Lupului, la vest de care este decroșată spre NE, reapărînd la nord de valea Ruschița și în partea mijlocie a Pîrîului cu Raci. Faliile aparținînd celei de a doua generație de fracturi, se înscriu în cadrul sistemului NW—SE și apar încre poiana Crivina și valea Ruschița. Dintre ele remarcăm, ca importantă, falia dintre pîrîul Peșterii și pîrîul Vulturilor. Aceste falii sînt intersectate de cele ale sistemului NE —SW, care în general decroșează spre SW compartimentul nord-Vestic al fie- căreia. Cea mai importantă dintre acestea și de altfel din întreaga regiune, este falia Chergheș — Ruschița, ce trece paralel cu valea Morii, oprindu- se în linia direcțională a bazinului Rusca Montană — Lunca Cernii. Dislo- cația Cergheș — Ruschița pune în contact unitatea mezometamoriică din est cu cea epimetamorfică din vestul zonei cercetate. Această falie, pusă în evidență pentru prima dată în partea nord-estică a Poienii Rusce1), traversează întreg masivul, ajungînd în zona Ruschița. Linia direcțională Lunca Cernii — Ruschița — W Valea Negrii, întrerupe faliile nord-estice amintite. împreună cu falia direcțională din bazinul văii Lătoroasa, această dislocație se înscrie în rîndulfracturilor direcționale de vîrstă probabil laramică din zona bazinului sedimentar Rusca Montană — Lunca Cernii. în sfîrșit, cele mai noi falii apar în jumătatea vestică a regiunii și sînt orientate NW—SE. Ele deplasează linia direcțională din nordul bazinului. Pe aceste fracturi s-au insistat cele mai multe din corpurile filoniene ba- natitice din regiunea Ruschița. CONCLUZII ASUPRA EVOLUȚIEI GEOLOGICE GENERALE A REGIUNII Formațiunile cristalofilierie, ce alcătuiesc majoritatea, regiunii Rus- chița, se repartizează la cele două unități cristaline ale masivului Po- iana Ruscă. . . . . !: .■ -;.v în stadiul actual al cercetărilor nu se poate stabili corespondența stratigrafică între două unități. Se poate afirma însă, că. șisturile ambelor unități au suferit aceleași metamorfism regional. Ambele unități tectonice cuprind formațiuni marine metamorfozate. Cele din unitatea mezometa- naoxfică au un caracter predominant, terigen,, pe cînd formațiunile unității epimetamorfice au adesea intercalații de roci recifogene și de natură tufogenă. Materialul tufogen (predominant bazic) se poate lega de magma- tismul inițial al geosinclinalului actualelor șisturi cristaline din regiune. Zăcămintele sedimentare metamorfozate de fier din regiune, sînt asociate nivelelor tufogene. în timpul metamorfismului regional, rocile unității mezometa- morfice, s-au metamorfozat în condițiile faciesului amfibolitic și ale facie- ’) Vezi nota 1, pag. 120. 10 — Anuarul Comitetului Geologic. JA; Institutul Geological României igr/ 146 L. PAVELESCU. O. MAIER, H. KRÂUTNER, M. MUREȘAN, FL. KRĂUTNER 32 sului de șisturi verzi. în rocile unității epimetamorfice apar numai para- genezele caracteristice faciesului de șisturi verzi. Tot în acest timp a avut loc formarea structurilor plicative men- ționate, prin cutare flexurală cu alunecare concentrică, situație similară cu cea din zona Teliuc — Vadul Dobrii (I. Bercia, E. Bercia, 1959) x). Probabil că unele din faliile oblice și direcționale din regiune s-au schițat încă din această perioadă. în timpul mișcărilor tectonice ulterioare, în cuprinsul cristalinului, au luat naștere o serie de falii și au rejucat altele deja existente, ajungîndu-se la situația actuală. Printre cele mai noi falii din regiune (probabil de vîrstă laramică) se înscriu linia direcțională de la nordul bazinului Rusca Montană — Lunca Cernii și o parte din faliile orientate NW—SE pe care s-au insinuat multe din corpu- rile banatitice. Magmatismul banatitic s-a manifestat înDanian, dînd naștere nume- roaselor intruziuni filoniene din zona cercetată (alcătuite din roci abisice și mai ales hipoabisice — andezite) precum și la curgeri de lave, aglomerate și tufuri. De acest magmatism se leagă transformările rocilor din apropierea banatitelor precum și zăcămintele hidrotermale de sulfuri cunoscute în regiune. Depozitele sedimentare aparțin la trei cicluri (descrise detailat de către A. Dincă), respectiv Jurasicului superior, Cenomanian-Turonian- Senonianului și Danianului. Primii: ianuarie 1964. BIBLIOGRAFIE Bărbat T. (1952). încercări de prospectare magnetică a zăcămintelor de siderit de la Ruschița — Rusca. D. S Inși. Geol. Rom. voi. XXXV, București. Bercia I., Bercia Elvira (1964). Cercetări microtectonice în regiunea Ghelar — Teliuc (Munții Poiana Ruscă). D. S. Corn. Geol. voi. XLIX/1. București. Cantuniari St. (1931). Studii asupra regiunii cu cărbuni de la Rusca Montană (jud. Severin). Id„ voi. XVIII (1929-1930) București. Cantuniari St. (1937). Etudes găologiques dans les Monts Poiana Ruscă. I. Bassin de Rusca* Răgion de Rusca Montană. C. R. Insl. Giol. Roum. Tome XXI (1932—1933). București. Cantuniari St. (1940). Monografia geologică-tehnică a carierei Ruschița (jud. Severin) (La carriere de marbre statuaire de Ruschița/Roumanie). A.I.T.I.M. Cong. IV, Bucu- rești. Cantuniari St. (1941). Etudes găologiques dans les Monts Poiana Ruscă. II. Bassin de Rusca. Răgion de Ruschița (dăp. de Severin). III. Versant S de la crete Poiana Lungă — Măgura. C. R. Insl. Geol. Roum. Tome XXVI (1937—1938). București. Codarcea Ai.., Pavelescu L. (1956). Cercetări geologice în regiunea Ruschița. D. S. Com. Geol. voi. XXXVIII. București. *) Vezi nota 1, pag. 118. Institutul Geological României 33 ȘISTURILE CRISTALINE DIN REGIUNEA RUSCHIȚA 147 Dimitrescu R. (1055). Asupra structurii geologice a părții nord-vestice a Munților Poiana Ruscă. Lucr. Inst. Pelrol-Gase, Stud. 1, București. Giuscă D., Biloiu M., Rădulescu D., Stiopol V., Dimitrescu R. (1956). Studiul petro- grafic al masivului Poiana Ruscă de Sud-Vest. D. S. Com. Geol. voi. XL. (1952—1963) București. IIotz Walter. (1909). Die Magnetiterzlagerstătten von Vaspatak im Komitat Hunyad, Ungarn. Mitt. d. geol. Gesellsch. Wien. LOczy L. (1882). Geologische Ubersichtskarte des W. Teiles der Umgebung der W. Teiles der Umgebung der Poiana Ruzka Gebirges. Tafel XXVIII aus Mitt. a. d. Jahrb. d. Ic. ung. geol. Anstall, Bd. VIII. Budapest. Maier O., Muresan Georgeta, Muresan M. (1964). Structura geologică a regiunii Telinc — Ghelar (zona centrală a masivului Poiana Ruscăi). D.S. Com. Geol. voi. XLIX/1, București. NOpcsa Fr. (1905). Zu Geologie der Gegend, zwischen Gyulafehl6svar, D6va, Ruskabanya und der rumânischen Landesgrenze. Mitt. a. d. Jahrb. d. h. ung. geol. Anstalt, Bd. XIV, Budapest. Papiu C. V. (1956). Cercetări geologice pe versantul de NW al masivului Poiana Ruscă. D. S. Com. Geol. voi. XL (1952—1953), București. Papp K. (1919). Die Eisenerz- und Kohlenvorrăte des Ungarischen Reichse. Budapest. Pavelescu L., Dimitrescu R. (1954). Contribuțiuni la studiul petrografic al andezitelor din bazinul Rusca Montană — Lunca Cernii, cu privire specială asupra plagioclazilor. Acad. R.P.R., Bul.St. Secția Biologie etc. T. VI, nr. 3, București. Pavelescu L. (1954). Studiul geologic și petrografic al părții mediane și de SE a Munților Poiana Ruscă. An. Com. Geol. voi. XXVII, București. Pavelescu L. (1958). Geologia și petrografia reg. Ruschița, An. Com.Geol. voi. XXXI, București. Schafarzik Fr. (1907). Uber die geologischen Verhâltnisse de SW-lichen Poiana Ruszka Gebir- ges im Komitate Krasso-Szor^ny. Jahresb. der. k. ung. geol. A. f. 1905, Budapest. Schafarzik Fr. (1908).! Die geologischen Verhâltnisse der Umgenung von Ruzkabânya. Jahresb. d. k. ung. geol. A. f. 1906. Budapest. F. J. Turnee (1961). Peresmotr metamorficeskih lății. Fiziko-himiceskie zadaci po obrazova- niu porod i rud. Tom I, Ied. A. N. S.S.S.R., Moskva. Institutul Geological României Institutul Geological României L.PAVELESCU-O.MAIER -H.KRAUTNER-MMURESAN-FL KRĂUTNER HARTA GEOLOGICA Vf Mosiuta Vf. Rusca REGIUNII RUȘCHIȚA Wern.er •30 •08 Păducel LEGENDA CRISTALINE FORMAȚIUNI FORMAȚIUNI SEDIMENTARE UNITATEA MESOMETAMORFICA UNITATEA Fohatie CUATERNAR Liniatie Ax de anticlinal Ax de sinclinal FORMAȚIUNI ERUPTIVE Ga/erie Carieră Haldă j Carieră c ^marmoră Faciesul Șisturilor verzi o. Cuartite « b. Șisturi sericito-doritoase â St st uri muscovrtice-biotitice t a!m andin d. Dolomite c Șisturi sericito-cloritoase b.Calcare a Șisturi tremolitice Corneene,scame,zone de transformări hidroterma/e L PAVELESCU,O.MAIER,H.KRĂUTNER,M.MUREȘAN,FL.KRAUTNER-Structura și stratigrafia șisturilor cristaline din regiunea Rușchița ^Poiana Ruscă e Calcare marmoreene d Șisturi sericito-dontoase V r Șisturi clonțoase tufogene cu intercalata de șisturi sericito-cloritoase b. Șisturi biotitice muscovrtice îa/mandin AmfiboUte, șisturi amfibolice biotitice Cu 9- intercalata de sisturi biotitice talman din Subfaciesul cuart-albit-clorit-muscovit si A sub Fa ciesul cuarta lbit-dorii- bio Ut » B Sub fa ciesul cuarț- albit- a!man din C Faciesul amfibolitelor cu a!man din EPIMETAMORFICĂ d Dolomite, dolomite ca/ca roase, ca/care c Șisturi sericito-cloritoase cuarț o ase, sisturi sericito-biotitice tgrafitbase h Cuartite * a. Șisturi biotitice -cuartitice cu almandin d. Șisturi verzi tufogene și amfiboh'te c Dolomite și dolomite calcaroase I Șisturi sencit o-doritoase t biotit, | șisturi sen cit o -grafitoase t biotit J a. Șisturi musco vito cuarțitice cu biotit t blmandin } . a.principale » b. secundare c . ... a. prin apa le Fa/u transversale șt oblice b^ecunȘare Depozite deluvia/e J Dan ian -orizontul superior (aglomerate, lave andezitice și roci sedimentare) Danian-orizontul bazat (brecte sedimentară cu elemente de cristalin -a; cu elemente de calcare J^-b Cenomanian,turonian, senonian (gresii, marne, și argile) Jurasic superior (calcare) g Cuarțite al bit ic e f Zăcăminte de fier e. Dolomite d. Șisturi sericito-cloritoase r Sisturi cloritoase.actinobtice cu a/bit t biotit '(șisturi verzi tufOgene) b. Șist uri muscovito-biotitice t a!m an din * a AmfiboUte si sisturi amfibolice C.Șistun sericito-cloritoase t biotitice tgranat b.Calcare a ȘisturiactinoHtice-tremo/itice și 'metadioritețjdă) Micașisturi biot/tice cu granați, & șisturicuarțiticemuscovito-biotitice a.AmfiboUte ANUARUL COMITETULUI GEOLOGIC ‘ Voi. XXXIV/T Imprim.atei. Inst. Geol. Institutul Geologic al României igr/ t ti . _ Lpavelescu,0-maier,H.krautner,M.MUREȘAN, FL. KRAUTNE R-Structura si stratigrafie șisturilor cristaline din regiunea Ruschița(Poiana Rusca) ANUARUL COMITETULUI GEOLOGIC- Voi. XXXIV/j i Institutul Geologic al României rim.atel. inst.Geol. l.PAvELESCU.O.MAIER,H.krăutner,m.MURE$AN, FL.KRĂUTNER: Structura și stratigrafia șisturilor cristaline din reg. Ruschița (Poiana Ruscă). PLIU L.PAVELESCU, O.MAIER, H.KRĂUTNER, M.MUREȘAN, FL.KRĂUTNER SCHIȚA RÂSPINDIRII FACIESURILOR METAMORFISMULUI REGIONAL IN ZONA RUSCHIȚA • 7 r FORMAȚIUNI POSTMETAMORFiCE •• FORMAȚIUNI METAMORFICE UNITATEA EPIMETAMORFICĂ ZONELE DE RÂSPINOIRE ALE FACIESURILOR METAMORFISMULUI REGIONAL Cuaternar Banatite Subfaciesul-cuart- albit- clorit 9 Sub fa ciesul-cuart- albit-biotit Falii oblice si direcționale Ax de anticii na! > o o a » °o % a 0 a roci sedimentare f Dan ian) Formațiunile sedimentare ale bazinului Bușea Montana- Lunca Cernu (Jurasic Sup. Dan ian) Subfaciesul-cuarț-albit- almandin cu Ax de sinclinal UNITATEA MESOMETAMORFICĂ Complexul superior 13 Faciesul amfibolitelor cu almandin \ Zone cu retromorfism Poiana Crivina Vf. Rusca ^Lisel ^Mărod' USC Vf. Păducel ANUARUL COMITETULUI GEOLOGIC: Voi. XXXIV/I 1500m r--A 1000 ■ ■ .A ■ Institutul Geological României Vf. Mosiuta 9 » Vf Pades ♦ N I —. L.PAVELESCU,0.MAIER,H.KRÂUTNER, M.MUREȘAN, FL.KRÂUTNER: Structura și stratigrafie șisturilor cristaline din reg. Rușchip(Poiana Ruscă). PI.IY L.PAVELESCU, O.MAIER, H.KRÂUTNER, M. MUREȘAN, FL.KRÂUTNER HARTA TECTONICA A REGIUNII RUȘCHIȚA legenda FORMAȚIUNILE CRISTALINE UNITATEA EPIMETAMORFICĂ FALII 1 Cuaternar 6 7 8 Complexul șisturilor seri cita -doritoase superioare Complexul șisturilor verzi (tufogene) 11 Axe de cute secundare 13 Faiii oblice Ban otite 2 12 UNITATEA MESOMETAMORFICĂ f5 8. 9 3 a. prin ci pa ie preia râmi ce io 16 b. secundare 17 'P. Crivina Vf. Rusca Complexul superior Complexul inferior a. principale b. secundare a. principale b. secundare FORMAȚIUNILE BAZINULUI RUSCA M0NTANĂ-LUNCA CERNII a) Orizontul superior b) Orizontul inferior (b rec ie) o o o 3‘ Falii trans verso le și oblice MM* • «MMM g 14 , ’ Falii direct icra! e 'Falii oblice b. a Ddman > > b. Falii direcționale - b. O° O f La râmi ce a. principale b.secundare fr » 4 o o o o <4 O 1000 500 1500m O K: ■ * Imprim.Atei. înst.Geol. ANUARUL COMITETULUI GEOLOGIC: Voi. XXXIV/r Institutul Geologic al României ► fr, 'o o 7^ o L fr fr ' o & a fr o !> 4 fr fr ț> > „. • o o fr’ . fr r >. a a. o ::d - Senonian Turonian Cenomanian j Jurasic superior Vf. Pades ♦ p f • < P' fr O c o 4 0/ 4 A 0 > O fr v >. > '■ A P fr A ’ t> fr fr * p A •/ Vf.Mosiuta 1 » Vf. Chici ora A\o Tîlva vîntului Vf. Gruniu k fr > fr 7 fr > Vf. Pa duce! fr v c> fr STRUKTUR UND PETROGRAPHIE DER KRISTALLINEN SCHIEFER AUS DER UMGEBUNG VON RUSCHIȚA (POIANA RUSCA) ' ' VON ‘ , L. PAVELESCU, O. MAIER, II. KRĂUTNER, M. MUREȘAN, FL. KRĂUTNER (Zusammenfassung) o Das Gebiet von Ruschița bildet den mittleren Teii des Poiana Rusca- Gebirges. Es erstreckt sich vom nordlich. gelegenen Padeș-Rusca Haupt- kamm gegen Siiden bis zur nordlichen Grenze des Rusca Mohtană- Lunca Cernii-Beckens. Geologie und Petrographie Die Umgebung von Ruschița ist vorwiegend aus kristallinen Schie- fern gebildet. Im Siiden stehen die sedimentăren Formationen des. Rusca Montana-Lunca Cernii-Kreidebeckens an. Kristallin und Sedimentar werden von banatitischen Erupt ivgesteinen durchsetzt. A) Das Kristallin. Die kristallinen Schiefer von Rușchița gehoren den beiden tektonischen Haupteinheiten des Poiana Rusca-Gebirges an. Sie wurden im Sinne der zwischen Teliuc und Vadul Dobrii (O. Maier. H. Krăutner, M. Mureșan, fl. Krăutner, G. Mureșan, 1958- 1959) durchgefuhrten Horizontierung des epimetamorphen Kristallins, in stratigraphisehe Komplexe gegliedert. Fur die Schiefer der mesometa- morphen Einheit wurde im begangenen Gebiet erstmalig eine solchartige Horizontierung unternommen. Die kristallinen Schiefer wurden stratigraphisch folgendermassen gegliedert: Mesometamorphe Einheit (a) Unterer Komplex (aj Oberer Komplex (a2) Unterer Horizont Oberer Horizont Institutul Geological României 150 L. PAVELESCU, O. MAIER, H. KRĂUTNER, M. MUREȘAN, EL. KRĂUTNER 36 Epimetamorphe Einheit (b) Graphitschiefer-Komplex (bj Tuffogener Griinschiefer-Komplex (b2) Terrigener Basalhorizont Unterer tuffogener Horizont Intermediarei' terrigener Horizont Oberer tuffogener Horizont Oberer Chlorit-Serizitschiefer-Komplex (b3) 1. Mesometamorphe Einheit (a) Die mesometamorphe Einheit ist im sud-dstlichen Teii der Ge- gend verbreitet und besteht aus zwei stratigraphischen Komplexen (Abb. 1). Unterer Komplex (aL). Der tiefstaufgeschlossene Teii der mesome- tamorphen Einheit nimmt deren nbrdlichen Teii ein und besteht aus Mus- kovit—Biotit —Schiefern, Granatglimmerschiefern, Biotit — und Musko- vit — Biotitquarziten. Selten treten linsenformige Amphiboliteinlage- rungen auf. Die aus dem begangenen Gebiet bekannte Măchtigkeit des Kom- plexes betragt 1000—1200 m. Sie steigt jedoch gegen Osten zu an. In Hinsicht auf die Intensitât der Regionalmetamorphose werden die Schiefer des unteren Komplexes der Staurolith-Almadin-Subfazies, der Amphibolit-Fazies zugeschrieben. Oberer Komplex (a_>). liber demunteren Komplexlagert ein 1300 — 1500 m machtiger Schiefer—Komplex, in welchem gegen die hoherge- legenen Teile zu eine Abnahme der Intensitât der Metamorphose wahr- nehmbar ist. Der untere Horizont beginnt mit einem 10— 30 m măchtigem Am- phibolitschiefer—Niveau. Darauf folgen granathaltige Biotit—Quarzit — und Biotit — Chloritschiefer, die der Staurolith-Almandin—Subfazies der Amphibolfazies angehoren. Ortlich sind auch linsenformige Kalkstein- und Amphiboliteinlageruugen vorhanden. Die darauf folgenden Schiefer gehoren der Staurolith-Almandin-Subfazies, der Quarz-Albit-Almandin- und der Quarz-Albit-Biotit-Subfazies an. Der obere Horizont lagert normal auf dem unteren und beginnt mit Aktinohth-Tremolitschiefern, auf denen diinne Kalkstein — und Dolo- mitschichten, Aktinolith-Tremolitschiefer und schliesslich mehr oder weniger quarzreiche Serizit-Chlorit — und Serizitschiefer lagern. Von diesem Horizont treten nur ungefâhr 300 m zutage, da er gegen Siiden zu tektonisch von dem Bușea Montană-Lunca Cernii—Becken begrenzt wird. Petrographische Untersuchungen, sowie regional-geologische Er- wăgungen, fiihren zur Schlussfolgerung, dass die Schiefer der mesome- tamorphen Einheit unter Bedingungen einer progressiven Metamorphose cntstanden und spâter eine Diaphtorese erlitten. Die metamorphen Mi- neralfazies wechseln von Norden gegen Siiden ab, entsprechend einer normalen Abnahme der Begional-Metamorphose. (Im Norden Staurolith — Institutul Geological României 37 KRISTALUNE SCHIEFER VON RUSCHIȚA 151 Almandin —Subfazies der Amphibolit—Fazies, im Siiden Quarz—Albit— Almandin—Subfazies und Quarz—Albit—Biotit —Subfazies der Griin- schiefer-Fazies). Die brtliche diaphtoritische Uberprăgung ist durch das Auffinden klarer Umwandlungen des Biotits und des Granats in Chlorit und durch das Vorhanden sein relikter Staurolithe erkennbar. 2. Epimetamorphe Einheit (b). Der mittlere und westliche Teii des begangenen Gebietes wird von den Gesteinen der epimetamorphen Einheit eingenommen. Diese sind von den Schiefern der mesometamorphen Einheit durch dieGhergheș — Buschița—Verwerf ung getrennt. Im Siiden wird die epimetamorphe Ein- heit von den sedimentăren Formationen des Bușea Montana—Lunca Cernii—Beckens tektonisch begrenzt. Von den, in der Zentralzone des Poiana Buscă—Gebirges erstmals im Jahre 1958 (O. Maier, G. Mureșan, m. Mureșan) festgestellten Komplexen der epimetamorphen Einheit, sind in dem Gebiet von Buschița nur der Graphitschiefer-Komplex, der tuffogene Griin- schiefer—Komplex und der obere Chlorit Serizitschiefer—Komplex vorhanden (Abb. 2). Graphitschiefer-Komplex (bj. Die Verbreitung der Graphitschiefer dieses Komplexes ist auf den nord-ostlichen Teii der Gegend (Poiana Crivina) beschrănkt. Die tieferen Komplexe treten nicht zutage. Tuffogener Griinschiefer-Komplex (b2). Kennzeichnend fiii' diesen Komplex ist das Vorhandensein basischer tuffogener Gesteine. Er ent- stand durch die Metamorphosierung sedimentar terrigener Formationen mit zahlreichen Einlagerungen basischer Tuffen und Tuffiten, — sowie Kalksteinen, Dolomiten und Eisenerzlagerstâtten. Der tuffogene Griinschiefer—Komplex ist im mittleren und west- lichen Teii des begangenen Gebietes verbreitet. Es konnten vier Hori- zonte unterschieden werden. Terrigener Basalhorizont. Der terrigene Basalhori- zont lagert unmittelbar iiber dem Graphitschiefer-Komplex im nord- ostlichen Teii der Gegend und besteht hauptsăchlich aus Gesteinen terrigener Herkunft (biotitfiihrende Serizit-Chlorit — und Serizit —Gra- phitschiefer) mit diinnen Einlagerungen von Kalkstein, Dolomit und ba- sischen Tuffen (tuffogene Griinschifer), U n t e r e r tuffogener Horizont. Dieser Horizont besteht aus Albit-Chloritschiefern, Chlorit-Biotitschiefern, Amphibolschiefern, Mus- kovit—Biotit—Quarzitschiefern und aus kristallinen Kalksteinen (der sogenannte Buschița-Marmor). Die Vergesellschaftung dieser Kalksteine mit Schiefern tuffogener Herkunft, bildet ein kennzeichnendes Merkmal fur diesen Horizont des Griinschiefer—Komplexes. Der im Griinschiefer eingelagerte Buschița-Marmor bildet eine Synklinale deren Nordflanke die Quarz—Albit—Biotit—Subfazies, die Siidflanke jedoch die Quarz — Albit—Almandin—Subfazies aufweist. Es ist daher eine Zunahme der Metamorphose von Norden nach Siiden im Bahmen desselben Niveau’s wahrnehmbar, die auch durch Plagioklasbestimmungen bestătigt werden Institutul Geological României 152 L. PAVELESCU, O. MAIER, ii. KRĂUTNER. M. MUREȘAN1, FL. KRĂUTNER 33 konnte. Eine Zunahme der Metamorphose ist auch gegen Westeri bemerkbar. In t er me di ar e r terrigener Horizont. Die Serizit— Chlorit, Quarz — Serizit — Chlorit und Biotit — Serizit — Chloritschiefer dieses Horizontes weisen ebenfalls eine Zunahme der Metamorphose gegen Sud—Westen auf, wo sie allmâhlich in almandinreiche Quarzit — Biotischiefer ubergehen. Oberer tuffogener Horizont. Dieser, vorwiegend aus tuffogenen Albit—Chlorit—Aktinolithschiefern bestehende Horizont ist hauptsăchlich im Westen der Gegend entwickelt. Terrigene Serizit- Chloritschiefer-Einlagerungen sind ziemlich selten; Dolomite und Albit- quarzite kommen vor. Sămtliche, in der Ruschița- Gegend bekannte sedi- mentar metamorphe Eisenerzlagerstătte (Werner, Baron, Rudolf, Nisip, D. Boul, D. Lupului, V. Afinari und V. Negri) sind diesem Horizont des Griinschieferkomplexes eingelagert. Die bei der Beschreibung der vorigen Horizonte erwăhnte Wech- selung der metamorphen Fazies ist auch hier bemerkbar : im Norden wur- den die urspriinglichen basischen Tuffe in der Quarz-Albit-Biotit-Sub- fazies metamorphosiert- (Chlorit-Albit — und Aktinolit-Albitschiefr), im Siiden jedoch, durch die Zunahme der Metamorphose bedingt, in der Quarz-Albit-Almandin-Subfazies (Amphibolite und Amphibolitschiefer). Oberer Serizit-Chloritschiefer-Komplex (bă). Die Gesteine dieses Komplexes sind grbsstenteils terrigenen Ursprungs und fiihren Kalkstein und Dolomiteinlagerungen, welche die siidlichen Auslâufer der meta- morphosierten Riffbildungen von Luncani-Tomești darstellen. Die Metamorphose steigt auch hier von Norden nach Siiden an: die Schiefer nbrdlieh des Ruschița-Tales gehoren der Quarz-Albit-Biotit Subfazies, die im Siiden der Quarz-Albit-Almandin-Subfazies an. Wir versuchten in zwei zusammenfassenden Profilen (Abb. 3, 4) die Struktur, die petrographische Reihenfolge, die petrographische Zusammensetzung und die Variation der metamorphen Fazies, sowie der urspriinglichen Ablagerung, darzustellen. Dabei wurden die Wirkungen der Verwerfungen nicht in Betracht gezogen : jeder tektonische Block wurde in seine urspriingliche Lage zuriickgefiihrt. In den Profilen wurden auch die gegenwărtigen Erosionsniveaus der Komplexe, sowie die wichtigsten Tiefbohrungen angegeben. Die tuffogenen basischen Schiefer der epimetamorphen Einheit gehoren teils der Quarz-Albit-Muskovit-Chlorit-Subfazies (Chloritschiefer mit Albit und Magnetitporphyroblasten) sowie Albit-Epidot-Aktinolith- schiefer), teils der Quarz-Albit-Biotit-, und Quaiz-Albit-Almandin- Subfazies (Amphibolschiefer) an. Die Amphibolschiefer der Quarz-Albit Almandin-Subfazies bestehen aus blăulichgriiner Hornblende, Albit (7—8% An) und Epidot. Zusammen mit der erwahnten Hornblende wurde auch ein gut entwickelter Aktinolit und Chlorit angetroffen. Die Am- phibolite mit einem etwas anorthitreicherem Plagioklas 10—15% An) stellen einen Ubergang zur Amphibolitfazies dar. In den dynamisch nicht beanspruchten Schiefern betrachten wir die Koexistenz des Chlo- jA Institutul Geologic al României iGRy 39 KRISTAUJNE SCHIEFER VON RUSCHIȚA 153 rits mit der blăulichgriinen Hornblende und dem Biotit als einen stabilen Zustand in Gesteinen deren chemische Zusammensetzung der Entwick- lung der, den gegebenen metamorphen Bedingungen entsprechenden Paragenesen nicht giinstig ist. Bei einem ungeniigenden Kaligehalt konnte Chlorit nicht gănzlich in Biotit iibergehen. Anderseits konnte die fiir die Quarz-Albit-Almandin-Subfazies charakteristische blâulichgriine Horn- blende das im Biotit nicht verbrauchte Aluminium nicht aufnehmen. Daher musste Chlorit zusammen mit den fiir die Quarz-Albit-Almandin- Subfazies charakteristischen Mineralien auftreten. Erst in der Amphi- bolit-Fazies schliesst die aluminiumreiche Hornblende eine Koexistenz mit Chlorit aus. In den Diinnschliffen der Gesteine in denen Chlorit und blâulichgriine Hornblende gemeinsam auftreten, zeigen die struktu- rellen Verhăltnisse, dass die Hornblende und der Biotit stets gleichzei- tig oder nach dem Chlorit kristallișierten, was auf eine Progressive Me- tamorphose schliessen lâsst. Die Ubergangszonen von einer Fazies zur anderen konnen durch Flâchen dargestellt werden deren Streichen O—W, daher parallel dem Streichen der kristallinen Schiefer verlăuft, und nord- lich, daher entgegengesetzt den Schiefern einfallen. : B) Eruptivgesteine. Die in der Umgebung von Ruschița anstehenden Eruptivgesteine gehoren der banatitischen magmatischen Tatigkeit (Laramisch) an. Im Bereich der kristallinen Schiefer treten ausschliesslich die poiyhyrischen Glieder der Familie der Granodiorite, der Diorite und ausnahmsweise der Gabbro’s auf; die Tiefengesteine dieser Familien sind nur im Siiden der Gegend, im Bereiche der sedimentăren Formationen verbreitet. Im Rusca Montană—Lunca Cernii—Kreidebecken bilden die Eruptivgesteine Gange, Lavaergiisse und Agglomerate. Im Kontakthof der Banatite entstanden Hornfelse und Skarne, die der Albit-Epidot-Hornfels und der Hornblende-Hornfels-Fazies zuzuschreiben sind. Die Eruptivgesteine selbst erlitten hydrothermale Einfliisse und Umwandlungen. Der hydrothermalen Tatigkeit der Bana- tite sind auch die Blei-Zinklagerstătten von Ruschița und Varnița zu- zuschreiben. C) Das Sedimentar. Die Sedimentărformationeu erscheinen nur im Siiden des von uns begangenen Gebietes, im Oberkreidebecken von RuscaMontană—Lunca Cernii. Sie gehoren dem Oberjura, dem Cănoman— Turon—Senon und Danian an. Tektonik Eine der wichtigsten Verwerfungen in der Ruschița — Gegend ist die schon erwăhnte Nord-Ost —Siid-West streichende Cherghe.ș—Ruschi- ța—Verwerf ung, die die epimetamorphe Einheit von der mesometamor- phen trennt. Die Nordgrenze des Rusca Montana—Lunca Cernii —Beckens ent- spricht ebenfalls einer tektonischen Linie mit ost-westlichem Streichen und 60°—75° nbrdlichem Einfallen. Lăngs dieser Verwerfung, welche der nord-ostlichen Verlăngerung der Reșița—Moldova Nouă — Linie Institutul Geological României 154 L. PAVELESCU, O. MAIER, H. KRĂUTNER, M. 'MUREȘAN, FL. KRĂUTNER 40 entspricht wurden die kristallinen Schiefer nach Siiden den Sedimen- tărformationen iiberschoben. Tektonik der mesometamorphen Einheit. Die in der Ruschița—Gegend vorkommenden Schiefer der mesometamorphen Einheit streichen ins- gesamtO—W und bilden ein Monoklin mit 50°—70° siidlichem Einfallen. Uber die stărker metamorphosierten Schiefer im Norden, lagern gegen Siiden die schwăcher metamorphen. Die gemessenen Lineationen deuten auf ein westliches Einfallen der Struktur. Tektonik der epimetamorphen Einheit. Die Schiefer dieser Einheit bilden mehrere Falten. Das Streichen entspricht dem allgemeinen O—W Streichen des Poiana Ruscă—Kristallins. Auch hier zeigen die gemessenen Lineationen ein westliches Einfallen der Struktur (im Durchschnitt 15°— 30° W). An den Elanken der beiden Hauptfalten (Boul-Antiklinale und valea Morii— Pîrîul cu Raci—Synklinale) wurden mehrere Falten niederer Ordnung beobachtet und verfolgt. Parallel zur Chergheș—Ruschița—Verwerfung, sowie ungefăhr senkreeht zu dieser, verlaufen mehrere Verwerfnngen die zusammen mit den O—W gerichteten direktionellen Verwerfnngen zur Teii ung der Ge- gend in mehrere tektonische Blocke beitragen. Die Altersverhăltnisse dieser Verwerfnngen deuten mindestens auf fiinf verschiedene, relative Alter, von denen die beiden letzten laramischen Alters sind, da sie sich auch durch die Ablagerungen der Oberen Kreide durchsetzen und gleichzeitig von den aufsteigenden Banatiten als Zu- gangsweg beniitzt wurden. ERKLÂRUNG DER TAFELN Geologische Karte des Ruschița-Gebietes Tafel I Kristallin Epimetamorphe Einheit 1, Komplex der oberen Seriâl-Chloritschiefer. a, AJmandinfiihrende Biotitschiefer (± quarzreich); b, Quarzitc ; c, Chlorit-Serizitschiefer ±quarzreich); Biotit-Serizitschiefer ± Graphit; d, Dolomite und Kalkdolomite. Komplex der tuffogenen Griinschiefer. 2. Oberer tuffogener Horizont. a, Ampliibolite und Amphibolschiefer ; b, Muskovitbiotitschiefer ± Almandin; c, Albit- Aktinolit-Chloritschiefer (± biotitfiihrend) (tuffogene Griinschiefer-Metaschalsteine) d, Chloritserizitschiefer ; e, Dolomite ; f, Eisenerzlagerstâttc ; g, Albitquarzite. 3, Intermediarei- terrigener Horizont. a, Muscovitbiotitschiefer i Almandin; b, Chloritserizitschiefer; c, Quarzite. KRISTALLINE SCHIEFER VON RUSCHIȚA 155 4, Unterer tuffogener Horizont. a, Amphibolite, Biotitamphibolitschiefer mit almandinfiihrenden Biotitschiefereinlagerun- gen ; b, Muskovitbiotitschiefer ± Almandin ; c, Tuffogene Cbloritschieder (Metaschalsteine) mit Chlorit-Serizisehiefereinlagerungen; d, Chlorit-Serizitschiefer; e, Kalk, Buschița Marmor. 5, Terrigener Basalhorizont. a, Muskovit-Quarzschiefer mit Biotit ± Almandin; b, Chlorit-Serizitschiefer ± Biotit, Graphit-Scrizitschiefer ± Biotit; c, Dolomite und Kalkdolomite ; d, Tuffogene Griinschie- fer und Amphibolite (Metaschalsteine). 6, Komplex der Graphitschiefer. Graphit-Serizitschiefer ± Biotit, Graphit-Chlorit-Serizitschicfer. Mesometamorphe Einheit Oberer Komplex. 1, Oberer Horizont. a, Tremolitschiefer ; b, Kalksteine ; e, Chlorit-Serizitschiefer ; d, Dolomite. 8, Unterer Horizont. a, Tremolit-Aktinolitschiefer und Metadiorite (p-S) b, Kalksteine; c, Chlorit-Serizitschiefer ± Biotitschiefer ± Granat. 9, Unterer Komplex. a, Amphibolite; b, Almandinfiihrendc Biotitglimmerschiefer, quarzitische Muskovitbio- titschiefer, 10, Retro morphismuszone. 11, a, Metaultrabasitc, Talk ; b, Metadiorite (p.8), Grunschieferfazies. A) Quarz-Albit-Chlorit-Muskovitsubfazies und Quarz- Al bit- Biotitsubfazies. B) Quarz-Albit-Almandinsubfazies. 0) Almandin-Amphibolitfazies. Sedimentar 12, Alluvionen ; 13, Dehivialablagerungen ; 14, Danian — Oberer Horizont (Aglomerate, ande- sitische Laven, Tuffite, Sandsteine); 15, Danian—Basalhorizont (Sedimentare Breckzie mit Kristallinelementen («) mit Kalkelementen (J3) (b). 16, Cănoman, Turon, Senon (Sandstein, Mergel und Ton). 17, Oberjura (Kalksteine). Eruptiv Banatite .18, Lamprophyr (Camptonit); 19, Diorit-Granodioritporphyr, Dacit, Andesit; 20, Granodiorit, Diorit; 21, Hornfels, Skarn, Zonen hydrothermaier Umwandlungen. 22, Schichtung ; 23, B-Achsen und Lineation ; 24, Transgressionsgrenzen ; 2o, Sattelachse ; 26, Muldenachse ; 27, Direktionelle Verwerfungen a) Hauptverwerfungen, 5) Sekundâre Ver- werfungen ; 28, Quer- und Schrăgverwerfungen a) Hauptverwerfungen, b) Sekundâre Verwer- fungen ; 29, Bohruug (23910); 30, Stollen, 31, Alte Grubcn-und Abbaufelder (fiir Eisen (Fe). fiir Blei-und Zinksulfide (Pb, Zn), fiir Talk (T); 32, Steinbruch ; 33, Halde, 34, Profillinie. H i Institutul Geologic al României \JGRZ 156 L. PAVELESCU, O. MAIER, H. KRĂUTNER, M. MUREȘAN. FL. KRĂUTNER 42 Geologische Profile durch das Ruschița-Ge biet Tafel II Kristallin Epiraetamorphe Einheit 1, Komplex der oberen Serizit-Chloritschiefer a, Almandinfuhrende Biotitschiefer (± quarzreich); b, Quarzite ; c, Chlorit-Serizitschiefer (± quarzreich), Biotit-Serizitschiefer ± Graphit; d, Dolomite und Kalkdolomite. Komplex der tuffogenen Griinschiefer 2, Oberer tuffogener Horizont, a, Ampliibolite und Amphibolitschiefer ; b, Muskovitbiotitschicfer ± Almandin; c, Albit- Aktinolit-Chloritschiefer (± biotitfuhrend); d, Chloritserizitschiefer ; e. Dolomite ; f. Eisen- crzlagerstătte ; g, Albitquarzitc. 3 , Intermediârer terrigener Horizont. a, Muscovitbiotitschiefer ± Almandin ; b, Chloritserizitschiefer ; c, Quarzite. 4, Unterer tuffogener Horizont. a, Amphibolite, Biotitamphibolschiefer mit almandinfiihrcnden Biotitschiefereinlagcrun- gen; b, Muscovitbiotitschiefer ± Almandin; c, Tuffogene Chloritschiefer (Metaschal- steine) mit Chlorit-Serizitschiefereinlagerungcn ; d, Chlorit-Serizitschiefer ; c, Kalk, Rus- chița-Marmor. 5, Terrigener Basalhorizont. a, Muscovit-Quarzschiefer mit Biotit ± Almandin; b, Chlorit-Serizitschiefer ± Biotit. Graphit-Serizitschiefer ± Biotit; c, Dolomite und Kalkdolomite ; d, Tuffogene Giitnschie- fer und Ampliibolite (Metaschalsteine). 6, Kowplex der Graphitschiefer Graphit-Serizitschiefer ± Biotit, Grapliit-Chlorit-Serizitschiefer. Mesometamorphe. Einheit Oberer Komplex 7, Oberer Horizont. a, Tremolitschiefer ; b, Kalksteine ; c, Chlorit-Serizitschiefer ; d. Dolomite. 8, Unterer Horizont. a. Tremolit-Aktinolitschiefer ; b. Kalksteine ; c. Chlorit-Serizitschiefer ± Biotit ± Granat. 9, Unterer Komplex. Biotitglimmerschiefcr ± Granate, quarzitische Muscovit-Biotitschiefer. 10, Rctromorphismuszone. Griinschieferfazies. A) Quarz-Albit-Chlorit-Muskovitsubfazies und Quarz-Albit-Biotitsubfazics. B) Quarz-Albit-Almandinsubfazies. C) Almandin-Amphibolitfazies. Sedimentar 11, Danian — oberer Horizont (Aglomerate, andesitische Laven und Sedimentârgesteine). 12, Danian— unterer Horizont (Sedimentare Breckzie mit Kristallinelementen—a und Kalkelementen — b. 13, Ciinoman, Turon, Senon (Sandsteine, Mergel und Tone). 14, Ober jura (Kalksteine). Institutul Geological României 43 KRISTALLINE SCHIEFER VON RUSCHIȚA 157 Eruptiv 15, Banatite (Granodiorit, Diorit- und Granodioritporphyr, Da cit und Andesit). 16, Hornfels, Skarne, Zonen hydrothermaler Umwandlungen. 17, Direktionelle Verwerfungen a) Hauptverwerfungen i) Sekundâre Verwerfungen 18, Quer-und Schrăgverwerfungen a) Haptverw'erfungen b) Sekundâre Verwerfungen. Verbreitung der Fazien der Regionalmetamorphose Tafel III Postmetamorphe Formationen I, Quartâr ;'2, Banatite ; 3, Aglomerate, andesitische Laven und Sedimentârgesteine (Danian); 4, Sedimentârformationen des Rusca Montană-Lunca Cernii-Beckens (Oberjura — Danian). Metamorphe Formationen Epimetamorphe Einheit 5, Komplex der oberen Serizit-Chloritschiefer; 6, Komplex der tuffogenen Griinschiefer; 7, Komplex der Graphitschiefer. Mesometamorphe Einheit 8, Oberer Komplex; 9, Unterer Komplex. Verbreitungszonen der Fazien der Regionalmetamorphose 10, . Quarz-Albit-Chloritsubfazies ; 11, Quarz-Albit- Biotitsubfazies ; 12, Quarz-Albit-Alman- dinsubfazies mit lokalon Ubergăngen zur Almandin-Amphibolitfazies; 13, Almandin- Amphi- bolitfazies; 14, Retromorphismuszone. 15, Direktionelle und schrăge Verwerfungen ; 16, Sattelachse ; 17, Muldenachse. Tektonische Karte des Ruschița-Gebîetes Tafel IV 1, Quartâr ; a 2, Banatite. Sedimentar des Rusca Montanâ-Lunca Cernii-Beckens 3 a, Danian — Oberer Horizont; 3 b, Danian — unterer Horizont (Breckzie); 4. Senon, Turon, Cănoman ; 5. Oberjura. Kristallin Epimetamorphe Einheit 6, Komplex der oberen Serizit-Chloritschiefer ; 7. Komplex der tuffogenen Grunschiefer; 8, Komplex der Graphitschiefer. Mesometamorphe Einheit 9, Oberer Komplex; 10, Unterer Komplex; 11, Achsen sekundârer Falten ; 12, Achsen der Hauptfalten, Verwerfungen (13—14 laramisch, 15—17 prâlaramisch); 13, Schrăgverwerfungen ; 14 a, Direktionelle Hauptverwerfungen ; 14 b. Direktionelle Sekundărverwerfungen; 15 a, Schrăge Hauptverwerfungen; 15.b. Schrăge Sekundărverwerfungen; 16 a, Quere und schrăge Hauptverwerfungen; 16. b. Quere und schrăge Sekundărverwerfungen ; 17 a, Direktionelle Hauptverwerfungen ; 17. b. Direktionelle Sekundârverwerfungen. Institutul Geological României Institutul Geological României STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE DIN BAZINUL TRANSILVANIEI ȘI BAZINUL PETROȘENI DE GR. RĂILEANU, V. NEGULESCU Abstract Comparative Study of the Burdigalian Fauna from the Transylvania Basin and Petroșeni Basin. Lithological and faunal study of the Miocene formations in the Sălătruc rivulet (eastern part of the Petroșani Basin) and of those in the Coruș Beds (north-western part of the Transylvania Basin) allowed the authors to establish the Burdigalian age of these depoșits. CONSIDERAȚIUNI GENERALE Orizontarea formațiunilor terțiare de pe teritoriul țării noastre, de altfel ca și din alte părți ale Europei, ridică o serie de probleme între care se poate enumera și aceea referitoare la limita Oligocen-Miocen și legat de aceasta poziția unor termeni stratigrafie!, cum este Aquitanianul. Pentru lămurirea acestor probleme importante se impun desigur studii stratigrafice de detaliu, în special în regiunile unde se cunosc succe- siuni normale și neîntrerupte de formațiuni care să conțină bineînțeles și o faună marină mai bogată. Pentru a se putea aborda și aduce unele contribuții efective la lămurirea acestei probleme, considerăm că este necesar să se studieze în prealabil conținutul faunistic al formațiunilor în cauză și să se stabilească pe cît posibil cu mai multă certitudine vîrstă unor orizonturi care ar pu- tea fi utilizate apoi ca repere stratigrafice. în acest sens am considerat de o importanță deosebită revizuirea faunei burdigaliene din Stratele de Coruș și a unor faune asemănătoare din alte formațiuni, cum este cea din Bazinul Petroșeni și cum ar fi poate util să se facă pentru cea din Depresiunea Getică (Valea Muerească) din regiuni unde sîntem convinși că deranjamentele de ordin tectonic sînt mai puține. < A Institutul Geologic al României \ igr/ 160 GR. RĂILEANU, V. NEGULESCU 2 Fauna de moluște miocene are în general o circulație mai largă în scara stratigrafică. După literatura de specialitate se pare că sînt forme foarte puține care să ateste vîrstă cu certitudine a unor depozite și numai asociațiile sînt acelea care ne-ar putea duce la unele concluzii mai precise, așa că în cercetările efectuate s-a căutat să se stabilească valoarea pe care o au unele forme, ca elemente faunistice conducătoare, dar s-a ținut seama și de asociațiile în care se găsesc aceste forme. CONSIDERAȚIUNI DE ORDIN STRATIGRAFIC BURDIGALIANUL DIN BAZINUL TRANSILVANIEI în bazinul Transilvaniei, B'urdigalianul dovedit pe bâze paleonto- logice este cunoscut în partea de NW a acestui bazin. Primele date asupra Burdigabanului din această regiune se datoresc lui A. Koch (1900) care de altfel a fost primul care a descris fauna din stratele de Coruș. Cercetătorii ulteriori au acceptat în unanimitate punctul de vedere al lui A. Koch și considerăm justificat aceasta, nu numai pentru că Stratele de Coruș conțin o faună specifică, dar și pentrucă aceste strate ocupă o poziție bine precizată în succesiunea stratigrafică concludentă. Stratele de Coruș atribuite Burdigabanului sînt cuprinse, în general între stratele de Valea Almașului (Oligocen superior-Aquitanian) la bază și Stratele de Chechiș (Helvețian) la partea superioară. Urmărite însă îndeaproape se constată că, datorită caracterului lor transgresiv, Stratele de Coruș stau și pe alți termeni mai vechi, după cum în alte cazuri pot suporta transgresiv fie Stratele de Hida sau chiar tuful de Dej (Tortoni- an). La Coruș, Stratele de Coruș, așa cum de altfel au fost descrise de A. Koch (1900) sînt reprezentate prin nisipuri albe ușor micacee cu elemente de pietriș bine rulate, peste care urmează gresii nisipoase une- ori consolidate, în bancuri cu grosimi pînă la 1 — 2 m. Spre partea su- perioară. se găsesc marne nisipoase, nisipuri gălbui ușor roșcate sau al- bicioase. Aceste formațiuni ar însuma cca 20 m grosime, fără însă a se putea delimita, aici, precis de formațiunile Stratelor de Valea Almașului în culcuș sau a Stratelor de Chechiș din coperiș. La Coasta cea Mare(S W de Cluj), Stratele de Coruș sînt reprezentate prin gresii nisipoase grosiere, uneori cu concrețiuni grezoase menținîn- du-se cu aceeași grosime și cu aceleași elemente faunistice ca la Coruș. Aici însă formațiunile Stratelor de Coruș stau transgresive peste depozite oligocene și chiar eocene și suportă la rîndul lor transgresiv tuful de Dej- . Tortonian. De la Coruș aceste formațiuni se pot urmări îndeaproape spre NW putîndu-se constata oarecare variații litologice. La Deșarta (Dealul Daia) spre exemplu, se constată o succesiune grezoasă cu intercalații de pie- trișuri, uneori sub formă de cuiburi. Aceste depozite stau peste șisturi cu aspect foios care se intercalează la partea superioară a orizontului de Sîn Mihai. Aici, aceste depozite, formează o suprafață structurală care înclină ușor spre est, așa că pe măsură ce se afundă sînt acoperite de marnele Stratelor de Chechiș. Institutul Geological României \jgrz 3 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 161 La Sîn Mihai, Stratele de Coruș au în bază un orizont grezos format dintr-un banc de gresii calcaroase cu o faună oarecum deosebită de cea a orizontului superior mai nisipos și care conține pectinide de talie mare (Chlamys gigas Schloth.). Ele stau aici peste argilele roșii ale orizontului de Sîn Mihai și suportă ca și în cazul precedent marnele de Chechiș. Pe flancul estic al văii Agrișului, sub coasta Răchiței, la dealul Na- tului și Dîmbul Chiriacului, formațiunile grezoase ale Stratelor de Coruș se destramă și prezintă adeseori pungi de nisipuri caolinoase și uneori gresii cu prundișuri. Ele sînt separate uneori prin intercalații cărbunoase de complexul orizontului de Sîn Mihai, care de altfel în acest sector de- vine mai grezos. Ele suportă pretutindeni Stratele de Chechiș. De aici spre NE, numai prezența faunei burdigaliene mai face posibilă separarea stratelor de Coruș de complexul faciesului grezos — (gresia de Tihău) pe care îl îmbracă orizontul de Sîn Mihai. La Tihău spre exemplu, și la Cristolțel deasupra ultimului strat de cărbune la cca 5m urmează un banc lumachellic cupectinidemari(Chlamys gigas Schloth.), Flabellipecten solarium Lam., Laevicardium kiibecki Hauer, Alerelrix gigas Lam. etc. Acest banc de gresii dure microconglomeratice cu grosime de cca 20 m, se poate confunda foarte ușor cu gresia de Tihău. Ele suportă și aici ca și în punctele menționate, marnele de Chechiș. Unul din noi ( Gr. Răileanu 1952) menționează elemente faunis- tice noi în Stratele de Coruș și atrage atenția asupra necesității revizuirea faunei" din aceste strate. Mai avem informația că în ultimul timp s-au determinat cîțiva dinți de pești, de către Fuchs de la Universitatea din Cluj. Fauna colectată de noi pe tot cuprinsul regiunii, unde apar la zi Stratele de Coruș, este reprezentată prin : Divaricella (Lucinella) ornuta (Agassiz) Solecurtus (Solecurtus) basteroti (Des Moulins) Mactra (Eomactra) besteroti Mayer Corbula (Corbula) basteroti HOrnes Pholas sp. Arca (Arca) fichteli Deshayes Arca (Arca) fichteli planata Schaffer Arca (Arca) fichteli elogatior Sacco Taras rotundatus (Montagu) Venus (Ventricola) multilamella (Lamarck) Leda pella elongata Zhizhchenko Tellina cfr. incarnata LinnE Angulus (Peronidia) planatus (LinnE) Arca (Arca) diluvii pertransversa Sacco Laevicardium kiibecki (Hauer) Glycymeris fichteli (Deshayes) Glycymeris (Axinea) pilosus deshayesi (Mayer) Pitaria (Callista) erycinoides (Lamarck) Meretrix gigas (Lamarck) Panopea menardi Deshayes 11 — Anuarul Comitetului Geologic. -P Institutul Geologic al României \J16 R 7 162 GR. RĂILEANU. V. NEGULESCU 4 Chlamys gigas (Schlotheim) Flabellipecten solarium (Lamarck) Cardium (Cerastoderma) edule commune Mayer Ostrea (Ostrea) frondosa Serres Ostrea (Ostrea] digitalina Dubois Dentalium sexangulum SchrOter Dentalium novemcostatum Lamarck Dentalium (Antale) vitreum SchrOTER Pyramidella (Pyramidella) plicosa Bronn Ringicula auriculata auriculata Menard Ringicula auriculata longominor Sacco Tudicla rusticula (Basterot) Ficus conditus (BRONGNART) V oluthilithes (Athleta) piculina (Lamarck) Oliva (Neocylindricus) dufresnei Basterot Terebra (Bubuia) fuscata (Brocchi) Typhis (Typhis) horridus (Brocchi) Genota cfr. proavia Bell ARD l Turritella (Haustator) vermicularis (BROCCHI) Diloma (Oxystele) orientalis (Cossmann et Peyrot) Binum aquensis (Recluz) Polinices (Neverita) olla (De Serres) Natica millepunctata Lamarck Natiba (Lunatia) catena helieina Brocchi Bulia (Dorsanum) bac'cata (Basterot) Calyptraea aff. chinensis (LinnE) S-au efectuat și unele .studii micropaleontologice, pentru prima dată de Gh. Voicu, apoi de I. Costea și Balteș Ele au fost reluate ulterior de N. Suraru, care a arătat că este vorba de o asociație micro- faunistică ce continuă pe cea din Oligocen. Această problemă a fost reluată și de noi și urmează să constitue o preocupare în viitor. BURDIGALIANUL DIN BAZINUL PETROȘENI Cu ocazia unor lucrări de prospecțiuni pentru cărbuni, efectuate în Bazinul Petroșeni, unul din noi (Gr. Răileanu, 1950) a descoperit forma- țiuni pe care le-a atribuit Burdigalianului. Pînă la acea dată, depozitele respective nu fuseseră separate și probabil că erau atribuite la unul din orizonturile semnalate pînă atunci în Bazinul Petroșeni. în anul 1954, Gh. Voicu a separat pe pîrîul Sălătruc două orizonturi, care după el, au o poziție superioară față de orizontul conglomeratic superior (grupa Stratelor de Coperiș) și anume: orizontul argilo-marnos superior și orizontul grezos conglomeratic superior. în urma unui studiu amănunțit, în formațiunile din cursul supe- rior al pîrîului Sălătruc, Gr. Răileanu (1955) a identificat primele ele- mente faunistice de tipul celor de la Coruș Chlamys gigas (Schloth.), Gly- cymeris fichteli(Desh.), Meretrix sp., Euthriofusus burdigalensis (Bast.), Institutul Geological României STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 163 etc) atribuind astfel vîrstă burdigaliană acestor depozite. El a sesizat totodată existența și a altor forme, atrăgînd atenția asupra necesității reluării studiilor acestei faune. Ulterior, I. Dragh’indă (19G1) atribuie aceste formațiuni fără să cunoască conținutul faunistic, Tortonianului. Depozitele atribuite Burdigalianului, sînt reprezentate în partea estică a Bazinului Petroșeni și prezintă succesiunea următoare : Marne calcaroase, în bază, de culoare vînătă-verzuie, care conțin în mod predominant exemplare de TurriteUa; Gresii nisipoase, vinete-verzui, în care se găsesc mai frecvent Pi- renella plicata (Brug.); Gresii calcaroase, de culoare vînătă-verzuie, dure, cu Chlamys gigas (Schloth.), Corbula (Varicorbula) gibba (Olivi), Glycymeris fichteli (Desh.), Mytilus haidingeri HOrn. ; Marne și argile vinete-verzui cu TurriteUa; Conglomerate cu elemente de cuarț, bine rulate; Argile nisipoase verzui cu intercalați! de gresii și șisturi cărbunoase de 1—2 m. Nisipuri gălbui, ușor cimentate, groase de cca 15 m, care conțin pe lîngă alte forme, și pe Pholadomya alpina rectidorsata HOrnes Euthriofusus burdigalensis (Bast.). Fauna de moluște pe care o conțin aceste depozite este repre- zentată prin : Saxolucina (Plastomiltha) muUilamellata (Deshayes) Solecurtus (Zoria) antiguatus vindobonensis Meznerics Corbula (Varicorbula) gibba (Olivi) Dosinia cfr. adansoni (Phillippi) Venus {Ventricola) multilamella (Lamarck) Tellina (Moerella) donacina LinnE Tellina serrata tauroprotensa Sacco Angulus (Peronidia) bipartit us Basterot Angulus (Peronidia) planatus (LinnE) Capsa lacunosa lacunosa (Chemnitz) Capsa lacunosa lumida (Brocchi) Arca (Arca) diluvii Lamarck Arca (Arca) fichteli elongatior Sacco Laevicardium kiibecki (Hauer) Glycymeris fichteli (Deshayes) Glycymeris (Axinea) pilosus deshayesi (Mayer) Meretrix cf. gigas (Lamarck) Cardium (Cerastoderma) edule commune Mayer Chlamys scabrella (Lamarck) Chlamys gigas (Schlotheim) Pholadomya alpina rectidorsata HOrnes Pinna (Atrina) pectinata vindobonensis Sacco Modiolus (ALdiolus) exbrochii (Sacco) Thracia sp. Institutul Geological României \ IGR 104 GR. RĂILEANU. V. NEGULESCU 6 Dentalium novemcostatum Lamarck Dentalium sexangulum SchrOTER Pyram.idella (Pyramidella) plicosa Bronn Rigincula auriculata auriculata Menard Ringicula auriculata longominor Sacco Ficus conditus (BrongnaRT) Terebra neglecta Michelotti Genota ramosa (Basterot) TurriteUă (Hahistator) vermicularis (Brocchi) Diloma (Oxy stele) orientalis (Cossmann et Peyrot) Natica (Lunatici) catena helicina Brocchi Bulia (Dorsanum) baccata (Basterot) Bulia (Dorsanum) ancilar iaefor mis (Grateloup) Jduthriofusus burdigdlensis (Basterot) Hinia (Uzita) turbiiiella (Brocchi) Actaeon punctulatus (FErussac) Actaeon semistriatus (FErussac) Actaeon tornatilis (LinnE) Clavatula (Perrona) jouaneti (Des Moulins) Calyptraea chinensis (LinnE) Tympanotonus (Tympanotonus) margaritaceum (Brocchi) Pirenella plicata (BruguiEre) CONCLUZII Analizînd comparativ fauna din formațiunile descrise din nord- vestul Bazinului Transilvaniei (Stratele de Coruș) cu cea din Bazinul Petroșeni, se pot face o serie de constatări care ne conduc la unele precizări destul de concludente. în primul rînd cele două formațiuni sînt foarte fosilifere (cca 41 specii în Stratele de Coruș și 46 în Bazinul Petroșeni). Din aceste specii se constată că 22 sînt comune pentru cele două regiuni și este de reținut că acestea sînt de altfel formele cele mai repre- zentative, cum sînt : Meretrix gigas (Lam.), Glycymeris fichteli (Desh.), Laevicardium kiibecki (Hauer), Chlamys gigas (Schloth.), Euthriofusus burdigalensis (Bast.), Dosinia adansoni (Phil.), etc. Din analiza graficului de frecvență reiese că formele descrise au, în general, o circulație destul de largă în coloana stratigrafică, totuși frecvența lor mare rămîne în Burdigalian. Sînt însă de reținut și forme specifice Burdigali anului, cum sînt Laevicardium Icubecki (Hauer), Gly- cymeris fichtdi (Desh.), Pholadomya alpina rectidorsata HOrnes și Chlamys gigas (Schloth.). în plus asociația formelor de tip miocenic cu acele din Oligocen-Aquitanian, Tympanotonus (Tympanotonus) mărgări taceum (Brocc), Mytilus haidingeri HOrnes, etc ne conduc la concluzia că timpul cînd s-au sedimentat atît Stratele de Coruș cît și formațiu- Institutul Geological României 7 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 165 nile de pe pîrîul Sălătruc, reprezintă o etapă nouă din evoluția acestor bazine, cînd apare o bună parte din elemente faunistice miocene—res- pectiv burdigaliene. Un alt fapt care se mai desprinde din analiza acestui tabel este că numai o parte din forme și anume 36 din 87 ajung pînă în Tortonian. După raporturile stratigrafice, a Stratelor de Coruș care se situează sub marnele de Chechiș și Hida, care după ultimele cercetări (N. Suraru, 1958) conțin elemente faunistice helvețiene și după asociația faunistică cu totul specifică acestor bazine, dar care prezintă afinități cu formațiu- nile burdigaliene din bazinul Vienei, sud-estul Franței și R. S. Cehoslo- vacia sîntem în măsură să conchidem că Stratele de Coruș aparțin Bur- digalianului. Deoarece formațiunile de pe pîrîul Sălătruc au o asociație faunistică asemănătoare cu aceea a Stratelor de Coruș trebuie să admi- tem că ele reprezintă un echivalent al acestora. CLASA LAMELLIBRANCHIATA Leda pella elongata Zhizhchenko Pl. I, fig. 4, 6 1955 Leda pella elongata Zhizh. — L. Mehklin — 1. A. Nevesskaia t. 1., f. 7—9, p. 28. Forma din colecția noastră prezintă valvele alungite transversal, cu o carenă ascuțită în partea posterioară. în partea anterioară se observă la binocular o carenă abia schițată. Ornamentația constă din coaste con- centrice, fine, ușor oblice spre marginea paleală, iar în jurul umbonelui, se observă uneori 4 îngroșări concentrice. Dimensiuni: 1=5 mm; L=9 mm. Răspîndire : din Burdigalian în Pliocen. Cuib fosilifer: Coruș. Arca (Arca) fichteli Deshayes Pl. I. fig. 3,7 1958 Arca (Arca) fichteli Deșii. — L. ErVnal — ErentOz — pl. XXII, f. 10, p. 139) (cum.syn.) Caracteristic pentru această specie este area ligainentară foarte largă. Dimensiuni : 1=32 mm ; L=50 mm. Dăspindire : în bazinul Vienei se întîlnește în Burdigalian ; în bazinul Aquitaniei, Italia și Turcia, în Helvețian; iar în Italia în Tortonian, Cuib fosilifer : Coruș. Arca (Arca) fichteli planata SCHAFFER Pl. I, fig. 2 1910. Arca fichteli planata Schaffer — pl. XXVI, fig. 8—10. Prezintă valvele cu o convexitate mai mică, decît forma tip. Dimensiuni : 1=27 mm; L=40 mm. Institutul Geological României 166 GR. RĂILEANU, V. NEGULESCU 8 Răspîndire: în bazinul Vienei în Burdigalien. Cuib fosilifer: Coruș. Arca (Arca) fichteli elongatior Sacco PI II fig. 1 1898 Anadara Fichteli var. eloniiatior F. Sacco. pl. V, fig. 7, p. 23. Valvele la această formă au convexitatea mică, iar partea posteri- oară este mai alungită și îngustă. Dimensiuni: 1=26 mm; L=42 mm. Răspîndire: în Italia în Helvețian. Cuib fosilifer: Coruș și P. Sălătruc. Arca (Arca) diluvii Lamarck Pl.T fig. 1-5 1960 Anadara diluvii Lamarck - E. Koiumdjibva - pl. XIX - fig. 9 — 10, pg. 61 Dimensiuni: 1=20 mm; L=25 mm. Răspîndire : Se întîlnește în Burdigalianul din baz. Aquitaniei și baz. Vienei; în Helvetianul din Italia, baz. Aquitaniei și baz. Vienei; în Tortonianul din Italia, U.R.S.S., Ungaria, Buituri și Bulgaria. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Arca (Arca) diluvii pertransversa Sacco 1958 Arca (Arca) diluvii var. pertransversa Sacco - ErOnal-EkentOz Pl. XXII, fig. 6,7, pg. 137 (cum. syn.) Cochilia are contur subtrapezoidal, alungită transversal. Umbonele este situat aproape central, marginea anterioară și posterioară a liniei cardinale sînt aproape egale. Prezintă 28 coaste mai largi ca intervalele. Dimensiuni : 1=17 mm; L=30 mm. Răspîndire: se întîlnește din Oligocen și pînă în Pliocen. Cuib fosilifer : Coruș. Glycymeris fichteli (Deshayes) Pl. II, fig. 2. Pl. III, f)g. 1, 2. Pl. IV fig. 2. 1870 Pectunculus Fichteli Dese. — HOrnes — pl. 39 — fig. 1, p. 315 1910 Pectunculus Fichteli Desil — Sohaffer — pl. 28, fig. 1, pl. 27, f, 6, p. 57 Caracteristic acestei specii sînt dinții puternici și orizontali; cei anteriori sînt în număr de 5 și posteriori în număr de 6; dinții mediani dispar aproape cu totul la exemplarele adulte. Area se observă și la exem- plarele tinere destul de dezvoltată cu 3 — 4 șanțuri sub formă de V întors, iar la exemplarele adulte ea este foarte dezvoltată și prezintă 7—8 șanțuri sub formă de V întors. Dimensiuni: 1=85 mm; L=95 mm. Răspîndire: Se găsește în Burdigalianul din bazinul Vienei. Cuib fosilifer: Coruș și P. Sălătruc. Institutul Geological României 9 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 167 Glycymeris (Axinea) pilosus, deshayesi (Mayer) Pl. IV fig. 1,3 1960 Pectunculus (Axinea) pilosus var. deshayesi (Mayer) Koiumdjieva pl. XIX, fig. 13, pl. XX fig. 1, pl. XXI, fig. 1 pg. 62 (cum. syn). Dimensiuni: 1 = 70 mm; L=75 mm. Răspîndire: în Miocenul din Europa. Cuib fosilifer: Coruș. Modiolus (Modiolus) exbrocchii (Sacco) Pl. XII, fig. 4 1960 Modiolus (Modiolus) exbrocchii (Sacco) Koiumdjieva — pl. XXVII fig. 6—7 pag. 78 (cum. syn.) Răspîndire: Întîlnită în Miocenul din Europa. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Mytilus haidingeri HOrnes 1870 Mytilus Heidingeri (HOrnes) pl. XLVI fig 1,3 pag. 356 Răspîndire : în Oligocen și în Burdigalian în baz. Vienei. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Pinna (Atrina) pectinata vindobonensis Sacco Pl. VII fig. 5 1960 Pinna (Atrina) pectinata (LinnE) vindobonensis (Sacco) — Koiumdjieva — pl. XXI fig. 2, pag. 64 (cum. syn.) Răspîndire : Găsită în Tortonian în U.E.S.S., și în Helvetian în baz. Vienei. Cuib fosilifer: Sălătruc, marne cu Arca, Tympanotonus margarita- ceum și Modiola. Flabellipecten cf. solarium (Lamarck) 1960 Flabellipecten solarium (Lamarck) Csepreghy — Meznerics p. 15., 1. 7, f 3-7, pl. 8, f. 1-3. Am atribuit acestei specii cîteva fragmente de cochilie avînd coas- tele cu secțiunea transversală dreptunghiulară. Răspîndire: în Ungaria găsită în Helvetian și Tortonian, în baz. Vienei înHelvet și Torton, în Polonia în Tortonian, în Franța înBurdigalian și Helvetian, în Italia în Helvetian, în Maroc în Burdigalian, în Turcia în Helvetian. Cuib fosilifer: Coruș. IX Institutul Geologic al României igrz 168 GR. RĂILEANU, V. NEGULESCU 10 Chlamys scabrella (Lamarck) Pl. VI fig. 2 1960 Chlamys scabrella (Lamarck) — Csepreghy — Meznerics - pl. XII, fig. 2—20, p. 20 1961 Chlamys scabrella (Lamarck) — P. Ctyroki - pl. II, f. 1-3 p. 10. Sînt forme foarte variabile, cu un număr de 15 — 20 coaste, iar ornamentația de pe coaste și din intervale o formează 4 — 5 costule fine pe coaste și 3 — 4 pe intervale. Răspîndire : A fost întîlnită în Ungaria în Burdigalian și Helvetian. în baz. extraalpin și intraalpin al Vienei și Franța în Burdigalian, în Italia în Helvetian — Tortonian și Pliocen. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Chlamys gigas (Schlotheim) Pl. V, fig. 1-2, Pl. VI, fig. 1, Pl. VII, fig. 1 1960 Chlamys gigas (Schlotheim) — Csepreghy — Meznerics — p. 32, pl. 21. f. 66; pl. 22 și 23, f. 1, 2, pl. 24, f. 1. Raporturi și diferențe : Exemplarele noastre se apropie pînă la iden- titate de exemplarele figurate și descrise de autorii citați. Se deosebește de Flabellipecten solarium, prin numărul de coaste mai mic, și anume 13, unghiul apical mai îngust și secțiunea transversală a coastelor semicir- culară. Dimensiuni: 1=145 mm; L=145. Răspîndire: A fost întîlnit în Ungaria, în baz. extraalpin (Eggen- burg) și intraalpin al Vienei, în Asia Mică, China de S și Persia în Burdigalian. Cuib fosilifer: Coruș și P. Sălătruc. Ostrea (Ostrea) frondosa Serres Pl. VII, fig. 4; Pl. X, fig. 8 1965 — Ostrea (Ostrea) frondosa (Serres) — R. Sieber — p. 176 (cum. syn.) Dimensiuni : 1=35 mm; L=45 mm. Răspîndire: Găsită în Burdigalian în baz. Vienei (Eggenburg). Cuib fosilifer: Coruș. Ostrea (Ostrea) digitalina Dubois Pl. IX fig. 1 1966 Ostrea (Ostrea) digitalina Dubois — G. Moisescu — p. VIII, fig. 1—5, pag. 108 Dimensiuni: 1=56 mm; L=40 mm. Răspîndire: Se întîlnește în depozite Miocene în Europa. Cuib fosilifer: Coruș. Institutul Geological României 11 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 169 Saxolucina (Plastomiltha) mullilamellata (Deshayes) Pl. XI, fig. 2 1911 Miltha (Eomillha) mullilamellata (Desh) — Cossmann et Peyrot p. XXVII fig. 3-7. 1955 Saxolucina (Plaslomiltha) mullilamellata Sieber pag. 19 Conturul valvei este aproape circular, ramura anterioară a marginei cardinale este concavă, ramura posterioară este aproape dreaptă. Su- prafața este acoperită de striuri concentrice fine. Morfologia valvei constă dintr-o depresiune adîncă în partea posterioară și o carenă rotunjită în partea anterioară. Dimensiuni : L=7 mm; 1=8 mm. Răspîndire: Se găsește în Burdigalianul din Franța de SW și baz. Vienei extraalpin. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Tar as rotundatus Montagu Pl. VIII, fig. 5 1960 Taras rotundatus Montagu - Koiumdjieva - pl. X, fig. 9, p. 34. Dimensiuni : 1=20 mm ; L=20 mm. Răspîndire : Este citată de Sacco din Tongrian pînă în Pliocen în Italia; în baz. Vienei se întîlnește în Burdigalian. în Bulgaria în Tor- tonian și în baz. Aquitaniei în Helvetian. Cuib fosilifer: Coruș. Divaricella (Lucinella) ornata (Agassiz) Pl. VIII, fig. 3,4 1960 Divaricella (Lucinella) ornata (AGASSIZ) KUIUMDJIEVA, pl. X, fig. 10—11, pag. 35 (cum. syn.) Dimensiuni : 1=13 mm; L=14 mm. Răspîndire : în Oligocen a fost citată în Italia, în Burdigalian în- tîlnită în Franța de SW și Austria, în Helvețian în Franța de SW, Austria și Italia, în Tortonian în Austria, R. P. Ungară, R. P. Bulgară și Buituri (R. P. R.). Cuib fosilifer : Coruș. Laevicardium kubecki (Hauer) Pl. VIII, fig. 1,2 .. 1960 Laevicardium kubecki (Hauer) P. Ktyroki — p. 144 (cum. syn.) Este o formă de talie mare cu valve convexe cu contur în formă de inimă. Partea anterioară este rotunjită, partea posterioară este trun- chiată. Prezintă pe suprafața externă 32 de coaste radiare. Exemplarele noastre se aseamănă cu cele descrise și figurate de HOrnes și Schaffer. Dimensiuni: 1 = 70 mm; L = 70 mm. Răspîndire: Este citată în bazinul Vienei extraalpin și intraalpin în Burdigalian. Cuib fosilifer: Coruș și P. Sălătruc. Institutul Geological României 170 GR. RĂII.EANU, V. NEGULESCU 12 Cardium (Ringicardium) cf. hians Brocchi 1870 Cardium hians Brocc. — HOBNES — pi. 26, fig. 1—5, pag. 181. 1912 Cardium (Ringicardium) hians (Brocchi) — Cossmann et Peyrot pl. XXI, fig. 3,4; pag. 491. Avem un fragment de cochilie (partea umbonelui). Ornamentația cochiliei este formată din 16 coaste ascuțite, din loc în loc cu spini mici rotunjiți, separate de intervale egale. între intervale se observă de ase- menea o costulă fină. Răpîndire : Este citată în Helvetianul din bazinul Aquitaniei și în Burdigalianul și Helvetianul din bazinul Vienei și în Burdigalianul inferior în Cehoslovacia. Cuib fosilifer: Coruș. Cardium (Cerastoderma) edule commune Mayer Pl. VII, fig. 2, 3 1955 Cardium (Cerastoderma) edule commune — Sieber pag. 182 (cum. syn.) Cochilia are conturul aproape circular cu marginile anterioară și inferioară rotunjite, iar marginea posterioară este puțin alungită. Con- vexitatea cochiliei este maximă în centrul valvei, și scade ușor spre partea anterioară și inferioară, iar spre partea posterioară scade mult mai repede. Umbonele este înalt și prosogir. Suprafața ornamentată cu 25 coaste radiare, rotunjite, separate de șanțuri mai înguste. Dimensiuni: 1=16 mm; L=17 mm. Răspîndire : Este citată în bazinul Vienei în Burdigalian. Cuib fosilifer : Coruș și Sălătruc. Pitaria (Callista) erycinoides (Lamarck) Pl. IX, fig. 4 1958 Pitaria (Callista) erycinoides (Lam ) L. ErOnai, — ErentOz pl. 34, fig. 15, pag. 182 Dimensiuni :1=40 mm; L=60 mm. Răspîndire : în baz. Aquitaniei este citată din Aquitanian pînă în Helvetian, în baz. Vienei și Gruzia în Burdigalian iar în Italia și Turcia în Helvetian. Cuib fosilifer : Coruș și P. Sălătruc. JlCeretrix gigas (Lamarck) Pl. X, fig. 1 1958 Meretrix gigas (Lam.) — L. ErOnal — ErentOz - pl. 35, fig. 2, 3, pag. 185. Răspîndire : în baz. Aquitanian se întîlnește în Helvetian, în baz. Vienei în Helvetian și Tortonian, iar în Turcia în Miocen și Pliocen. Cuib fosilifer: Coruș, Coasta cea mare, P. Sălătruc. Institutul Geological României 13 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 171 Venus (Ventricola) multilamella (Lamarck) Pl. IX, fig. 2 1960 Venus (Ventricola) multilamella (Lam.) Koiumdjieva — pl. XVI, fig. 10—11, pag. 51 (cum. syn.) Raporturi și diferențe : Fragmentele de cochilie pe care le avem de la Coruș prezintă caracterele speciei — diferă însă prin lamelele din jurul umbonului, care sînt mai rare la exemplarele noastre. Răspîndire : Se întîlnește din Aquitanian pînă în Tortonian. Cuib fosilifer: Coasta cea Mare, Coruș, P. Sălătruc. Mactra (Eomactra) basteroti (Mayer) Pl. IX, fig. 3 1954 Mactra (Eomactra) basteroti (Mayer) — Korobkov — pl. 19, fig. 2, pag. 111. Dimensiuni: 1=11 mm; L=15 mm. Răspîndire : Este citată în Miocen. Cuib fosilifer : Coruș. Solecurtus (Solecurtus) basteroti (Des Moulins) Pl. X, fig. 6, Pl. XI, fig. 1 1960 Solecurtus (Solecurtus) basteroti (Desmoul.) - Koiumdjieva - pl. XI, pag. 7, pag. 37 (cum. syn.) Dimensiuni: 1=15 mm; L=31 mm. Răspîndire : în baz. Aquitaniei a fost găsită în Aquitanian, Burdi- galian și Helvetian, iar în Tortonian în Austria, Ungaria și Bulgaria Cuib fosilifer : Coruș — P. Sălătruc. Solecurtus (Zozia) antiquatus vindobonensis Meznerics Pl. X, fig. 7 1960 Solecurtus (Zona) antiquatus var. vindobonesis Mezner. — Koiumdjieva pl. XI, fig. 8—9 pag. 38 (cum. syn.) Dimensiuni: 1=8 mm; L=17 mm. Răspîndire : în baz. Vienei în Burdigalian, în Bulgaria în Tor- tonian. Cuib fosilifer : P. Sălătruc-Coruș. Tellina (Moerella) donacina LinniS P. X, fig. 5 1955 Tellina (Moerella) donacina LinnE — G. MoiSESCU — pl. II, fig. 2—3, pag. 79 Dimensiuni: 1=11 mm; L=21 mm. Răspîndire : A fost întîlnită în baz. Aquitaniei în Burdigalian, în baz. Loire în Miocen mediu, în Italia din Helvetian pînă în Pliocen și la Buituri în Tortonian. Cuib fosilifer: Sălătruc. Institutul Geologic al României 172 GR. RĂILEANU, V. NEGULESCU 14 Tellina serrata tauroprotensa Sacco Pl. XI, fig. 2 1956 Tellina serrata tauroprotensa (Sacco) - Csepreghy — Meznirics — pl. XIV, fig. 14 — 15, pag. 429. Dimensiuni: 1=11 mm; L=16 mm. Răspîndire: Este citată de Sacco în Italia în Helvetian, iar în Ungaria se întîlnește în Tortonian. Angulus (Peronidia) bipartitus (Basterot) Pl. X fig. 3 1912 Tellina {Peronidia) bipartita (Bast.) — Cossmann et Peyrot — pl, VIII, fig. 33-3 6, p. 241 Dimensiuni: 1=6 mm; L=12 mm. Răspîndire: este citată în Burdigalianul din baz. Aquitaniei. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Angulus (Peronidia) nitidus (Poli) 1912 TeHina (Peronidia) nilida (Poli) Cossmann et Peyrot pl. IX fig. 6,7, pag. 244 Raporturi și diferențe : Exemplarul nostru prezintă partea posteri- oară mai alungită ca la cel figurat de Cossmann et Peyrot, se aseamănă însă pînă la identitate cu cel figurat de Sacco. Dimensiuni: 1=15 mm; L=28 mm. Răspîndire: este citat în Miocen și Pliocen. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Angulus (Peronidia) planatus (LlNNfî) Pl. vi. fig. 3. Pl. XII. fig. 1. 1958 Tellina planata (LinnE) L. ErCnal — ErentOz — pl. 35, fig. 14, p. 191 (cum. syn.) Raporturi și diferențe: Am atribuit acestei specii două valve, a cărei parte posterioară corespunde exact cu descrierea făcută de autorii citați. După ornamentația care constă din lamele fine concentrice se apropie de var. lamellosa figurată de Schaffer. Răspîndire : Se întîlnește în baz. Aquitaniei în Miocen inferior, în baz. Vienei în Burdigalian-Tortonian, în Italia în Tortonian și Pliocen, în Turcia în Pliocen. Cuib fosilifer : Coruș, P. Sălătruc. Tellina cf. incarnata Linn£ Pl. X, fig. 2 1889 Tellina incarnata (L‘) Sacco7— pl. 22, fig. 32. 1933 Tellina incarnata (L.) Sokolov — pl. III, fig. 13—14. Fragmentul de cochilie pe care îl avem prezintă suficiente caractere pentru a-1 atribui acestei specii. Partea posterioară se îngustează treptat sub formă de pană. Marginea posterioară aproape dreaptă, are o ușoară \ iGRy Institutul Geological României 15 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 173 concavitate lîngă umbone, și se unește cu marginea inferioară sub un unghi ascuțit. De la umbone spre partea posterioară se schițează o carenă rotunjită, iar în continuare spre centrul valvei o slabă depresiune. Supra- fața este ornamentată cu lamele fine concentrice. Cuib fosilifer: Coruș. Capsa lacunosa lacunosa (Chemnitz) Pl. XII, fig. 2 1912 Capsa lacunosa Cossmann et Peyrot — pl. X, fig. 14—17. Dimensiuni: 1=24 mm; L=30 mm Răspîndire : A fost citată în baz. Aquitaniei în Burdigalian și Helvetian (falunele de Saucats și Salles) și în baz. Loire în Miocen mediu. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Capsa lacunosa tumida (Brocchi) Pl. XII, fig. 3 1870 Capsa lacunosa (Chem.) — HOrnes — pl. 9, fig. 1, pag. 91 1910 Capsa lacunosa (Chem.) — var. tumida (Brocc.) — Schaffer — pl. XLVI, fig. 4,7 Raporturi și diferențe. Se deosebește de Capsa lacunosa lacunosa datorită părții posterioare care este mai mare, aproape egală cu partea anterioară, iar depresiunea din fața carenei este mai vizibilă. Dimensiuni: 1=20 mm; L=27 mm. Răspîndire : în baz. Vienei este citată în Burdigalian. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Panopea menardi Deshayes 1955 Panope (Panope) menardi — G. Moisescu — pl. IX, fig. 1, pag. 109 (cum. syn.) Răspîndire : Se întîlnește din Aquitanian și pînă în Tortonian. Este citată în baz. Vienei în Burdigalian. La noi în țară se întîlnește, în bazinele Beiuș, Mehadiei, și Remeți, în Tortonian. Cuib fosilifer: Coruș, P. Sălătruc și Coasta cea Mare. Corbula (Varicorbula) gibba (Olivi) Pl. XII, fig. 7 1960 Corbula (Varicorbula) gibba (Olivi) Koiumdjieva — pl. XXVIII, fig. 7,8 pag. 83 (cum. syn.) Răspîndire: Este citată din Oligocenul superior.Se întîlnește și actual. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. ’A Institutul Geologic al României 16 R/ 174 GR. RĂILEANU, V. NEGULESCU 10 Corbula {Corbula) basteroti (HOrnes) P). XII, fig. 6 1955 Corbula (Corbula) basteroti — Moisescu — pl. IX, fig. 6, p. pag. 114 (cum. syn.) Raporturi și diferențe: Se deosebește de Corbula carinata printr-o simetrie mai accentuată. Dimensiuni: 1=6 mm; L=10 mm. Răspîndire: Se întîlnește în Miocenul mediu din baz. Loire; în baz. Aquitaniei și la Buituri în Tortonian. Cuib fosilifer: Coruș. Pholas sp. Pl. X, fig. 4 Avem un fragment de cochilie la care se observă bine partea ante- rioară. în centrul valvei se schițează un șanț pornind de la umbone spre marginea inferioară. în partea anterioară valva are o mică suprafață netedă, iar în continuare este ornamentată cu striuri fine oblice, care ajung pînă la șanțul median. Pe aceste striuri se găsesc spini mici slab vizibili. în partea posterioară striurile sînt oblice astfel că în dreptul șanțului median ele fac cu striurile din partea anterioară un unghi obtuz cu deschiderea spre umbone. Se apropie de specia Aspidopholas dimidiata Diy. figurată de Sacco după ornamentația valvei, diferă însă de aceasta prin faptul că exemplarul nostru are la partea anterioară o terminație în formă de pinten. Cuib fosilifer: Coruș. Pholadomya alpina rectidorsata HOrnes Pl. XII, fig. 5 1870 Pholadomya rectidorsata HOrnes — pl. 4, fug. 3, pag. 53 1910 Pholadomya alpina (Math.) var. rectidorsata (HOhn.) — Schaffer. pl. XLV, fig. 1 Raporturi și diferențe : Se deosebește de Pholadomya alpina alpina Math. prin faptul că marginea dorsală este aproape rectilinie. Răspîndire : în baz. Vienei (extraalpin) a fost citată înBurdigalian. Cuib fosilifer: Sălătruc. CLASA GASTEROPODE Calyptraea sp. PI. XIII, fig. 1 Exemplarul de la Coruș este de talie mare, cu cochilie de formă ovală. Unghiul apical este larg de aproximativ 120°, suprafața prezintă striuri de creștere evidente. Cuib fosilifer : Coruș. Institutul Geological României 17 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 175 Calyptraea chinensis (LinnE) PI. XIII, fig. 2 1954 Calyptraea chinensis (L) — Strausz pl. IX, fig. 175 Răspîndire : Se întîlnește în Oligocen și în tot Miocenul din Europa. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Natica (Lunatia) catena helicina Brocchi Pl. XIII, fig. 5. 6 1958 Natica {Lunatia) catena (Da Costa) var. helicina (Bkocc.) — L. ErUnal — ErentOz — pl. VI, fig. 3, p. 42 (cum. syn.) Răspîndire : Este citată pentru Helvetian în Franța de Sud, Italia, și Turcia și în Tortonian în Polonia și Buituri. Cuib fosilifer: Coruș și P. Sălătruc. Natica millepunctata Lamarck Pl. XIII, fig. 11 1958 Natica millepunctata Lam. L. ErUnal — Eeentoz — pl. V, fig. 4, 6, pag. 38 (cum. syn.) Răspîndire : în Miocen. Cuib fosilifer: Coruș. Polinices (Neverita) olla (De Serres) Pl. XIII, fig. io 1960 Polinices {Neverila) olla De Serres — Koiumdjieva - pl. XXXIII, fig. 14, pag. 121 (cura, syn.) Răspîndire: Se întîlnește din Miocen pînă actual. Cuib fosilifer : Coruș. Sinum aquensis (Recluz) Pl. XIII, fig. 7, 8 1919 Sigaretus aquensis (Reci.) — Cossmann et Pevuot — pl. XII, fig. 47-48 Raporturi și diferențe : Sînt forme variabile cu cochilia foarte joa- să și cu ultimul tur de spiră dezvoltat astfel că acoperă aproape în între- gime celelalte ture. Răspîndire : în Burdigalianul din Aquitania și în Helvețianul din Italia. Cuib fosilifer: Coruș. Diloma (Oxystele) orientalis (Cossmann et Peyrot) Pl. XIII, fig. 3, 4 1955 Oryslelle orientalis — G. Moisescu — pl. X fig. 1, 2, pag. .116 (cum syn) Răspîndire : în Miocenul din Europa. Cuib fosilifer : Coruș, P. Sălătruc. Institutul Geological României 176 GR. RĂILEANU, V. NEGULESCU 18 Pyramidella (Pyramidella) plicosa BROnn Pl. XIV, fig. 10, Pl. XV, fig. 9 1960 Pyramidella (Pyramidella) plicosa Bronn — Koiumdjieva — pl. XXX, fig. 5, pag. 96 (cum. syn.) 1954 Pyramidella plicosa Bronn — L. Strausz — pl. II, fig. 36 (cum. syn.) Sînt forme de talie mică cu cochilie conică formate din ture de spiră cu înălțimea egală cu 1/2 din lățimea turului de spiră. Suturile sînt adînci. Relieful turelor este rectiliniu cu suprafața cochiliei netedă. Apertura este de formă ovală, pe eolumelă se observă trei pliuri evidente la microscop. Raporturi și diferente : exemplarele figurate de HOrnes au la baza ultimului tur un șanț care la formele noastre și la cele figurate de Fried- berg și Strausz nu se observă. Răspîndire : Este întîlnită în Miocen. Cuib fosilifer : Coruș și P. Sălătruc. Turritella (Haustator) vermicularis (Brocchi) Pl. XIV, fig. 5 1954 Turritella (Haustator) aff. vermicularis (Bk.) — L. Strausz, pl. I, fig. 14 (cum. syn.) Sînt forme cu turele de spiră cu 3 cordoane spirale principale dispuse la distanțe egale și cu cordoane fine între ele. Răspîndire : Se întîlnește în Burdigalian și pînă în Tortorian. Cuib fosilifer: Coruș și P. Sălătruc. Turritella turris taurolaevis Sacco Pl. XIII, fig. 9, Pl. XIV, fig. 4 195S Turritella turris (Bast.) var. taurolaevis (Sacco) — L. ErVnal — ErentOz. pl. I fig. 16, pag. 12 (cum. syn.). Prezintă 4 cordoane spirale principale, caracter ce ne-a determinat să atribuim exemplarele noastre acestei varietăți. Răspîndire : în Italia a fost citată în Helvețian, iar în Turcia în Tortonian. Cuib fosilifer : Coruș. Pirenella plicata (BruguiEre) 1924 Pirenella plicata (Brug.) - Cossmann et Petrot pl. V, fig. 101 11958 Pirenella plicata (Brug.) — R. Sieber — Pag. 135. Răspîndire : Citată în baz. Aquitaniei și baz. Vienei în Burdigalian. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Tympanotonus (Tympanotonus) margaritaceum (Brocchi) 1870 Cerilhium margaritaceum (Brocc.) HOrnes — pl. 42, fig. 9, pag. 404 1958 Tympanotonus (Tympanotonus) margaritaceum (Brocchi) R. Sieber. pag. 136 Răspîndire : Este citată în Oligocenul din bazinul Vienei, bazinul Transilvaniei și bazinul Petroșeni, și în Burdigalianul din bazinul Vienei. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Institutul Geologic al României XJGR/ 19 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 177 Euthriofusus burdigalensis (Basterot) Pl. XI, fig. 2; Pl. XIV, fig. 1 1954 Euthriofusus burdigalensis (Bast.) — L. Strausz — pl. VIII, fig. 156, pag. 30 Răspîndire : în bazinul Aquitaniei este citată în Burdigalian, în bazinul Vienei în Helvetian, iar în Ungaria în Tortonian. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Tudicla rusticula (Basterot) Pl. XIV, fig. 2 1954 Tudicla rusticula (Bast.) L. Strausz — pl. VIU, fig. 157, p. 32 (cum. syn.) Răspîndire : Găsită în bazinul Aquitaniei în Burdigalian, în bazinul Vienei în Burdigalian, Helvetian și Tortonian, iar în Polonia și Ungaria în Tortonian. Cuib fosilifer : Coruș. Typhis (Typhis) horridus (BROCCHI). Pl. XIV. fig. 11. 1960 Typhis (Typhis) horridus (Brocc.) — Koiumdjieva — pl. XL, fig. 10 pag. 152 Răspîndire: Se întîlnește în Helvetian în W Franței și Italia; în Tortonian în Franța, Italia, Austria și Bulgaria. Cuib fosilifer : Coruș. Hinia (Uzita) turbinella (BROCCHI) PI. XI, fig. 2; Pl. XIV, fig. 9 1928 Nassa (Telasca) turbinella Cossmann et Peyrot — pl. III, fig. 94—95. 1958 Hinia (Uzita) turbinella (Brocchi) — R. Sibber pag. 149. Sînt forme de talie mică cu cochilia din 6 ture de spiră. Ultimul tur de spiră convex, formează mai mult de 1/3 din înălțimea întregii cochilii. Ornamentația constă din coaste transversale numeroase rotunjite sepa- rate de intervale egale, și coaste fine, spirale vizibile la microscop. Coastele spirale dispar spre centrul turelor de spiră. în apropierea suturii se observă o coastă spirală iar coastele transversale iau aspect de noduri pe această porțiune. Se aseamănă cu exemplarele figurate de HOrnes. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Bulia (Dorsanum) baceata (Basterot) Pl. XIV, fig. 7, 8 1928 Cyllene (Cyllenina) baccata- A. Peyrot — pl. IV, f. 21 — 23, p. 173 Cochilile sînt prost conservate. Primele ture de spiră sînt convexe, înalte, iar ultimul tur de spiră formează jumătate din înălțimea totală a cochiliei. Ornamentația cochiliei constă din două șiruri de noduri spirale. Primul șir sub linia suturală, este format din noduri mici, al doilea șir 12 — Anuarul Comitetului Geologic. Institutul Geological României 178 GR. RĂILEANU, V. NEGULESCU 20 de noduri sînt mult mai puternice, iar între ele se află o regiune depre- sionară. Se observă de asemenea coaste fine spirale. Âpertura este ovală- alungită, iar canalul sifonai larg și scurt. Răspîndire: în bazinul Aquitaniei se găsește în Burdigalian. Cuib fosilifer : Coruș, Coasta cea Mare și P. Sălătruc. Bulia (Dorsanum) ancillariaeformis (Grateloup) Pi. XI, fig. 2; Pl. XIV, fig. 6 1856 Buccimum miocenicum (Mich.) — HOrnes — pl. 12, fig. 21. 1882 Cyllenina ancillariaeformis (Grai.) — Belladiii — pl. X, fig. 17, pag. 162. 1911 Cyllene ancillariaeformis (Grat.) — Frieuberg — pag. 106 Cochilia este ovală, cu unghiul apical ascuțit, formată din 6 ture de spiră. Ultimul tur de’spiră formează o jumătate din înălțimea cochiliei. Prezintă 10 noduri pe ultimul tur, care se prelungesc cu coaste transver- sale rotunjite; ele dispar spre baza cochiliei, unde se observă cîteva coaste spirale fine. Nodurile sînt mai puternice la această formă, în comparație cu Bulia (Dorsanum) baccata (Bast.), Răspîndire : în bazinul Vienei a fost întîlnită în Burdigalian și Helvețian, iar în Italia și Polonia în Tortonian. Ficus conditus (BROngnart) Pl. XV. fig. 4, 5 1960 Ficus (Fnlyuroficus) conditus (Brong.) — Koiumdjieva — pl. XXXVI, fig. 3, pag. 132 (cum. syn.) Cochilia are coaste transversale întretăiate de coaste spirale mai puternice, formînd o rețea cu ochiuri dreptunghiulare. Datorită acestui caracter am atribuit exemplarele noastre acestei specii. Răspîndire : în Aquitanian și Burdigalian este citată în Franța de SW, în Helvetian în Italia, Austria și Turcia, iar în Tortonian în Austria. Cuib fosilifer : Coruș și P. Sălătruc. Voluthilites (Athleta) ficulina (Lamarck) Pl. XV, fig. 1,2,3 1958 Voluthilites (Athleta) ficulina (LaM.1 — L. ErOnal — ErentuZ — pl. XII, fig. 19-20, pl. XIII, fig. 1-2, 15, p. 83. Prin forma cochiliei și ornamentație corespunde diagnozei acestor specii. Răspîndire : în bazinul Aquitanian se întîlnește în Miocen inferior, în bazinul Vienei în Miocen mediu, în Italia în Helvetian, iar în Turcia în Helvetian și Tortonian. Cuib fosilifer : Coruș. Institutul Geological României 21 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 179 Terebra țSubida) fuscata (Brocchi) Pl. XV, fig. 7 1958 Terebra (Subula) fuscata (Brocc.) — L. EkUnal — EkentOz — pl. XX. fig. 15—16, pag. 125 (cum. svn.) Răspîndire : Este citată în Miocenul inferior (în bazinul Aquitaniei) și pînă în Tortonian. Cuib fosilifer : Coruș. Terebra neglecta MichelOTTI Pl. XV, fig. 6 1955 Terebra neglecta (Mich.) — G. Moisescu — pl. XV, fig. 3,5, pag. 171 (cum. syn.) Se deosebește de Terebra basteroti, datorită faptului că îi lipsesc coastele spirale fine. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Genota ramosa (Basterot) Pl. XV, fig. 8 1962 Genota ramosa (Bast.)— KecsemEtinE Kormendy A. - pl. X. fig. 20 (cum. syn.) Răspîndire: în bazinul Aquitanian este citată în Burdigalian, în Italia în Helvetian, în Polonia în Tortonian și în Ungaria în Miocen mediu Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Genota cf. proavia Bellardi Pi. XVI,.fig. 1 1877 Genota proavia Bellardi — pl. III. fig. 1, pag. 84 Raporturi și diferențe: Se distinge de Genotaramosa prin unghiul apical mai larg, coastele transversale sînt mai numeroase, arcuite spre stînga și simple. Prezintă coaste fine spirale evidente și numeroase. Răspîndire : Este citată în Miocenul inferior din bazinul Piemont. Cuib fosilifer : Coruș. Clavatula (Perrona) jouanneti (Des Moulins) PI XVI, fig. 2 1958 Clavatula (Perrona) jouanneti L. ErCnal — EuentCz — pl. XV, fig. 15—17, pag. 100 (cum. syn.) Răspîndire: în bazinul Aquitaniei se întîlnește din Aquitanian pînă în Helvetian; în Italia, Austria, Polonia și Turcia în Tortonian. Cuib fosilifer: P. Sălătruc. Institutul Geological României 180 GR. RĂILEANU, V. NEGULESCU 22 Actaeon semistriatus (FERUSSac) Pl. XVI, fig. 5 1962 Aciaeon semistnartus (FErussac) - KecskemStinE Kormendi A. - pl. XI, fig. 5 (cum. syn.) Această specie are spre baza cochiliei 9 coaste fine spirale. Răspîndire : în Franța de SW este citat în Burdigalian, în Italia din Helvetian pînă în Pliocen, iar în Ungaria în Miocen mediu. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Actaeon punctulatus (FErussac) Pl. XVI, fig. 3 1897 Actaeon punctulatus (FfiR) — Sacco — p. III, fig. 12, 15, pag. 32. Raporturi și diferențe : Se deosebește de Actaeon semistriatus prin prezența pe ultimul tur, în afara celor 11 costule spirale spre baza cochi- liei și 2 lîngă linia de sutură. în plus se observă la microscop, o colorație cromatică sub formă de pete, și coaste transversale rotunjite. Răspîndire : Este citat în Italia înHelvețian și Tortonian și în Franța de SW în Burdigalian. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Actaeon tornatilis (LinnE) Pl. XVI, tig. 4 1856 Actaeon tornatilis (LinnE) — HOrnes — pl. 46, fig. 24 1897 Actaeon tornatlis (L.) Sacco — p . 111, fig. 3,6, pag. 31 1932 Actaeon tornatilis (L.) A. Peyrot — pl. XI, fig. 33—35, pag. 318. Prezintă pe suprafața cochiliei dungi cromatice, caracter care îl deosebește de celelalte specii. Răspîndire : în Miocen. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Ringicula auriculata auriculata MenaRD Pl. XVI, fig. 8, 10 1955 Ringicula auriculata Menard — G. Moisescu — pl. XV, fig. 8, 9, pag. 175 Exemplarele noastre corespund întru totul diagnozei acestei specii. Răspîndire : din Burdigalian pînă în Pliocen. Cuib fosilifer: P. Sălătruc și Coruș. Ringicula auriculata longominor Sacco Pl. XVI, fig. 6-7 1897 Ringicullela auriculata var. longominor — Sacco — pl. I, fig. 16 Raporturi și diferențe : diferă de Ringicula auriculata auriculata, datorită faptului că are unghiul apical mai îngust, iar cochilia este mai înaltă. Răspîndire : Sacco citează această formă în Helvețianul din Italia. Cuib fosilifer : P. Sălătruc. Institutul Geological României 23 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 181 Oliva (N eocylindricus) dufresnei Basterot Pl. XVI, fig. 9 1882 Porphyria Dufresnei (Bast.) — Bellardi — p], 12, fig. 26 1929 Oliva (Neocylindricus) dufresnei (Bast.) — A. Peyrot— pl. XI, fig. 45, 49, p. 376 Prezintă spira mică, ultimul tur lung și cu o ușoară îngustare spre bază. Testul neted, se observă doar striurile de creștere. Răspîndire : în Franța de SW se întîlnește în Burdigalian și Hel- vețian, iar în Italia în Helvetian. Cuib fosilifer : Coruș. Dentalium sexangulum Schroter Pl. XVI, fig. 11 1958 Dentalium sexangulum SchrOt. — L. ErVnal — ErentOz — pl. XXI, fig. 18—21, pag. 132. Această specie prezintă 12 coaste principale rotunjite. Răspîndire: Din Miocen pînă în Pliocen. Cuib fosilifer: Coruș și P. Sălătruc. Dentalium novemcostatum Lamarck Pl. XVI, fig. 13 Antale novemcostatum (Lam.) — Sacco (1872—1904), pag. 103 — 104 Raporturi și diferențe : Se aseamănă foarte mult cu Dentalium sexangulum, prezintă însă un număr de 11 — 13 coaste, caracter care îl deosebește de acesta. Cuib fosilifer : Coruș, P. Sălătruc. Dentalium (Antale) vitreum SchrOter Pl. XVI, fig. 12 1960 Dentalium (Antale) vitreum SchrOt. — Koiumdjieva - p). LII, fig. 18, pag. 225 Suprafața testului la această specie este netedă și subarcuată. Răspîndire : în Miocen. Cuib fosilifer : Coruș. Primit: ianuarie 1964. BIBLIOGRAFIE Băldi T., KecskemEti T., Nyiro M. R., Drooger C. (1961). Neue Angaben zur Grenzzie- hung zwischen Chatt und Aquitan in der Umgebung von Eger (Nordungarn). Ann. hist. — natur. Musei Nationalis Hungarici. Bellardi I. (1877—1882). Molluschi dei terreni terziari del Piemonte e delta Liguria. Parte II. Parte III. Roma. Bogsch L. (1962). Einige prinzipielle und praktische Fragen der erdgeschichtlichen Grenzen auf Grund der egerer Fauna. Ann. Univ. Scientarium. Tom V. Budapest. Cossmann M., A. Peyrot (1909—1926). Conchilyologie nSogânique de l’Aquitaine. Ades de la sociiti linneenne de Bordeaux. Institutul Geological României 182 GR. RĂILEANU, V. NEGULESCU 24 Costea L, Baltes N. (1962). Corelări stratigrafice pe baza microfosilelor Ed. Tehn, București. CsepreghynE Meznerics I. (1956). A Szobi es LetkSsi puhatestii Fauna. A Magyar Âllami Foldlani Intezet Bvkdnyve voi XLV. Budapest. CsepreghynE Meznerics I. (1962). Das Problem des „Chatt” — Aquitans in wissenschaft- geschichtlicher Beleuchtung. Ann. Hist. Natur. Musei Nationalis Hungarici. Csepreghyne Meznerics 1. (1960). PcctinidSs du neogene de la Hongrie et leur importance stratigraphique. Mem. de la sociite geologique de France. Tom XXXIX, fasc. 15— -18, pl. XXXVIII—LXXII; Mem. nr. 92, p. 1-58, pl. I-XXXV. Paris. Ctyroky P. (1960). Fauna svrchniho burdigalu z winterbergu u Skalice na zapadnim Slo- vescu. Bratislava. Ctyroky 0. (1960). Fauna litoralnich sedimentu spodnihu burdigalu z okoli povazske Bystrice. Bratislava. Ctyroky O. (1961). Fauna Spodnoburdigalskych slepencu z okoli Chropova na zapadnim Slovensku. Casopis pro mineralogii a geologii c, 1. rocnik. DraGhinda I. (1961). Contribuții la cunoașterea condițiilor sedimentare în Bazinul Petroșani (Carpații Meridionali). Asoc, geol. Carpaio-Balcanică con gr. V. 4—19 sept. Comuni- cări Ștințificie Secția II stratigrafie voi. III/l. București (1963). Dollfus G. F., Dautzenberg Ph., Conchyliologie du Miocăn moyen du Bassin de la Loire. Mim. de la Soc. Geol. de France. 1902-1920.t. XXVII. ErUnai, — ErentOz L. (1958). Mollusques du N6og6ne des Bassins de Karaman Adana et Hatay (Turquie). Ankara, Seria C nr. 4. Friedberg W., Mieczaki. Miocenskic ziem Polskich. Molhsca mioccnica Poloniae, Gaste- ropoda, 1911—1928 t. I. Lamellibranchiata, 1934—1936, t. II. Florei N. (1961). Contribuții la cunoașterea faunei miocene de la Zorlențul Marc (Banat). Studii și cercel, de geologie, 4, tom VI. Glibert M., (1957). P616cypodes et Gasteropodes du Rupilien superieur et du Chattien de la Belgique. Inst. Royal des Sciences Natwelles de Belgique. Mim. nr. 137 Bruxelles. HOrnes R. Die fossilen Molusken des Tcrtiărbeckens von Wien. Abhandl. d. k. k. geol. Reichsanstall in Wien 1856—1870, t. II și IV. Koch A. (1900). Die Tertiărbildung des Beckens der siebenburgischen Landestheile II. Neogene Abtheilung-Budapest. Korobkov I. (1951). A. Molliuski sredncgo mioțena Marmaroșskoi vpadinî Zakarpatia. Leningrad. Korobkov I. (1954). Spravocinik i metodiceskoe rukovodstvo po treticinîm molliuskam. Leningrad. Koiumdjieva E. M„ B. Strașimirov (1960). Fosilite na Bulgaria VU. Torton. Sofia. KecskemEtinE Kormendy A. (1962). Uj Molluszka-fajok a vârpalotai Kbz6ps6mioc6nbol I. Gasteropoda. Bul. de la Sociiti giologique de Hongrie, Budapest. Merklin R., L. Neveskaia (1955). Apredelitel v. dvustvorcitîi molliuskoi mioțena Turkmenii i zapadnovo Kazahstana. Moscova. Merklin R. (1962). Gorizonti srednei verlmeoligoțenovîh otlojenii iuga SSSR. Dokladt Akademii nauk SSSR. Moisescu G. (1955). Stratigrafia și fauna de moluște din depozitele tortoniene și sarmațiene din reg. Buituri-R. P. R. Ed. Acad. R. P. R. MEszâros N. (1959). Cirenele din stratele de Cetate de la Cluj. Studia Univ. Babeș-Bolyai Seria II Cluj. Murgeanu G., Saulea E., Popescu Gr., Motas I. C. (1960). Studiul actual al problemelor de stratigrafie a terțiarului în R. P. R. St. și cercel, de geol, 2, tom. V. Institutul Geological României 25 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 183 Nitulescu 0. (1936). Contribuții la cunoașterea faunei burdigaliene din Coasta cea Mare lîngă Cluj. Cluj. Paucă M. (1932). Le bassin năogene de Beiuș. An. Inst. Geol. Rom. voi. XVII. Popa Elena (1960). Asupra prezenței unor gresii glauconitice cu Pecteni în Stratele de Cornu din Valea Mare. Studii și cercei, de geol. 2, tom V. Pop Emil (1957). Studiu geologic al bazinului Mehadiei. An. Com. geol. voi. XXX. București. Pop Emil (1962). Cercetări geologice în partea de est a Bazinului Petroșeni. Lucr. Inst. de Mine- Petroșeni. Răileanu Gr. (1952). Cercetări geologice în regiunea Cluj, Apahida, Sic. D. S. Com. Geol. București, voi XXXIX Răileanu Gu. (1955). Burdigalianul de pe pîrîul Sălătruc și considerațiuni generale asupra bazinului Petroșeni. Rev. Univ. „C. I. Parhon" și a Politehnicii. București, nr. 6,7. București. Răileanu Gr., Patralius D., Mărgărit E., Chivu M., Dragu V. (1960). Corelarea mola- selor cu antracoterii mari din Transilvania și Bazinul Petroșeni. Studii și cercel, de geol. 2, tom V, Roger I. (1939). Le genre Chlamys dans les formations năogenes de 1’Europe. Conclusions gănerales sur la repartitions găographique et stratigraphique des Pectinides du tertiaire recent. Mem. social, geologique de France. Mân. 40. Paris. Sacco J. (1872—1904). Molluschi dei terreni terțiari doi Piemonte e della Liguria Roma. Saulea E., Bărbulescu A. (1957). Contribuții la cunoașterea Miocenului din reg. Ticău la- dara (Bazinul Baia Mare). Ann. Univ. C. 1. Parhon, București 15. Schaffer F. (1910). Das Miocăn von Faggenburg. Die Fauna der ersten Mediteranstufe des Wiener Beckens und die geologischen Verhâltnisse der Umgebung des Manherts- berges in Niederosterreich. Wien. SeneS J. (1958). Pectunculus Sande und egercr Faunentypus im Terțiar bei Kovadov im Kar- patenbecken. Bratislava. Sieber R. (1955). Systematische Ubersicht de jungtertiăren Bivalven des Weiner Beckeni Ann. des Naturhisțorischen Museum in Wien. Wien. Sieber R. (1958). Systematische tîbersicht der Jungtertiăren Gastropoden des Wiener Berkens. Sokolov M. I. (1933). Rukovodiașcie iskopaemîe neftenosmîh raionov krîmsko-kavkazkoi oblasti. Tirenskaia terrasa. Moscova. Strausz L. (1954). Series Palentologica Geologica Hungarica. Fasc. 25 Budapest. Șuraru N. (1958). Contribuțiuni la cunoașterea macrofaunei stratelor de Hida. Studia Univ. Victor Babeș et Bolyai, t. III. Tudor M. (1955). Stratigrafia și fauna depozitelor tortoniene și sarmațiene dintre Jiu și Olteț. Ed. Acad. R P R. Voicu Gh. (1954). Cercetări geologice și micropaleontologice în bazinele Bahna și Petroșeni D. S. Com-Geol. voi. XXXVIII, București. Institutul Geological României 184 GR. RAILEANU. V. NEGULESCU 26 Răspândirea stratigrafică și geografică a faunei Răspîndire Denumirea Coruș P. Sălătruc Oligocen Aquita- nian Italia B. Petroșeni B. Transilvaniei । SW. Franței Ungaria 1 2 3 4 5 6 8 Leda pella elongata Zhizhchenco + Arca (Arca) fichteli Deshayes + Arca (Arca) fichteli planata Schaffer + Arca (Arca) fichteli. elonhatoir Sacco + + Arca (Arca) diluvii Lamarck 4- Arca (Arca) diluvii pertransversa Sacco + Glycymeris fichteli (Deshayes) + + Glycymeris (Axinea) pilosus deshayesi (Mayer) -J- + Modiolus (Modiolus) exbrocchi Sacco + Mytilus haidingeri HOrnes + + Pinna (Atrina) pectinata vindabonensis Sacco + Flabellipecten cf. solarium (Lamarck) + Chlamys scabrella (Lamarck) + Chlamys gigas (SCHLOTHEEM) + + — Ostrea (Ostrea) frondosa Sbrres + Ostrea (Ostrea) digitalina Dubois + Saxolucina (Plastomiltha) multillamellata (Deshayes) 4- Taras rotundatus (Montagu) + + 4- Divaricella (Lucinella) ornata (Agassiz) + + Laevicardium kiibecki (Hauer) + + Cardium (Ringicardium) cf. hians Brocchi + Cardium (Cerastoderma) edule commune Mayer + + Pitaria (Callisla) erycinoides (Lamarck) + + Merelrix gigas (Lamarck) + + Venus (Ventricola) multilamella (Lamarck) + + Institutul Geological României 27 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 185 TABEL burdigallene de la Coruș și P. Sălătruc Burdigalian Helvețian Tortonian «o SV. Franței , . Baz. Vienei ° (extraalpin) £ | intraalpin g Ungaria a 13 £| Italia gl U.R.S.S. S | SW. Franței | Bazinul Vienei gl Ungaria gj Italia § Turcia *2 Bazinul Vienei gl Italia Ungaria g Bulgaria g Polonia g U.R.S.S. g Turcia g Buituri. + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + — + + + — + — — — + + + + + — — + + i + + + + + + + + + + + + + 4- + + + + — + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + — + + + + + + + + + — + + + + + + 4* + + + + 4- Institutul Geological României 186 GR. RĂILEANU. V. NEGULESCU 28 Răspîndire Denumirea Coruș P. Sălătruc Oligocen Aquita- nian B. Petroșeni Italia B. Transilvaniei SW. Franței 1 Ungaria 1 2 3 4 5 6 7 8 Mactro (Eomactra) basteroti Mayer + Solecurtus (Solecurtus) basteroti Des (Moulins) + + + Solecurtus (Zozia) antiquatus vidobonensis Meznerics + Tellina (Moerella) donacina LinnE Tellina serrata tauroprotensa Sacco + + Angulus (Peronidia) bipartitus (Basterot) + + Angulus (Peronidia) nitidus (Poli) + + Angulus (Peronidia) planatus (LinnE) + + Tellina cf. incarnata LinnE + + + Capsa launosa (Chemnitz) Capsa lacunosa tumida (Brocchi) + + + Panopea menardi (Deshayes) + + Corbula (varicorbula) gibba (Olivi) + + + + Corbula (Corbula) basteroti HOrnes + + + Pholas sp. + Pholadomya alpina rectidorsata IIOrnes + Calyptraea sp. Calyptraea chinensis (LinnE) + Natica (Lunatia) catena helicina Brocchi 4- Natica millepunctata Lamarck + + + — Polinices (Neverita) alia (De Serres) Sinum aquensis (Recluz) + + Diloma (Oxyslcle) orientalis (Cossmann et Peyrot) + Pyramidella (Pyramidella) plicosa Bronn + + Turitella (Hauslalor) vermicularis (Brocchi) + + Pirenella plicata (BruguiEbe) + + + nstitutul Geological României 29 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 187 ( continuare) Burdigalian Helveți an Tortonian 50 SV. Franței w Baz. Vienei ° (extraalpin) p| intraalpin Ungaria g Asia g Italia K | U.R.S.S. g SW. Franței g ; Bazinul Vienei gj Ungaria g | Italia g | Turcia m | Bazinul Vienei g 1 Italia gg| Ungaria g Bulgaria g Polonia “ U.R.S.S. g Turcia g Buituri + 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- 4- 4- 4- 4- 4- 4- 4- 4- 4- 4- 4- 4- 4- + 4- 4- 4- 4- 4- 4- + 4- 4- 4- Institutul Geological României 188 .GR. RAILEANU. V. NEGULESCU 30 Răspîndire Denumirea — Coruș P. Sălătruc Oligocen Aquita- nian Italia B. Transilvaniei B. Petroșeni o SW. Franței “ 1 Ungaria 1 2 3 4 5 6 Tympanotonus (Tympanotonus) margarilaceum (Brocchi) + + Euthriofusus burdigalensis (Basterot) Tudicla rusticula (Basterot) 4- + Typhis (Typhis) horridus (BROCCHI) + Hinia (Uzita) turbinella (Brocchi) Bulia (Dorsanum) baccata (Basterot) + + Bulia (Dorsanum) aneilbariaeformis (Grateloup) + Ficus conditus (Brongnart) + -L Volutillithes (Athletd) ficulina (Lamarck) + + + Terebra (Bubuia) fuscata (Brocchi) + + Terebra neglecta (Michelotti) Genotia ramosa (Basterot) + Genota cf. proavia Bellardi + + Clavatula (Perrona) jouanneti (Des Moulins) Aciaeon pwnclulalus (FERUSSac) + + Actaeon semistriatus (FErussac) + Actaeon tornatilis (LinnE) + Ringicula auriculata auriculata Menard -L + Ringicula auriculata lonqominir Sacco 4- Oliva (Neocylindricus) dufresnei Basterot + + Denlalium scxanqulum SchrOter + Denlalium novemcoslatum Lamarck + + Denlalium (Antale) vitreum SchrOter + + Institutul Geological României 31 STUDIUL COMPARATIV AL FAUNEI BURDIGALIENE 189 ( continuare) Burdigalian Helvețian Tortonian | SW. Franței Baz. Vienei (extralapin) intraalpin ! Ungaria 1 Asia ! ; £ | Italia U.R.S.S. SW. Franței 5 । Bazinul Vienei Ungaria Italia «pinj, j Bazinul Vienei 3 >—< 22 g Ungaria Bulgaria Polonia U.R.S.S. Turcia Buituri 9 10 11 12 13 15 16 18 19 20 21 24 25 26 27 28 + + + + — + + + + + + + — + + — + + 1+1 1 — + + — — — + + 1 1 — + + — — | 1 | +1+1 1 +1 +1 +1 l ! + + + -1- + — — 1 1 1 1 1 !+ | 1 | 4- 4- — 4” + 4" — — + + + + 1+ | + + — + 1 1 ' i l+! — — + + + — + + + + — +1 1 1 1 — + + 1 + 1 + | + + — + + + + + + + — + — + — + + 1 - — — + + Institutul Geological României Institutul Geological României PLANȘA I Institutul Geological României PLANȘA I Fig. 1, 5. — Arca (Arca) diluvii Lamabck x 1, 5 (P. Sălătruc) „ 2.— Arca (Arca) fichteli planata Schaffeu XI, 6 (Coruș) „ 3, 7. — Arca (Arca) fichteli Deshayes X1, o (Coruș) ,, 4, 6. — Leda pella elongata Zhizhceenko X 2 (Coruș) Institutul Geological României Gr. Eăileanu, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa I Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV/1. Institutul Geological României PLANȘA II Institutul Geological României PLANȘA II Fig. 1. — a, b, c, Arca (Arca) fichteli elongatior Sacco 1. a = X 1, 5 (Coruș) 1 b X ; Ic — x 1, 5 (P. Sălătruc) Fig. 2. — Glycymeris fichteli (Deshayes) X 1, 5 (Coruș) Institutul Geological României Gr. Răileanu, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa II Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV 1. Institutul Geological României PLANȘA III Institutul Geological României PLANȘA'III Fig. 1, 2. — Ghjcymeris fichteli (Deshayes) fig. 1 ... 1, 5 (Coruș) fig. 2 ... 1, 5 (P. Sălătruc). Institutul Geological României Gr, Răileanu, V. Negulescu. Fauna, burdigaliană. Planșa III 1 2 Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV,!. Institutul Geological României PLANȘA IV Institutul Geological României PLANȘA IV Fig. 1, 3. — Glycymeris (Axinea) pilosus deshayesi (Mayeb) X 1, 6 (Coruș). Fig. 2. — Glycymeris fichteli (Debhayeb) X 1,5 (Coruș). Institutul Geological României Gr. Răileanu, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa IV 1 3 2 Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV/1. Institutul Geological României PLANȘA V Institutul Geological României PLANȘA V Fig. 1, 2. — Chlamys gigas (Sohlothkim) mărime naturală (Coruș). fig. 1. valva dr. fig. 2. Privit spre umbone. Institutul Geological României Gr. RĂILEANU, A'. Negulescu. Fauna, burdigaliană. Planșa V Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV/1. i A Institutul Geological României VIGR/ PLANȘA VI Institutul Geological României PLANȘA VI Fig. 1. — Chlamys gigas (Sculothetm) 1,5 v. dr. (Coruș). Fig. 2. — Chlamys scabrella (Lamarck) X 1, 5 dr. (P. Sălătruc). Fig. 3. — Angulus (Peronidia) planatus (LinnE) mărime naturală (P. Sălătruc). Institutul Geological României Gr. Băileanu, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa VI Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV. 1. Institutul Geological României PLANȘA VII Institutul Geological României PLANȘA VII Fig. 1. — Chlamys gigas (Schlotheim) X1, 5 v. st. (P. Sălătruc). Fig. 2,3. — Cardium (Cerastoderma) edule commune Mayer X 1, 5 fig. 2 Coruș, fig. 3 P. Sălătruc Fig. 4. — Ostrea (Ostrea) frondosa De Serres X 1, 5 (Coruș) Fig. &. — Pinna (Atrina) pectinata vindobonensis Sacco X1, 6 (P. Sălătruc) Institutul Geological României Gr. Răileanu, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa VII Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV/1. Institutul Geological României PLANȘA VJ11 Institutul Geological României PLANȘA VIII Fig. 1, 2. — Laevicardium kiibeeki (Hauer) 5 (Coruș) mărime naturală Fig. 3, 4. — Divaricella (Lucinella) ornata (Agassiz) X 1, 5 (Coruș) Fig. 5. — Taras roiundalus (Montagu) X 1, 5 (Coruș) Institutul Geological României Gr. Răileanu, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa VIII Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV/1. Institutul Geological României PLANȘA IX Institutul Geological României PLANȘA IX Fig. 1. — Ostrea (Ostrea) digitalina Dubois X 1, 6 (Coruș) Fig. 2. — Venus (Ventricola) multilamella (Lamarck) X 2 (Coruș) Fig. 3. — Mactra (Eomacira) basteroti Mayer X 2 (Coruș) Fig. 4. — Pitaria (Callista) erycinoides (Lamarck) X 1, 5 (Coruș) Institutul Geological României Gr. Râileanu, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa IX 1 3 Anuarul Com. Geol., vd. XXXIV 1. -K j Institutul Geologic al României PLANȘA X Institutul Geological României PLANȘA X Fig. ]. — Meretrix gigas (Lamarck) X 1, 5 (Coruș) Fig. 2. — Tellina cf. incarnata LinnE X 2 (Coruș) Fig. 3. — Angulus (Peronidia) bipartiius (Basterot) 2 X 2 (P. Sălătruc) Fig. 4. — Pholas sp. X (2 (Coruș) Fig. 5. — Tellina (Morella) donacina LinnE X 2 (P. Sălătruc) Fig. 6. — Solecurtus (Solecurtus) basteroti (Des Moulins) X 2 (Coruș) Fig. 7. — Solecurtus (Zozia) anliquatus vindobensis Meznericb 2 (P. Sălătruc) Fig. 8. — Ostrea (Ostrea) frondosa) De Serres X 1, 5 (Coruș) Institutul Geological României Gr. Răileanu, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa X Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV/1. Institutul Geologic al României PLANȘA XI Institutul Geological României PLANȘA XI Fig. 1. — Nisip ușor cimentat cu Solecurtus (Zozia) antiquatus vindobonensis Meznerics 2 X (P. Sălătruc) Fig. 2. — Nisip cu Telina serrata tauroprotensa Sacco, Saxolucina (Plastomiltha) mul- tilamellata (Deshayes) (formă tînără), Arca sp., Euthriofusus burdigalensis (Basterot) Bulia (Dorsanum) ancillariaeformis (GnATEJ.ovt,) și Hinia (Uzita) turbinella (Brocchi) X 1, 5 P. Sălătruc. Institutul Geological României <1R. Răileanu, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa XI Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV 1. \ Institutul Geologic al României PLANȘA XII Institutul Geological României PLANȘA XII Fig. 1.— Angulus (Peronidia) planatus (LîNNg) X 1, 4 (Coruș) Fig. 2. — Capsa lacunosa acunosa (Chemnitz) X 1, 5 (P. Sălătruc) Fig. 3. — Capsa lacunosa tumida (Brocchi) X 1, 5 (P. Sălătruc) Fig. 4. — Modiolus (Modiolus) exbrocchi (Sacco) X 1, 6 (P. Sălătruc) Fig. 5. — Pholadomga alpina reclidorsata HOrnes X 1, 5 (P. Sălătruc) Fig. 6. — Corbula (Corbula) basleroli IIOrnes X 2 (Coruș) Fig. 7. — Corbula (Varicorbula) gibba (Otivi) X 1, 5 (P. Sălătruc) Institutul Geological României Gr.' Răileanu, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa XII 2 Anuarul Cam. Geol., voi. XXXIV,'1. Șl IA; Institutul Geologic al României \iGRy PLANȘA XIII Institutul Geological României PLANȘA XIII Mg. 1. — Calyplraea sp. X 1,5 (Coruș) Fig. 2. — Calystraea chinensis (LinnE) X 1, 5 (P. Sălătruc) Fig. 3, 4. — Diloma (Ozystele) orientalii (Cossmann et Peyuot) 1, o Fig. 3 — Sălătruc — Fig. 4 — Coruș Fig. 5, 6. — Natica (Lunatia) helicina Bkocchi X 1, 6; fig. 5 — P. Sălătruc; fig. 6 — Coruș Fig. 7,8. — Sinum aquensis (Recluz) X 1, 5 (Coruș) Fig. 9. — TurriteUa turris taurolaevis Sacco SX 1, 5 (Coruș) Fig. 10. — Polinices (N everita)olla (De Serbes) X 1, 5 (Coruș) Fig. 11. — Natica millepunctata Lamauck X 1, 5 (Coruș) Institutul Geological României Gr. RĂILEANU, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa XIII 9 Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV. 1. \ IGRZ Institutul Geological României PLANȘA XIV Institutul Geological României PLANȘA XIV Fig. 1. — Euthoriofusus burdigalensis (Basterot) X 2 (P. Sălătruc) Fig. 2. — Tudicla ruslicula (Basterot) X 1, 5 (Coruș) Fig. 3. — Turritella (Haustator) vermicularis (Brocchi) mărime naturală (Coruș), Fig. o. — Turritella (Haustator) vermicularis (Brocchi) X 2 (P. Sălătruc). Fig. 4.— Turritella turris laurolaevis Sacco XI, 5 (Coruș). Fig. 6. — Bulia (Dorsanum) ancillariaeformis (Grateloup) X 1,5 (P. Sălătruc) Fig. 7,8 — Bulia (Dorsanum) baceata (Basterot) XI, 5. Fig. 7 — P. Sălătruc; fig. 8 — Coruș. Fig. 9. — Hinia (Uzita) turrbinella (Brocchi) X 1, 5 (P. Sălătruc) Fig. 10. — Pyramidella (Pyramidella) aplicosa Bronn X 9 (P. Sălătruc). Fig. 11. — Typhis (Tyhpis) horridus (Brocchi) X 2 (Coruș). Institutul Geological României Gr. Răileanu, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa XIV Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV/1. Institutul Geological României PLANȘA XV Institutul Geological României PLANȘA XV Fig. 1,2,3.— Voluthililhes (Athleta) ficulina (Lamarck) C, 5 (Coruș). Fig. 1 X 1,2. Fig. 4, 5. — Ficus condilus (BronCnart) X 1, 5 (Coruș). Fig. C. — Terebra neglecla Michelotti X 2 (P. Sălătruc). Fig. 7. — Terebra (Subula) fuscata (Brocchi) (Coruș). Fig. 8. — Genolia ramosa (Basterot) X 2 (P. Sălătruc). Fig. 9. — Pyramidella (Pyramidella) plicosa Bronn X 9 (Coruș). Institutul Geological României GR. RAfleanu, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa XV Anuarul Com. Geol.. voi. XXXIV 1. Institutul Geological României PLANȘA XVI Institutul Geological României PLANȘA XVI Fig. I. — Genota cf. proavia Bellahdi X 2 (Coruș). Pig. 2.— Claratula(Perrona) jouanneti (Des Moulins) X1, 5 (P. Sălătruc). Fig. 3. — Aclaeon punctulatus (FEkessao) X 9 (P. Sălătruc). Fig. 4. — Aclaeon tornatilis (LinnE) X 9 (P. Sălătruc). Fig. 5. — Aclaeon semistriatus (FErussac) X 9 (P. Sălăstruc). Fig. 6, 7. — Ringicula auriculata longominor Sacco X 9, (P. Sălătruc). Fig. 8,10. — Ringicula auriculata auriculata Menaho X 9 (Coruș, P. Sălătruc). Fig. 9. — Oliva (N eocylindricus) dufresnei Basterot X 2 (Coruș). Fig. 11. — Dentalium sexangulum SChhOter X 1, 5 (Coruș) Fig. 12. — Dentalium (Antale) vitreum SchrOter X 1, 5 (Coruș). Fig. 13. — Dentalium novemcostalum Lamarck X 1, 5 ( (Coruș). Institutul Geological României Gr. Răileanu, V. Negulescu. Fauna burdigaliană. Planșa XVI Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV/1. ii Institutul Geological României \ IGR £tude comparative sur la faune burdigalienne du BASSIN TRANSYLVAIN ET DU BASSIN DE PETROȘENI PAR GR. RĂILEANU, V. NEGULESCU (R6sum6) Les formations burdigaliennes, 6tablies sur des bases pal^ontolo- giques apparaissent dans le NW du Bassin Transylvain. Les premierea donn^es sur le Burdigalien et la faune burdigalienne des Couches de Coruș reviennent â A. Koch et les chercheurs qui lui ont succ6d6 ont accepte ă l’unanimit^ son point de vue puisque les Cou- ches de Coruș contiennent une faune spdcifique et sont comprises dans une succession stratigraphique concluante. En g^n^ral, les couches de Coruș sont transgressives sur les couches de Valea Almașului (Oligocene superieur — Aquitanien), reposant sur les termes plus anciens de l’Oligocene, voire meme de l’Focene. Elles supportent les couches de Chechiș et de Hida (Helvdtien) et parfois le Tuf de Dej (Tortonien). Elles sont repr^sentdes par des sables blancs, Idgerement micacds, ă gravier bien rould, surmonte par des greș faiblement cimentes, tres fria- bles, disposds en bancs de 1 ă 2 m d’dpaisseur, tandis qu’ă la pârtie supdrieure elles supportent des marnes sableuses et des sables jaunâtres ou blanchâtres. La faune recoltde par nous dans la r^gion oîi affleurent les couches de Coruș est reprdsentde par: Chlamys gigas. Flabellipecten solarium, Meretrix gigas, Fitaria (Callista) erycinoides, Glycymeris fichteli, Glycy- meris (Axinea) pilosus desbayesi, Laevicardium kubecki, Arca (Arca) fich- teli, Arca (Arca) fichteli planata, Arca (Arca) fichteli elongatior, Tellina planata, Taras rotundatus, Corbula (Corbula) basteroti, Denlalium sexan- gulum, Bulia d rsauum baccata, TurriteUa(Hausta'or) vermicularis, Ficus conditus, Ringicula auriculata auriculata, etc. Nos recherches ont mis en dvidence une situation similaire dans le Bassin de Petroșeni. C’est ici, que Gr. Răileanu (1950) par suite d’une dtude ddtailhâe des formations de Pîrîul Sălătruc, a identifid Institutul Geological României 192 GR. RĂILEANU. V. NEGULESCU 34 les premiers Mements fauniques du type de Coruș (Chlamys gigas, Glycymens fichteli, etc) attribuant â ces depots l’âge burdigalien. Ulterieurement, I. Drăghindă (1961) sans ătudier la faune ren- fermde dans ces formations, les considere d’âge tortonien. D’aprâs les recherches effectuees dans l’Est du Bassin de Petroșeni, dans les depots consid£r6s burdigaliens, les auteurs ont etabli la succession suivante : Marnes calcaires, en base, de couleur violac6-verdâtre â prddomi- nance de Turritella; Grds sableux, violacd-verdâtres, â Cerithium (Potamides) plicatum; Greș calcaires, violacd-verdâtre, durs, ă Chlamys gigas, Corbula (Variocorbula) gibba, Glycymeris fichteli, Mytilus haidingeri •, Marnes et argiles violacd-verdâtres â Turritella; Conglomdrats â Mements de quartz, bien roulds; Argiles sableuses verdâtres â intercalations de grdș et de schistes charbonneux; Sables jaunâtres, faiblement cimentes â la pârtie superieure, con- tenant : Pholadomya alpina rectidorsata, Euthriofusus burdigalensis. La faune de Mollusques — contenue dans ces depots — consti- tue de vraies lumachelles comme dans les Couches de Coruș; cette faune est repr6sentde par: Chlamys gigas, Meretrix cf. gigas, Pitaria (Căliista) erycinoides, Glycymeris fichteli, Laevicardium Icubecki, Phola- domya alpina rectidorsata, Arca (Arca) fichteli elongatior, Arca (Arca) diluvii, Tellina planata, Corbula (Varicorbula) gibba, Bulia (Dorsanum) baccata, Euthriofusus burdigalensis, Turritella (Haustator) vermicularis, Ficus conditus, Tympanotonus (Tympanotonus) margaritaceum, Mytilus haidingeri etc. Bas6s sur l’ătude effectude et sur une comparaison lithologique et faunique entre les formations miocenes de Pîrîul Sălătruc (Bassin de Petro- șani) et celles des Couches de Coruș (Bassin Transylvain) les auteurs ont prăcis6 que la formation de Sălătruc (comprenant la faune decrite) est synchronique avec les Couches de Coruș d’âge burdigalien. Ce fait est fondd sur les 22 esp^ces de Mollusques communes pour les deux regions. Parmi les formes qui attestent l’âge burdigalien, citons : Laevicardium kubecki, Glycymeris fichteli, Chlamys gigas, Pholadomya alpina rectidorsata. Quoique, certaines especes d^crites aient une circulation plus large sur la verticale, leur frequence est maximum au Burdigalien, par exemple: Meretrix gigas, Pitaria (Callista) erycinoides, Arca (Arca) fichteli, Euthrio- fusus burdigalensis. Soulignons egalement la pr^sence des especes Tympanotonus (Tym- panotonus) margaritaceum et Mytilus haidingeri, formes oligoc6nes-aqui taniennes associăes aux formes citees plus haut. Par contre, d’autres formes telles : Arca (Arca) diluvii, Glycymeris (Axinea) pilosus deshayesi, Venus (Ventricola) multilamella etc. apparaissent ă ce moment et continuent avec une frequence plus grande au cours des p6riodes ultdrieures. D’autres jX Institutul Geologic al României IGRZ 35 ETUDE COMPARATIVE SUR LA FAUNE BURDIGAL1ENNE 193 especes, telles : Corbula (Varicorbula) gibba, Divaricella (Lucinella) ornata Ficus conditus, apparues pendant l’Oligocene, ont continue au Burdiga- lien et plus tard meme au Pliocene et au Recent. Par consequent, le Burdigalien represente un intervalle de temps qui marque l’extinction des formes oligocenes et l’apparition de celles miocenes, renfermant, toutefois, nombreux eiements propres. L’analogie faunique mene â la conclusion qu’autant les couches de Cornu que les formations de Pîrîul Sălătruc representent une nouvelle etape dans l’evolution de ces bassins, etape situee au Burdigalien. Rețu : janvier 1964 13 — Anuarul Comitetului Geologic. Institutul Geological României Institutul Geological României CONSIDERAȚII ASUPRA STRATIGRAFIEI, GENEZEI ȘI STRUCTURII FORMAȚIUNILOR CRISTALOF1LIENE DIN CARP AȚII MERIDIONALI CENTRALI (REGIUNEA RĂȘINARI—CISNĂDIOARA—SADU) DE MARCELA DESSILA-CODARCEA Abstract On the Stratigraphy, the Genesis and the Structure of Crystalline Formations in Central Southern Carpathians (Ră- șinari-Cisnădioara-Sadu Region). In order to explain the geological history of Southern Carpathians, the last few years complex geological investigations have been carried out in the Olt pass zone (Rășinari-Cisnădioara—Sadu region). Stratigraphie, petrographic and tectonic studies allowed the Identification of the nature of the premetamorphic material as well as the grouping of various types of cristalline schists, into unitary complexes from lithological and metamorphic viewpoint, corresponding to certain well-defined stages of the evolution of pre-Cambrian geosynclines. The detennination of plant remains in one of the crystalline schists complex, led to the dating of the corresponding series by means of paleontological data, suggesting considerations on the last phases of folding and metamorphism preceding Alpine history. Finally, based on reference data, correlations with other series of crystalline schists of the Carpathian Arch have been inade, completing the scheme of the paleotect.onic evolution of Southern Carpathians. Am început studiul geologic al formațiunilor cristalofiliene care constituie Carpații meridionali centrali în anul 1958 în regiunea Rășinari- Cisnădioara, extinzînd cercetările în anul 1959 pînă în valea Sadului. în anii următori am continuat studiul masivelor muntoase care constituie Carpații meridionali centrali, începînd din valea Lotrului (bazi- Institutul Geological României 196 MARCELA CODARCEA-DESSILA 2 nul văii Boului) și progresînd treptat spre N pînă în valea Uria a Cîinenilor. în scopul descifrării mai complete a istoriei geologice a acestei por- țiuni din arcul carpatic, am abordat studiul formațiunilor cristalofiliene într-un mod complex, atît din punct de vedere stratigrafie, cît și din punct de vedere metamorfic-facial și structural. Datele existente referitoare la regiunea Rășinari-Cisnădioara-Sadu se pot sistematiza în două categorii principale : aceste categorii corespund la două etape importante ale procesului de cunoaștere a constituției petro- grafice și a structurii geologice a masivelor cristaline din Carpații meri- dionali. Lucrările cele mai vechi, provenind de la M. J. Ackner, FR. v. Hauer și G. Staghe, E. A. Bieltz, K. Moeckel și A. Vendl, în care sja adunat o serie de informații mineralogice și petrografice, repre- zintă prima etapă, caracterizată printr-o acumulare cantitativă de date. A doua etapă este caracterizată prin apariția unor lucrări de sinteză, în care se discută problemele tectonice ale Carpaților meridionali (A. Strec- KEISEN,, ȘT. GHIKA-BUDEȘTI, L. PAVELESCU).’ Cercetările geologice foarte amănunțite efectuate în regiunea Răși- nari— Cisnădioara —Sadu, completate cu date obținute în urma extinderii studiilor în regiunile Brezoi—Călinești— Robești—Cîineni, au adus puncte de vedere noi în ceea ce privește istoria geologică a acestei porțiuni a arcului carpatic. Prin studii minuțioase microscopice am căutat să descifrăm natura materialului premetamorfic; astfel, prin considerarea aspectelor struc- turale, texturale și a compoziției mineralogice a rocilor, am încercat să stabilim natura materialului sedimentar, vulcano-sedimentar și vulcanic din care a rezultat fiecare tip de șist cristalin. Considerarea relațiilor dintre diferitele tipuri de șisturi cristaline au condus la gruparea lor în complexe unitare din punct de vedere litofacial. Stabilirea semnificației fiecărui complex în evoluția geosinclinală a decurs în mod logic, în acord cu ideile cele mai avansate referitoare la această problemă. Final, prin considerarea poziției, fiecărei serii, am căutat să descifrăm în mod dialectic istoria geologică a regiunii studiate. Am stabilit astfel la această porțiune a Carpaților meridionali existența mai multor drame geologice care s-au succedat începînd din timpuri foarte vechi (arhaice?) pînă în preajma erei mesozoice ’). Deoarece evoluția paleotectonică a Carpaților meridionali centrali a făcut deja obiectul unei lucrări mai restrînse (1962), vom aduce numai unele precizări, insistînd în deosebi asupra punctelor de vedere noi puse în evi- *) Am întrebuințat termenul de „dramă” geologică într-un sens mai restrîns decît îl uti- lizează uneori H. Tebmibr și G. Termier, dramele geologice puse în evidență în regiunea defileului Oltului corespunzând unor epoci tectonice, care de fapt însumate constituie „drama ante-alpină” a unei mari părți a Carpaților romînești. < 'A. Institutul Geological României X IGRy 3 FORMAȚIUNILE CRISTALOFILIENE DIN CARPATII MERIDIONALI 197 dență în cadrul studiului geologic și petrografic al regiunii Rășinari-Cisnă- dioara-Sadu, în ceea ce privește geneza unora dintre seriile sau complexele cristalofiliene, date care ne-au ajutat la elucidarea semnificației lor în evoluția geosinclinală. Trebuie să remarcăm de asemenea că datele pe care le posedăm în prezent ne permit să aducem și precizări cu caracter geocronologic. Urme organice care au fost determinate au condus la stabilirea vîrstei unora din seriile cristalofiliene puse în evidență în regiunea defileului Oltului, fapt care ne permite să facem considerații asupra ultimelor faze de cutare și metamorfism anterioare istoriei alpine. în sfîrșit, pe baza datelor din literatură, vom încerca să facem unele corelații cu alte serii cristalofiliene care intră în constituția arcului car- patic, întregind schema evoluției paleotectonice a Carpaților de sud. în lucrările anterioare am propus ca ipoteză de lucru o coloană stra- tigrafică, compusă din serii cristalofiliene, bine caracterizate, după cum am arătat, atît în ceea ce privește compoziția materialului premetamorfic cît și gradul proceselor de metamorfism general, care au avut ca rezultat transformarea acestui material în șisturi cristaline. Cu această ocazie am remarcat de asemenea că reconstituirea unei succesiuni stratigrafice complete a fost destul de dificilă din cauza carac- terului foarte tectonizat al regiunii studiate. în urma considerării datelor celor mai noi obținute în regiunea Rășinari-Cisnădioara-Sadu propunem următoarea coloană stratigrafică: Seria de Măgura: complexul gnaiselor granitoide, complexul gnai- selor leucocrate, complexul gnaiselor blastodetritice. Seria de Sadu : complexul micașisturilor cu granați și staurolit, complexul ritmic de Cîrlige. Seria de Valea Muntelui: complexul ofiolitie, complexul ritmic. Seria de Rîușorul Cisnădi oarei : complexul șisturilor cu porfiro- blaste de albit, complexul șisturilor ciorito-albitice. Seria de Sibișel: complexul șisturilor amfibolice, complexul șistu- rilor cu magnetit, complexul calcaros, complexul grafitos. Seria de Rășinari: complexul cuarțitelor blastodetritice, complexul șisturilor cuarțoase clorito-sericitice. $ eri a de M â g u r a. în evoluția geologică a regiunii studiate seria de Măgura reprezintă termenul cel mai vechi. Această, serie prezintă dezvoltări caracteristice în masivul Măgura Cisnădioarei. Ea a fost regăsită și în partea vestică a regiunii în fundamentul seriei de Sibișel. Menționăm de asemenea prezența ei constantă în regiunea de la W de defileul Oltului. Pe teren seria de Măgura este foarte monotonă, fiind constituită aproape exclusiv din roci cu caracter gnaisic. Studiile minuțioase micro- scopice pun însă în evidență aspecte foarte variate și interesante. în primul rînd trebuie să menționăm prezența unor roci graritoide de compoziție granodioritică-cuarțdioritică, cu aspecte caracteristice în ceea ce privește relațiile dintre componentele mineralogice principale. Studiul microscopic al unui număr mare de gnaise aparținînd seriei de Măgura ne-a permis să urmărim transformarea rocilor granitoide în gnaise granitoide Institutul Geological României 198 MARCELA CODARCEA-DESSILA 4 cu textură, ușor orientată prin fenomene de cataclazare, laminare și rectis- talizare. Astfel am putut să constatăm că partea bazală a seriei de Măgura prezintă un caracter inițial granitoid, reprezentînd un fundament mai vechi de roci granitoide, care au suferit un fenomen de gnaisificare în timpul unei vechi etape de metamorfism general. Aspecte deosebite prezintă de asemenea și gnaisele cuarțoase. Aceste gnaise apar destul de constant în seria de Măgura, fiind caracterizate prin prezența unor lentile sau fîșii scurte de cuarț de dimensiuni milime- trice sau centimetrice, cu aspect mozaicat, înglobate într-o mesostază predominat feldspatică. Recristalizarea completă a acestor roci face foarte dificilă stabilirea caracterului materialului premetamorfic; aspecte struc- turale, texturale și paragenezele ar indica o derivare a acestor gnaise din roci eruptive cu caracter porfiric. în constituția seriei de Măgura intră de asemeni gnaise leucocrate mărunt granulare sau lineare și gnaise rubanate constituite din fîșii centi- metrice de gnaise aplitice și gnaise mărunte biotitice. Aceste tipuri de gnaise sînt caracterizate prin parageneze care se deosebesc prin prezența feldspatului potasic și un procent foarte mic de minerale micacee. Ele pot fi considerate drept curgeri de lave acide sau intercalații de tufuri. Un aspect deosebit pus în evidență pentru prima dată în regiunea Rășinari-Cisnădioara-Sadu este reprezentat prin gnaisele blastodetritice. Aspectele blastodetritice, marcate prin apariția unor lentile de dimensiuni psefitice sau psamitice, constituite din agregate cuarțo-plagioclazici, plagioclazice, mai rar cuarțoase, indică proveniența acestor roci prin deza- gregarea rocilor granitoide din fundament. Gnaisele oculare se întîlnesc foarte frecvent în seria de Măgura, ele reprezentînd caracteristica ei principală. Aspecte oculare se remarcă în diferite tipuri de gnaise care constituie seria de Măgura, mai frecvent apar însă în pachetele de gnaise leucocrate. Studiul microscopic amănunțit al acestor gnaise, cît și a formațiunilor cristalofiliene care le înglobează, pune în evidență un fapt foarte interesant; întotdeauna aspectele oculare apar, în pachetele de gnaise care conțin inițial feldspat potasic, putîndu-se urmări diferitele aspecte de creștere blastică și de mobilizare a microclinului. Dezvoltarea amplă a gnaiselor oculare în Carpații meridionali a condus la formularea unui important număr de ipoteze care caută să rezolve problema genezei acestor formațiuni. Este interesant de remarcat că în general a fost pusă în evidență incompatibilitatea, în unele cazuri foarte evidentă, a acestor roci cu formațiunile cristalofiliene cu care sînt asociate în ce privește chimismul lor și uneori gradul de metamorfism (A. Strec- keisen, 1934; L. Pavelescu, 1955). Majoritatea autorilor au căutat să explice realitățile puse în evidență prin cercetări de teren admițînd carac- terul eruptiv (M. Reinhard, 1910; K. Moeckel, 1918; O.’ SCHM1DT, 1930; A. Vendl, 1932; A. Streckeisen, 1934), migmatic (Șt. Ghika- Budești, 1940; L. Pavelescu, 1955) sau metasomatic (R. DMtrescu, sub tipar) al acestor roci. Institutul Geological României 5 FORMAȚIUNILE cristalofiliene din carpații meridionali 199 Trebuie să subliniem de la început că pachetele de gnaise micacee și gnaise oculare apar în regiunea defileului Oltului între formațiuni crista- lofiliene foarte diferite în ceea ce privește constituția mineralogică, chi- mismul și gradul de metamorfism. în urma stabilirii unei succesiuni stra- tigrafice a șisturilor cristaline care constituie regiunea Rășinari-Cisnă- dioara- Sadu, aplicabilă în urma extinderii cercetărilor geologice și spreS în regiunea defileului Oltului, este foarte greu de admis că fenomene atît de importante de injecție sau metasomatoză s-au produs concomitent sau chiar periodic în enorma stivă de șisturi cristaline care constituie Carpații meridionali centrali, începînd din bază pînă în partea superioară. Cercetările efectuate în regiunea Rășinari—Cisnădioara—Sadu au do- vedit, după cum am mai arătat, că aspectele oculare nu apar niciodată în pachetele de gnaise în care feldspatul potasic lipsește. Astfel, formarea gnaiselor oculare in situ pe seama unui material preexistent, caracterizat printr-un chimism potasic, reprezentat fie prin roci granitoide și arenitele formate pe seama lor, fie eventual prin curgeri de lave acide și tufuri, apare destul de clar, ca un fenomen de diferențiere metamorfică. Asociația gnaiselor oculare cu șisturi cristaline foarte diferite în ce privește compoziția lor și gradul de metamorfism este explicată logic prin admiterea existenței unui fundament gnaisic vechi, peste care s-au așter- nut transgresiv serii mai noi cutate și metamorfozate ulterior. Considerarea relațiilor dintre diferitele tipuri de roci descrise mai sus ne-a permis separarea a trei complexe caracteristice : Complexul gnaiselor granitoide, constituit din roci granitoide,gnaise granitoide, gnaise cuarțoase și intercalații sporadice de gnaise oculare. Complexul gnaiselor leucocrate, caracterizat prin predominanța gnaiselor lineare, gnaiselor oculare și în măsură mai mică a gnaiselor rubanate. Complexul gnaiselor blastodetritice, alcătuit din alternanțe ritmice cu caracter predominant arcozian, cu structuri blastodetritice tipice spre partea superioară a complexului, care încep să se șteargă spre partea bazală, datorită intensificării fenomenelor de recristalizare. în evoluția geologică a regiunii, seria de Măgura apare legată strîns prin constituția ei de procesele magmatice, dinamice, diastrofice ale unui fundament foarte vechi, înecat în urmăîntr-un înveliș molasic reprezentat prin rocile detritogene ale seriei. Ser ia de Sadu apare în regiunea studiată în extremitatea ei estică. Șisturi cristaline aparținînd foarte probabil acestei serii constituie de asemenea fundamentul seriei de Valea Muntelui, în regiunea Rășinarilor. Această serie este constitută din două complexe : complexul ritmic de Cîrlige și complexul micașisturilor cu granat și scaurolit. De această serie se mai leagă și un complex amfibolitic, a cărui poziție nu este încă sufi- cient de clară. Complexul amfibolitic. Amfibolitele constituie un complex foarte bine individualizat și caracteristic. Studiul relațiilor acestor amfibolite cu complexul micașisturilor cu granat și staurolit, completat cu numeroase 'A; Institutul Geological României 16 R/ 200 MARCELA CODARCEA-DESSILA 6 date de laborator, dovedește că problema genezei și a poziției amfiboli- telor în evoluția geologică a regiunii este foarte complicată. Macroscopic, amtibolitele prezintă aspecte foarte variate în ceea ce privește granulația, structura și textura rocilor. Studiul microscopic a pus încă în evidență compoziții mineralogice și aspecte destul de uniforme : amfibolul este de tipul ferrohastingsitului iar oligoclazul conține 20—25% An. Rocile prezintă aspecte pavimen- toase și texturi masive adesea laminate. Rocile biotitice, care apar asociate intim cu amfibolitele, conțin granați idiomorfi și staurolit, înglobați într-o mesostază oligoclazică pavimentoasă. Toate aceste observații conduc la admiterea caracterului eruptiv al acestui complex. Texturile și structurile rocilor indică o consolidare lentă, contrastînd în mod vădit cu micașisturile cu granați și staurolit, cristalizate sub stres. Complexul micașistunlor cu granați și staurolit este foarte monoton, fiind constituit din micașisturi faneroblastice; granații și staurolitul ating uneori dimensiuni de 1 cm. Acest complex a rezultat prin metamorfozarea unor sedimente aleuropelitice argiloase. Complexul ritmic de Cîrlige este format din alternanțe decimetrice sau centimetrice de gnaise, cuarțite micacee și micașisturi. Remarcăm prezența unor lentile sau fîșii de cuarț, mai rar a pegmatitelor. în evoluția geologică a regiunii, seria de Sadu reprezintă depozitele unui geosinclinal foarte vechi. Caracterul acestui geosinclinal nu a putut fi stabilit deoarece această serie prezintă o dezvoltare restrînsă în regiunea studiată. Complexul mica- șisturilor cu granat și staurolit reprezintă o formațiune pelitică de adân- cime mai mare, depusă probabil într-o perioadă de vacuitate a geosincli- nalului, complexul ritmic prezintă un caracter destul de pregnant flișoid, putînd fi considerat ca o formațiune de umplutură a geosinclinalului. Formațiunile acestui geosinclinal au fose cutate și metamorfozate la nivelul faciesului almandin-amfiboli tic, subfaciesul staurolit-cuarț. Complexul amfibolitic, deși prezintă aparent o poziție bazală, nu se poate încadra din punct de vedere metamorfic în schema de evoluție a dramei Sadu. Ultimele revizuiri ne face să-l considerăm rezultat în urma pătrunderii ulterioare a magmei bazice între șisturile cristaline, care au recristalizat îndeosebi atunci cînd au fost înglobate în magmă, sub formă de enclave, (rocile biotitice cu granat și staurolit). Seria de V al e a M unt el u i este situată în partea Vestică a regiunii Rășinari, prezentînd o dezvoltare caracteristică în bazinul Văii Muntelui. Această serie este constituită din două complexe: un complex ofiolitic prezentînd o poziție bazală și un complex ritmic superior. Complexul ofiolitic, este constituit din roci amfibolice, roci gabbroide și roci peridotitice, prezentînd un caracter evident stratificat. Relațiile observate pe teren între aceste trei grupe de roci ne-au permis să le paralelizăm cu cele trei zone caracteristice complexelor de acest tip, puse în evidență de J. H. Brunn, în masivul Vurinos din Grecia (J. H. Brunn, 1956). M Institutul Geologic al României 16 R/ 7 FORMAȚIUNILE CRISTALOFILIENE DIN CARPAȚII MERIDIONALI 201 Zona bazală este constituită din roci ultrabazice. Ele apar sub forma unor lentile alungite, constituite din învelișuri concentrice de compoziție diferită. învelișurile exterioare sînt alcătuite dintr-o alternanță de roci biotito-amfibolice, de serpentine apoperidotitice, apopiroxenitice și roci tremolito-actinolitice. Porțiunile interioare sînt formate din roci perido- titice, wehrlite, piroxenite, care prezintă uneori în partea centrală a len- tilei separații dunitice. Poci filoniene mărunte de compoziție bazică și ultrabazică străbat neregulat porțiunile centrale ale lentilelor, în timp ce învelișurile exterioare sînt străbătute de iiloane de plagioclazite. Trecerea spre zona mediană nu se face brusc, ci prin intermediul unor alternanțe ritmice de roci peridotitice, gabbroide, meladioritice și șisturi biotito-amfibolice. Zona mediană este constituită preponderent din gabbrouri și flaser- gabbrouri rubanate, care alternează ritmic cu roci melanocrate biotito- amfibolice. Rocile acestei zone sînt caracterizate prin aspecte predomi- nant orientate, datorită recristalizării lor sub acțiunea metamorfismului general. Zona superioară a complexului ofiolitic este caracterizată prin pre- dominanța rocilor amfibolice. Această zonă este constituită dintr-o alter- nanță ritmică de diferite tipuri de amfibolite și șisturi biotito-amfibolice. Rocile care constituie această zonă sînt caracterizate -printr-o șistozitate mai pronunțată și un caracter stratificat mai accentuat. Fenomenele de recristalizare s-au manifestat aici mai intens, încît aspectul eruptiv al roci- lor inițiale a fost aproape complet șters. Rocile zonei superioare sînt străbătute de filonașe și vinișoare subțiri de plagioclazite. Problema formării complexelor ofiolitice este o problemă foarte mult dezbătută. Studiul mineralogic și petrografic al complexelor de acest tip nu a putut soluționa decît unele laturi ale acestei probleme. Abordarea studiului pe teren a relațiilor dintre diferitele tipuri de roci d e către cercetători minu- țioși ai realităților geologice, completate cu studii de laborator, a adus date noi și interesante pentru rezolvarea apariției complexelor ofiolitice (J. H. Brunn, 1956). Un merit deosebit în rezolvarea acestei probleme îl are J. H. Brunn, care a studiat un cortegiu de roci de acest tip în masivul Vurinos din Grecia în condiții ideale, neafectat de transformările produse de metamorfismul general. Acest autor a subliniat asociația intimă a faciesurilor efuzive și a rocilor grăunțoase, a pus în evidență cele trei zone ale cortegiilor ofioli- tice, a dovedit existența zonelor de tranziție dintre ele, a insistat asupra caracterului lor stratificat și ritmic. Subliniind caracterul unitar al corte- giilor ofiolitice, admite existența unei singure revărsări submarine de magmă simică pe un fundament cratonizat, explicînd stratificația și ritmi- citatea prin diferențierea și cristalizarea masei magmatice între acest fundament și crusta scoriacee doleritică de la suprafață, prin reacții con- tinue între fazele solide și cele lichide. Variațiile de compoziție ale rocilor și prezența peridotitelor a fost explicată prin acumularea gravitațională 4Institutul Geological României IGR 202 .MARCELA CODARCEA-DESSILA 8 a mineralelor fero-magneziene pe fundamentul solid, iar zonalitatea prin sărăcirea treptată a magmei reziduale în Mg și apoi în Fe și îmbogățirea ei în Al, Si, Ca, (J. H. BRUnn, 1956). Studiind relațiile dintre diferitele tipuri de roci care constituie masi- vul de roci ultrabazice, bazice și intermediare de pe Valea Muntelui, am remarcat o vădită asemănare cu zonalitatea caracteristică pusă în evidență de J. H. BRUnn în masivul Vurinos. Ridicînd voalul metamorfismului general, care de fapt a afectat mai mult zona superioară, premetamorfic- microgrăunțoasă-microlitică (doleritică), transformînd-o în diferite tipuri de amfibolite și șisturi biotibo-amfibolice, am reușit să reconstituim cele trei zone ale cortegiilor ofiolitice preconizate de acest autor. Trebuie să remarcăm că autorii anteriori au cartat întotdeauna lentilele de roci ultra- bazice, însă nu au separat zona gabbroidă și zona amfibolitică, deși pro- veniența acestora prin recristalizarea unui material inițial eruptiv (dia- bazic sau gabbroid) a fost uneori preconizată (K. MOEckel, 1918; A. Vendl, 1932). Astfel, complexul ofiolitic de pe Valea Muntelui apare ca un ansamblu unitar, net deosebit de formațiunile cristalofiliene cu care vine în contact, rezultate prin metamorfozarea unui material sedimentar premetamorfic; stratificația și ritmicitatea reprezintă un caracter inițial al materialului premetamorfic și nu este rezultatul unui fenomen de diferențiere meta- morfică. Complexul ritmic este constituit dintr-o serie de alternanțe de dimen- siuni decimetrice reprezentate prin : paragnaise biotitice, paragnaise bio- tito-amfibolice, paragnaise amfibolice, gnaise fine leucocrate și șisturi micacee. Aceste alternanțe imprimă acestui complex un caracter ritmic evident, ele rezultînd probabil prin metamorfozarea unoi* pachete de roci psamitice, aleuritice și politice argiloase sau marnoase. Intercalațiile de gnaise fine leucocrate ar putea corespunde unui material piroclastic acid. Caracteristică acestui complex este și prezența irecventă a rocilor pegmatoide, care constituie fîșii și lentile concordante sau filoane discor- dante. Studiul microscopic pune în evidență deosebiri esențiale. Pegmaticele concordante sînt caracterizate prin dezvoltarea largă a plagioclazului care crește treptat prin blasteză în pachetele de gnaise leucocrate. Pegmatitele discordante sînt caracterizate prin apariția structurilor grafice determinate de concreșterea oligoclazului cu cuarțul. Aceste aspecte pun în evidență cristalizarea simultană a celor două componente dintr-o soluție migmatică, rezultată la adîncimi mai mari, care apoi a migrat spre suprafață de-a lungul unor plane de discontinuitate, constituind filoane pegmatitice discordante. Urmărind evoluția geologică a regiunii și interpretînd datele de observație putem arăta că după exondarea și transformarea în soclu con- tinental a zonelor geosinclinale anterioare, regiunile din vest au suferit mișcări de subsidență. începe astfel o nouă epocă tectonică reprezentată printr-un cuplu monoliminar. De-a lungul pragului continental, constituit din roci aparținînd seriei de Măgura, care separa fosa eugeosinclinală de fosa miogeosinclinală, s-au revărsat pe plane profunde de discontinuitate magme simice pe un fundament consolidat de micașisturi cuarțoase apar- ținînd probabil seriei de Sadu. Peste acest complex ofiolitic s-a depus înbr-o Institutul Geologic al României 9 FORMAȚIUNILE CRISTALOFILIENE DIN CARPAȚII MERIDIONALI 203 perioadă de umplere rapidă a geosinclinalului o stivă groasă de depozite cu caracter ritmic. Astfel au rezultat cele două complexe care constituie seria de Valea Muntelui, cutate, metamorfozate la nivelul faciesului almandin- amfibolitic și migmatizate. Seria de 11 îu ș o r ul Cisnădioarei apare în bazinul pîrîului Rîușorul Cisnădioarei, pe versantul sud-estic al dealului Schiaului fiind bine caracterizată din punct de vedere litofacial și metamorfic. în regiunea studiată ea este constituită din două complexe : com- plexul șisturilor clorito-albitice și complexul șisturilor cu profiroblaste de albit. Complexul șisturilor cu porfiroblaste de albit este format din gnaise și cuarțite feldspatice conținînd în mod constant porfiroblaste de albit. Aceste porfiroblase sînt deobicei lenticulare, fiind caracterizate prin abun- dența incluziunilor mărunte de cuarț, biotit, muscovit, zoizit și uneori granați mici înglobați prin blasteză. Micașisturile apar subordonat; conțin de obicei granați mici și numai cu totul sporadic porfiroblaste de albit. Constituția rocilor care alcătuiesc această serie pune în evidență un caracter predominant terigen al materialului premetamorfic. Cuarțitele, gnaisele și micașisturile au rezultat prin metamorfozarea unor sedimente psamitice, psamo-aleuritice și aleuro-pelitice argiloase. Apariția constantă a albitului și toate tipurile de roci aparținînd acestei serii indică un aport de material piroclastic, amestecat în proporții variate cu material terigen. Trebuie să arătăm de asemenea că uneori albitul poate rezulta și prin transformarea plagioclazului mai bazic al fundamentului de tip Măgura printr-un fenomen de retromorfism. Un fapt analog a fost descris în regiunea Ocna de Fier—Bocșa Montană (Al. Codarcea 1930). Complexul șisturilor clorito-albitice este constituit din două orizon- turi : un orizont bazai alcătuit din șisturi clorito-epidotice și șisturi clorito- epidoto-albitice, și un orizont superior, caracterizat prin predominanța șisturilor clorito-albitice. Rocile ambelor complexe au rezultat prin metamorfozarea unor depozite vulcanogene. Urmărind mai departe evoluția geologică a regiunii, trebuie să arătăm că după cutarea, metamorfozarea și migmatizarea depozitelor seriei de Valea Muntelui, această zonă eugeosinclinală a început să se ridice, în timp ce dincolo de pragul continental sedimentarea se continuă într-o zonă cu caracter mio-geos înclinai. în această zonă s-au depus formațiunile terigene, mixte și vulcanogene ale seriei de Rîușorul Cisnădioarei. Metamorfozarea aestei serii s-a produs la nivelul faciesului șisturilor verzi, subfaciesul almandinic. Seria de Sibișel prezintă o dezvoltare caracteristică în regiunea Rășinarilor, în bazinul văii Sibișelului. Formațiuni cristalofiliene aparținînd acestei serii au fost puse în evidență în bazinul pîrîului Rîușorul Cisnădioarei și în bazinul văii Sadului. Institutul Geologic al României X IGRy 204 MARCELA CODARCEA-DESSILA 10 Această serie este constituită în regiunea Rășinarilor din patru com- plexe caracteristice din punct de vedere litofacial și metamorfic : complexul grafitos, complexul calcaros, complexul șisturilor cu magnetit și complexul șisturilor amfibolice. Complexul șisturilor amfibolice este situat în partea bazală a seriei de Sibișel, reprezentînd un pachet foarte unitar, constituit din alternanțe cu caracter ritmic de șisturi amfibolice, diferite tipuri de amfibolite și șisturi albito-amfibolice. Menționăm de asemenea prezența rocilor gabbroide situate de obicei spre partea bazală a complexului; rocile ultrabazice apar cu totul sporadic. Caracterul unitar, stratificația și ritmicitatea puse în evidență, prezența alternanțelor de flasergabbrouri ne-au determinat să atribuim acestui complex un caracter ofiolitic. Rccristalizările produse de meta- morfismul general au șters în general caracterele rocilor eruptiv e inițiale, foarte rar observîndu-se unele structuri relicte. Complexul șisturilor cu magnetit se situează în concordanță peste complexul șisturilor amfibolice și este constituit din alternanțe de șisturi cuarțoase sericitice, șisturi sericito-cloritice, șisturi albitice și șisturi biotito- sau clorito-albitice, rezultate prin metamorfozarea unui material vulcano- sedimentar. Unele șisturi albitice pot fi considerate drept curgeri interstratificate delave. Prezența constantă a magnetitului, care abundă în șisturile clorito- albitice, rezultate prin metamorfozarea unor depozite piroclastice, suge- rează că aportul de fier este de origine vulcanică submarină. Complexul calcaros este constituit d.intr-o serie de roci calcaroase reprezentate prin : calcare albe marmoreene, calcare cenușii și calcșisturi cloritice. Mai rar se întîlnesc în regiunea studiată calcare dolomitice sau calcare sideritice. în ce privește originea acestor calcare, ultimele date ne îndreptățesc să le considerăm rezultate prin metamorfozarea unei formațiuni caica- roase fitogene prezentând îndințări laterale cu complexul cu magnetit; în apropiere s-a produs probabil un amestec de material calcaros cu mate- rial terigen sau piroclastic, rezultînd astfel calcarele cenușii și calcșisturile caracterizate prin aspecte blastodetritice sau șisturi cu magnetit calcaroase. Complexul grafitos prezintă o dezvoltare inegală în regiunea studiată, luînd amploare în partea ei sudică, unde atinge grosimi mari (cca 100 m). Acest complex este constituit din șisturi cuarțoase grafitoase și șisturi sericitoase grafitoase, rezultate prin metamorfozarea unui material teri- gen fin, caracterizat prin abundența pigmentului cărbunos. Este foarte interesantă apariția unor resturi presupuse vegetali;, puse în evidență de substanța grafitică care sînt probabil alge. Urmărind istoria geologică a regiunii, etapa următoare a fost marcată prin instalarea unei noi fose pe zonele mobile dintre pragul continental și porțiunile consolidate ale miogeosinclinalului anterior. în zonele de flexură între pragul continental și fosă s-au ridicat pe fracturi profunde magme simice, care s-au revărsat pe fundul fosei, dînd naștere unui complex ofio- ■ • Institutul Geologic al României 11 FORMAȚIUNILE cristalofiliene DIN CARPATII meridionali 205 litic. Evoluția acestui eugeosinclinal a continuat prin depunerea unui complex vulcano-sedimentar. într-o zonă mai puțin adîncă, s-au dezvoltat formațiuni calcaroase, care se îndințează lateral cu faciesuri terigene și vulcanogene, rezultând sedimente mixte calcaroase. în faza finală de dez- voltare se depun sedimente paralice. Metamorfozarea formațiunilor seriei de Sibișel s-a produs la nivelul faciesului șisturilor verzi, subfaciesul cloritic, metamorfism care a afectat regresiv fundamentul cristalofilian mai Vechi. Seria de Rășinari prezintă o dezvoltare caracteristică în împrejurimile comunei Rășinari, unde a fost separată pentru prima dată. Această serie se deosebește net de seria de Sibișel, atît prin caracterul ei litofacial, cît și prin caracterul metamorfic. Seria de Rășinari este for- mată din două complexe caracteristice. Complexul cuarțitelor blastodetritice este situat în partea bazală a acestei serii, fiind constituit din roci blastopsamitice, uneori blastopse- fitice, aproape exclusiv cuarțoase. Complexul șisturilor cuarțoase clor ito-sericitice este alcătuit din șis- turi sericitice, șisturi cuarțoase sericitice cu aspecte ardeziene și șisturi cuarțoase clorito-sericitice, rezultate prin metamorfozarea foarte ușoară a unui material sedimentar aleuro-pelitic. în evoluția geologică a regiunii, seria de Rășinari prezintă caracterul unei formațiuni transgresive. Cuarțitcle ei blastodetritice se aștern spre W peste șisturile cristaline ale seriei de Sibișel, iar spre E acoperă șisturile clorito-albitice ale seriei de Rîușorul Cisnădioarei. Trebuie să remarcăm de asemenea că formațiunile acestei serii se deosebesc net de șisturile cristaline aparținînd seriei de Sibișel, atît în ce privește stilul de cutare, cît și caracterul proceselor metamorfice; depo- zitele ei cu caractere pregnante blastodetritice și aspecte ardeziene frec- vente sînt cutate larg și afectate mai mult de un metamorfism dinamic, pus în evidență prin prezența cristalelor fine de cloritoid. Pentru cunoașterea mai adîncită a succesiunii proceselor de sedi- mentare, de cutare și metamorfism care au avut loc în istoria geologică a Carpaților meridionali centrali apare necesară lămurirea geocronologiei formațiunilor geologice ce iau parte la constituția acestor munți. Prezența unor vagi aspecte organice observate în uncie formațiuni calcaroase mai puțin afectate de procesele de metamorfism general ne-au stimulat în perseverarea rezolvării vîrstei formațiunilor seriilor superioare puse în evidență în Carpații meridionali centrali. Cunoscînd importanța determinărilor de spori în datarea formațiu- nilor vechi, am apelat la concursul laboratorului de Palinologie al Insti- tutului Geologic al Academiei de științe din Moscova, condus de Sofia NICOLAEVNA NAUMOVA. Rezultatele pozitive primite în iunie 1962 au fost comunicate într-o scurtă notă de colaborare cu Sofia Nicolaevna Naumova și Violeta Iliescu la Academia R.P.R. Determinarea formei Riffenites (Naumova) în calcarele blastodetri- tice de pe valea Sadului din dreptul confluenței cu valea Varului și a pre- ■ '1 Institutul Geologic al României IGR 206 MARCELA CODARCEA-DESSILA 12 zenței sporilor de dimensiuni ultramicroscopice în șisturile calcaroase recol- tate din cariera de pe valea Stesii și din lentila de calcare de pe culmea dintre bazinul văii Sibișel și bazinul văii Sadului la W de cota 1107 m, au dat posibilitatea atribuirii complexului calcaros al seriei de Sibișel Rifeanului. Prezența formei Riffenites precizează existența Rifeanului superior în bazinul văii Sadului țN. S. Naumova, M. Codarcea-Dessila, V. ILIESCU, 1962). Avînd acest punct de reper putem face unele considerații asupra vîrstei seriilor cristaline din regiunea studiată. Deocamdată, în lipsa altor date care să completeze tabloul geocronologic, putem să considerăm apar- ținînd Rifeanului întreaga succesiune a seriei de Sibișel, care corespunde unui ciclu eugeosinclinal. Seriile peste care se aștern transgresiv formațiunile seriei de Sibișel reprezintă diviziuni mai vechi ale Proterozoicului și eventual ale Arhai- cului. în ceea ce privește seria de Rășinari, suprapusă transgresiv peste complexele Rifeanului superior, o putem considera ca aparținînd Paleo- zoicului inferior, probabil Ordovicianului, dacă avem în vedere asemă- narea complexului bazai cuarțitic-blastodetritic cu complexe asemănă- toare puse în evidență în Dobrogea de NW de O. MIRĂUȚĂ și E. Mirăuță (1959) și considerate de ei ca ordoviciene, precum și analogia cu cuarți- tele cenușii și șisturile satinate ordoviciene de la Rebrovo din defileul Iskerului, văzute de noi în iunie 1962. în ce privește fazele de cutare și metamorfism, prezența Rifeanului superior ne determină să considerăm cutarea și metamorfozarea formați- unilor de Sibișel în timpul unor faze baicaliene (assyntice), cînd s-a produs și retromorfozarea regională puternică a seriilor din fundament (seria de Sadu, seria de Rîușorul Cisnădioarei). Seria de Rășinari, transgresivă și afectată mai mult de un metamor- fism dinamic, a cărui acțiune retromorfă s-a manifestat cu intensitate mult mai mică în formațiunile seriei de Sibișel, a fost cutată foarte probabil într-o fază hercinică. Aceasta se acordă și cu unele determinări de vîrstă absolută, executate în formațiunile epimetamorfice ale Carpaților meri- dionali. Indicațiile geocronologice obținute prin determinarea poziției strati- grafice a seriei de Sibișel în regiunea Rășinari-Cisnădioara-Sadu, precum și stabilirea unei succesiuni stratigrafice a formațiunilor cristalofiliene, ne permit comparări și corelări cu regiunile învecinate, studiate mai amă- nunțit, din Carpații meridionali centrali. Trebuie să arătăm de la început că am fost obligați să dăm deocam- dată denumiri locale seriilor puse în evidență în regiunea Rășinari-Cisnă- dioara-Sadu, pentru a putea deosebi complexele caracteristice și a stabili relațiile dintre ele, constituind astfel un punct de plecare pentru corelarea cu alte coloane stratigrafice ale zonele învecinate. Prin extinderea studii- lor stratigrafice și microtectonice în diferite părți ale Carpaților meridionali și stabilirea coloanelor stratigrafice corespunzătoare și prin urmărirea orizonturilor și complexelor-reper se va putea face corelarea tuturor Institutul Geologic al României 1GR 13 FORMAȚIUNILE CRISTALOFILIENE DIN CARPAȚII MERIDIONALI 207 formațiunilor cristalofiliene din Carpați și punerea la punct a stratigrafiei și geocronologiei lor. Deocamdată, după rezultatele cercetărilor noastre în regiunea defi- leului Oltului și datele din literatura recentă, propunem ca ipoteză de lucru următoarea echivalare : Seria de Măgura cu gnaisele ei caracteristice ar corespunde seriei de Cumpăna-Cozia. în ce privește echivalarea seriei de Sadu cu zonele stabilite de Șt. Ghika-Budești (1940) și confirmate de R. Dimitrescu (1964) în masivul Făgărașului, constatăm că deocamdată nu se poate face o echivalare completă. în regiunea Rășinari-Cisnădioara-Sadu, unde seriile aparținând acestei epoci tectonice sînt foarte puțin dezvoltate, numai complexul micașisturilor cu granat și staurolit s-ar putea echivala în parte cu zona de Măgura Ciinenilor și cu zona de Șerbota, în alcătuirea cărora intră pachete importante de micașisturi cu granat, staurolit și uneori cu disten. Seria de Valea Muntelui face parte din Cristalinul Sebeșului (L. Pavelescu, 1955). Seria de Rîușorul Cisnădioarei prezintă asemănări pregnante cu formațiunile seriei de Leaota (N. Gherasi, R. Dimitrescu sub tipar) și a seriilor cu porfiroblaste de albit din masivele cristalofiliene din partea de W a Munților Banatului (complexul gnaiselor micacee din regiunea Ocna de Fier-Dognecea (Al. Codarcea, 1930; A. Radu, 1964) și com- plexele cu porfiroblaste de albit ale masivului LocveiJ). în ce privește seria de Sibișel, cuprinsă în partea cea mai superioară a seriei de Făgăraș, ea se continuă probabil atît spre E în partea nordică a masivului Făgăraș (zona de Poiana Neamțului), cît și spre E în regiunea Căpîlna-Laz (St. Ghika-Budești, 1940). ’ Afară de aceasta trebuie să mai remarcăm că în zona Vemeșoaia (St. Ghika-Budești, 1940) sînt incluse roci care diferă în ceea ce privește cristalinitatea și compoziția de formațiunile cristalofiliene ale celorlalte zone. Nu este exclus ca în viitor, cercetările geologice să pună în evidență continuarea formațiunilor de Sibișel și în această parte a masivului Făgăraș. Seria de Sibișel se poate paraleliza de asemeni în cca mai mare parte cu complexul rocilor verzi de la Mîniom din Banatul de W2) (Al. Codarcea, 1930). între aceste două porțiuni ale arcului carpatic sudic trebuie căutați termenii corespunzători ai seriei rifeene de Sibișel în masivul Poiana Ruscă. Luînd în considerare dezvoltarea seriilor cristalofiliene epimeta- morfice din lanțul carpatic, trebuie să remarcăm unele analogii ale seriei rifeene de Sibișel cu termeni ai Autohtonului Carpaților meridionali (seria de Drăgșan-Corbu) (L. Pavelescu, 1958, 1961;’ GR. Răileanu, L. *) 0. Maier. Raport asupra cercetărilor geologice în Munții Locva. Arh. Com. Geol. 1957,1958,1960. 2) M. Codarcea, Șt. Avram. Raport asupra cercetărilor geologice petrografice în reg. Mîniom. Arh. Com. Geol. 1959. Institutul Geologic al României X IGR/ 208 MARCELA CODARCEA-DESSILA 14 Pavelescu, 1961) încît putem preconiza extinderea geosinclinalelor rifeene de ambele părți ale zonelor consolidate mesozonale ale Geticului și conti- nuîndu-se probabil înCarpații orientali de o parte și de alta a Cristalinului mesozonal. în regiunea defileului Oltului a existat o legătură între geosincli- nalele rifeene nordice și cele sudice, materializate prin prezența diferitelor complexe ale seriei epimetamorfice rifeene pe afluenții drepți ai văii Oltului, pînă în bazinul văii Lotrului (S. N. Naumova, M. Codarcea- Dessila, V. Iliescu, 1962). în cazul cînd se va putea dovedi prezența formațiunilor rifeene de tip Sibișel și în zona axială a masivului Făgăraș, ar urma ca apele acestui geosinclinal să ii acoperit o bună parte a acestui masiv. Completăm această imagine, schițată într-o comunicare anterioară, prin ideea regenerării zonelor cutate rifeene în timpul Paleozoicului. Astfel, pe amplasamentele geosinclinalelor rifeene a căror depozite au fost cutate și metamorfozate, s-au instalat o nouă serie de fose, în care s-au depus diferiți termeni ai Paleozoicului, cutați și metamorfozați dinamic într-o fază hercinică, din care s-au păstrat mărturii paleobiolo- gice izolate (Gr. Răileanu, S. Năstăseanu 1959; Al. Semaka, 1961). Fazele de cutare caledoniene s-au manifestat probabil cu intensități mici. Fenomenele de supracutare puse în evidență în Carpații meridionali centrali prin pînza șisturilor cu porfiroblaste de albit (pînza de Rîușorul Cisnădioarei) (M. Codarcea-Dessila 1961, 1962), corespunzătoare încă- lecărilor gnaiselor de Buchin peste complexul rocilor verzi de la Ocna de Fier-Bocșa Montană (AL Codarcea, 1930), pot fi atribuite de asemenea fazelor hercinice, fiind probabil reluate în fazele alpine. în încheiere trebuie să relevăm că în cercetarea geologică a masivelor cristaline ale Carpaților a început să se adopte pe o scară din ce în ce mai largă studierea complexă a formațiunilor cristalofiliene prin metode stra- tigrafice, căutînd a se descifra relațiile faciale-litologice premetamorfice1), precum și relațiile de transgresiune sau regresiune dintre diferitele serii și complexe de șisturi cristaline (C. Ionescu, 1963; C. Ionescu, sub tipar; V. C. Papiu, 1956 ; Gr. Răileanu, L. Pavelescu, 1961; H. Savu, 1962) și elementele structurale (I. Bercia, E. Bercia, sub tipar : I. Bercia, E. Bercia, C. Chivu, sub tipar) pe de o parte și gradul și sensul proceselor metamorfice (progresive și regresive) pe de altă parte (M. Codarcea-Dessila, 1961; M. Codarcea-Dessila, 1962 ; V. C. Papiu, 1956; H. Savu, 1962; O. Schmidt, 1930). De asemenea, punerea în evidență a urmelor organice în formațiunile vechi afectate mai puțin de procesele de metamorfism este absolut necesară pentru stabilirea geocronologiei fenomenelor geologice Gr. Răileanu, S. Năstăseanu, 1959; Al. Semaka, 1961; (N. S. Naumova, M. Codar- cea-Dessila, V. Iliescu, 1962). Primit: decembrie 1962. b Al. Codarcea. Raport asupra rezervelor de minereu de fier ale regiunii Teliue- Ghelar, partea de E a Munților Poiana Ruscă. Arh. Com. Geol. 1948. <’ 'A Institutul Geologic al României \ igrx io FORMAȚIUNILE CRISTALOFILIENE DIN CARPAȚII MERIDIONALI 209 BIBLIOGRAFIE Ackner M. J. (1855). Mineralogie Siebenbiirgens, mit geognostischen Andeutungen. Hermans- tadt. Bercia I. și Bercia E. Cercetări microtectonice în reg. Ghelar-Teliuc (Munții Poiana Ruscă) D. S. Com. Geol., XLIX/I (sub tipar). Bercia I., Bercia E. și Chivu C. Cercetări microtectonice în zona centrală a masivului Poiana Ruscă (Teliuc-Vadul Dobrii). Comunic. Inst. Geol. 1960 (sub tipar). Bieltz A. (1883 — 1834). Beitrăge zur geol.—geognostischen Kenntnis von Siebenbiirgen (Transylvania), I. Brunn J. H. (1956). Contribution ă l’dtude geologique du Pinde septentrional et d’une pârtie de la Macddoine occidentale. Ann. Geol. des Pays helliniques, VII, du bulletin. Brunn j. H. (1960). Mise en place et difUrenciation de l’association pluto-volcanique du cor- tege ophiolitique. Rev. Geogr. phys. GM. dynam., II/3. Brunn J. II. (1961). Contribution ă l’dtude des relations entre phdnomdnes magmatiques et orogâniques. Rev. de Geogr. phys. Giol. dyn. ann., IV/2. Codarcea Al. (1930). StudiuGeologic și petrografic al regiunii Ocna de Fier —Bocșa Montană. Codarcea-Dessila M. (1961). Contribuțiuni la stratonomia și tectonica șisturilor cristaline ale Carpaților meridionali centrali la W de Olt. Slud. Cerc, geol., VI/3, București. Codarcea-Dessila M. Contribuții la cunoașterea structurii formațiunilor matamorfice din regiunea Brezoi—Călinești—Robești. Comun. Acad. R.P.R., VII/5, (1962). Codarcea-Dessila M. încercare de reconstituire paleogeografică și orogenetică a Carpaților meridionali centrali. Acad. R. P. R., Slud. Cerc. geol. T. Nr. 3—4, 1962 (sub tipar). Dimitrescu R. Studiul geologic și petrografic al părții de E a mas. Făgăraș. An. Com. Geol., XXXIII (sub tipar). Gherasi N., Dimitrescu R. Structura geologică a masivului Ezer—Păpușa. D. S. Com. Geol., XLIX/I (sub tipar). Ghika-Budești Șt. (1940). Les Carpates meridionales centrales. (Recherches petrographiques et gdologiques entre le Parîng et le Negoi). An. Inst. Geol. Rom. XX, Ghika-Budești Șt. (1934). Les facies cristallophylliens du groupe gdtique dans la rdgion du ddfild de POlt, leur rdpartition et leurs rapports. C. R. Inst. Geol. Roum., XXII. Hauer F. (1859). Geologie der Umgebung von Hermannstadt, Verh. k. k. geol. RA. Hauer F. und Stache G. Geologie Siebenbiirgens, Wien, 1885. Ionescu C. Cercetări geologice și petrografice în reg. Cîrlibaba—Ciocănești—lacobeni. D. S. Com. Geol. LVII (București) 1963. Ionescu C. Cercetări geologice și petrografice în reg. Cîrlibaba—V. Țibăului. Comunic. 1961 (sub tipar) Maier O., Muresan G., Mureșan M. Structura geologică a reg. Teliuc—Ghelar (zona centrală a Masivului Poiana Ruscă) D. S. Com. Geol., XLIX/I (sub tipar). Maier O., Krăutner F., Krăutner H., Muresan M., Muresan G. Structura geo- logică a zonei centrale a masivului Poiana Ruscă (Teliuc—Vadul Dobrii). Comunic. Com. Geol. București 1960, (sub tipar). Mirăuță O., Mirăuță E. Paleozoicul din partea de S a Munților Măcin. D. S. Com. Geol., XLVI, București (1959). Moeckel K. (1918). Die petrographischen Verhăltnisse der siidlich Resinar gelegenen Berg- gegend. Diss. 14 — Anuarul Comitetului Geologie. Institutul Geologic al României \j6Ry 210 MARCELA CODARCEA-DESSILA 16 Naumova S. N., Codarcea-Dessila M., Iliescu V. (1962). Asupra prezenței Rifeeanului în unele formațiuni din Carpații Meridionali centrali. Comunic. Acad. R.P.R., nr. 11, București. Papiu V. C. (1956). Cercetări geologice pe versantul de N W al masivului Poiana Ruscă. D. S. Corn. Geol., XL (1952 —1953), București. Papiu V. C., Popescu A., Serafimovici A., Dutu M. (1963). Cercetări geologice și petrografice în masivul dolomitelor de Hunedoara. D. S. Com. Geol. XLVII, București. Papiu V. C., Popescu A., Serafimovici V. Importanța litogenetică a rocilor carbona- tate din epizona masivului Poiana Ruscă. D. 8. Com. Geol., XLIX/II (sub tipar). Papiu V. C., Popescu A., Serafimovici V. (1961). Considerații petrogenetice asupra ro- cilor carbonatate epizonale din masivul Poiana Ruscă. Asoc. geol. Carp.-B alean., Congr. V, București. Pavelescu L. (1958). Etude geologique et pMrographique de la region centrale et de SE des Monts Retezat. Ann. Com. Giol., XXIV—XXV, București. Pavelescu L. (1955). Cercetări geologice și petrografice în Munții Sebeș. An. Com. Geol., XXVIII, București. Pavelescu L. (1956). Rocile ultrabazice din Carpații Meridionali. Anal. Rom.—Sov., seria Geol.—Geogr., nr. 2, București. Pavelescu L. (1958). Geologia Carpaților Meridionali. Anal. Rom.-Sov., seria Geol.-Geogr., București. Pavelescu L. (1961). Contribuțiuni la studiul fundamentului cristalin și răspîndirea dife- ritelor formațiuni cristalofiliene în partea centrală și orientală a autohtonului danubian. Asoc. geol. Carp.-Balean., Congr. V, București. Radu A. (1964) Comunicare preliminară asupra geologiei și petrografiei reg. Dognecea. Bul. I.P.G.G. IX, București. Răileanu GR., NAstăseanu S. (1959). Asupra prezenței formei Artrophycus alleghanensis (Harlan) în formațiunile paleozoice inferioare din Carpații Meridionali (V. Ide- gului). An. Univ. C. I. Parhon, Șt. Naturii, Nr. 18, București. Răileanu Gr., Pavelescu L. (1961). Considerațiuni generale asupra vîrstei șisturilor cris- taline din Autohtonul Carpaților Meridionali. Xsoc. geol. carp.-balcan. Congr. V» București. Reinhard M. (1910). Die kristallinen Schiefer des Făgărașer Gebirges in den rumănischen Kar- paten. An. Inst. Geol. Rom., III. Savu TI. (1962). Cercetări petrografice în cristalinul masivului Drocea. D. S. Com. Geol., XLIV (1956-1957), București. Schimdt 0., (1930). Scurtă expunere asupra rezultatelor cercetărilor geologice făcute în re- giunile cristaline ale Carpaților Meridionali. D. 8. Inst. Geol. Rom., XVII 1928 — 1929), București. Semaka Al. (1961). Asupra vîrstei formațiunii de Schela. Asoc. geol. Carp.-Balcan. Congr. R> București. Streckeisen A. (1934). Sur la tectonique des Carpates m^ridionales. An. Inst. Geol. Rom., XVI. Vendl A. (1932). Das Kristallin des Sebeșer — und Zibin — Gebirges. Geologica Hungarica, IV, Budapest. Institutul Geological României AMPLASAREA SERIILOR CRISTALOFILIENE IN CADRUL MASIVELOR CRISTALINE DIN CARPAȚII MERIDIONALI CENTRALI MARCELA DESSILA CODARCEA ; Considerații asupra stratigraf iei, genezei și structurii formațiunilor cristalofiliene din Carpații Meridionali centrali (rej.Rășinan-Cisnâdioara-Sadu} SIBIU Avrig Cisnadioara Sadu Cod/ea vf. Moidovanu PETROȘANI < CIMPULUNG Cristalinul Le acta (seria de Rîușorul C/snăd/oarai) Cristalinul Sebeș-Lotru (seria de u Muntelui) Ofiolite Cristalinul Făgărașului (seria de Sadu) Institutul Geological României CONSIDERATIONS SUR LA STRATIGRAPHIE, LA GENÎ3SE ET LA STRUCTURE DES FORMATIONS CRISTALLOPHYLLIENNES DES CARPATES MERIDIONALES CENTRALES (REGION DE RĂȘINARI-CISNĂDIOARA-SADU) PAR MARCELA CODARCEA-DESSILA (Resume) L’etude complexe (stratigraphique, lithologique, metamorphique, faciale et structurale) des formations cristallopliylliennes des Carpates Meridionales Centrales (region de Rășinari—Cisnădioara—Sadu) a permis la determination d’une colonne stratigraphique et la preconisation d’un schema de reconstitution de l’evolution paieotectonique ante-alpine de cette region. La determination de certaines traces organiques dans les schistes cristallins moins mdtamorphis^s a permis de faire des precisions geochro- nologiques et d’etablir des correlations avec les regions avoisinantes. La serie de Măgura represente le terme le plus ancien, presque ex- clusivement forme de gneiss resultes du metamorphisme des roches gra- nitoides, des couiees de laves aeides, des tufs et des roches detritiques arkosiennes. Les gneiss oeilles, tres frequents dans cette serie, sont con- sideres formes „in situ” par un processus de differentiation metamor- phique aux depens d’un materiei preexistant ă chimisme potassique. Dans l’evolution geologique, la serie de Măgura est etroitement liee aux processus dynamiques et diastrophiques d’un ancien soubassement en- noyd sous une converture molassique. La Serie de Sadu renferme deux compldxes : le complexe des mica- schistes â grenats et staurolite resbltant des sedimenta aleuro-pelitiques argileux par mdtamorphisme et le complexe rythmique de Cîrlige, forme d’alternances de gneiss, de quartzites micaces et de micaschistes. Dans l’evolution geologique de la region, cette serie represente les depots d’un geosynelinal tres ancien, metamorphises au niveau du facies almandin- amphibolique, le subfacies staurolite-quartz. La Serie de Valea Muntelui comprend deux complexes : Le complexe inferieur ophiolitique est stratifie, rythmique, etant constitue par trois M Institutul Geologic al României 16 R/ 212 MARCELA CODARCEA-DESSILA 18 zones ă savoir : zone basale ultrabasique, zone mediane gabbroide, zone superieure amphibolitique. Le complexe superieur est form6 d’alternances rythmiques de paragneiss resultant du metamorphisme des paquets de roches psammitiques, aleuritiques et peiitiques, argileuses et marneuses â caractere de flysch. La Serie de Rîușorul Cisnădioarei est egalement formee de deux complexes: le complexe des schistes ă porphyroblastes d’albite, forme de gneiss, de quartzites feldspathiques et de micaschistes resultes du me- tamorphisme d’un materiei terrigene, mele, parfois, ă un materiei pyro- clastique et le complexe des chloritoschistes albitiques resultant des de- pots volcanogenes par metamorphisme. Quant â l’evolution geologique de la region, l’on constate que le plissement et le soulăvement des depots geosynclinaux antcrieurs ont et6 suivis par la subsidence des regions occidentales. A resulte un couple monoliminaire forme d’une fosse eugeosynclinale, dans laquelle se sont accumuies les depots de Valea Muntelui sur un soubassement de la serie de Sadu, plisses, migmatises et metamorphises au niveau du facies amphi- boliqe et une fosse miogeosynclinale dans laquelle se sont deposds des sediments qui par metamorphisme ont donne lieu aux schistes cristallins de la serie de Rîușorul Cisnădioarei. Ces fosses etaient separees par une plate-forme continentale, formee de roches de la serie de Măgura. La sdrie de Sibișel este constituee par quatre complexes caracte- ristiques du p.d.v. lithofacial et metamorphique: le complexe des schis- tes amphiboliques ă caractere ophiolitique, le complexe des schistes ă magnetite, resulte d’un materiau volcanique sedimentaire par metamor- phisme, le complexe calcaire representant une formation phytorecifale et un complexe graphiteux â caractere inițial paralique. Les formations de la serie de Sibișel se sont deposees dans de nouvelles fosses emplacees sur les zones mobiles, entre la plate-forme continentale et les zones consolidees du miogeosynclinal anterieur. Ces formations ont ete metamorphisees au niveau du facies des schistes verts, subfacies chloriteux. II s’agit d’un metamorphisme regressif que a affecte le soubassement cristallin plus ancien. La serie de Rășinari contient ă la base des quartzites essentielle- ment blastopsammitiques. Ils scnt surmontes par un complexe superieur forme de schistes quartzeux, chloriteux, sericiteux, resultes d’un mate- riei sedimentaire aleuro-peiitique par metamorphisme. La serie de Răși- nari accuse le caractere d’une formation transgressive, nettement dif- ferente des formations de la serie de Sibișel, autant par son type de plis- sement que par le caractere des processus metamorphiques (metamor- phisme faible, plutot dynamique) L’identification de spores et d’algues provenant des formations du complexe calcaire de la serie de Sibișel permet d’attribuer â cette serie l’âge ripheen. Les series inferieures du p.d.v. stratigraphique apparti- ennent, probablement, au Proterozoîque et ă l’Archeen. La serie de Răși- nari peut âtre considere ordovicienne, l’auteur soutenant que les regi- /i Institutul Geological României x IGRZ 19 FORMATIONS CRISTALLOPHYJ.LIENNES DES CARPATES MfiRIDIONALES 213 ons de plissement baikalien ont subi une r6gen6ration pendant le Paleo- zoique. Quoique la r6gion 6tudi.ee soit assez restreinte, elle repr^sente une zone de jonction des s6ries appartenant aux divers massifs cristallins des Carpates Mdridionales, permettant â l’auteur d’6tablir des compara- isons et des corrdlations avec les regions voisines. Rețu: decembre 1962. EXPLICATION DE LA PLANCHE Emplacement des sfries cristallophylliennes dans les massifs cristallins des Carpates Mdridionales Central es 1, formations sddimentaires mdsozoîques et tertiaires ; 2, sâries paldozofques mitamorphistes (sdrie de Rășinari, strie de Tulișa); 3, s&ie ipimetamorphique riphdenne ; 4, cristallin de Leaota (sdrie de Rîușorul Cisnădioarei); 5, Cristallin de Sebeș-Lotru (s6rie de V. Muntelui); 6, Cristal- lin de Făgăraș (sdrie de Sadu); 7, cristallin de Cumpăna-Cozia (seric de Măgura). b*j- Institutul Geologic al României Institutul Geological României ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA ACESTEIA ÎN CADRUL STRUCTURAL AL DOBROGEI DE VASILE MUTIHAC Abstract The T ulcea Zone and its P o s i t i o n in the Structural Patternof Dobrogea. In Dobrogea three structural units are to be distinguished: Southern, Central and Northern Dobrogea. Northern Dobrogea includes three subunits : the Macin zone in which Paleozoic formations predominate, the Tulcea zone with well developed Triasic rocks and the pre-Dobrogean trough which has been generated during the Lias. The crystalline basement includes two series, of which the upper one has been submitted to metamorphism before the Upper Algonkian, when Central and Northern Dobrogea were parts of an unique geosynclinal area. Central Dobrogea has been Consolidated during the Lower Paleozoic, but Northern Dobrogea kept its geosynclinal function up to the old Kimmerian phase. Northern Dobrogea is the reminder of an orogenic chain, once connected with the zone which lies on the outer side of the Sandomir massif. The latter is considered to represent the prolongation of Central Dobrogea. Towards the East, the Dobrogea orogenic chain was con- nected with Southern Crimea and the Caucassus. INTRODUCERE Mărginită Ia nord, de Dunăre, și la vest de Munții Măcinului, regiunea Tulcea ocupă partea de NE a Dobrogei de Nord. în literatura geologică mai este cunoscută și sub numele de zona triasică, deși ea nu cuprinde numai depozite triasice. Zona Tulcea, care formează o unitate geologică cu o evoluție tectonică oarecum distinctă, se întinde spre NE de la o linie care unește localitatea Luncavița cu dealul Consul traversînd valea Bo- clugea pe la vest de localitatea Meidanchioi, ajungînd pînă la localitatea Nicolae Bălcescu (Bașchioi). Institutul Geological României 216 V. MUTIHAC 2 Spre sud limita zonei triasice urmărește aproximativ valea Taiței și apoi malul sting al lacului Babadag și Razelm pînă la capul lancila. La est de zona triasică se întinde lacul Razelm, cel mai mare lac din țara noastră, din apele căruia se ivește singuratecă insula Popina, alcă- tuită din calcare triasice. Regiunea Tulcca este așadar înconjurată de două părți de apă. De la Tulcea spre NE se întinde Delta Dunării presărată cu bălți numeroase, separate de grinduri acoperite de întinderi nesfîrșite de stuf, care-i dau un farmec deosebit. Morfologia și hidrografia regiunii. Munțu Măcinului, deși nu depășesc altitudinea de 463 m prezintă totuși un peisaj tipic montan. Spre E în împrejurimile satului Niculițel se trece la un platou întins. Acest platou ale cărui înălțimi sînt în jur de 200 m, corespunde ariei de răspîndire a curgerilor de diabaze. Spre N platoul se termină printr-un abrupt care începe din dealurile Sarica și se continuă spre W pînă la sud de Lun- cavița. Spre sud el este fragmentat de cursurile de apă, trecîndu-se treptat la dealuri golașe cu forme rotunjite. Acestea se suprapun ariei de răspîndire a Triasicului superior grezos. Spre est, Triasicul calcaros dă un relief șters reprezentat prin dealuri și coline care coboară treptat spre lacul Razelm. Brațul Sf. Gheorghe este străjuit spre sud de un șir de înălțimi a căror altitudine maximă este atinsă în colinele Mahmudiei. Mai departe înălțimile coboară, iar de la localitatea Dunavăț pînă la Marea Neagră se întind bălțile Dunării în împrejurimile Dunavățului terenul apare ondulat din cauza dunelor foarte frecvente. Dobrogea triasică în ansamblu, ca și restul de altfel, se prezintă ca o regiune ajunsă în stadiul de pencplenă. Climatul arid al Dobrogei face ca rețeaua hidrografică a acestei re- giuni să fie foarte redusă; cîteva cursuri de apă, care de obicei vara seacă și o serie de izvoare, sînt singurele ape din Dobrogea de Nord. Rîurile principale Telița și Taița în timpul verii de cele mai multe ori seacă. Telița, care își are izvoarele la sud de Niculițel, în zona de răspîndire a Triasicului grezos, străbate în parte platoul de diabaze iar în zona de răspîndire a calcarelor triasice și-a format o vale largă, colmatată în bună parte cu loess resedimentat. Se varsă în lacul Babadag în apropiere de localitatea Zebil. Al doilea rîu important este Taița care își adună apele de pe versan- tul estic al Munților de la Greci și din platoul Niculițelului. După ce stră- bate o distanță în direcția N—S, de la localitatea Horia, își îndreaptă cursul spre est delimitând oarecum zona triasică, de zona cretacică a Ba- badagului. Se varsă tot în lacul Babadag ceva mai la sud de Telița. în afară de aceste rîuri principale, se întîlnesc ape mai mici ca: pîrîul Cilicului, pîrîul Trestinic, pîrîul Alba, care sînt tributare fie Teliței fie Taiței. Izvoarele, mai ales în aria de răspîndire a calcarelor, sînt destul de rare. între acestea trebuie amintite izvoarele de la Congaz și izvorul Institutul Geological României \ 16 R 3 ZONA TULCEA. ȘI POZIȚIA El 217 de la Zebil cu un debit important și constant și care a apărut după cutre- murul din 1940. Ceva mai frecvente sînt izvoarele în zona de răspîndire a Triasicului grezos și a platoului de diabaze. Printre acestea sînt de men- ționat izvorul Alba, izvoarele de la nord de Filimon Sîrbu și altele. Se poate spune așadar că zona Tulcea dispune de o rețea hidrografică foarte săracă. Istoricul cercetărilor geologice. Primele cercetări geologice sistematice asupra Dobrogei le datorăm lui K. Peters, care în 1867 dă informații destul de detaliate asupra Triasicului. El este cel dintîi care menționează stratele cu Halobii de la Cataloi, de unde a colectat un amonit determinat de Mojsisovics ca aparținînd genului Sageceras. Tot Peters aseamănă depozitele triasice din Dobrogea cu cele din Alpi. Lucrarea lui este înso- țită de o hartă geologică destul de completă care a rămas în uz pînă în ultimul timp. în ordine cronologică a urmat lucrarea lui K. Redlich în care pu- blică rezultatele unei călătorii în Dobrogea. El este printre primii cercetă- tori care a explorat zăcămîntul fosilifer de la Agighiol, de unde dă și succe- siunea depozitelor. Este printre primii, întrucît Grigore Ștefanescu in 1890 în cursul său menționează : „Keuperul din calcar roșu cenușiu și albicios foarte avut în fosile In. partea de răsărit a județului Tulcea”. Redlich menționează la Agighiol Muschelkalkul care începe cu stra- tele de Schreyeralm și apoi calcarul cu brahiopode din insula Popina. Stratele cu Halobii de la Cataloi sînt considerate mai tinere decît calcarele de la Agighiol. Tot Redlich corectează pe Peters arătînd călaBașchioi nu este vorba do calcarele jurasice în facies de Adneth, ci tot calcare tria- sice. Depozitele cele mai tinere ale Triasicului sînt considerate cele din partea de vest a zonei triasice, pe care el le compară cu stratele de Lunz din Alpi. V. Anastasii) în lucrările sale din 1897 și 1898 se ocupă în mod amănunțit de depozitele triasice din Dobrogea. El menționează prima formă fosilă care atestă prezența Werfenianului în Dobrogea și anume în blocu- rile de pe malulurile lacului Babadag a identificat forma Tirolites cf. di- narus. Tot el stabilește succesiunea depozitelor de la Agighiol demon- strînd pe bază de faună prezența Carnianului la partea superioară a calca- relor roșii, părere care deși ulterior a fost contestată de Kittl, (1908) cercetările recente au confirmat-o. Paralelizînd depozitele triasice din Dobrogea cu cele din Alpi, V. Anastasiu stabilește la Agighiol prezența zonei cu Ceratites trinodosus, a zonei cu Irachyceras aon și a zonei cu Trachyceras aonoides. De menționat că tot el citează forma Encrinus liliiformis care însă nu a mai fost întîlnită de cercetătorii ulteriori. Datele cele mai complete asupra structurii Dobrogei se datoresc lui G. Murgoci (1914). Acest autor se ocupă însă mai mult de formațiunile paleozoice și de terenurile eruptive, încît depozitele triasice sînt prezen- tate destul de sumar; în schimb este discutată pe larg poziția tectonică a Dobrogei în cadrul geologic regional. Institutul Geologic al României \ 16 r/ 218 V. MUTIHAC 4 Printre lucrările cu caracter economic trebuie menționată publicația lui R. Pascu (1904) asupra geologiei fostului județ Tulcea, care este în- soțită și de o hartă geologică la baza căreia stă harta întocmită de Peters. în cercetările de după 1930 s-a insistat mai mult asupra formațiunilor magmatice și în această privință sînt de menționat lucrările lui M. Savul (1931, 1935, 1937) care s-a ocupat în special cu erupțiunile de porfire din zona Consul-Meidanchioi și cu erupțiunile de diabaze din împrejuri- mile localității Niculițel. Autorul arată că acestea din urmă sînt erupțiuni submarine. în anul 1940, I. Atanasiu face cunoscută o privire generală asupra Dobrogei, mai ales pe baza lucrărilor anterioare, la care adaugă păreri proprii. El este primul cercetător care consideră șisturile filitoase și cuar- țitice de la Monument-Tulcea ca reprezentând aceeași formațiune din Do- brogea Centrală (șisturile verzi) după cum tot el menționează strate de Ca- rapelit la Uzum Bair. Amîndouă aceste păreri nu au fost confirmate de cercetările ulterioare pe teren, deși mai există și astăzi cercetători care să susțină că la Monument-Tulcea sînt reprezentate șisturi verzi. Referiri la geologia Dobrogei și mai ales la poziția sa tectonică se intîlnesc la H. Stille (1953), I. Băncilă (1958) și alții, în care se fac ace- leași tentative ca și unii autori mai vechi de a lega Dobrogea cu una din regiunile învecinate. Ca o trăsătură comună, în ceea ce privește mai ales zona triasică, aproape toți cercetătorii, după ce s-a demonstrat că Triasicul în Dobro- gea este dezvoltat după tipul alpin, au încercat să aplice și aici aceeași schemă a variațiilor de facies ca și în Alpi, unde de fapt este vorba de mai multe unități tectonice suprapuse. Din această cauză în Dobrogea s-a ajuns să se considere ca reprezentând variații de facies depozite care în realitate reprezintă etaje superioare ale Triasicului. în ultimii ani în toată Dobrogea s-au întreprins cercetări detaliate și sistematice, în urma cărora s-a ajuns la o imagine mult mai clară asupra geologiei Dobrogei, inclusiv asupra zonei triasice. în această ordine de idei sînt de menționat lucrările lui O. Mirăuță (1959—1963), V. Mutihac (1958, 1961,1962), Cosma Stanciu (1959), care se referă evident și la alte zone ca, zona Munților Măcin, zona șisturilor verzi, etc. N. Grigoraș și T. Dăneț (1961) au făcut cercetări petrografice asupra șisturilor verzi și aceștia sînt unii din autorii care susțin existența șisturilor verzi în Dobrogea de Nord. Nu au lipsit nici lucrările de anvergură. Este Vorba de lucrarea lui D. M. Preda (1959 și 1961) asupra poziției tectonice a orogenului her- cinic chimeric al Dobrogei de Nord în cadrul geologic structural regional, în care autorul susține existența unui șariaj al șisturilor verzi peste Dobro- gea de Nord, șariaj care a avut loc în tâmpul mișcărilor chimerice vechi. Cercetările recente impuse de necesitatea de a sintetiza și coordona da- tele au adus multe clarificări în problemele de stratigrafie. Parte din re- zultate au fost expuse în Ghidul excursiilor cu ocazia congresului Aso- ciației Carpato-Balcanice din 1961, de la București. Institutul Geologic al României IGR 5 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 219 Cadrul geologic general. în Dobrogea se deosebesc trei unități cu evo- luție geologică diferită : 1. Dobrogea de Sud, care se întinde de la linia Ovidiu-Capidava spre sud: 2. Dobrogea Centrală, cuprinsă între linia Ovidiu-Capidava la sud și falia Peceneaga-Camena la nord; 3. Dobrogea de Nord care se întinde între falia Peceneaga-Camena și marginea sudică a platformei podolice ce se găsește undeva la nord de Dunăre și este mascată de depozitele depresiunii predobrogene. în cuprinsul Dobrogei de Nord se pot identifica mai multe subunități care au avut o evoluție deosebită, cel puțin în anumite epoci. Astfel zona Munților Măcin (zona paleozoică) zona Tulcea (zona triasică) și depresiunea predobrogeană. Dobrogea de sud. Fundamentul metamorfozat al Dobrogei de Sud este alcătuit din șisturi cristaline cu o cristalinitate avansată, străpunse de masive granitoide. Existența acestor granitoide este dovedită, de remanierile ce se întîlnesc în conglomeratele din Dobrogea Centrală, (I. ATanasiu 1940), iar recent, prin forajele din zona Palazu s-a identi- ficat prezenta unor gnaise, peste care urmează amfibolite (V. Ianovici și D. Giușcă 1961). în ultimul timp, imediat la Sud de linia Ovidiu-Capidava în foraje, s-a întîlnit o serie de argile roșii și conglomerate ce remaniază granițe și porfire. Aceste depozite sînt cutate și țin probabil de formațiunea sedimen- tară a Dobrogei Centrale. Fundamentul cristalin al Dobrogei de Sud se întinde în toată zona dintre Carpați și Balcani alcătuind Pintenul Valah (Stille 1953). în discordanță peste șisturile cristaline se aștern depozitele Paleo- zoicului inferior întîlnite în foraje: Silurianul (șisturi cu graptoliți) de la Costinești (M. Ilie 1956; N. Grigoraș 1956), Devonianul (cal- care coraligene) în nordul Bulgariei și probabil și alte formațiuni paleo- zoice, eventual Carboniferul dar care n-a fost încă dovedit paleontologic. Paleozoicul din Dobrogea de Sud este local dislocat. în poziție orizontală urmează Triasicul de tip germanic (D. M. Preda 1959), Jurasicul, Cretacicul și Terțiarul. Aceste depozite de platformă nu constituie serii continue ci sînt întrerupte de numeroase lacune fapt ce dovedește veniri și retrageri succesive ale apelor mării în diferite perioade. Dobrogea Centrală. Cînd se vorbește de structura Dobro- gei Centrale se insistă de obicei asupra faptului că fundamentul acestei unități este constituit din șisturi verzi. în ceea ce privește accepțiunea termenului de șisturi verzi aplicat pentru seriile din Dobrogea Centrală aceasta a variat. Pentru premii cercetători șisturile verzi au în- semnat toate formațiunile cutate ce se întîlnesc în Dobrogea Centrală, incluzîndu-se deci și șisturile cristaline din zona Bașpunar-Camena. Aceștia admiteau o serie continuă, a cărei parte inferioară este metamorfozată datorită unor intruziuni (R. Pascu, 1909 ; L. Mrazec, 1910 G. Murgoci, 1914). Cu timpul cercetătorii au separat o serie metamorfică mezozonală în imediata vecinătate a liniei Peceneaga-Camena și seria șisturilor verzi superioară (Harta geologică a JR.P.R. scara 1 : 500.000). .3 Institutul Geological României IGRy 220 V. MUTIHAC (> Studiile recente (COSMA Stanciu 1959; O. Mirăuță 1963) permit să se facă următoarea precizare : în Dobrogea Centrală se găsesc trei for- mațiuni deosebite și anume : a) seria șisturilor cristaline mezozonale, situată în partea de nord a Dobrogei Centrale, între Bașpunar și Camena. Este reprezentată prin micașisturi cu muscovit, biotit și staurolit, micașisturi cu muscovit și granați, amfibolite și șisturi amfibolice. Aceasta reprezintă probabil aceeași serie care alcătuiește fundamentul cutat al Dobrogei de Sud; b) o serie epimetamorfică discordantă peste seria mezozonală și situată imediat la sud de prima. Aceasta este alcătuită din șisturi sericito-clori- toase și șisturi cuarțito-cloritoase înspre bază, iar la partea superioară șisturi blasto-aleuritice, șisturi blasto-pelitice și blasto-psefitice. Totul este foarte slab metamorfozat. La șisturile epimetamorfice includem și ceea ce Cosma Stanciu (1959) a denumit seria inferioară a șisturilor verzi respectiv seria infragrauwachică (O. Mirăuță 1963); c) o serie net sedimentară reprezentată prin grauwache, șisturi argiloase uneori roșietice și conglomerate, serie cu un pronunțat caracter de ritmicitate, reprezentînd depozite tipice sinorogene. Limita între seria epimetamorfică și cea sedimentară este dată de o linie care ar uni localitățile Ostrov de pe Dunăre și Istria de lîngă lacul Sinoe, limită ce corespunde cu linia magnetică ce separă două domenii cu caractere magnetice diferite, cauzate de compoziții petrografice deose- bite (Gavăt I. și colab. 1963). Raportul dintre seria sedimentară sinorogenă și seria epimetamor- fică este de discordanță căci în prima sînt remaniate elemente din seria epimetamorfică. Rezultă că utilizarea termenului de șisturi verzi fără o altă precizare poate da loc la confuzii. Pentru că această denumire a fost încetățenită o păstrăm în sens larg pentru seria epimetamorfică și cea sedimentară tipică sinorogenă, aceasta din urmă alcătuind șisturile verzi sensu stricto care ocupă cea mai mare parte din Dobrogea Centrală și se dezvoltă la sud de seria epimetamorfică. Faptul că în cutele seriei sedimentare nu se găsesc depozite de tipul celor din Dobrogea de Nord, care după ultimile cercetări aparțin Siluri- anului (O. Mirăuță, 1959) dovedește că Dobrogea Centrală, inclusiv șisturile verzi, au fost consolidate anterior Silurianului. în sprijinul acestei afirmații vine și faptul că în Cîmpia Romînă, la Bordeiul Verde, s-a întîlnit în foraje o gresie albă cenușie fosiliferă de vîrstă ordovician inferioară (G. MURGEÂNU și D. Patrulius, 1963), în poziție orizontală peste argilele roșietice din seria sedimentară a Dobrogei Centrale. Vîrsta acestora din urmă este așa dar sigur anteordoviciană și foarte probabil precambriană (O. Mirăuță le atribuie vîrsta rifeană (1961)). în stînga Dunării depozitele Dobrogei Centrale au fost atinse prin foraje la adîncimi apreciabile, ceea ce denotă existența unei falii între Galați și Pecineaga, falie ce urmărește aproximativ cursul Dunării. Aceasta de altfel a fost pusă în evidență și pe cale geofizică (I. Gavăt și colabo- ratorii, 1963). Institutul Geological României 7 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 221 Șisturile verzi din Dobrogea Centrală suportă depozite aparținînd Jurasicului și Cretacicului în poziție orizontală sau aproape orizontală și care îmbracă faciesul depozitelor de tip platformă. Acestea încep cu Bathonianul superior și se termină cu Cretacicul superior. Dobrogea de Nord. între falia Peceneaga-Camena și marginea sudică a Platformei podolice este cea de a treia unitate a Dobrogei, Dobro- gea de Nord, care din Paleozoic și pînă la sfîrșitul Liasicului a funcționat ca geosinclinal, separînd Dobrogea Centrală (Vistulikum, Stille, 1963) de Platforma Podolică. în Dobrogea de Nord se separă o zonă a Munților Măcin spre vest, unde au o largă dezvoltare formațiunile paleozoice străpunse de masivele granitice și zona Tulcea la est, care se caracterizează prin dezvoltarea foarte mare a depozitelor triasice. Aceste două zone în mai multe rîn- duri au avut o evoluție diferită. Fundamentul zonei Tulcea este alcătuit din șisturi cristaline ase- mănătoare întru totul celor din zona Munților Măcin. Acestea apar pe o porțiune relativ restrînsă în centrul zonei Tulcea, anume în anticli- nalul central Uzum Bair—Saun. Pe hărțile anterioare, acestea au fost con- siderate ca depozite devoniene adică așa cum se presupunea că este și la Priopcea (Munții Măcin). Recent, OREST și Elena Mirăuță (1959) printr-o cercetare mi- nuțioasă în zona Bujoare-Priopcea, au stabilit o altă succesiune stratigra- fică, considerînd că de la DeVonianul fosilifer din Bujoare spre est, pînă în culmea Priopcea este o succesiune stratigrafică normală și anume, mergînd de la Bujoare spre est se trece la formațiuni din ce în ce mai vechi fiind prezent Silurianul, alcătuit din calcare, șisturi calcaroase și șisturi argiloase. în acestea autorii menționează fosile care pledează într-o anumită măsură, pentru vîrstă amintită. Acestea trec mai departe la cuarțite masive care, presupun autorii menționați, ar putea reprezenta Ordovicianul. în continuare spre est se trece la o serie filito-cuarțitică, la început slab metamorfozată apoi formațiuni cu cristalinitate mai ri- dicată (amfibolite, cuarțite, micașisturi) cu granițe concordante (Megina). Stratigrafie nu se poate stabili o limită între cuarțitele presupuse ordovi- ciene și seriile inferioare. Din această observație s-a tras concluzia că for- mațiunile metamorfozate din zona Megina sînt în continuitate de sedimen- tare cu Silurianul și ar reprezenta depozite cambriene poate chiar și mai vechi, metamorfozate în orogeneza caledoniană. în zona Tulcea situația nu diferă mult de cea de la Priopcea însă autorul prezentei lucrări îi dă o interpretare oarecum deosebită. Șisturile cristaline de la Uzum Bair sînt. acoperite spre sud de con- glomerate werfeniene, iar spre nord se dezvoltă ca o serie cuarțito-filitoasă, slab metamorfozată, strîns cutată și redresată la verticală. Are o grosime apreciabilă și ocupă toate înălțimile dintre Uzum Bair și dealul Redi traversînd calea ferată spre dealul Cîșla. Aceasta este o serie epizonală echivalentă cu seria filito-cuarțitică din Munții Măcin. între seria epizo- nală și Silurian considerăm că există o discordanță și nu continuitate de sedimentare, dat fiind că o formațiune sedimentară vine în contact Institutul Geologic al României ICR,- 222 V. MUTIHAC 8 cu o serie metamorfozată Această serie epimetamorfică este aceeași serie ce se întîlnește și în Dobrogea Centrală. Tot unei serii epimetamorfice aparțin șisturile filitoase cuarțitice de la Monument-Tulcea, șisturile filitoase și cuarțitice ce alcătuiesc culmile Boclugea și Coșlugea, cele din vîrful Gara Asan (Trestinic) precum și ivirile din malul drept al Dunării de la Isaccea spre vest, inclusiv Cartai pe stînga Dunării. Șisturile filitice de la Tulcea-Monument au fost interpretate de I. Atanasiu (1940)carepre« zentînd Șisturile verzi din Dobrogea Centrală, părere la care recent s-a aso- ciat N. Grigoraș și T. Dăneț (1961). Ultimii doi autori mai citează iviri de șisturi verzi în Dobrogea de Nord în împrejurimile localității Cataloi. în această privință se poate spune că în nici un caz șisturile filitoase de ia Monument ca și cele de la Cataloi nu pot reprezenta șisturile verzi în sens restrîns, așa cum rezultă din lucrare mai ales că autorii menți- onați le compară cu seria sedimentară sinorogenă din Dobrogea Cen- trală. Spunem că nu pot fi șisturile verzi în sens restrîns pentru că acestea din urmă sînt formațiuni sedimentare nemetamorfozate, iar cele din Dobrogea de Nord sînt formațiuni epimetamorfice. Cel mult ar putea să fie șisturile verzi regenerate într-o cutare ulterioară celei asintice. Lucru cert este că cele două domenii reprezintă unități structurale deosebite. Mai probabil este că formațiunile epimetamorfice din Dobrogea de Nord reprezintă echivalentul seriei epimetamorfice din Dobrogea Centrală regenerate în cutările ulterioare, ultima fiind cutarea chimerică veche. Șisturile filitoase de la Monument se întîlnesc spre est pe versantul sudic al colinelor Mahmudiei și la sud de Phîita unde situația este identică cu cea din culmea Priopcea. Aici seria filito-cuarțitică suportă cuarțite masive de culoare albă-vînătă pînă la roșietică puternic diaclazate. Acestea au intercalații subțiri de șisturi filitoase. Au o grosime de 100 m și suportă Silurianul. O continuitate de sedimentare între Silurian și seria filito- cuarțitică nu o considerăm probabilă, așa cum nu poate fi admisă o continuitate între seria epimetamorfică și seria sedimentară sinorogenă din Dobrogea Centrală. STRATIGRAFIA ZONEI TULCEA PALEOZOICUL în colinele Mahmudiei peste seria epimetamorfică cu cuarțite masive, urmează o suită de depozite groasă de mai multe sute de metri (atît cît apare la zi) reprezentată prin șisturi argiloase negre, în plăci, cuarțite negre în strate subțiri, calcare și șisturi calcaroase (fig. 1). Foarte frecvent se întîlnesc gresii de culoare verzue, în strate subțiri cu hieroglife. în ase- menea gresii s-au găsit exemplare de Paleodyction și alte impresiuni organice de tipul Bilobitelor (fig. 2). Aceste depozite cu intercalații de calcare ocupă versantul nordic al colinelor Mahmudiei și se întîlnesc și în înălțimile de la sud de Pîrlita. La marginea nordică a satului Ada Marinescu apar în malul drept al brațului Sf. Gheorghe, unde sînt reprezen- tate printr-o alternanță de șisturi argiloase și cuarțite în strate cu grosime pînă la 0,50 m. Institutul Geological României 9 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 223 Colinele Mahmudiei Fig. 1. — Secțiune prin Colinele Mahmudiei. 1, șisturi epimetamorfice (b, cuartite); 2, gresii, șisturi argiloase. cuartite și cal- care (Silurian); 3, calcare masive (Triasic mediu); 4, loess. Fig. 1. — Coupe au travers les Collines de Mahmudia. 1, schistes Ipim&amorphiques (b, quartzites); 2. gr£s, schistes argileux, quartzites et calcaires (Silurien); 3, calcaires massifs (Trias moyen); 4, loess. Fig. 2. — Urme organice în depozitele siluriene. Fig. 2. — Traces organiques dans les depots siluriens. Resturile orga- nice menționate nu sînt concludente pen- tru a stabili precis vîrsta acestor depo- zite, însă situația din Colinele Mahmudiei este identică cu cea de la Priopcea unde, în depozite asemănă- toare ea facies și ca poziție stratigrafică, O. MiRăuță mențio- nează fosile pe baza cărora atribuie aceste depozite Silurianului (1959). Depozitele de pe clina nordică a co- linelor Mahmudiei a- parțin deci Silurianu- lui . E posibil ca să cu- prindă și depozite de- voniene, eventual cele de la Ada Marinescu, însă nu există dovezi paleontologice. Depozite ale Paleozoicului supe- rior, respectiv stra- tele de Carapelit, care în zona Măcin stau discordant peste De- vonian, nu se întîlnesc în zona Tulcea. Cele menționate de I. Atanasiu la Uzum Bair nu au fost confirmate de cercetările ulterioare. Aici peste șisturile cristaline se întîl- nesc depozite cornificate, care nu au nimic comun cu stratele de Carapelit și care suportă la rîndul lor conglomerate werfeniene (fig. 3). Probabil că în timpul Paleozoicului superior zona Tulcea a fost exondată și s-a comportat ea o zonă relativ rigidă. Poziția discordant-transgresivă a stratelor de Carapelit de vîrstă (cel puțin în parte), carboniferă, în zona Munților Măcin, arată că Silurianul a fost afectat de cutări mai vechi, respectiv de cutările caledoniene tîrzii. Această constatare este în concordanță cu ceea ce s-a pus în evidență prin foraje în Ucraina în regiunea Rava Ruska (Structure geologique de l’U.R.S.S. 1958) anume că Platforma rusă este mărginită de o zonă apar- ținînd caledonidelor, căci în această localitate s-au întîlnit șisturi argiloase cu graptoliți, care înclină cu 50- 80°. Institutul Geologic al României \IGRy 224 V. MUTIHAC 10 TRIASICUL Zona Tulcea se caracterizeazăjprintr-o largă dezvoltare a depozite- lor triasice. Acest sistem este reprezentat prin toate etajele sale și se așează transgresiv și discordant (peste fundamentul cristalino-paleozoic, după încetarea mișcărilor hercinice. Fig. 3. — Secțiune la Uzum Bair 1. granițe concordante șl zone de contact; 2, șisturi epimetamorfice; 3. porfire, 4, corneene; 5, con- glomerate werfeniene; 6. calcare roșii (Triaslc mediu); 7. calcare în plăci cu silexite. Fig. 3. — Coupe ă. Uzum Bair. 1, granites concordanta et zones decontact; 2, schistes 6pim6tamorphique 3, porphyres; 4, corn6ennes; 6, conglomSrats werf6niens; 6. calcaires rouges (Trias moyen); 7. calcaires en plaquettes a silex ites. Triasicul inferior — Werfenianul. Triasicul inferior începe cu con- glomerate a căror grosime variază în jur de 30 m. Situația cea mai clară unde se observă relațiile dintre conglomerate și fundamentul cristalin este la Monument-Tulcea. Aici peste șisturile filitoase străpunse de filoane de porfire, urmează conglomerate ale căror elemente ajung pînă la un dia- Fig. 4. — Raportul dintre Triasic și fundament la Monument-Tulcea. 1, șisturi epimetamorfice; 2, porfire; 3, conglomerate werfeniene; Fig. 4. — Rapport entre le Trias et le soubassement, ă Monument-Tulcea. 1. schistes 6pim6tamorphiques; 2. porphyres; 3, conglomerate werf6niens. metru de 6—7 cm (fig. 4). Elementele prezintă un grad avansat de rotunjire și sînt alcătuite din cuarț alb de natură liidroterma- lă, cuarțite violacee sau vinete, cuarțite negre, fi- lite, granițe, porfire etc, adică reprezintă întreaga gamă a rocilor din funda- ment. Conglomeratele se mai întîlnesc la Mahmudia, la vest de satul Beștepe, iar la Uzum Bair stau peste șisturi cristaline. Aici sînt mult mai mărunte și au o culoare roșietică. Mai departe apar în malul la- cului Razelm în apropiere de capul lancila. în ele se ,_'A Institutul Geologic al igr/ României 11 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 225 Fig. 5. — Secțiune la Tulcea Veche. 1, șisturi epimetamorfice; 2, conglomerate werfe- niene ; 3, gresii silicioase și argile violacee ; 4, șisturi argiloase fosilifere; 5. șisturi calcaroase; 6, loess Fig. 5. — Coupe â Tulcea Veche. 1. schistes eiiimtonorphiaues; 2. conglomerats wer- Kniens; 3. grCssiliceux et argiles violocees: 4. schis- tes argileux fossilifâres; 5, schistes calcaires; 0. loess. întîlnesc foarte multe elemente din granit cu diametrul ce depășește 10 cm. Pe suprafețe mai reduse se întîlnesc la est de Tulcea în locul numit Bogza, în culmea Boclugea și la sud de satul Nalbant. Peste conglomeratele de la Tulcea-Monument urmează gresii cuar- țoase albe care se văd sub moscheea din Tulcea, dar raporturile strati- grafice între conglomeratele bazale și gresiile cuarțoase nu sînt clare aici. Gresiile sînt bine dezvoltate atît la vest cît și la est de Tulcea. La vest de Tulcea apar în săpătu- rile căii ferate în dreptul depoului. Sînt gresii cuarțoase albe, dure, în bancuri pînă la 1 m grosime. între bancurile de gresii se interpun strate subțiri, pînă la 0,20 m de argile șistoase verzui pînă la violacee. Sub gresiile cuarțoase albe apar gresii roșietice-violacee mai grosiere, uneori cu pete verzi. Gresiile roșietice au un ciment argilos și adesea prezintă episoade microconglomeratice. întregul pachet de gresii albe și violacee are o grosime de 30 m. Mai apar în cariera de la Tulcea Veche unde situația este deosebit de interesantă căci se surprind contacte care nu se mai pot observa în altă parte. în bază apar conglomerate mărunte cuarțoase, de culoare albă. Ele trec la gresii cuarțoase albe de tipul celor de pe calea ferată cu intercalații de argile șistoase violacee (fig. 5). Mai departe se trece înspre partea superioară la gresii și apoi la șisturi argiloase și calcare fosilifere. Situație asemănătoare se întîlnește în săpăturile căii ferate, la locul unde aceasta întretaie șoseaua Tulcea- Babadag. Aici apar conglomerate roșietice, șisturi calcaroase și șisturi argiloase în care am găsit: Gervilleia pannonica Kittl., Aviculopecten aff. elegantulus KITTL, Gervilleia cf. meneghinii tomm. Nivelul gresiilor cuarțoase mai apare la est de Tulcea, pe marginea sudică a luncii Dunării, anume la Bogza. Aici se observă trecerea de la conglomeratele bazale la gresii cuarțoase albe și apoi la gresii grosiere roșii, în conglomerate se întîlnesc filonașe cuprifere. Gresiile cuarțoase au aici o grosime pînă la 40 m și se prelungesc departe spre est întîlnindu-se din nou aproape de Beștepe. Au aceeași dezvoltare ca și la Tulcea-depou. Cu același aspect mai apar în dealul Prislav la sud de localitatea Ada Marinescu, unde sînt puternic diaclazate și străbătute de filoane de cuarț. Tot Wefenianului sînt atribuite aparițiile de depozite din partea de sud a zonei Tulcea în malul drept al văii Taița, în dreptul satului Nicolae Bălcescu. Aici pe distanță de 1,5 km apar în bază conglomerate violacee (fig. 6) ale căror elemente remaniază cuarț, porfire, filite de culoare verde, diabaze, etc. Conglomeratele trec la gresii violacee. în dreptul satului Nicolae Bălcescu apare o alternanță strînsă de gresii și argile roșii între care se interpun filoane de porfire concordante. Aceste depozite amintesc 15 —• Anuarul Comitetului Geologic. 226 V? MUTIHAC 12 foarte mult faciesul Permianului din alte părți și mai ales din Banat. Depozitele descriu mai multe cute iar stratele sînt adesea redresate la verticală. O ultimă ivire de depozite conglomeratice asociate cu gresii violacee și argile roșii este cea de la Mihai Bravu (Camber). Conglomeratele repau- zează aici pe porfire mai vechi pe care le remaniază. Spre partea superioară Fig. 6. — Secțiune pe Valea Taiței la Nicolae Bălcescu. 1, conglomerate și argile roșii - Werfenianx; 2. calcare masive (Triasic mediu); 3, porfire; 4, gresii (Triasic superior). Fig. 6. — Coupe de Valea Taiței â Nicolae Bălcescu. 1, conglomerate et argiles rouges — Wefenienx ; 2. calcaires massifs (Trias moyen); 3. porphyres; 4, gr6s (Trias supSrieur). trec la gresii violacee care alternează cu argile roșii. Contactul cu calcarele Triasicului mediu se face după o falie (fig. 7). De remarcat că în această parte nu se mai întîlnesc gresiile cuarțoase albe, iar intercalațiile șiștoase sînt mult mai frecvente, aproape în propor- ție egală cu gresiile. Fig. 7. — Coupe ă Mihai Bravii. 1, porphyres; 2. conglomârats wevf6niens; 3, calcaires massifs (Trias moyen). Vîrstă conglomeratelor’ bazale și a orizontului de gresii cuarțoase nu poate fi susținută pe baze paleontolo- gice, aceasta însă se poate deduce din situația de la Tul- cea Veche. Aici peste gresiile cuarțoase albe urmează gresii argiloase de culoare închisă care apoi trec spre partea superioară la șisturi argiloa- se, șisturi calcaroase, marno- calcare și calcare roșietice care apar într-o alternanță foarte restrînsă. Șisturile ar- giloase și calcaroase sînt foarte fosilifere și prima dată fauna a fost cerce- tată de I. Simionescu (1910). De aici se menționează următoarele forme : Pecten alberti Goldf., Pseudomonotis venetziana Hauer, P. aurita Hauer, P. cf. clarai Emmr., Myacites canalensis Cot., Tirolites haueri Mojs. T. spinosus Mojs., T. subillyricîim Kittl., Danubites ellipticus Dien., Di- narites mohamedanus Mosj., Nautilus danubiensis Sim. Fauna ce se gă- sește la Tulcea Veche este mult mai bogată, însă starea de conservare adesea nu permite nici măcar o determinare generică. Institutul Geological României 13 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 227 Asociația faunistică de la Tulcea Veche confirmă și completează indicațiile lui V. Anastasiu. Aceasta arată că șisturile argiloase și calca- roase de la Tulcea Veche ca și cele de pe calea ferată reprezintă echivalentul stratigrafie al stratelor de Câmpii din Alpii calcaroși de sud (Dinarizii); și ca litofacies Werfenianul din Dobrogea se apropie cel mai mult de Wer- fenianul din Dinarizi. Ca și în Dinarizi și în Dobrogea jumătatea inferi- oară a Triasicului inferior este alcătuită din conglomerate, gresii și șișturi argiloase, iar jumătatea superioară este formată din gresii argiloase, șisturi argiloase, șisturi calcare și marnocalcare. în Dinarizi, în depozitele din partea inferioară, cunoscute sub numele de stratele de Seis, s-a identificat o faună alcătuită din : Pseudomonotis clar ai, Myacites fassaensis. Din partea superioară, în constituția căruia intră șisturi, gresii și calcare masive, cunoscute sub numele de stratele de Câmpii, se menționează formele : Tirolites cassianus și Myophoria costala. în Dobrogea, in partea inferioară a Werfenianului, respectiv echi- valentul stratelor de Seis nu s-au găsit pînă acum fosile, însă îh cariera de la Tulcea Veche se constată că între gresiile cuarțoase și șisturile cal- caroase fosilifere există continuitate de sedimentare. Această constatare permite să se conchidă că cel puțin parte din conglomerate, gresiile cuar- țoase albe și gresiile argiloase roșietice reprezintă echivalentul stratelor de Seis, deci Werfenianul inferior, iar gresiile argiloase, șisturile argiloase și șisturile calcaroase sînt echivalente cu stratele de Câmpii (Werfenianul superior). Primii cercetători K. Peters, R. Pascu, GR. Ștefănescu, Khtl, considerau că cel puțin conglomeratele bazale ar reprezenta Permianul în facies verrucanic. La această idee se asociază și Gh. Murgoci (1914) care atribuie atît conglomeratele cît și gresiile albe silicioase și gresiile vio- lacee, Permianului, deși cunoștea situația de la Tulcea Veche. Argumente paleontologicepentru vîrsta permiană a acestor depozite nu existau pe vre- mea lui Murgoci, dupăcumnu sînt nici astăzi, însă el atribuie această vîrstă pe baza asemănării litofaciale cu depozite din alte regiuni (Carpații Orien- tali, Carpații meridionali, Balcani, etc.), unde formațiuni asemănătoare erau socotite la Permian. în această privință este de observat că nici în regiunile menționate, aceste depozite nu conțin faună, îneît apartenența lor la Triasic sau la Permian este cel puțin tot atît de ipotetică ca și în Dobrogea. Singura regiune unde Permianul în facies verrucanic e dovedit pe bază de fosile este Banatul de Vest. Dată fiind trecerea gradată dintre depozitele datate paleontologic la Tulcea Veche și gresiile cuarțoase albe cu argile violacee, socotim totuși că e mai îndreptățit să considerăm că acestea din urmă reprezintă Wer- fenianul inferior. Mai neclară este situația conglomeratelor bazale de tipul celor de la Monument-Tulcea și mai ales a gresiilor conglomeratelor și a șisturilor argiloase roșii de pe valea Taiței, care se deosebesc oarecum de cele din nordul zonei Tulcea. în plus aici se constată că apar și porfire stratiforme concordante. Acest fapt ar fi un argument că depozitele de pe Taița ar putea aparține eventual Permianului, dat fiind că depozitele din Banatul de Vest asemănătoare cu cele de aici și datate paleontologic, M Institutul Geological României IGR/ 228 V. MUTIHAC 14 se caracterizează prin prezența erupțiunilor de porfire. Se constată pe de altă parte că aproape în toate regiunile Werfenianul începe cu conglo- merate și în primul rînd trebuie să ne adresăm acelor regiuni cu care se leagă Dobrogea, respectiv Crimeea și Caucaz. în Crimeea nu se cunoaște decît Triasicul superior, în Caucaz însă Werfenianul începe cu un nivel de conglomerate bazale care trec la gresii. Acestea stau transgresiv peste diferite formațiuni mai vechi. Situația ni se pare foarte asemănătoare cu cea din Dobrogea încît putem considera că conglomeratele de la Monu- ment, de la Mahmudia, de la Nicolae Bălcescu, etc. aparțin, cel puțin în parte, Werfenianului inferior. Un fapt ce nu trebuie trecut cu vederea este că numai la Tulcea Veche și pe calea ferată se întîlnește Werfenianul fosilifer. Adesea s-a menționat Werfenian superior la Cilic; de fapt aici este vorba de calcare roșietice șistuoase ce aparțin Triasicului superior. în toate celelalte locuri unde apare Werfeanul, acesta este reprezentat fie numai prin conglomeratele bazale fie prin conglomerate și gresii cuarțoase. Acolo unde se surprind relațiile dintre Werfenian și calcarele Triasicului mediu acestea din urmă se așază direct peste conglomerate bazale sau peste gresiile cuarțoase. Concluzia ce se deduce este că la sfârșitul Werfenianului se înscrie o lacună în sedimentare însoțită de eroziune, care a îndepărtat Werfenianul superior. în concluzie Werfenianul în Dobrogea, în partea sa inferioară, îmbracă faciesul caracteristic grezos-conglomeratic așa cum se întîlnește în Carpații orientali, în Alpi, în Munții Tatra, în Caucaz, etc, iar Werfeni- anul superior se dezvoltă în faciesul stratelor de Câmpii (șisturi argiloase, șisturi calcaroase și marno-calcare fosilifere). Triasicul mediu — Anisian-Ladinian. Triasicul mediu are o largă dezvoltare în zona Tulcea și este reprezentat exclusiv prin depozite carbo- natate. Dezvoltarea tipică este la Agighiol, localitate ce a devenit clasică pentru studiul Triasicului mediu din Dobrogea. Dealurile de la vest de această localitate sînt formate numai din calcare triasice, iar colinele prin care acestea se prelungesc spre est către lacul Razelm au oferit un bogat material paleontologic, care a stat la baza unor bine cunoscute lucrări monografice (I. Simionescu, 1913). Aceste coline începînd de la nord către sud sînt: dealul Petros, Delușorul și Dealul Lung. Deși fauna menționată de la Agighiol este foarte bogată în specii, totuși stratigrafia Triasicului nu a putut fi pusă la punct, în primul rînd pentru că nu se poate urmări un profil continuu, calcarele fiind acoperite de o mantie de loess și în al doilea rînd pentru că fauna nu a fost colectată din loc și nu se cunoașteau punctele precise de unde a fost recoltată. Adesea s-au creat chiar confuzii, astfel culmea dealurilor de la Agighiol începe cu dealul eu Cunună și se continuă spre est cu dealul Căușa Mică. Local- nicii mai denumesc dealul Petros (de unde provine fauna cea mai numeroasă) și dealul Căușului. De aici foarte adesea au provenit confuzii, încît I. Si- mionescu infirmă faptul menționat de V. Anastasiu că la Căușul Mic s-ar găsi fosile. Este evident că în acest caz se confundă dealul Petros (dealul Căușului) cu dealul Căușul Mic, unde într-adevăr nu se găsesc fo- sile. De asemenea I. Simionescu infirmă și faptul că la Zebil s-ar găsi calcare cu Encrinus liliiformis și Ceratites nodosus, menționate de același A Institutul Geologic al României 15 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 229 autor. în această privință se poate afirma că această formă există totuși, deoarece se găsește în colecția Institutului Geologic, iar la Agighiol auto- rul lucrării prezente a găsit crinoizi. Ce-i drept nu se poate spune că este vorba de specia Encrinus liliiformis, dar se poate presupune că aceste forme au fost într-adevăr găsite de V. Anastasiu și că cercetătorii ulteriori n-au reușit să le regăsească, fiind destul de rare. Calcarele de la Agighiol apar de sub învelișul de loess, încît nu se văd raporturile cu depozitele subjacente. Succesiunea de detaliu a calca- relor în împrejurimile acestei localități se poate urmări pe colina Dealul Lung (fig. 8). Fig. 8. — Succesiunea calcarelor la Agighiol (colina Dealul Lung) 1, calcare vinete; 2, calcare cu Trachyceras aon și Lobilcs cuxinus; 3, calcare cu Clioniles calkarinae: 4, calcare negre; 5, calcare roșietice noduloase; 6, calcare cu silexite. Fig. 8. — Succession des calcaires â Agighiol (colline Dealul Lung). 1, calcaires cendres ; 2. calcaires â Trachvccras acn et Labile» cuxinus: 3, calcaires i Clionites catharinae 4. calcaires noirs; 5, calcaires rougeâtres nodulenx; 6, calcaires â silexites. La baza pantei, la extremitatea estică a colinei, de sub învelișul de loess, apar calcare vineții cu pete de culoare violacee. Deasupra acestora urmează un nivel de calcare roșietice, subordonat cenușii, în grosime de G—8 m. Din acest nivel s-au colectat formele: loanites sp., Romanites simionescui Kittl, MonophyUites aonis MOnst., Protrachyceras sp. Din nivelul calcarelor roșii, pe versantul sudic al colinei Dealul Lung s-au colectat în plus: Arcestes subdimidiatus Kittl, Trachyceras aon’MAsNsr., Lobites euxinus Kittl, Protrachyceras ladinumi/LoJS., Anolcites promontis Kittl, Arcestes ausseanus MOnst. (V. Mutihac 1959) Deasupra calcarelor roșii urmează din nou un nivel de calcare de 8—10 m din care s-a colectat Clionites catharinae Mojs.,șî Pleuronautilus arnpezzanus Lor. în continuare urmează calcare negre în spărtură proas- pătă, albicioasă pe suprafețele alterate, cu spărtură concoidală, bine stra- tificată, în grosime de 6—8 m. Calcarele negre sînt sărace în fosile. S-au 230. V. MUTIHAC 16 găsit cîteva mulaje de brahiopode și un amonit aparținînd genului Protra- chyceras. Stratele din nivelele menționate pînă acum descriu ușoare on- dulații încît apar din nou pe pantă. Deasupra calcarelor negre urmează o alternanță de calcare roșietice și dolomite cenușii nefosiliferc în grosime de aproximativ 30 m. Succesiunea este încununată de calcare în plăci cu silexite. Aceeași succesiune se poate urmări și pe colina de la nord (Delușorul) paralelă cu prima. Aici sub calcare negre cu spărtură concoidală vin calca- rele roșietice din care s-a colectat: loanites difissus Hauer, Romanites simionescui Kittl, loanites klipsteini Mojs., loanites ștefănescui Kittl, Arcestes aaisseanus MUnst., Monophyllites aonis Mojs., Protrachyceras cf. furcatum Mojs., (V. Mutihac, 1959). Din cele ce afirmă I. Simionescu (1913, pag. 1) acesta este unul din cele două puncte fosilifere pe care el le-a cunoscut și le-a explorat și pe care l-a denumit Lutul Roșu. Cel de al doilea punct este fără îndoială dealul Petros. Reiese de asemenea că I. Simionescu n-a cunoscut punctul fosilifer de pe colina Dealul Lung. Pe colina Delușorul, 500 m mai spre vest de punctul fosilifer menți- onat, pe drumul ce duce de la Agighiol spre dealul cu Cunună, apar calcare roșii concreționare. Acest punct este denumit de localnici Lutul Roșu însă nu este identic cu punctul Lutul Roșu menționat de I. Simionescu. De aici s-au colectat formele : Sageceras haidingeri Hauer, Megaphyllites jar- bas MUnst,. Sturia sansovinii Mojs. Clionites af. arnulfi Mojs., Protrachy- ceras arhelaus Laub., loanites stefanescui Kittl , loanites difissus Hauer și Arcestes barandei Mojs. (V. Mutihac, 1959). Peste aceste calcare roșii urmează calcare albicioase cu Clionites catharinae Mojs. și Pleuronauti- lus ampezzanus Lor., ca și la Dealul Lung. Sc observă că în ceea ce privește succesiunea stratigrafică stabilită pe colina Dealul Lung, este aproape aceeași pe care o dă V. Anastasiu la Lutul Roșu. (1898—pag. 41) Cel mai bogat punct fosilifer este însă la Dealul Petros, de unde provine cea mai mare parte din formele menționate de I. Simionescu. Ceea ce trebuie reținut este că aproape toate formele colectate aici nu provin din loc, ci au fost găsite în blocurile de pe pantă, fapt de care trebuie ți- nut seama la stabilirea succesiunii stratigrafice de detaliu. Din cele două puncte explorate, I. Simionescu a descris 89 de specii, din care menționăm cîteva forme care interesează la stabilirea vîrstei calcarelor de Agighiol printre acestea sînt: Gymnites bosnensis Hauer, Ptychites stoliczakai Mojs., Celtites neumayeri Mojs., etc. Calcarele de la Agighiol se pot urmări spre nord-vest și reapar în dealul Pietrișului, dealul stînca Mare, la Uzum Bair iar spre sud-vest se urmăresc pînă în împrejurimile Zebilului, unde sînt foarte dezvoltate fiind de asemeni fosilifere. în dealul Stînca Mare (Deșii Caira) apar calcare gălbui stratificate, cu aspect masiv și calcare roșii concreționare fosilifere. De aici s-au descris formele : Procladiscites macilentus hauer, Damtbites celtitoides Kittl, Sturia forojulensis Mojs., Ptychites stefanescui Sim., Mo- nophyllites confucii Dien., M. pradiumne Dien., M. transversus Kittl, Megaphyllites sandalinus var. umbonata Kittl, Japonites dobrogiacus Sim., \ ICR? Institutul Geologic al României 17 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 231 Sageceras tyrolitiformis Kittl, Z?. zvalteri Mojs. Mysidioptera kittli Brrr., Rhynchonelîa kelneri Spirigeramarmorea Uitt. (I. Smionescu 1910). La extremitatea sudică a dealului Uzum Bair apar de asemeni calcare roșii concreționare în care s-au găsit formele : MonophyUites con- fucii Dien. și Acrohordiceras halili Toula (V. Mutihac, 1959). Calcare roșietice masive sau cu stratificația slabă, mai apar la vest de satul Sabangia de unde s-au colectat formele : loanites difissus Hauer și Romanites simionescui Kittl. La nord-vest de Zebil apar calcare roșii concreționare în care s-a găsit Anolcites promontis Kittl, iar în apropiere de satul Congaz, în calcare roșietice cenușii stratificate s-a identificat Arcestes ausseanus MUnst., în cariera Zebil apar calcare dolomiticecu as- pect masiv în care s-a găsit un exemplar de Megalodus sp. Calcare cenușii-roșietice masive sau cu o stratificație slabă mai apar în lungul văii Taița, formînd înălțimile de la est de satul Mihai Bravu și la sud de Nicolae Bălcescu. De asemeni în partea de vest a zonei Consul Medanchioi, astfel pe valea Taiței la extremitatea vestică a înălțimii Consul pe versantul vestic al dealului Lozova și pe stîngă pîrîului Boclugea, în apropierea de confluența acestuia cu pîrîul Lozovei. La sud de Nalbant apar de asemeni calcare roșietice de tipul celor de la Agighiol, iar în îm- prejurimile Tulcei, se ivesc de sub învelișul de loess, pe suprafețe foarte restrînse, cum sînt cele de la sud de Tulcea la bariera Babadagului, sau cele de lîngă calea ferată în apropiere de cumpăna apelor. Intercalațiile de calcare roșii care sînt foarte frecvente la Agighiol nu constituie orizonturi reper, ci reprezintă doar epizoade în masa calca- relor masive apărînd la diferite nivele și cu dezvoltare foarte limitată. De la meridianul localității Agighiol spre est aspectul calcarelor se schimbă oarecum, în sensul că prezintă aproape exclusiv caracter masiv și au în general o culoare cenușie albicioasă. Tipul acestor calcare ar fi acela care se întîlnește în insula Popina din lacul Razelm, fiind echivalent tul stratigrafie al stratelor de St. Cassian din Alpi. Așa dar este vorba de un echivalent stratigrafie și nu de o identitate de facies căci stratele de St. Cassian din Alpi sînt reprezentate prin marno-calcare pe cînd depozitele din partea de est a zonei Tulcea sînt alcătuite din calcare masive de culoare ce- nușie albicioasă. Că sînt un echivalent stratigrafie al stratelor de St. Cassian rezultă din fauna care s-a găsit în insula Popina (I. Simionescu, 1910). După cum menționează autorul aceasta are mari afinități cu cea din stratele de St. Cassian, fiind reprezentată printr-un număr de peste 50 specii în care predomină bahiopodele. în afară de formele găsite în insula Popina, faună asemăntoare s-a găsit în calcarele de pe marginea sudică a lacului Razelm anume RkynchoneUa trinodosa Bitt., Retzia schwa- geri Bitt., Rhynconella coronae Jekelius, Spirigera dyactis Bitt. Alături de aceste forme, în intercalați! de calcare roșii, s-a găsit Roma- nites simionescui. Cu același aspect se dezvoltă calcarele ce formează colinele de pe malul nordic al lacului Razelm pînă către Dunavăț, și cele care alcătuiesc înălțimea de la est de Enisala pe care sînt ruinele cetății Heraclea. Acestea din urmă suportă calcare cretacice cu o foarte bogată faună de brahiopode. Dacă la cele menționate se mai adaugă faptul că V Institutul Geologic al României 232 V. MUTIHAC 18 brahiopode de tipul celor din insula Popina s-au găsit și în calcarele de la Agighiol, se poate trage concluzia că în partea de est a zonei Tulcea calca- rele cu brachiopode se dezvoltă progresiv de la Agighiol spre est. Astfel la Zebil calcarele cu brahiopode sînt subordonate în timp ce în partea de est acestea predomină, iar cele de tip Agighiol sînt subordonate. Vîrsta calcarelor descrise pînă acum se deduce din fauna foarte bogată găsită mai ales la Agighiol și la Uzum Bair. Din lista de fosile men- ționată se vede că la Uzum Bair calcarele roșietice noduloase reprezintă Ânisianul, vîrstă dată de formele Acrohordiceras halili și MonophyUites confucii. în succesiunea urmărită pe colinele de la sud de Agighiol și în primul rînd de pe Dealul Lung este prezent Ladinianul și partea inferioară a Carnianului, îneît se poate conchide că calcarele cenușii albicioase sau roșietice întâlnite în Dobrogea aparțin Anisianului, Ladinianului și părții inferioare a Carnianului. Situația mai neclară este aceea a raporturilor stratigrafice dintre Werfenian și Anisian. Contactul deschis între depozitele acestor- etaje se observă numai în cîteva puncte și anume la Mahmudia și la Uzum Bair. La Mahmudia calcarele cenușii de tipul celor de la Agighiol stau direct peste conglomeratele werfeniene. La Uzum Bair conglomeratele werfeniene suportă calcare în plăci cu silexite care sînt superioare calcarelor de la Agighiol. La Tulcea Veche unde apare Werfenianul superior fosilifer, nu se surprind raporturile directe ale acestuia cu Ânisianul. Dacă la aceste observații se mai adaugă faptul că în toată fauna ce se cunoaște pînă acum în calcarele de tip Agighiol nu există nici o formă care să ateste cu certi- tudine prezența Anisianului inferior se poate conchide că sfîrșitul Werfe- nianului și începutul Anisianului corespunde unei lacune stratigrafice datorită unor mișcări probabil de mică amploare. Asemenea discontinuitate este menționată în Triasicul din Jugoslavia pentru care s-a creat faza de cutări Muntenegreană. Triasicul superior. Calcarele cu silexite. Deasupra calcarelor masive de la Agighiol, care cuprind și baza Carnianului, pe pîrîul Căușa Mică, în continuitate de sedimentare urmează o alternanță strînsă de calcare în plăci cu accidente silicioase și șisturi argiloase de culoare gălbuie-verzuie. înspre partea superioară a succesiunii, stratele de calcare devin din ce în ce mai groase iar accidentele silicioase capătă înfățișarea unor benzi dînd un aspect foarte caracteristic acestor depozite. Culmea Dealul cu Cunună este alcătuită din aceste calcare în plăci cu silexite și cu intercalații de șisturi argiloase. Ele au o largă dezvoltare în zona Tulcea formînd dealurile dintre Somova, Parcheș, Cataloi și înălțimile de la sud și sud-est de Tulcea Ultima ivire din aceste calcare spre est este cea din insula Grădiște de la sud de Sarichioi. Pe panta vestică a înălțimii Uzum Bair calcarele cu silexite se așează pe conglomeratele werfeniene, fapt pentru care au fost atribuite anterior Werfenianului superior (I. Atanasiu, 1940). Ceva mai spre sud însă, aceeași serie repauzează și pe calcarele anisiene mareînd o ușoară trans- gresiune. Acestea sînt acoperite de aluviunile pîrîului Telița și reapar în satul Cataloi unde spre partea superioară, îmbracă un facies nodulos concre- ționar. în partea de vest a zonei Tulcea faciesul acestora se schimbă în M Institutul Geological României IGR/ 19 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 233 sensul că nu mai sînt atît de frecvente accidentele sili- cioase, în schimb între ele se interpun curgeri de diabaze cum este cazul lîngă Filimon Sîrbu, la sud de Meidanchioi în dealul Maleiului sau în împrejurimile localitătății Ni- culitel. Grosimea acestor calca- re în plăci cu silexite ajunge adesea la 150—200 m și îm- preună cu calcarele subja- cente sînt foarte intens cuta- te, uneori chiar răsturnate, cum se poate vedea în cariera Trei Fîntîni de lîngă Tulcea, (fig. 9). Aceste depozite sînt foarte sărace în urme organi- ce. Cîțiva amoniți foarte rău păstrați și spiculii de spon- gieri și radi olari întîlniți în accidentele silicioase secțio- nate 2), sînt singurele resturi fosile găsite, dar pe baza că- rora nu se poate trage nici o concluzie asupra vîrstei lor. Caracteristica distinctivă a acestor calcare, și anume pre- zența accidentelor silicioase, nu au fost sesizate în lucrările anterioare și poziția lor stra- tigrafică nu a putut fi preci- zată. V. Anastasiu (1898) le înglobează într-un complex de calcare roșii, cenușii și ne- gre, asociate cu calcare dolo- mitice roșietice, care ar urma deasupra stratelor cu Halobii de la Cataloi și le acordă vîrstă carniană. Succesiunea ce se întîlnește pe colinele de pe versantul estic al dealurilor de la Agighiol arată, fără în- doială, că aceste calcare în plăci cu silexite și cu inter- 1) Identificate de V. C. Papiu. Cariera Trei Fîntîni (calcare triasice cutate). Fig. 9. — Carriere de Trei Fîntîni (calcaires triasiques pliss^s). 'A Institutul Geologic al României iGRy 234 V. MUTIHAC 20 calații de argile vin în continuitate de sedimentare deasupra calcarelor roșietice care, ca vîrstă urcă pînă în baza Camianului. Rezultă de aici că vîrsta calcarelor în plăci cu silexite este în orice caz carniană și acest lu- cru reiese și din faptul că aceste roci suportă de fapt marnele cu Halobii. Stratele cu Halobii. Depozitele care urmează normal deasupra cal- carelor în plăci cu silexite, apar cel mai bine deschise la Cataloi, însă nu tot aici se pot vedea clar și relațiile cu depozitele pe care le suportă. în malul drept al Teliței, în mijlocul satului, într-o carieră apar, pe o grosime de 10 — 15 m, marno-calcare de culoare închisă, stratificate, iar din loc în loc se interpun strate subțiri de calcare negre cu spărtură concoidală. în stratele de marno-calcare se găsesc adesea calcare elipsoidale de dife- rite dimensiuni. Spre partea superioară acești elipsoizi de calcare devin foarte frecvenți încît marno-calcarele capătă un aspect particular, pseudo- conglomeratic. în stratele cu astfel de dezvoltare, deasupra colinei de la Cataloi, s-a regăsit Sageceras haidingeri Hauer (V. Mutihac, 1961). Spre bază, în marno-calcarele de la Cataloi intercalațiile de calcare negre devin din ce în ce mai frecvente, ajung să fie în proporție egală și apoi marno-calcarele devin subordonate trecîndu-se astfel la calcarele concreționare, stratificate care se situează la partea superioară a calcare- lor cu silexite. Marno-calcarele, prin alterare, capătă o culoare verzuie- gălbuie și devin foarte șistuoase. în asemenea situație alterația scoate la iveală numeroase halobii, adesea adevărate lumașele, fapt pentru care în literatura geologică sînt cunoscute sub numele de strate cu Halobii. Aces- tea au fost semnalate încă de primii cercetători inenționîndu-se : Halobia insignis Gemm., H. lucana, Lor., H.fluxa Mojs. (V. Anastasiu 1898). în cursul cercetărilor recente s-a mai identificat un amonit aparținînd genului Monopliyllites. Marno-calcarele de la Cataloi se continuă spre nord-vest în lungul văii Tclița și apar din loc în loc de sub mantia de loess; astfel o primă ivire este la marginea vestică a satului Cataloi unde rocile menționate conțin numeroși amoniți printre care Cladiscites diuturnus (MOJS.) (V. Mu- tihac, 1961), apoi pe o viroagă între Calaloi și Frecăței unde conțin de asemeni halobii și în satul Frecăței. în continuare apar în marginea șose- lei Somova-Isaccea unde sînt iarăși fosilifere. După cum se poate observa pe hartă, ivirile de strate cu Halobii, men- ționate, orientate SE-NW și cu înclinări spre SW marchează flancul unui anticlinal asimetric, în axul căruia se dezvoltă calcarele cu silexite ce alcă- tuiesc dealurile dintre Somova și Parcheș. Stratele cu Halobii se pot ur- mări foarte bine și pe flancul celălalt, la Parcheș și Somova, după care rea- pare la sud de Tulcea și la nord de Agighiol, continuîndu-se pe sub lacul Razelm. Important este că apariția de la sud de Tulcea arată relațiile atît cu calcarele subjacente cît și cu depozitele ce le succed la partea superioară. Urmărind profilul pe drumul ce merge din șoseaua Țuicii spre valea Puțul Roșu, peste dealul Redi, pe culmea paralelă cu șoseaua, se observă că dea- supra calcarelor cu silexite, pe o grosime de 15 m, se dezvoltă o alternanță de marno-calcare șistoase și calcare (fig. 10). Spre partea superioară a acestui pachet intercalațiile din calcare devin detritice. La microscop Institutul Geological României 21 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 235 intercalațiile detritice apar alcătuite din zone grezoase, cînd au aspect de gresii cu ciment bazai și zone calcaroase în care cimentul este un calcar granular. Mai sus roca intercalată în șisturile marnoase este formată din- tr-un material heterogranular psamitic fin, pînă la psamitic mediu în care se disting două categorii de granule : mari subcolțuroase și mici col- țuroase - așchioase, toate de proveniență metamorfică. Foarte rar apare Fig. 10. — Relațiile stratigrafice ale stratelor cu Halobii (la sud de Tulcea). 1. calcare în plăci cu silexite, 2, șisturi marnoase; marnocalcare și calcare (stratele cu Halo- bii) ; 3, gresii și șisturi marnoase. Fig. 10. — Rapports stratigraphiques des couches ă Halobies (au Sud de Tulcea). 1, calcaires en pluquett.es, ă silexites; 2, schistes marneux, marnocalcaires et calcaires (couches ă Halobies); 3, gr6s et schistes marneux. feldspat plagioclaz în stare foarte proaspătă cu macla albitului. Se întîl- nesc de asemenei fragmente dintr-o gresie preexistentă și calcare din dizol- varea căruia a luat naștere cimentul. Stratele de gresii devin din ce în ce mai groase ajungînd pînă la 2 in, iar sub microscop se observă că acestea iau ■caracter de ortocuarțite. Ele alternează cu șisturi marnoase ușor aleuri- tice, cu structură pelitică pînă la peloaleuritică, cu masa fundamentală alcă- tuită dintr-un amestec de argilă și calcar J). în aceste intercalații se gă- sesc numeroase halobii. Mai sus in- tercalațiile șistuoase se reduc treptat și se face astfel trecerea spre seria su- perioară groasă, de mai multe sute de metri în care gresiile predomină. Aceeași situație se poate urmări în dealul de la sud est de Tulcea, por- nind din cariera Trei Fîntîni. Orizontul marnelor cu halobii este dezvoltat și în partea de vest a zonei Tulcea însă, ca și calcarele în plăci subjacente, se prezintă aici sub un facies deosebit, ca urmare a con- dițiilor de sedimentare noi, create de erupțiunile diabazice. Profilul cel mai clar este la est de Filimon Sîrbu Fig. 11. — Succesiunea depozitelor la Fili- mon Sîrbu. 1, calcare în plăci și intercalatii de diabaze; 2, șisturi argiloase (strate cu Halobii), b) blocuri de calcare (Wildflisch? 3, gresii — formațiunea flioșoidă. Fig. 11. — Succcssion des depots â Fili- mon Sîrbu. 1, calcaires en plaquettes et intercalations de diabases.; 2 a) schistes argileux (couches ă Halobies), b) blocs ă calcaires (Wildflysch); 3) gr6s — formațion flyschoide. (fig. 11). Peste calcarele în plăci cu filoane de diabaz, se dezvoltă un pa- chet de șisturi argiloase foioase, în grosime de 40 m, cuintercalații de curgeri de diabaze. Seria șistuoasă a fost simțitor influențată de soluțiile hidro- termale îneît. nu mai are aspectul tipic al stratelor cu Halobii însă nu încape *) Studiile microscopice s-au făcut sub îndrumarea tov. V. C. Papiu. Institutul Geological României 236 V. MUTIHAC nici o îndoială, că ea reprezintă echivalentul stratelor cu Halobii dat fiind că se găsește, ca și marnele cu Halobii, între calcarele cu silexite la bază și formațiunea grezoasă la partea superioară. Orizontul marnelor șistuase se continuă spre sud vest spre N. Bălcescu și este bine dezvoltat pe panta estică a dealului Tătaru unde, capătă o culoare roșie. Spre vest se poate urmări pe versantul estic al înălțimilor dintre Filimon Sîrbu, Trestinic și Telița, iar în compartimentul din apro- pierea liniei de încălecare a zonei Macin peste zona triasică, este reprezen- zetat de șisturi argiloase cu intercalații subțiri de calcare în plăci, rocile fiind foarte strîns cutate. Un fapt care trebuie remarcat este că începînd de la est de Filimon Sîrbu, spre partea superioară a orizontului de șisturi argilo-rnarnoase (echivalentul stratelor cu Halobii) apar însedimentate blocuri de calcare roșii de tipul celor din Triasicul mediu, calcare în care s-au găsit amoniți. Aceste blocuri au dimensiuni foarte variate începînd de la 40—50 cma și ajungînd la cîțiva zeci sau chiar sute de metri cum este cazul ivirii de calcare de la sud-vest de Trestinic. Modul de zăcămînt al acestor calcare nu permite să fie interpretate ca avînd o poziție tectonică. Calcarele menți- onate constitue adevărate klipe-însedimentate în partea superioară a marnelor cu Halobii, unde formează un nivel reper care se poate urmări pe aproape 20 km. în înălțimea de la vest de satul Meidanchioi ca și împre- jurimile Teliței, blocurile mari de calcare se întîlnesc și în baza formațiunii grezoase care succede marnele cu Halobii. Prezența acestor blocuri în marnele cu Halobii și în baza formațiunii grezoase, demonstrează că în timpul depunerii acestora, bazinul de sedimentcre a fost afectat de mișcări verticale ce au provocat denivelări ale fundului bazinului. Acesta s-a fragmentat în mai multe compartimente ce se mișcau în sens diferit unul față de altul. Fracturile și denivelările fundului au dat naștere pe deoparte la prăbușiri submarine (blocuri enorme ce se desprindeau din compartimen- tele ridicate), iar pe de altă parte au deschis calea magmelor diabazice care s-au interpus în depozitele în curs de sedimentare. în felul acesta a luat naștere o formațiune aparte cu caracter de Wildflisch. Mișcările cari au fost destul de intense în partea de vest a zonei Tulcea, au avut răsunet și în partea de est. Caracterul de pseudoconglo- merate observat la partea superioară a marno-calcarelor de la Cataloi trebuie interpretat ca o consecință a ecoului acestor mișcări. Vîrsta stratelor cu Halobii. Majoritatea autorilor începînd cu V. Anastasiu socoteau stratele de Halobii echivalente cu calcarele de la Agighiol, deci ca o variație laterală de facies a acestora și le acorda vîrsta ladiniană. Faptul pleacă de acolo că, în succesiunea stabilită de V. Anas- tasiu la sud-vest de Agighiol, mai exact la Căușul Mic (1898, pag. 38) autorul identifică niște calcare negre, nefosilifere (nivelul!), care seamănă cu calcarele negre intercalate în marno-calcare cu Halobii de la Cataloi și cu care le sincronizează. El menționează că acestea se situează, la Cataloi, deasupra șisturilor cu Halobii. Aflorimentul de la Cataloi arată clar că trecerea de la calcarele noduloase la marno-calcarele cp Halobii se face gradat printr-o alternanță de calcare negre și șisturi rnarnoase în grosime Institutul Geological României IGR 23 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 237 de 10—15 m, în care spre bază predomină calcarele iar la partea superioară șisturile marnoase (fig. 12). Acest pachet se situează sub nivelul în care se găsesc halobiile. S-a amintit că nici chiar la Agighiol nu se poate vorbi de orizonturi sau nivele de calcare roșii, albe sau negre. Aceste diferite tipuri de calcare au doar o dezvoltare epizodică. Că stratele cu halobii nu sînt sincrone cu calcarele de la Agighiol reiese și din reprezentarea cartografică. Acestea se urmăresc pe flancurile unui anticlinal stînd dea- supra calcarelor în plăci cu silexite; așadar stratele cu Halobii aparțin Fig. 12. — Secțiune la Cataloi. 1. calcare concreționare; 2, alternantă de calcare negre și mamocalcare; 3, marno-calcare cu halobii; 4, marno-calcare cu depozite de calcare (pseudoconglomerate). Fig. 12. — Coupe â cataloi. 1, calcaires concreationnaires; 2, alternance de calcaires noirs et de niarnocalcaires; 3, marno-calcaires ă Halobies; 4, mamocalcaires ă dândte de calcaires (pseudoconglomerate). unui etaj superior calcarelor de la Agighiol. Vîrstă lor reiese clar din fauna ce o conțin. încă Mojsisovrcs a determinat de la Cataloi forma Sage- ceras. Aceasta a fost regăsită și s-a putut preciza că este haidingeri, a cărei răspîndire strategigrafică este în Ladinian și Carnian (V. Mutihac, 1961). în plus la partea superioară a marnelor cu Halobii s-a găsit Cladis- cites diutumus, formă caracteristică pentru Norian. Rezultă dar că stratele cu Halobii aparțin Carnianului superior și părții inferioare a Nori anului. Flișul neotriasio. încă din partea superioară a marnelor cu Halobii faciesul se schimbă, în sensul că se trece la sedimente cu un pronunțat caracter detritic. Depozitele detritice se instalează treptat și această trecere gradată s-a arătat că se poate urmări la sud de Tulcea, în cariera Trei Fintîni, la Filimon Sîrbu, etc. în bază se întîlnesc adesea conglome- rate în strate groase de 2—3 m în care elementele sînt aproape exclusiv calcare bine rotunjite, cum este cazul pe dealurile dintre Poșta și Cilic, sau se întîlnesc blocuri mari de calcare, ceea ce am văzut că imprimă acestor depozite aspectul de Wildflisch. Spre partea superioară se trece apoi la o alternanță de pachete de strate în care gresiile predomină și pachete în care predomină marno-argilele iar gresiile sînt subordonate. Acestea au o grosime de cîteva sute de metri și au o largă dezvoltare în partea de vest a zonei Tulcea, între Nalbant, Nicolae Bălcescu, dealul Consul, Meidanchoi și Telița. în partea de est apare numai baza lor, la sud de Tulcea și în dealul de la cariera Trei Fîntîni. în satul Nalbant Institutul Geological României IGR/ 238 V. MUTIHAC 24 aceste depozite au o dezvoltare tipică de fliș. Aici sedimentația ritmică este foarte clară iar fenomenul de granulosortare este evident. Primul termen al ritmului este o gresie, pe a cărei față inferioară se întâlnesc hieroglife caracteristice. Spre partea superioară, gresiile capătă aspect curbicortical și se trece la termenul următor, pelitic, reprezentat prin argilite și argile. Acest aspect tipic de fliș nu este atît de evident în restul regiunii, unde de obicei se întâlnesc strate groase de gresii grosiere cu epi- soade microconglomeratice, în care fenomenul de sedimentație gradată nu mai este așa de clar. Pe valea Taiței, sub dealul Consul, în intercalațiile argiloase s-au găsit halobii, resturi de crinoizi și fucoide. Halobii s-au mai semnalat pe cursul superior al pîrîului Cilic (R. Pascu, 1904, G. Murgoci, 1914). Formațiunea cu aspect de fliș face numeroase cute, toate cu vergență estică, cute ce sînt evidente la est de Cara-Asan. unde se întîlnesc strate răsturnate. în lucrări mai vechi, aceste depozite au fost echivalate cu stratele de Lunz din Alpi atribuindu-li-se aceeași vîrstă (Carnian supe- rior). I. Atanasiu (1941) remarcă caracterul de fliș al acestor depozite, fapt indicat pentru prima dată de G. Murgoci (1914). Neavînd însă certitudinea că sînt echivalente cu stratele de Lunz I. Atanasiu le desemnează sub numele de stratele de Nalbant localitate unde acestea au dezvoltarea tipică de fliș. Ca vîrstă au fost considerate că reprezintă Triasicul superior și Liasicul, admițîndu-se continuitate de sedimentare de la Triasic la Jurasic (G. Murgoci, 1914). La această formațiune se includeau și gresiile din dealul Denis Tepe. Constatarea că urmează în continuitate de sedimentare peste marnele cu Halobii ce cuprind și baza Norianului, duce la concluzia că formațiunea detritică reprezintă cu siguranță Triasicul superior respectiv Norianul. Dovadă sigură că apar- țin Triasicului și nu Liasicului este prezența Halobiilor în intercalațiile șistoase. Dată fiind poziția lor deasupra stratelor cu Halobii și făptui că Liasicul urmează transgresiv, discordant, rezultă că formațiunea de fliș din zona Tulcea aparține Norianului și în bună parte Norianului superior. Cu formațiunea de fliș se încheie faza de sedimentogeneză a Triasi- cului în Dobrogea. Sfîrșitul Norianului și începutul Liasicului corespunde unei exondări căci Liasicul inferior lipsește. LIASICUL Depozitele de vîrstă liasică apar pe suprafețe restrînse în cîteva locuri. Primul punct unde acestea au fost cercetate și dovedite pe baze paleontologice că aparțin Liasicului este la Poșta, pe dreapta văii Telița. Aici mamelonul cu cota 108 este alcătuit din gresii argiloase, slab micacee, în strate ce depășesc 1 m grosime. Pe suprafețele de alterație sînt foarte friabile. Adesea gresia se prezintă sub forma unor elipsoizi. în aceste gresii se găsesc numeroase impresiuni de lamelibranhiate (Mytilus și Inoceramus) și amoniți din care s-a identificat Tropidoceras masseanum, Dumorticeras (Uptonia) cf. jamesoni (G. Macovei) și Uptonia regnardi (V. Mutihac 1962). Gresiile de la Poșta se continuă pe sub mantia de loess în lungul văii Teliței, formînd umplutura unui sinclinal. Ele reapar din loc în loc, ) Institutul Geological României igr/ 25 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA HI 239 Fig. 13. — Contactul dintre Triasic și Liasic la est de Frecăței. 1, marno-calcare; 2. calcare cu sferoizi (Norian inf.); 3, ma- rno-calcare lumașelice 4, gresii cu amoniți (Liasic mediu); Fig. 13. — Contact entre Ie Trias et le Lias â l’Est de Frecăței. 1, marno-calcaires; 2. calcaires a sphârokles (Norien inf6- rieur); 3, marno-calcaires lumachelles 4, greș â Ammonites (Lias moyen). așa de exemplu la est de Frecăței pe o viroagă de pe dreapta Teliței. Acesta este unul din puținele puncte unde se văd relațiile dintre Liasic și depozitele mai vechi (fig. 13). în bază apar marno-calcare cu halobii de tipul celor de la Cataloi și la partea lor superioară se văd calcarele cu aspect de pseudoconglomerate. Aceste roci aparțin Norianului in- ferior. Peste ele urmează un pa- chet de marno-calcare și argile grezoase de 3—4 m grosime, cu numeroase fosile, formînd un ade- vărat lumașel, dar improprii pen- tru o determinare chiar generică. Materialul este întrucîtva asemă- nător celui din marno-calcarele cu halobii și pare să fie remaniat din acesta, încît se consideră că ele sînt primele depozite care aparțin Lia- sicului. între marno-argileie luma- șelice și marno-calcarele de dede- subt nu se surprinde o discordanță unghiulară. Marnele lumașelice trec gradat înspre partea superioa- ră la gresii argiloase, micacee, ușor alterabile identice cu cele de la Poșta și conțin, ca și acestea din urmă, impresiuni de inocerami și mulaje de amoniți aparținînd speciilor menționate. Așadar aici se constată lipsa formațiunii detritice a Norianului superior care înspre vest are o grosime de cîteva sute de metri. în continuare în lungul văii Tclița, spre aval, gresiile liasice apar la marginea vestică a satului Cataloi. Aici se întîlnesc și gresii roșii cu concrețiuni calcaroase, fosilifere. Mai spre sud se surprind din nou relațiile cu substratul și anume în apropiere de satul Congaz. La sud-vest de această localitate gresiile fosilifere se așează peste calcarele cu Arcestes ausseanus, așa dar peste Carnian. Gresiile de la sud-vest de Congaz se continuă pe sub șesul aluvionar al Teliței (au fost întîlnite în foraje) și reapar bine deschise, pe o grosime de aproape 200 m, în înălțimea Denis Tepe (fig. 14). Pe versantul estic Deniș.Tepe Fig. 14. — Profil între dealurile Zebiluhii și Denis Tepe. 1, calcare cu Arcestes ausseanus; 2, gresii masive: 3. gresii silicioase; 4. Ices?. Fig. 14. — Coupe entre les collines de Zebil et Denis Tepe. 1, calcaires ă Arcestea ausseanus; 2. greș massifs: 3, grds siliceus ; 1, loes^. 210 V. MUTIHAC 26 al acestei înălțimi se întîlnește o suită de strate reprezentată prin gresii în strate groase pînă la 3 m cu intercalații subordonate de argile. Pachetele de gresii alternează cu pachete de argile grezoase de culoare închisă, în care intercalațiile de gresii sînt subordonate. în masa gresiilor se întîlnesc lentile de argile (remanieri intraformaționale). Gresiile sînt în general grosiere și prezintă zone microconglomeratice. Se întîlnește fenomenul de granulosortare și mai rar, pe fața inferioară a stratelor, se observă hieroglife. în intercalațiile șistoase s-au găsit fucoide. în secțiuni subțiri apar ca gresii heterogranulare sau echigranulare cu structură psamito- aleuritică, cu ciment calcaros cu caracter bazai pînă la pelicular. Mate- rialul remaniat este în cea mai mare parte un cuarț metamorfic alături de care se întîlnesc elemente de filite și fragmente de roci detritice cu ciment cloritic. Pe lingă gresiile descrise, în intercalațiile în care predomină argilele, se găsesc strate subțiri de gresii care, la microscop apar ca orto- cuarțite cu feldspați, din categoria psamite-medii pînă la grosiere. Roca conține în afară de cuarț, cuarțite metamorfice, feldspați potasici cu început de sericitizare, biotit și muscovit. Uneori aceste roci sînt aproape gresii arcoziene. Totul arată că sînt depozite sinorogene ca și cele din Triasicul superior și că sînt rezultate mai ales dintr-un material de rocă granitică și șisturi cristaline, în condiții de adîncime mică, după o perioadă scurtă de alterare. Aspectul flișoid atît al depozitelor noriene superioare cît și ale Liasicului demonstrează că acestea reprezintă ceea ce în Crimeea a fost descris sub numele de formațiunea Tauridică (M. V. MURATov, 1960). Spre jumătatea superioară a înălțimii Denis Tepe gresiile devin silicioase și capătă o culoare albă, alternînd cu șisturi argiloase și gresii friabile. Cu acestea se încheie sedimentarea Liasicului. Depozitele de la Denis Tepe ca și cele de la Poșta înclină cu 15° — 35° spre W. Mai spre S, reapar de sub depozitele cretacice din sinclinalul Babadagului, la E de localitatea cu același nume. în partea de est a zonei Tulcea, gresiile liasice se întîlnesc la NE de satul Valea Nucarilor și în apropiere de Dunavățul de Jos. în acestea din urmă s-au găsit belemniți. La marginea nordică a zonei Tulcea, gresiile liasice apar la vest de localitatea Cîșla. Vîrsta liasică a depozitelor descrise reiese din formele fosile men- ționate și care indică Pliensbachianul. Așadar Liasicul inferior lipsește. Existența etajelor Liasicului superior nu este dovedită pe baze paleon- tologicej însă, s-ar putea ca cel puțin parte din acestea să fie cuprinse în depozitele din partea superioară a dealului Denis Tepe. MAGMATISMUL ZONEI TULCEA în zona Tulcea activitatea magmatică s-a manifestat în diferite perioade din evoluția sa. Cele mai vochi roci magmatice sînt granițele ce străbat șisturile cristaline de la Uzum Bair, unde se întîlnesc ca iviri foarte restrânse (O. Mirăuță și Elena Mirăuță, 1959) și sînt de tipul granițelor concordante, roșii, micropegmatitice cu mult feldspat potasic ca și cele de la Coșlugea descrise M. Savul (1937). Vîrsta lor nu poate fi apreciată cu certitudine. A; Institutul Geological României iGRy 27 ZONA TULCEA ȘI POZipA EI 241 Granițe și profire paleozoice superioare. în rîndul acestora trebuiesc puse granițele roșii de la Cilic care sînt de tipul granițelor de Greci, deci vîrsta lor este mai nouă decît stratele de Carapelit și mai veche decît Triasicul. De aceeași vîrstă sînt porfirele de la Mihai Bravu și Nicolae Bălcescu căci sînt remaniate în conglomerate werfeniene precum și filoa- nele de porfire ce străbat șisturile epizonale de la Monument-Tulcea, cele din colinele Mahmudiei și de la Ada Marinescu. JErupțiuni triasice. în Triasicul superior au avut loc intense mani- festațiuni magmatice cînd s-a pus în loc masa de diabaze și porfire din regiunea Niculițel, Meidanchioi, Consul. Diabazele au cea mai mare răspîndire în partea de NW a zonei Tulcea, formînd platoul Niculițel, iar cu întinderi mai restrînse se întîl- nesc în dealurile de la sud de Somova, la Cilic și între Filimon Sîrbu și Nicolae Bălcescu. Ultimile iviri spre est se întîlnesc în malul sudic al lacului Babadag. Diabazele apar ca curgeri submarine în care se găsesc frecvent formele de pillow-lava (M. Savul 1931). în împrejurimile satului Niculițel diabazele alternează cu calcarele în plăci cu silexite de vîrstă carniană. Diabazele apar în general compacte iar în constituția lor intră feldspatul plagioclaz (30—50% An), piroxen (augit) și dorit (delesit și pennin). Se întîlnesc și produse piroclastice sub forma unor brecii care s-au format prin răcirea fragmentelor de diabaze rezultate din explozii. Acestea sînt prinse în masa calcarelor. între Filimon Sîrbu și Nicolae Bălcescu, în argilele ce vin în contact cu diabazele, s-au găsit radiolari, o dovadă în plus că acestea sînt erup- țiuni submarine. Porfirele apar pe o zonă ceva mai vestică între Meidanchioi și Nicolae Bălcescu, formînd în bună parte dealul Malciului, dealurile Eschibalîc și dealul Consul. Cu întinderi mai reduse se întîlnesc la Isaccea și la sud de Somova. După studiile lui M. Savul (1935) se întîlnesc porfire micro- granitice cu textură masivă și porfire cuarțifere cu textură fluidală. Porfirele din prima categorie se caracterizează printr-o masă fun- damentală holocristalină în care sînt fenocristale de ortoză și cuarț în proporție de 10—15%. Ca elemente accesorii se observă zircon, magnetită și apatită. Porfirele cu textură fluidală apar pe suprafețe mai reduse. în acestea feldspatul plagioclaz primar apare mai ales în varietatea perlitică, iar ortoza lipsește. Ca minerale accesorii se întîlnește magnetita, zirconul și apatita. Punerea în loc a diabazelor a început în Carnian, căci acestea sînt interstratificate în calcarele în plăci cu silexite și durează pînă în Norianul inferior, deoarece afectează și stratele cu Halobii. în partea de est a zonei Tulcea nu apar curgeri de diabaze, însă prezența accidentelor silicoase destul de frecvente, începînd din Carnianul inferior, trebuie pusă în legătură cu începutul acestor erupțiuni, care au furnizat o cantitate mare de silice; așadar schimbarea bruscă de facies care se observă în Carnianul inferior (de la calcare masive se trece la calcare în plăci și argile) corespunde 16 — Anuarul Comitetului Geologie. Institutul Geological României igr/ 242 V. MUTIHAC 28 momentului începerii erupțiunilor diabazice submarine. în Norianul su- perior erupțiunile încetaseră căci formațiunea de fliș nu este afectată de curgerile de diabaze. Cu privire la relațiile între diabaze și porfire, cercetările au arătat că la Somova porfirele străbat diabazele (V. Ianovici și colab., 1957), în timp ce în dealul Malciului, la sud de Meidanchioi, situația este inversă, diabazele străbat porfirele (M. Savul, 1935). S-ar părea deci că curge- rile succesive de diabaze au alternat cu veniri de porfire. în legătură cu faza hidrotermală a erupțiunilor de porfire sînt puse mineralizările de fier oligist de la lulia (M. Savul, 1935) și zăcămîntul de baritină de la Somova (V. Ianovici și colab., 1957). Calcare triasice afectate de aceste manifestațiuni se mai găsesc în dealul Marca la sud de Tulcea și în dealurile de la sud de Malcoci. Erupțiunile de diabaze și porfire sînt ultimile manifestațiuni mag- matice în Dobrogea. în timpul orogenezei chimerice vechi întreaga zonă intră în faza de consolidare alipindu-se platformei. Cele mai vechi depozite cu caracter de formațiuni de platformă aparțin Cretacicului superior și ocupă partea sudică a Dobrogei de Nord, respectiv sinclinalul Babadagului. TECTONICA ZONEITULCEA Zona Tulcea ca și întreaga Dobroge de Nord a fost supusă la mai multe faze de cutări din care ultima este faza chimerică veche. Ca urmare a acestui fapt depozitele ce intră în alcătuirea zonei Tulcea, formează o serie de cute sinclinale și anticlinale și deși o bună parte din regiune este acoperită de depozitele loessoide, cutele principale au putut fi totuși detectate. Zona Tulcea este de asemeni străbătută de mai multe falii care compartimcntează regiunea într-o serie de blocuri. Cuta majoră, dominantă în regiune, este anticlinalul central Uzum Bair—Saun, care traversează centrul zonei Tulcea în direcția NW—SE. în axul acesteia apar șisturile cristaline epizonale din dealul Redi. Spre SE, anticlinalul se afundă sub lacul Razelm, iar spre NW este mascat de aluviunile luncii Dunării. Este un anticlinal asimetric cu flancul nord- estic mai abrupt, aproape vertical, manifestînd deci o tendință de aplecare spre nord-est. Acesta de altfel este stilul caracteristic al cuteloi’ întregii regiuni. Flancul estic este de fapt complicat de o serie de falii mai ales la est de dealul Redi, însă acestea sînt mascate de învelișul de loess. Pe flancurile anticlinalului apar conglomeratele werfeniene la Uzum Bair și pe calea ferată Tulcea-Cataloi, peste care se dezvoltă întreaga succe- siune a depozitelor triasice pînă la stratele cu Halobii. O altă cută anticlinală mai la nord, este anticlinalul Tulcea—Mah- mudia. Acesta are aceeași orientare ca și anticlinalul central însă cu o tendință mai accentuată de a se apropia de direcția W-E. Anticlinalul Tulcea-Mahmudia este paralel cu brațul Sf. Gheorghe. în axul lui apar șisturile cristaline epizonale de la Mahmudia, Tulcea și Tulcea Veche precum și depozitele paleozoice din Colinele Mahmudiei-Ada Marinescu. Flancul sud-vestic este bine marcat de aparițiile conglomeratelor wer- feniene de la Mahmudia, vest Beștepe, sud Ada Marinescu, Bogza, Tulcea- . IGR/’ nstitutul Geological României 29 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 243 Monument și Werfenianul superior fosilifer de la Tulcea Veche. Flancul de NE este mascat de depozitele aluvionare ale Deltei Dunării. Același lucru se întîmplă și cu prelungirile anticlinalului spre est și spre vest. între aceste două anticlinale este sinclinalul Cîșla—Valea Nuearilor - Dunavățul de Jos. Acesta este complicat de o serie de cute secundare, astfel o cută sinclinală la Trei Fîntîni, unde apar în ax gresii de tipul celor de fliș. Umplutura sinclinalului Cîșla—Valea Nuearilor—Dunavăț este alcă- tuită din depozite liasice, din care s-au mai păstrat cele de la Cîșla, de la Valea Nuearilor și Dunavățul de Jos, și care marchează axul acestui sinclinal. La sud-vest de anticlinalul central, se dezvoltă sinclinalul Teliței în regiunea văii cu același nume. Axul acestuia este de asemeni marcat de aparițiile depozitelor liasice și în primul rînd cele de la Denis Tepe. Ca și sinclinalul Valea Nuearilor și acesta este complicat de cute secundare cum ar fi sinclinalul Grădiștea și sinclinalul Zebil. Flancul sud-vestic al sinclinalului Teliței este faliat. în partea de vest a zonei Tulcea, unde se dezvoltă Triasicul su- perior de tip fliș, se întîlnesc o serie de cute mult mai strînse, cu vergență estică, cute ale căror flancuri adesea sînt faliate. Din categoria acestora din urmă face parte anticlinalul Sarica-Cilic care încalecă peste flancul vestic al sinclinalului Teliței. La rîndul lui este încălecat dinspre vest de un alt anticlinal, în axul căruia apar granițele de la nord de Trestinic. Mai la vest se poate urmări un alt anticlinal, în axul căruia apai’ șisturile cristaline de la Cara-Asan (vîrful Trestinic). Ultimile două cute, spre nord- vest, nu mai pot fi urmărite din cauza masei de diabaze din regiunea Niculițel, însă de acestea țin ivirile de șisturi cristaline epizonale de la vest de Isaccea. Depozitele de tip fliș, în continuare pînă la limita lor vestică descriu mai multe cute strînse însă greu de pus în evidență. în partea de vest sînt încălecate de structura Consul—Meidanchioi, compartimentul cel mai vestic al zonei Tulcea. Aceasta este de fapt o cută-falie, încălecată din spre vest de zona Munților Macin. Linia după care zona Măcin încalecă peste zona Tulcea, dislocația Luncavița—Consul (M. Savul, 1935), este fractura cea mai importantă din regiune și ea compartimentează Dobrogea de Nord în cele două sub- unități : zona Munților Măcin și zona Tulcea. Toate dislocațiile menționate pînă acum sînt efectul ultimei faze de cutare care s-a manifestat în Dobrogea și anume faza chimerică veche. Aceste dislocații însă sînt în același timp reflexele unor fracturi mai pro- funde și anterioare, reactivate de ultimile mișcări. Fracturile ce afectează fundamentul, împart zona Tulcea în mai multe blocuri care s-au mișcat pe verticală. Această compartimentare ce se deduce din observațiile de suprafață, au fost confirmate și de cercetările geofizice, care au pus în evidență o serie de linii structurale ce reprezintă plane de dislocație după care diverse blocuri au suferit mișcări pe verticală (I. Gavăț, Stoe- nescu, Șt. Airinei, R. Botezatu, M. Socolescu, I. Vencov, 1963). O asemenea linie structurală trece prin Isaccea, Meidanchioi și mai departe Institutul Geological României 244 V. MUTIHAC 30 Slava Cercheză delimitînd la vest o zonă de maximum gravimetric (zona Munților Măcin) ridicată și o zonă de minimum gravimetric (zona Tulcea) scoborîtă. Acestei fracturi profunde i se suprapune aproximativ dislocația de suprafață Luncavița—Consul și dislocația Meidanchioi—lulia. Fractura de fundament Isaccea—Meidanchioi, dublată de fracturile de suprafață menționate, a constituit calea de acces pentru magmele din consolidarea cărora- au luat naștere porfirele de pe acest aliniament. Dislocațiile din sectorul Trestinic-Cilic, după care cutele de la vest încalecă peste cele estice, se suprapun aproximativ peste anomalia pozi- tivă magnetică Niculițel—Cilic—Camena. Aceasta este determinată de pre- zența maselor eruptive diabazice care au venit la suprafață pe un sistem de fracturi grupate în lungul unei rupturi profunde orientată NW—SE. Cursul inferior al văii Telița delimitează în zona Tulcea un compar- timent vestic scoborît și un compartiment ridicat la est, în care șisturile cristaline apar la zi în axul anticlinalului central. Fractura de adîncime reprezentînd planul structural de separație al celor două blocuri este pusă în evidență de linia gravimetrică orientată aproximativ nord —sud pe' direcția Cîșla—Zebil. Pe calea observațiilor directe, în zona scoborîtă, care coincide aproximativ cu aria de răspîndire a formațiunilor de fliș, se constată o îngroșare apreciabilă a depozitelor acumulate în Triasic. Dislocația care separă Dobrogea de Nord de depresiunea predobro- geană este mascată de depozitele recente din lunca și Delta Dunării. Tra- seul acesteia însă se deduce din datele de foraj efectuate în deltă. Astfel se constată că direcția ei este aproximativ W—E și trece ceva mai la nord de Dunăre, traversează brațul Sulina aproape de confluența cu brațul Sf. Gheorghe și apoi merge paralel cu acesta trecînd pe la sud de locali- tatea cu același nume, unde Jurasicul superior a fost întîlnit la adîncimea de 520 m fără a i se cunoaște grosimea. Se constată un decalaj apreciabil între fractura dovedită prin cercetările directe și cea pusă în evidență pe cale geofizică. Aceasta din urmă între Tulcea și Galați, este trasată la sud de Dunăre, iar de la Tulcea spre est este marcată în hingul canalului Sulina cu o tendință de arcuire spre nord. Abaterea pe care o arată traseul acestei limite detectat geofizic, față de cel detectat pe cale directă și căruia trebuie să se acorde un mai mare credit în cazul de față, se datorește probabil scării la care s-au efectuat cercetările în primul caz și este de fapt o chestiune numai de interpretare. Linia gravimetrică pusă în evidență între Galați și Sulina (I. Gavăt și colab., .1963) interpretată ca treaptă de afundare a orogenului hercinic chimeric către depresiunea predobrogea-nă, se datorește de fapt contactului dintre o masă eruptivă și una sedimentară. Acest lucru se vede clar, căci traseul liniei gravimetrice se suprapune peste masele de erupțiuni de la Bugeac, Niculițel și Somova. în zona vărsării canalului Sulina se datorește probabil aceluiași fapt căci, pe cale magnetică, este indicată o masă eruptivă în adîncime. Dacă s-ar dispune de cercetări geofizice în nordul Dunării între Galați și Tulcea și de o rețea mai deasă de stații între ca- nalul Sulina și Brațul Sf. Gheorghe, s-ar putea pune în evidență probabil o altă linie gravimetrică care ar intercepta-o pe prima la locul de des- părțire a canalului Sulina de brațul Sf. Gheorghe. Aceasta s-ar suprapune 'A Institutul Geologic al României 16 R/ 31 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 245 aproximativ faliei detectate pe cale directă și ea ar reprezenta treapta de scoborîre a fundamentului hercinic spre nord; adică rezultatul geofizic ar corespunde cu cel geologic ca și în cazul dislocați ei Peceneaga—Came- na sau Ovidiu-Capidava. în continuare spre nord orogenul nord dobrogean cade în trepte după un sistem de falii destul de abrupt și undeva prin centrul depre- siunii ia contact cu marginea sudică a Platformei ruse. Aici fundamentul dobrogean este scoborît sub 3000 m căci prin foraje nu a fost atins. In ansamblu zona Tulcea se prezintă din punct de vedere tectonic, ca un sinclinoriu ale cărui cute au tendința de aplecare și încălecare spre est. DEPRESIUNEA PREDOBROGEANĂ Ultimile iviri spre nord ale formațiunilor Dobrogei sînt în stînga Dunării la Cartai (șisturi cristaline epizonale) și la Teraponte (calcare triasice). La nord de aceste iviri, formațiunile dobrogene coboară aproape brusc după falii paralele cu Dunărea dînd naștere unei depresiuni în care s-au acumulat depozite jurasice cu o grosime ce depășește 3000 m în zona de adîncime maximă. Acestea sînt mascate pe teritoriul Komîniei de depozitele deltaice și au fost întîlnite numai în foraje. Depresiunea a luat naștere ca urmare a ridicării Dobrogei de nord, ridicare ce a avut loc începînd din Liasic. Ea are o orientare E—W și este cunoscută sub numele de depresiunea predobrogeană (M. G. Avani- sian, 1954). Depresiunea predobrogeană are o lățime apreciabilă și este amplasată pe marginea nordică a orogenului dobrogean și terminația sudică a platformei podolice. Fundamentul ei este deci mixt; în partea de sud un fundament cutat alcătuit din ceea ce se întîlnește la zi în Do- brogea, iar în partea de nord un fundament podolic. Forajele au arătat că fundamentul dobrogean cade în trepte destul de abrupt, în timp ce fundamentul podolic coboară spre sud în același mod însă cu amplitudini mult mai mici, încît depresiunea predobrogeană are un aspect asimetric, caracteristic depresiunilor premontane. Funda- mentul de origină podolică este alcătuit din formațiuni precambriene, reprezentate prin roci metamorfice și masive granitice, peste care se aștern transgresiv prundișuri și nisipuri arcoziene, argilite, tufite, șisturi argiloase de culoare închisă și alcurite în care s-au găsit spori ce indică o vîrstă cambriană (după D. M. Preda 1959.) Peste acestea urmează șisturi negre bituminoase, argile cenușii și calcare cu brahiopode și corali de vîrstă siluriană. Stratele înclină eu valori mici spre sud. Umplutura depresiunii este alcătuită în cea mai mare parte din depozite jurasice care au fost străpunse de foraje pe grosime mai marc de 3000 m, fără a se atinge baza lor în partea centrală a depresiunii. Profilul cel mai complet este cel întîlnit în forajele din regiunea Bolgrad. Aici s-a identificat Lia- sicul superior reprezentat prin argilite de culoare închisă, gresii în strate subțiri și aleurite, depozite în care s-a găsit Posidonia buchi Poem., P. cf. ornata Quenst., Ludwigia cf. obtusa Quenst., Phylloceras zigno- dianum d’Orb și o bogată asociație de foraminifere. Institutul Geological României 216 V. MUTIHAC 32 Doggerul este reprezentat prin gresii, nisipuri, argile și marno- calcare, în care pe lîngă o bogată microfaună, s-a identificat Posidonia buchi (I. Pătruț și colab., 1961). Malmul este alcătuit din depozite marine (conglomerate și gresii, calloviene), peste care urmează calcare organogene (Oxfordian și Kimme- ridgian). în Malmul superior se întîlnesc depozite lagunar continentale, gresii, marno-argile și calcare cu intercalații de gipsuri (Portland!an). Pe teritoriul țării noastre depozitele jurasice ale depresiunii pre- dobrogene s-au întîlnit în cîteva foraje din delta Dunării; astfel în lungul canalului Sulina la Măline s-au întîlnit argilite și aleurite de culoare în- chisă cu intercalații subțiri de gresii fine în care s-au găsit posidonii și care aparțin probabil Doggerului. Au fost străbătute pînă la 420 m unde forajul s-â oprit. La Crișan s-au traversat argile roșii cu gipsuri și cu inter- calații de gresii și nisipuri reprezentînd Jurasicul superior, iar la Sf. Gheor- ghe aceleași depozite au fost urmărite pînă la 521 m (datele de foraj după E. Liteanu și A. PRICÂJAN, 1962). în depresiunea predobrogeană se întîlnesc cu o dezvoltare mai res- trînsă, depozite cenomaniene (tufuri cu silexuri), depozite eocene repre- zentate prin gresii cu numuliți, anhidrite considerate de vîrstă tortoniană, peste care urmează depozitele salmastre de apă dulce sarmato-pliocene (I. Pătruț și colab., 1961). Începînd cu Cretacicul, depozitele au o poziție aproape orizontală. Depresiunea predobrogeană, care a luat naștere ca urmare a ridicării Dobrogei de Nord sub forma unui lanț muntos în timpul cutărilor chi- merice vechi se continua atît spre NW cît și spre E, limitînd lanțul her- cinic chimeric spre răsărit și separîndu-1 de platforma podolică. Depozite jurasice au mai fost întâlnite prin foraje înspre NW astfel, în regiunea Bârladului -(N. Grigoraș 1961) după care fundamentul suferă o mare scufundare în zona depresiunii subcarpatice, în forajele de la Rădăuți unde Liasicul are fundament podolic și la Rava-Ruska unde s-au identi- ficat depozite argiloase cu impresiuni de plante aparținând Jurasicului mediu, și sedimente pestrițe cu dolomite și gips atribuite Callovianului (O. M. Anastasieva și E. E. Migaceva, 1956). Acestea stau pe argilite foarte compacte și intens dislocate de vîrstă siluriană, deci fundament nord dobrogean. Atît forajele cît și cercetările geofizice, au arătat că depresiunea predobrogeană se prezintă sub forma unor fose separate de o serie de praguri perpendiculare pe direcția depresiunii. Un asemenea prag a fost pus în evidență pe cursul inferior al Prutului (pragul Prutului). Acesta separă fosa Bîrladului la W de fosa predobrogeană la E. Depresiunea predo- brogeană este delimitată spre est de un alt prag, pragul Tatar—Bunar în zona de vărsare a Nistrului (N. M. Cervinskaia și L. B. Gurevici, 1959). Existența acestuia este dovedită nu numai de cercetări geofizice ci și de prezența depozitelor de vîrstă werfeniană în insula Șerpilor (V. A. Drumea și K. P. Ivanciuc, 1962), care trebuie să aparțină acestui prag, căci la Sf. Gheorghe Jurasicul superior a fost întîlnit pînă la 520 m adîncime. Aceste fose și praguri din lungul depresiunii premontane au Institutul Geologic al României IGR/ 33 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 247 funcționat ca atare în diverse epoci din evoluția acesteia și sînt cu atît mai tinere cu cît se înaintează de la vest spre est. O privire de ansamblu arată că atît liniile structurale ale orogenului nord dobrogean cît și ale depresiunii predobrogene apar sub forma unui fascicol care converg spre nord-vest în direcția Galați, iar spre sud-est se desface sub forma unui evantai marcînd o tendință de schimbare de la direcția NW—SE la direcția aproape W—E. EVOLUȚIA GEOSINCLINALULUI DOBROGEAN Șisturile cristaline din Dobrogea de Nord aparțin cel puțin la două serii metamorfice : seria cristalină mezozonală și seria cristalină epizonală. între ele admitem raporturi de discordanță. Probabil că la rîndul lor nu toate șisturile cristaline epizonale din zona Munților Măcin reprezintă aceeași serie ci aparțin la mai multe cicluri de sedimentare inițiale. Ultima serie sedimentară metamorfozată a suferit acest proces sigur înainte de Silurian, căci depozitele siluriene reprezintă cea mai veche formațiune sedimentară fosiliferă. Socotim însă că seria șisturilor cristaline mezo- zonale din zona Munților Măcin este aceeași serie care apare în Dobrogea Centrală, înspre Bașpunar și Camena, de care nu se deosebește petrografic, iar cel puțin parte din șisturile cristaline epizonale din Dobrogea de Nord sînt echivalentul șisturilor epizonale din Dobrogea Centrală. Din această interpretare rezultă că metamorfozarea seriei, eventual seriilor sedimen- tare din care au luat naștere șisturile epimetamorfice, a avut loc înainte de depunerea șisturilor’ verzi din partea de sud a Dobrogeri Centrale, a căror vîrstă este algonkian superioară. Așa dar înainte de Algonkianul superior, Dobrogea de Nord împreună cu Dobrogea Centrală și poate și parte din Dobrogea de Sud aparțineau aceluiași geosindinal. Discor- danța dintre șisturile mezozonale și cele epizonale arată că acest geosin- clinal unic a suferit cel puțin două faze de cutării. De prima cutare a acestui geosindinal sînt legate manifestațiuni magmatice caracteristice. Astfel amfibolitele din șisturile cristaline de la Bașpunar—Camena și cele din zona Munților Măcin, trebuiesc considerate drept erupțiuni inițiale din perioada anorogenă a primului geosindinal. Granițele concordante de la Megina reprezintă plutonismul sialic sinorogen care s-a manifestat în timpul fazei principale de orogeneză a aceluiași geosindinal. S-ar putea conchide dai’ că parte din Dobrogea de Nord și Centrală, în prima sa evoluție geosinclinală s-a comportat ca un eugeosinclinaț. în epoci mai apropiate de Algonkianul superior regiunea își reia funcția de geosindinal și are loc cel puțin încă o fază orogenică însoțită de metamorfism, în timpul căreia șisturile cristaline anterioare au fost regenerate iar seriile sedimentare au dat naștere șisturilor cristaline epi- zonale care se întîlnesc atît în Dobrogea Centrală cît și în Dobrogea de Nord. Fenomene magmatice legate de evoluția acestui geosindinal nu pot fi dovedite cu certitudine. S-ar putea ca din categoria acestora să facă parte granițele roșii, micropegmatitice, cu mult feldspat potasic dc la Coșlugea și cele de la Uzum Bair, care metamorfozează la contact Ju Institutul Geologic al României igr/ 2-18 V. MUTIHAC 34 șisturile cristaline epizonale în care sînt intruse. în acest caz granițele respective ar putea reprezenta un plutonism sialic, sinorogen tardiv. în Algonkianul superior aria geosincliană era relativ restrînsă ca lărgime, la Dobrogea Centrală. Acest geosinclinal lipsit de manifestațiuni magmatice importante, a fost afectat de mișcări intense. în timpul aces- tora s-a depus seria groasă de depozite sinorogene, de vîrstă algonkion- superioară (șisturile verzi s.s). Ele reprezintă așa dar formațiuni de mio- geosinclinal și ocupă astăzi partea de sud a Dobrogei Centrale, extin- zîndu-se mult spre NW pe sub marginea estică a Carpaților orientali, întinderea acestui geosinclinal spre nord probabil că nu a depășit actuala linie Peceneaga—Camena căci depozite asemănătoare în Dobrogea de Nord nu se întîlnesc. Ceea ce unii autori au considerat drept șisturi verzi s.s (la Tulcea, Cataloi, Cartai, etc.) sînt de fapt șisturi epimetamorfice care țin de o orogeneză anterioară. Ideia că în șisturile epimetamorfice din Dobrogea de Nord ar fi cuprinse și șisturile verzi s.s. regenerate în cutările ulterioare consolidării acestora pare a nu fi posibilă, căci metamorfismul care le-ar fi regenerat nu a fost atît de intens ca să nu se poată recunoaște seria sedimentară inițială a șisturilor verzi s.s. Cutările care au dus la consolidarea miogeosinclinalului șisturilor verzi s.s. și alipirea lui domeniului cratonic, s-au produs înaintea Ordo- vicianului, probabil la sfîrșitul Algonkianului și eventual și în Paleozoicul inferior, adică este vorba de cutările baicaliene și poate și de cutările caledoniene vechi. Rezultă că începînd din Paleozoicul inferior, Dobrogea Centrală s-a alipit platformei și a funcționat ca o zonă cratonizată, iar aria de sedimentare s-a deplasat spre nord în actuala Dobroge de Nord. Depozitele siluriene și cele devoniene inferioare care prezintă ca- ractere de depozite sinorogene dovedesc că în Dobrogea de Nord s-au manifestat mișcările caledoniene tîrzii (O. Mirăuță și Elena Miră- uță, 1961). Discordanța dintre formațiunea de Carpelit și Devonianul inferior, marchează începutul orogenezei hercinice, iar formațiunea de Carapelit reprezintă umplutura acestui geosinclinal. în timpul acestor cutări fun- damentul cristalin se fracturează și se separă spre est o zonă ridicată (zona Tulcea) care va avea de acum înainte o evoluție oarecum deosebită. Orogeneză hercinică este însoțită de manifestațiuni magmatice. Granițele de Greci (în zona Tulcea apar la Cilic) care se pun în loc în acest timp metamorfozînd la contact formațiunea de Carapelit, reprezintă plutonismul sialic legat de faza de orogeneză tîrzie, ceea ce arată că în hercinic Dobrogea de Nord a funcționat ca eugeosinclinal. La sfîrșitul Paleozoicului odată cu încetarea ultimilor mișcări her- cinice, zona Măcin suferă o ridicare accentuată care are drept urmare migrarea ariei de sedimentare spre est și restrîngerea ei la o zonă relativ îngustă ce se suprapunea actualei zone Tulcea. Din zona Munților Măcin, în Triasic, numai partea sa sudică era ocupată de mare. în geosinclinalul triasic care nu a fost supus decît unei singure faze de cutare (cutarea chimerică veche) se recunosc mai bine diversele faze din evoluția sa. Institutul Geological României 35 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 2-19 Unii autori (D. M. Preda 1959, 1962), consideră că aceste mișcări au fost de o intensitate excepțională, dînd naștere la două pînze de șariaj de amploare deosebită, pînza șisturilor verzi și pînza central carpatică*. Perioada anorogenă a geosinclinalului triasic corespunde depunerii formațiunilor psefito-psamitice din Triasicul inferior și depozitelor car- bonatate din Triasicul mediu și începutul Triasicului superior. Acestea reprezintă deci depozitele perioadei de vacuitate a geosinclinalului, în sensul lui Aubouin. La începutul Triasicului superior, diverse blocuri ale fundamentului încep să se miște pe verticală invers unul față de celălalt și se schițează primele șanțuri (fose) sinclinale secundare. în sedimeutație acest fapt se face simțit prin apariția unei serii formată dintr-o alternanță de calcare în plăci și șisturi marnoase (calcarele cu silexite), care apoi trece la o serie de marno-calcare (stratele cu Halobii). Acestea sînt depozitele de tranziție de la faza de vacuitate, la faza de umplere adică de la perioada anorogenă la perioada de orogeneză. Fracturile după care diversele blocuri s-au mișcat invers unul față de altul, au constituit totodată și căile de acces pentru magmele bazice, veniri ce s-au manifestat ca erupțiuni submarine. Aceste erupțiuni deci sînt legate de începutul fazei de orogeneză a geosinclinalului triasic, reprezintă cu alte cuvinte erupțiunile inițiale de roce bazice, legate de începutul mișcărilor din faza chimerică veche. La începutul Norianului condițiile de sedimentare se schimbă ca urmare a intensificării mișcării orogenice, care au dus la o denivelare și mai accentuată a fundului mării. Din porțiunile ridicate s-au desprins blocuri care s-au prăbușit spre zonele în scufundare și au dat naștere la depozite ce amintesc formațiunile de wildfliș. în Norianul superior geosinclinalul trece la perioada de umplere cînd iau naștere depozitele de tip fliș, păstrate mai ales în partea de vest a zonei Tulcea. Cu o întrerupere în sedimentare care a avut loc în Liașicul inferior, geosinclinalul își menține aceleași caractere pînă în Liașicul mediu. Cu sfârșitul Liasicului, deci cu încheierea mișcărilor chimerice vechi cînd geosinclinalul Dobrogei de Nord se ridică sub forma unui lanț muntos, acesta își încheie evoluția devenind o zonă consolidată, care se alipește domeniului platformei și prin sudarea cu platforma podolică dă naștere la ceea ce Stille denumește Vorlandul Vistulo-Podolic al Carpaților orientali. Odată cu ridicarea orogenului nord-dobrogean în Liasic, în fața acestuia ia naștere o depresiune premontană (I. Dumitrescu și colab., 1962) care preia funcția de zonă de sedimentare, sedimentare care a fost foarte activă pînă în’ Jurasicul superior. Ținînd seama de poziția față de catena hercinic-chimerică și de succesiunea în timp, depozitele depre- siunii predobrogene ar trebui să reprezinte molasa geosinclinalului nord- dobrogean. Caracterele litologice și litofaciale ale acestor depozite încă nu sînt destul de bine cunoscute pentru a se putea face o afirmație precisă. Cu formațiunile lagunare din Jurasicul superior se încheie ciclul de sedimentare.’ Următoarele depozite care aparțin Cretacicului superior, sînt depozite de tip platformă. Institutul Geological României 250 V. MUTIHAC 36 POZIȚIA GEOSINCLINALULUI NORD DOBROGEAN O problemă destul de desbătută a fost aceea a legăturii orogenului hercinic-chimeric nord dobrogean spre NW și spre E. în această privință părerile diferă. E. Zuber (1903) consideră că Dobrogea de Nord ca și Sandomirul reprezintă resturile unei aceleiași catene care sc întindea prin fața Carpaților orientali, părere la care s-au asociat M. V. Muratov, N. Maslakova, F. A. Mihailov (1953) precum și geologii polonezi. L. Mrazec (1910) presupune continuarea Dobrogei de Nord spre NW prin regiunea ocupată de Carpații orientali în direcția Sudeților, dar cu care nu se lega. I. P. Voitești (1935) considera zona centrală a Carpaților orien- tali drept continuarea Dobrogei de Nord pe baza similitudinii faciale a Triasicului. H. Stille (1953) consideră continuarea dobrugidelor hercinice în munții Poloniei, (Colinele Lysagora) iar dobrugidele chimerice vechi s-ar închide undeva între Dobrogea și Munții Poloniei. în ultimul timp D. M. Preda (1959, 1962) susține că Dobrogea de Nord împreună cu formațiunile Dobrogei Centrale șariate peste aceasta (pînza șisturilor verzi) se prelungește pe sub Carpați în direcția NW pînă la Viena. v I. Dumitrescu și colaboratorii (1962) admit ca probabilă o ter- minare perielinală a Dobrogei de Nord undeva la NW de Dunăre în fața Carpaților orientali, bazați pe faptul că în conglomeratele Carpaților orien- tali nu sînt remaniate elemente nord dobrogene, așa cum se întîlnesc șisturile verzi. Acest lucru D. M. Preda îl explică admițînd existența pînzei șisturilor verzi de vîrstă chimerică veche avînd ca autohton lanțul hercinic chimeric. Faptele de care trebue să se țină seamă în elucidarea acestei pro- bleme sînt următoarele: 1. Dobrogea de Nord reprezintă restul unui geosinclinal de vîrstă hercinică chimerică ce separă platforma podolică de Vistulikum (Dobrogea Centrală) și se constată că depozitele siluriene reprezintă primele forma- țiuni cutate ce se întîlnesc în imediata vecinătate a platformei podolice. 2. în fața orogenului hercinic dobrogean, ca urmare a ridicării acestuia s-a născut o depresiune premontană umplută cu depozite jura- sice, amplasată pe zona de contact dintre platforma podolică și orogenul hercinic chimeric dobrogean. De aici rezultă că eventuala detectare a acestei depresiuni sau a depozitelor siluriene cutate, spre nord-vest, va da indi- cații asupra continuării orogenului hercinic chimeric în această direcție. Cercetările prin foraje au pus în evidență depozite jurasice în de- presiunea Bîrladului și în împrejurimile Bădăuțului. Mai spre NW, la Colomea s-a întîlnit Silurianul fosilifer înclinînd cu 45°—70°. în continuare în regiunea Lwow—Lublin s-au întîlnit depozite jurasice, sub care sînt depozite siluriene cutate. Acestea sînt depozitele paleozoice cutate din mediata vecinătate a platformei podolice, ocupînd aceeași poziție ca și cele din nordul Dobrogei. Cu alte cuvinte acestea reprezintă continuarea orogenului hercinic în această direcție. Faptul că nu s-au găsit încă dc- Institutul Geological României 37 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 251 pozite triasice de tip alpin nu înseamnă că acestea nu s-ar fi dezvoltat și aici. în orice caz depozitele socotite pînă acum triasice de tip germanic, s-a demonstrat că aparțin de fapt Jurasicului depresiunii premontane (O. M. Anastasieva și E. E. Migaceva, 1957). Așa dar lanțul hercinic chimeric ale cărui vestigii apar la zi în nordul Dobrogei se continua spre NW prin fața Carpaților orientali, pe la vest de Lwow și ajungea pînă în fața masivului Sandomir. Masivul Sandomir se situează deci în spatele lanțului hercinic chimeric adică ocupă aceeași poziție pe care o are Dobrogea Centrală față de Dobrogea de Nord. Dcvonianul aproape în poziție orizontală și Triasicul în facies germanic din Sandomir pledează tocmai în sprijinul ideii că acest masiv ar fi corespondentul Dobrogei Centrale. Lipsa elementelor nord dobrogene în formațiunile Carpaților o interpretăm în sensul lui D. M. Preda. în privința continuării spre est a orogenului dobrogean, se constată că în zona Tulcea toate structurile au tendința de a trece de la direcția armoricană NW—SE la cea azoviană E—W și chiar o ușoară arcuire spre nord, îndreptîndu-se spre Crimeea. Formațiunea tauridica din această ultimă regiune care marchează faza de umplere a geosinclinalului chi- meric, amintind Triasicul superior și Liasicul din Dobrogea întăresc ideia continuării Dobrogei în Crimeea. Prezența Werfenianului de tip alpin în Caucaz justifică presupunerea că mai departe Dobrogea de Nord s-ar continua în Caucaz (Stille 1953). în concluzie geosinclinalul hercinic chimeric dobrogean reprezintă resturile unei catene care se situa la NE de Sandomir și se prelungea în direcția SE pc la marginea estică a structurilor actualilor Carpați orientali’. în regiunea Dobrogea descrie o arcuire spre ENE mulînd oa- recum masivul ucrainean Voronej și se continua în Crimeea și Caucaz. Primii: decembrie 1963. BIBLIOGRAFIE Anastasieva M. O., Migaceva E. E. (1956). Xovîe dominic o vazraste i paleogheografii pestratvetov mezozoia ingo-zapada Russkoi platformî. Dole. Akad. N. SSSR. 110 nr. 4. Anastasiu Victor (1897) Le Trias de la Dobrogea. Bull. Soc. Geol. Franc., ser. 3, XXV. Anastasiu Victor (1898). Contributions a l’dtude gfologique de la Dobrogea (Rouma- nie). Thâse. Paris. Atanasiu Ion. (1940). Privire generală asupra geologiei Dobrogei. Iași. Aubouin J. (1959). Â propos d’une centenaire: les aventuros de la notion do g^osync- linal. Rev. de Gâographie el de Geologie dynamique. voi. II. fasc. 3. ll-6m s6rie (1958). Avanisian G. M. (1954). Gheologiceskoi razvitie Moldavskoi depresii. Izv. A. V. SSSR, Ser. gheol. 1. Băncilă Ion. (1948). Geologia Carpaților orientali. București. Cervinskaia N. M., Gubevict L. B. (1959). K voprosu o tektonike Pricernomorskoi vpadini. Sov. Gheol. 4. Institutul Geological României \ ICR A 252 v- mutihac 38 Cosma Stanciu, Teodoru I., Brestoiu C., (1959). Cercetări geologice în Dobrogea cen- trală. D. S. Com. Geol. voi. XLVI (1958—1959). București. Duumea V. A., Ivanciuc K. P., (1962). O gheologhiceskom stroenii Ostrova Zmeinogo (Cernoe More). Buil. Mosk. Obs. isp. pri. otdel. nr. 1. Dumitrescu J„ SĂNdulescu M. și colab. (1963). Memoire ă la charte techtonique de la R.P.R. An. Inst. Geol. XXXII. București. Gavăt L, Airinei St., Botezatu R., Socolescu M., Stoenescu Soarlat, Vencov 1. (1963). Structura geologică profundă a teritoriului R.P.R. după datele actuale geofizice (gravimetrice și magnetice). Acad. R.P.R. Studii și Cercetări de Geofizica 1 — 1963. București. Grigoras N., DAnet T. (1961). Contribuții la cunoașterea șisturilor verzi dobrogene. Studii și Cercetări de Geologie Acad. R.P.R. T. VI nr. 3. București. Grigoras N. (1961) Geologia zăcămintelor de petrol și gaze din R.P.R. București Grigoras N. (1956). Asupra prezenței Silurianului în Dobrogea. Bul. Acad. R.P.R. Sect. II. 1/3—4. București. Ianovici V., Giusca D., Stiopol V., Bacalu V., (1957). Studiul mineralizărilor din zăcămintele de baritină și sulfuri metalice în regiunea Somova. An. Univ. C. I. Par- hon Ser. St. Nat. XV. București. Ianovici V., Giusca D., Mutihac V., Mirăuță O., Chiriac M. (1961). Aperțu gdnSral sur la geologie de la Dobrogea. Guide des excursions. Ass. Geol. Carp. Balk. Vimc- congr. București. Ianovici V., Giusca D. (1961). Contribuții la studiul fundamentului cristalin din Podișul Moldovenesc și Dobrogea. Acad. R.P.R. Studii și Cercetări de Geologie. Tom VI nr. 1 București Ilie Mircea. (1956). Alcătuirea geologică a pămîntului romînesc. București. Kittl F., (1908). Beitrăge zur Kenntnis der Triasbildungen der nord-ostlichen Dobrudsclia. Denkschr. Wien. Alcad. IVtss. LXXXI. Wien. Liteanu E., Pricăjan A. (1962) Alcătuirea geologică a deltei Dunării. Acad. R.P.R. Hidrobio- logia voi. IV. București. Mihailov A. F., (1953). Principalele etape ale dezvoltării Depresiunii subcarpatice. .4». Rom. Sov. s. geol. geogr. nr. 6. București. Mirăuță Orest și Mirăuță Elena (1963). Paleozoicul din partea sudică a munților Măcin. D. S. Com. Geol. XLVI (1958—1959). București MirăutA Orest (1963 b). Aspects de PGvolution du geosynclinal de la Dobrogea de Nord. Jss. Giol. Carp. Balk. Vl-eme Congr. Resumes des Communications. Varsovie. MirăutA Orest. (1964) Șisturile verzi din regiunea Dorobanțu-Măgurele (Dobrogea centrală),. D. S. Com. Geol. voi. L/II (1962—1963) București. MRazek L. (1910) Despre rocile verzi din conglomeratele terțiare ale Carpaților și Sub- carpaților Romîniei. D. S. Insl. Geol. Rom. voi. II. București. Muratov V. M., Maslacova T. I.. (1953). Etapele principale ale istoriei geologice a Carpa- ților orientali. An. Rom. Sov., 3 București. Muratov V. M. (1960). Kratkii ocerk geologic eskovo stroenia Krimscov poluostrova. Moskva. Murgeanu G., Patrulius D., (1963). La Pakozoique de la plate-forme mocsienne. Mssoc. Carp. Bale. Congr. VI. (R£sum6s) Varșovia. Murgoci G. (1914). D tu des giologiques dans la Dobrogea de nord. La tectoniques de l’aire- cimerienne. An. Inst. Geol. Rom. VI București. Mutihac Vasile. (1962 a) Asupra prezenței Norianului in Dobrogea de N. D. S. Com. Geol. voi. XVLIII (1959-1960). București. Institutul Geological României 39 ZONA TULCEA ȘI POZIȚIA EI 253 Mutihac Vasile (1962 b). Sur le Jurassique inferieur de Dobrogea (Roumanie). Colloque du Jurassique. Luxemburg Mutihac Vasile (1962 c). Observațiuni asupra Triasicului de la Agighiol-Zebil (Dobrogea de nord). D. S. Com. Geol. voi. XVLI (1958—1959). București. Mutihac Vasile (1961). Stratigrafia Triasicului și raporturile acestuia cu Jurasicul în oro- genul hercinic-chimeric dobrogean. Xsoc. Carpato-Balcanică Congr. V București. Pascu R. (1904). Studii geologice și miniere în Jud. Tulcea. Pascu R„ (1909). Răspîndirea șisturilor verzi, a Jurasicului și a Neo-Cretacicului din Do- brogea. An. Inst. Geol. Rom. III București. PAtrut I., Molnar M., Grigorescu AL, Rădescu M., Cristodulo Th. (1961). Depresiunea predobrogeană și poziția ei în cadrul structural al teritoriului R.P.R. Congr. V al Asoc. Carp. Bale. voi. IV. București. Peters K. Grundlinien zur Goographie und Geologie der Dobrudscha. (1867). Denkschrift d. k. Akad. IPîss. Bd. 27. Wien Preda M. D. (1959). Poziția tectonică a orogenului hercinic-chimeric al Dobrogei de nord în cadrul geologic structural regional. An. Rom. Sov. Geol. Geogr. II. București. Preda M. D. (1964). Vorlandul orogenului carpatic. Poziția lui tectonică în cadrul geologic structural al Europei. An. Com. Geol. XXXIII. București. Redlich D. (1896). Geologische Studien in Rumănien. II Verh. d. k. geol. R. A. Wien Savul Mircea. (1931). Erupțiunile de diabaze din nordul Dobrogei. D. 8. Inst. Geol. Rom. XVIII (1929-191). București. Savul Mircea. (1935). Porphyres quartzif&res de la region Meidanchioi-Consul. D. S. Inst. Geol. Rom. XX/1931-1932). București. Savul Mircea (1937). Le granit de Coșlugea. C. R. Inst. Geol. Rotim. XXI (1932-1933) București. Simionescu Ion. (1910 a). Fauna triasică inferioară din Dobrogea. Acad. Rom. V. Adamachi. XXIX. București Siomionescu I. (1910 b). Fauna triasică de la Deșii Caira. Acad. Rom. Fond. V. Adamachi voi. V. București. Simionescu I. (1910) Fauna triasică din insula Popina. Acad. Rom. Fond. V. Adamachi voi. V. București Siomionescu Ion. (1913). Fauna amoniților triasici do la Agighiol. Acad. Rom. Publ. V. Ada- machi. XXXVI. București. Sth,le II. (1953). Der geotektonische Werdegang der Karpaten. Beihefte. Geol. Jb. 8. Hannover StefAnescu Grigoriu (1890). Cursu elementara de geologie. Voitești I. P. (1935). Evoluția geologică și paleontologică a pămîntului romînesc. Rev. Muz. Geol. Univ. Cluj., voi. V nr. 2 Cluj. Zuber R., (1903). Uber die Herkunft der exotischen Gesteine am Aussenrande der kar- pathischen Flyschzone. Jahrb. d. k. k. geol. R. A. Wien. * * * (1958). Structure geologique de 1. URSS Tom. I Stratigraphie Fasc. 4 Mesozoique. Moscova. ‘ * Harta geologică a R.P.R. sc. 1:500.000. Ed. I. Institutul Geological României Institutul Geological României V. MUTIHAC. Zona Tulcea și poziția acesteia în cadrul structural al Dobrogei COLOANE STRATIGRAFICE DEPRESIUNEA PREDOBROGEA NA DOBROGEA DE SUD DOBROGEA CENTRALĂ ZONA MĂCIN Marno-ca/care Calcare lumașche/ice Marno-calcare Calcare Gresii și argile roșii Calcare recifa/e Nisipuri și prundisuri Calcare si dolomite Șisturi cristaline ’mesozona/e a Granițe Argile și calcare Calcare sfiicioase Calcare Șisturi argi/oase 'cu Graptoliți Argile, nisipuri si calcare 7 Argile marno-calcare si calcare si Hei oase F Cong/omerate și ca/care Nisipuri, prundisuri și ca/care grezoase Calcare Calcare si Șisturi cristaline 'mesozonale Șisturi cristaline "epizonale Conglomerate f sisturi argi/oase grauwache Calcare Argile nisipuri și prundișuri Calcare Conglomerate Calcare Grauwache Conglomerate Conglomerate Gresii și argile Șisturi cristaline mesozonale a. Granițe Șisturi cristaline 'epizonale Calcare, sisturi argi/oasb si sisturi cuantifice k Q) QO CK • ••• ■ • • • • • •• •••• , • • • • * • • • • • . * * * • •• • • • • • • • • • • • * • • • • • c O O © o 0 o O O o c © o DOOOOOOOOOOOOO coooooOo o o o o o 0 E V 0 N ! A N i i iin t i Co 1 i i i i i i i A A A A A _ A A A A 1 1 1 1 1 1 1 i • i i i i i t A A A A A A A A A A N V 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 Calcare sisturi argi/oase și sisturi cuarțitice r r ANUARUL COMITETULUI GEOLOGIC: Mol. XXXIV/l Institutul Geologic al României Granițe amfibolice fb Calcare și gipsuri Marno-calcare Gresii. Calcare Gresii Conglomerate Marno-ca/care Argile Gresii Șisturi argi/oase și grsii Calcare a. Șisturi cristaline epizona/e b. Șisturi cristaline mesozonale Marno-calcare Gresii și nisipuri Gipsuri Gresii Tufuri a. Cuartitc, ca/care și sisturi argi/oase’ b. "Șisturi bituminoase "si cacare » Nisipuri, argile si sisturi argiJoase Calcare, șisturi argi/oase și cuarțite Desen V.Nițu Jmprim.Atel. Inst. Geologic V. MUTIHAC: Zona Tulcea și poziția acesteia în cadrul structural al Dobrogei Imprim. Atei- Inst. Geologic ANUARUL COMITETULUI GEOLOGIC: Voi.XXXIV/l Institutul Geologic al României V.MUTIHAC: Zona Tulcea si iția acesteia în cadrul structural al Dobrogei. ANUARUL COMITETULUI GEOLOGIC:voi. XXXIV/i IGR Institutul Geologic al României GEOLOGIE DE LA ZONE DE TULCEA ET SA POSITION DANS LA STRUCTURE DE LA DOBROGEA PĂR V. MUTIHAC (R6sum6) La Dobrogea comprend trois unites â savoir : la Dobrogea meri- dionale, la Dobrogea centrale et la Dobrogea septentrionale, dont chacune a une evolution caracteristique pendant les diverses epoques. La Dobrogea meridionale s’etend au Sud de la dislocation Ovidiu- Capidava. Son soubassement est constitue par des schistes cristallins ă cristallinite avancee et traverses de massifs granitoides dont la pre- sence peut etre deduite des eiements remanids dans les formations de la Dobrogea Centrale. Les terrains cristallophylliens constituent le soubas- sement de la zone coinprise entre les Carpates et les Balkans ; c’estl’&peron valaque (Stille, 1953). Les schistes cristallins supportent en discordance des depots paieozoiques rencontres dans les forages, le Silurien (schistes â graptolites) â Costinești, le Devonien (calcaires coraligenes) dans le NE de la Bulgarie et probablement le Carbonifere. Les depots paieozoiques paraissent etre disloques. Ils sont surmontes par le Trias de type germa- nique, le Jurassique, le Cretace et le Tertiaire. La cuverture meso-ceno- zoîque prdsentent de nombreuses discontinuites de sedimentation. La Dobrogea Centrale est la region comprise entre la dislocation Ovidiu-Capidava au Sud et Pecineaga-Camena au Nord. Dans les for- mations plissees de cette unite ont etd separees trois series distinctes, a savoir : (1) les schistes cristallins de mesozone dans le Nord (Bașpunar- Camena), representes par des micaschistes â muscovite, biotite et stau- rolite, des micaschistes â muscovite et grenats, des amphibolites et des schistes amphibolitiques. Cette serie represente probablement les memes schistes cristallins que ceux du soubassement de la Dobrogea meridionale; (2) une serie epimetamorphique avec des schistes sericito-chloriteux et des schistes quartzito-chloriteux â la base et des schistes blasto-aleuri- tiques, blasto-peutiques et blasto-psephitiques â la pârtie superieure. Les schistes 6pimetamorphiques sAtendent au Sud des schistes cristallins de mesozone et reposent sur des schistes affectes de diaphtorese; (3) 'A Institutul Geological României \iGRy 256 V. MUTIHAC 42 mie serie ă caractere franchement sddimcntaire, non-metamorphisee, formee de grauwackes, de schistes argileux parfois rougeâtres et de con- glomerats, c’est-ă-dire des depots qui accusent une stratification ryth- mique, synorogeniques. La limite entre la s6rie epimetamorphique et celle synorogene se superpose ă une ligne magnetique (Ostrov-Istria) qui separe deux zones â susceptibilites magnetiques differentes dues ă la composition petrographique diferente. Les schistes epimetamor- phiques et la serie synorogene sont en rapports de discordance, les schistes cristallins etant remanies par la deraiere. Le nom de „schistes verts” latu senso est applique â la serie epimetamorphique et synorogene, tandis que la deraiere rcp regente les schistes verts sensu stricto. Dans la Plaine roumaine la serie synorogene supporte en discordance l’Ordovicien fossi- lifere, ă position horizontale, rencontre dans les forages (Bordeiul Verde). Les schistes verts s.s. sont d’âge ante-ordovicien et probablement algon- kien superieur. Dans la region d’affleurement les schistes verts supportent le Jurassique et le Cretacd superieur en facies de depots de plate-forme. La Dobrogea septentrionale s’etend au Nord de la ligne Peceneaga- Camena jusqu’au contact avec la bordure Sud de la plate-forme podo- lienne. On y a separe deux sous-unites : a) â l'Ouest, la zone des monts Mă- cin ou les depots paleozoîques d’âge silurien, devonien et carbonifere sont largement ddveloppes. Le soubassenent n etamorphique est forme de schistes de mesozone pareils ă ceux de la Dobrogea Centrale et perces de granites gneissiques concordants. Au-dessus suivent des schistes 6pi- metamorphiques, representes par une serie q uartzito-phyllitique; b) ă l’Est il y a la zone de Tulcea. Stratigraphie de la zone de Tulcea. Le soubassement cristallin de cette zone est constitue par des schistes epimetamorphiques, representes par des schistes quartzitiques et des schistes phylliteux, localement tra- verses de granites ou de filons de porphyres. Ils apparaissent au centre de la zone de Tulcea, entre Uzum Bair et Cîșla, ă Monument-Tulcea, dans la region des collines de Mahmudia, Tulcea Veche, vers l’Ouest dans la region des collines de Boclugea et de Coșlugea, sur la rive du Danube â l’Ouest d’Isaccea et au dela du Danube, â Cartai. Ils appar- tiennent probablement â plusieurs cycles sedimentaires initiaux et, au moins en pârtie, ce sont les memes schistes epimetamorphiques que ceux de la zone des monts Măcin et de la Dobrogea Centrale. La deraiere serie sedimentairc metamorphisee â subi ce precessus avant le depot de la serie synorogene de la Dobrogea Centrale, (schistes verts s.s.), ă savoir avant l’Algonkien superieur. Dans la zone de Tulcea, le Paleozoîque est rencontre seulement dans le NE de la zone, preș de Mahmudia oh il est represente par des greș ă hieroglyphes, des schistes argileux, des quartizites et des schistes calcaires. Leur sedimentation rythmique rappelle les depots synorogenes. Ils sont attribues au Silurien, accusant le meme aspect et la meme position stra- tigraphique que les depots de la zone de Măcin, oh leur âge est confirme par des preuves paieontologiques (O. Mirăuță et E. Mirăuță, 1959). Eventuellement, ils pourraient comprendre aussi le Devonien inferieur. •A Institutul Geological României IGR/ 43 ZONE DE TULCEA ET SA POSITION 257 Les depots triasiques sont discordants et transgressifs sur le soubas- sement cristallin. Ce sisteme est represente par tous ses etages. Le Trias inferieur debutant par des conglomerata, comprend des greș quartzi- tiques blancs et violaces et des schistes argileux rouges. Ces depots, de- pourvus de traces organiques, affleurent â Monument-Tulcea (fig. 4), Mahmudia, Uzum Bair etc.; â Tulcea Veche ils passent progressivement vers la pârtie superieure â des schistes argileux et ă des calcaires schisteux fossiliferes (Ps&udomonotis venetiana, P. aurita, Tirolites haueri, T. subil- Uricum, Dinarites mohamedanus etc) (fig. 5). Ils representent l’equivalent des Couches de Campile des Alpes (Werfenien superieur); les conglome- rats et les greș siliceux sousjacents sont l’equivalent des Couches de Seis (Werfenien inferieur). II est possible qu’en eertains endroits, tel aupres du hameau Nicolae Bălcescu et meme ă Monument-Tulcea, une pârtie des conglomerats appartiennent au Permien superieur. L’Anisien et le Ladinien sont representes par des depots carbonates. Le developpement typique est rencontre ă Agighiol ou apparaissent des calcaires massifs ou faiblement stratifies, gris, rougeâtres, souvent noirs. Ils sont tres fossiliferes ă Agighiol et Uzum Bair. Mentionnons : Acrohor- diceras halili, Alonophyllites conicii, M. aonis, Joanites klipsteini, J. difissus, Arcestes ausseanus, Sageceras haidingeri, Sturia sansovinii, Me- gaphyllites jarbas, Protrachyceras archelaus, Pleuronautilus ampezzanus etc. Le contenu faunique montre que les depots carbonates du type d’Agi- ghiol appartiennent ă l’Anisien, au Ladinien et â la pârtie inferieure du Carnien. Dans l’Est de la zone de Tulcea, les calcaires deViennent plus massifs etrenferment une faune alpine du type St. Cassian. 11 s’agit d’une equivalence stratigraphique et non pas d’une identite dc facies. Entre le Werfenien et l’Anisien apparaît une discontinuite strati- graphique. Les calcaires du type d’Agighiol sont surmontes par des depots qui marquent un changement prononce de facies. Ils sont formes de calcaires en plaquettes ă silexites ă intercalations de schistes argileux et marneux. Ils atteignent 150 ă 200 m d’epaisseur et vers la pârtie superieure les calcaires deviennent plus frequents et d’aspect noduleux. Dans l’Ouest de la zone de Tulcea, le facies change par suite des conditions de sedi- mentation creees par les eruptions sous-marines de diabases. Les depots apparaissent comme une alternance de calcaires lites, de schistes argileux et de coulees de diabases (fig. 11). Au contact avec les diabases, les schistes argileux contiennent des Badiolaires. Ces depots sont d’âge carnien et surmontent en continuite de sedimentation les calcaires du type d’Agighiol. ■Suit une serie de marno-calcaires, qui vers la base renferme de frequentes intercalations de calcaires noirs et vers la pârtie superieure des calcaires ă concretions eilipsoîdales, si nombreuses que les depots prennent l’aspect de pseudoconglomerats. Dans les marno-calcaires on rencontre beaucoup de Halobies d’oii le nom de Couches â Halobies. Ă la pârtie superieure on a trouve les formes Sageceras haidingeri et Cladiscites diuturnus, qui indiquent l’âge carnien superieur — norien inferieur. Dans la pârtie 57 — Anuarul Comitetului Geologic. Institutul Geologic al României X 1GRZ 258 V. MUTIHAC 44 occidentale, les marnes ă Halobies changent de facies, prenant parfois une teinte rouge. Ă leui’ pârtie superieure sont ensddiment&s des blocs de calcaires de dimension variables, de sorte que ces dâpots rappellent localement le fa- cies Wildflysch. Les couches â Halobies font Ja transition vers une serie detritique epaisse de quelques centaines de metres. Elle est constituee par des greș stratifies ă intercalations d’argiles et d’argilites, presentant le phenomene de sedimentation rythmique qui leur imprime le caractere de formation de Flysch (Couches de Nalbant). II s’agit du Flysch des plissements cimmeriens anciens. Par endroits, les intercalations argileuses renferment des Halobies, des restes de Crinoides et de Fuccoîdes. La s6rie detritique est d’âge norien superieur. Â la fin du Trias il y a une lacune de sedimentation, puisque le Lias debute par sa pârtie moyenne (Pliensbachien) transgressive et discordante sur les divers termes du Trias. Le Lias est represente par des greș argileux en couches epaisses â Uptonia cf. jamesoni, Tropidoceras masseanum et Uptonia regnardi. Ă Denis Tepe, le Lias revet un facies flyschoide, tout comme le Norien superieur. Magmatisme de la zone de Tulcea. L’activite magmatique s’est mani- festee pendant diverses periodes. Les roches magmatiques les plus anciennes sont les granites qui traversent les schistes Epimetamorphiques d’Uzum Bair et de Coșlugea. Ce sont des granites rougcs concordants, micropegmatiti- ques, riches en feldspaths potassiques. Ils metamorphisent au contact les schistes epimetamorphiques. Une autre categorie de roches magmatiques sont les granites du type Greci, qui apparaissent â Cilic et dans la zone de Măcin. Sous l’action de ces granites, les depots paieozoiques superieurs (Couches de Carapelit) ont subi un metamorphisme de contact. Ces depots ne sont pas rencontres dans la zone de Tulcea. Du meme âge sont les porphyres de Mihai Bravu, Monument Tulcea, des collines de Mahmudia. Les eruptions triasiques sont representEes par des coulees sous-marines de diabases (magmatisme inițial) et des porphyres, le long de l’alignement Consul-Meidanchioi. Ces eruptions ont commence au Carnien et ont dure jusqu’au Norien inferieur, se manifestant par des venues successives de magmas basiques qui alternaient avec des eruptions de porphyres. Le dEpot des calcaires ă silexites pendant le Carnien marque le debut des eruptions. Tectonique de la zone de Tulcea. La zone de Tulcea represente un syn- clinorium dont les plis accusent une tendance de deversement vers le NE. Les plis de la pârtie occidentale de la zone de Tulcea sont souvent failles, de sorte que la zone est fragmentEe en plusieurs blocs. La fracture la plus occidentale est la ligne Luncavița-Consul, le long de laquelle la zone de Măcin chevauche la zone de Tulcea. Vers l’Est, suit la faille Meidanchioi-Iulia, ensuite la faille Cilic etc. Ces dislocations sont d’âge cimmerien ancien et refletent des fractures de soubassement, dEtectEes par des methodes geophysiques (gravimetrique et magmatique); Toutes les structures de la Dobrogea du Nord convergent vers le NW (Galați) tandis que vers le SE, elles se disposent en Evantail, ayant la tendance de s’orienter E—W. ■ 1 Institutul Geologic al României ÎGR 45 ZONE DE TULCEA ET SA POSJTION 259 Depression prtdobrogtenne. En face de la Dobrogea du Nord, par suite du soulevement de cette derniere, s’ăbauche une depression prămontane, emplacăe des deux cotăs dela ligne de suture Dobrogea-Plateforme podolien- ne. Cette depression est combine de depots jurassiques ăpais de 3000 m. Le soubassement dobrogăen de la dăpression descend en gradins ă grandes amplitudes vers le Nord. La dăpression prămontane se prolonge vers le NW jusque dans la zone de Lwow. Des seuils transversaux la săparent en plusieurs fosses. Un pareil seuil est situă dans la region du cours inferieur du Prut et separe la fosse prădobrogâenne de celle de Bîrlad et un autre seuil, â l’Est, sur le cours inferieur du Nistre, delimite vers l’Est la fosse predobrogdenne. Le Trias inferieur de Insula Șerpilor se trouve sur le pro- longement de ce seuil. Ces fosses ont fonctionnd pendant diverses ăpoques, dtant plus anciennes vers l’Ouest et plus râcentes vers l’Est. ^volution du gtosyndinal dobrogUn. Les schistes cristallins de la Do- brogea de Nord appartiennent au moins ă deux sdries mătamorphiques, notamment: la sărie cristalline de măsozone et la sărie cristalline d’epi- zone. Entre elles il y a des rapports de discordance. Les schistes cristallins d’ăpizone de la zone de Tulcea et ceux de la zone des monts Măcin repre- sentent la meme scrie, mais il est probable qu’elle appartient ă plu- sieurs cycles sădimentaires. 11 est certain que la derniere sărie șădimentaire a dt6 metamorphisme avant le Silurien, vu que les depots siluriens repre- sentent la plus ancienne formation sddimentaire fossilifere. On admet, tou- tefois, que les schistes cristallins de mdsozone de la zone des monts Măcin reprdsentent la meme sărie que celle de la Dobrogea Centrale (entre Baș- punar et Camena) car entre celle-ci il n’y a pas de difference au point de vue petrographique et que les schistes cristallins d’^pizone de la Dobrogea sep- tenrionale sont — au moins en pârtie — l’dquivalent des schistes d’dpizone de la Dobrogea Centrale. Vu cette interpretation, le metamorphisme de la sărie — ou des săries — sedimentaires dont prirent naissance les schistes epimetamorphiques, a precede le depot des schistes verts s.s.algonkiens su- perieurs, du Sud de la Dobrogea centrale. Donc, avant l’Algonkien supe- rieur, la Dobrogea septentrionale avec la Dobrogea centrale et peut etre une pârtie de la Dobrogea meridionale appartenaient au meme geosynlinal. La discordance entre les schistes de m.esozone et ceux d’epizone montre que cegeosynclinal unique a ete affecte au moins par deuxphasesde plissements. Ă la premiere phase se rattachent des manifestati ons magmatiques carac- teristiques. Ainsi, les amphibohtes des schistes cristallins de Bașpunar- Camena et de la zone des monts Măcin doivent etre envisagees comme des eruptions initiales de la periode anorogene du premier geosynclinal. Les gra- nites concordants deMegina representent le plutonisme sialique synorogene qui s’est manifestă pendant la phase orogene principale du măme geosyn- clinal. D’oiilaconclusion qu’au debut de l’ăvolution geosynclinale une pâr- tie de la Dobrogea septentrionale et centrale a eu la fonction d’un eugdo- synclinal. Aux ăpoques plus rapprochces de l’Algonkien superieur, la region reprend sa fonction de găosylnclinal et intervient une nouvelle phase oro- gănique accompagnce de metamorphisme, pendant laquelle les schistes Institutul Geological României IGR 260 V. MUTIHAC 46 cristallins prdexistants ont etd rcgdnâres et les sdries sedimentaires ont don- nd lieu aux schistes cristallins d’âpizone de la Dobrogea centrale et sep- tentrionale. On ne saurait prouver avec certitude l’existence des processus mag- matiques lids a cette phase de l’dvolution du geosynclinal. Ă cette catego- rie appartiennent probablement des granites rouges, micropegmatitiques avec beaucoup de feldspath potassique de Coșlugea et d’Uzum Bair; ceux- ci metamorphisent au contact les schistes cristallins d’epizone dans les- quels ils sont intrus. Dans ce cas, les granites representent un plutonisme sialique, synorogdne, tardif. Pendant l’Algonkien superieur, le geosynclinal etait relativement res- treint se limitant â la Dobrogea centrale. Ce geosynclinal, depourvu de manifestations magmatiques, a ete affecte par des mouvements intenses, lorsque s’est dâposde la serie epaisse de depots synorogenes, d’âge algon- kien superieur (schistes verts s.s.). Ces derniers representent des formations du mio-geosynclinal et occupent — â present — la pârtie S de la Dobrogea centrale, s’etendant beaucoup vers le NW, sous le bord Est des Carpates orientales. L’extension vers le Nord de ce geosynclinal n’a pas depasse pro- bablement l’actuelle ligne Peceneaga-Camena, vu l’absence de pareils de- pots en Dobrogea septentrionale. Ce que certains auteurs considerent schis- tes verts s.s. (a Tulcea, Cataloi, Cartai, etc.) sont en râalitâ des schistes epi- metamorphiques resultes d’une orogenese anterieure. 11 n’est pas possible que dans les schistes epimetamorphiques de la Dobrogea de Nord soient com- pris aussi les schistes verts s.s. regeneres pendant les plissements ulterieurs a la consolidation des premiers, vu que le metamorphisme qui les aurait regeneres n’a pas et6 si intense pour qu’on ne puisse pas identifier la serie sedimentaire inițiale des schistes verts s.s. Les plissements qui ont produit la consolidation du mio-geosynclinal des schistes verts s.s. â la suite desquels il se rattache au domaine des cra- tones, ont precede l’Ordovicien, ayant lieu probablement ă la fin de l’Al- gonkien et pendant le Paieozoîque inferieur (plissements baîkaliens et caiedoniens anciens). 11 resulte qu’â partir du Paieozoîque inferieur, la Do- brogea centrale s’est attachee ă la plateforme et a fonctionne comme une zone cratonisee, tandis que l’aire de sedimentation s’est ddplacee vers le Nord dans l’actuelle zone de la Dobrogea septentrionale. Les ddpâts siluriens et devoniens inferieurs accusent des caracteres de depots synorogenes et temoignent qu’en Dobrogea septentrionale ont eu lieu des mouvements caiedoniens tardifs. La discordance entre le Ddvonien inferieur et la formation de Cara- pelit marque le dâbut de l’orogenese hercynienne, tandis que la formation de Carapelit represente les depots de comblement de ce geosynclinal. Du- rant ces plissements, le soubassement cristallin est fracture et vers l’Est s’individuahse une zone soulevee (zone de Tulcea) qui desormais aura une evolution differente. L’orogenese hercynienne est accompagnee de manifestations magma- tiques. La mise en place des granites de Greci (dans la zone de Tulcea ils affleurent ă Cilic) qui metamorphisc au contact la formation de Carapelit, Institutul Geologic al României IGR 47 ZONE DE TULCEA ET SA POSITION 261 represente le plutonisme sialique rattache ă la phase orogenique tardive. Ce fait montre que pendant les plissements heryciniens, la Dobrogea septen- trionale a fonctionne comme un eu geosynclinal. Ă la fin du Paleozoîque, donc apres les derniers mouvements hercy- niens, la zone de Măcin subit un soulevement accentue dont la consequence est le retrecissement et la migration de l’aire de sedimentation vers l’Est, de sorte qu’elle se superposait ă l’actuelle zone de Tulcea. Au Trias, il n’y avait que la pârtie Sud de la zone des monts Măcin qui fut envahie par la mer. Dans le geosynclinal triasique — soumis ă une seule phase de plis- sement, notamment les plissements cimmeriens anciens — les diverses phases de son evolution peuvent etre mieux reconnues. Certains auteurs (D. M. Preda, 1959, 1962) considerent que les mouvements cimmeriens ont eu une intensite exceptionnelle, donnant lieu ă deux nappes de charriage de grande ampleur, ă savoir: la nappe des schistes verts etla nappe centrale carpatique. La periode anorogene de geosynclinal Iriasique correspond au depot des formations psephito-psammitiques du Trias inferieur ainsi qu’aux de- pots carbonates du Trias moyen et du debut du Trias superieur. Ceux-ci representent les depots de la periode de vacuite du geosynclinal selon J. Aubouin. Au debut du Trias superieur, par le jeu sur la verticale des divers blocs du soubassement s’esquissent les premieres fosses secondaires. L’in- stabilite du soubassement se reflete dans la sedimentation par le depot d’une serie formee d’une alternance de calcaires lites et de schistes marneux (calcaires ă silexites), qui passe ă une serie de marno-calcaires (couches ă Halobies). Ce sont les depots de transition de la phase de vacuite ă la phase de comblement, c’est-â-dire de la periode anorogene ă celle orogenique. Les fractures le long desquelles se sont deplaces les blocs ont constitue, en meme temps, les voies d’acces des magmas basiques, ces dernieres se manifestant comme druptions sous-marines. Donc, celles-ci se ratta- chent au debut de la phase orogenique du geosynclinal triasique et, par con- sequent representent les eruptions initiales des roches basiques lides au ddbut des plissements cimmdriens anciens. Au commencement du Norien, les conditions de sedimentation chan- gent par suite de l’augmentation de l’intensitd du mouvement orogenique qui a causd une denivellation encore plus accusee du fond de la mer. Des aires soulevees se sont ddtachdes des blocs qui s’ecroulerent vers les zones affaissees, donnat lieu ă des depots qui rappelent les formations de Wild- flysch. Pendant le Norien supdrieur commence le comblement du geosyn- clinal, lorsque s’accumulent les depots du type flysch epargnds ă l’erosion surtout dans la pârtie W de la zone de Tulcea. Avec une interruption de sedimentation — au Lias inferieur — le geosynclinal maintient les memes caracteres jusqu’au Lias moyen. Ă la fin du Lias, donc des que les mouvements cimmeriens anciens cessent et le geosynclinal de la Dobrogea septentrionale surgit sous la forme Institutul Geological României IGR 262 V. MUTIHAC 48 d’une chaine de montagnes, l’evolution du geosynclinal prend fin et il de- vient une zone consolidee qui se rattache ă la plate-forme podolienne et donne lieu ă ce que Stille appelle ,,1’avant-pays vistulo-podolien des Car- pates orientales (1953)”. En meme temps que le soulevement de l’orogene nord-dobrogeen au Lias, devant celui-ci prend naissance une depression premontane qui fonc- tionne comme une zone de sedimentation tres active jusqu’au Jurassique superieur. Vu la position en rapport avec la chaine hercynienne-cimme- rienne et la succession dans le temps, les depots de la depression predobro- geenne devraient representer la molasse du geosynclinal nord-dobrogeen. Les caractere» lithologiques et litho-facieux de ces depots ne sont pas suffisamment connus pour permettre de faire une telle afirmation. Les formations lagunaires du Jurassique superieur marquent la fin du cycle de sedimentation. Les depots du Cretace superieur sont des de- pots du type de plate-forme. Position du geosynclinal nord-dobrogeen. Les donnees dont il faut tenir compte dans l’eclaircisscment de ce probleme sont les suivantes : 1. La Dobrogea septentrionale represente le reste d’un geosynclinal d’âge hercynien-cimmerien qui separe la plate-forme podolienne du Vistuli- kum (Dobrogea Centrale). Les depots siluriens representent les premieres formations plissees de l’immediat voisinage de la plate-forme podolienne. 2. Devant l’orogene hercynien dobrogeen, par suite du soulevement de ce dernier a pris naissance une depression premontane, combl6e de d6- pots jurassiques et situee le long de la zone de contact entre la plate-for- me podolienne et l’orogene dobrogeen, hercynien-cimmerien. II en resulte que l’eventuelle identification vers le NW de cette depression ou des de- pots siluriens plisses pourra nous renseigner sur la continuation de l’oro- gene hercynien-cimmerien dans cette-direction. Les forages ont mis en evidence des depots jurassiques dans la depre- sion du Bîrlad et les cnvirons de Rădăuți. Vers le NW, ă Colomeea, on a rencontre le Gothlandien fossilifere, ă pendage de 45°—70°. En continuation, dans la region de Lwow-Lublin, apparaissent des depots jurassiques sous lesquells il y a des depots siluriens plisses. Ce sont les depots paieozoîques plisses de l’immediate proximite de la plate-forme podolienne, occupant la meme position que les depots de la Dobrogea septentrionale. Autrement dit, ces derniers representent le prolongement de l’orogene hercynien en cette direction. Toutefois l’absence des depots triasiques de type alpin, ne veut pas dire qu’ils ne se sont pas developpds dans cette zone. En tout cas, on a demontră que les ddpots consideres jusqu’ă present triasiques du type germanique, appartiennent en realite au Jurassique de la depression pre- montane. Par consequent, le chaine hercynienne-cimmerienne, dont les vestiges affleurent dans le Nord de la Dobrogea, se prolongeait vers leNW devant les Carpates orientales, ă l’Ouest de Lwow et aboutissait en face du massif de Sandomir. Donc, celui-ci se situe dernăre la chaine hercynienne-cimme- rienne, c’est-â-dire occupe une position pareille â celle de la Dobrogea Centrale par rapport ă la Dobrogea septentrionale. Ă Sandomir, le Ddvo- Institutul Geologic al României IGR/ 49 ZONE DE TULCEA ET SA POS1TION 263 nien presque horizontal et le Trias en facies germanique viennent a l’appui de l’idee que ce massif serait le correspondant de la Dobrogea centrale, Quant au prolongement vers l’Est de l’orogene dobrogeen, on constate que dans la zone de Tulcea les structures tendent â passer de la direction armoricaine NW-SE â celle azovienneE—W et accusent aussi une Îngere eourbure vers les Nord, se dirigeant vers la Crimee. La serie taurique de cette derniere region que marque la phase de comblement du geosynclinal cimmerien, rappelant le Trias superieur et le Lias de la Dobrogea, confirme l’idee du prolongement de la Dobrogea en Crimee. Le presence du Wer- fenien de type alpin an Caucase justifie la supposition que la Dobrogea septentrionale cotinuerait dans le Caucase (Stille, 1953). En conclusion, la Dobrogea septentrionale represente les vestiges d’un geosynclinal hercynien-cimmerien qui se situait au NE de Sandomir et se prolongeait en direction SE au bord oriental des structures des Car- pates orientales actuelles. En Dobrogea, le geosynclinal decrivait une courbe vers l’ENE, moulant le massif ukrainien de Voronej et continuait en Crimee et au Caucase. Recu: decembre 1963. explication de la carte et des planches CARTE Carte geologique de Ia zone de Tulcea 1, alhivions ; 2, loess et d6pots loessoides ; 3, conglomerats et calcaires (d6pots de plate-forme); 4, greș argileux.; 5, greș —facies flyscholde ; 6, marno-calcaires (couches ă Halobies); 7, cal- caires en plaquettes â silexites ; 8, calcaires massifs ă ammonites ; 9a, schistes argileux fossili- feres ; 9b, greș quartzitiques ; 9c, 9 99 ii 99 cu 99 ii ii îi ii îî îî îî 51 li îî Munții Gurghiu olivină P. Secuiului hipersten și augit Vf. Seaca Mare „ „ „ P. Pistrangos „ „ „ Vf. Tătarca „ „ „ Vf. Frățileasa „ „ „ Șos. Odorhei-Gheorghieni, carieră îî îî îî 91 îî îî „ „ „ P. Secuiului »> » ,• >> hipersten și augit Poiana Zimbroiului, filon „ „ ,, Confluența p.Secuiuhn-p.Karolczi homblendă verde rezorbită Poiana Zimbroiului „ „ „ V. Fîncelului „ „ „ V. Lăpușnei, filon „ „ „ V. Lăpușnei ,, ,, „ P. Secuiului „ „ „ V. Lăpușnei, bazinul de recepție „ brună P. Secuiului „ „ V. Drăgușa „ „ Vf. Borzont „ „ V. Gurghiului, la cota 1180 45 46 47 48 49 50 Andezit îî îî >1 99 99 Regiunea Baia Mare cu hipersten și augit V. Ilbei „ „ „ V. Cicîrlăuțului cuarțifer tip Piscuiatu Vf. Arșița Mică propilitic V. Borcutului cuarțifer, tip Piscuiatu V. Nistrului propilitic V. Cicîrlăuțului Institutul Geological României \ ICR J ELEMENTE MINORE DIN MUNȚII GURGHIU $1 HARGHITA 269 TABELUL 3 Distribuția elementelor Pb, Cu, Zn, Ni, Co, Cr, V, în rocile analizate Nr crt Pb Cu Zn Ni Co Cr V Munții Harghita 1 10 20 40 4 10 20 100 2 10 60 40 8 10 6 200 3 40 20 50 8 10 30 200 4 10 80 50 5 20 2 250 5 10 30 40 4 10 3 200 6 20 40 50 5 10 4 250 7 20 20 40 10 10 100 100 8 10 30 70 10 20 70 200 9 8 50 40 4 10 3 250 10 30 10 40 6 <10 10 200 11 30 60 50 7 10 9 200 12 10 20 40 10 <10 50 150 13 50 20 50 10 10 50 250 14 7 10 40 3 <10 4 200 15 5 40 50 8 10 10 200 16 3000 30 100 3 <10 2 100 17 40 10 40 3 <10 2 150 18 150 40 50 5 <10 4 250 19 10 50 40 4 10 3 250 20 7 30 40 3 <10 4 100 Munții Gurghiu 21 4 60 50 40 30 40 250 22 5 50 60 5 40 3 400 23 5 40 50 6 20 4 200 24 5 70 50 10 20 6 250 25 3 80 40 20 20 30 250 26 4 10 50 4 10 3 250 27 3 30 50 3 10 3 150 28 4 60 60 10 20 20 400 29 4 30 60 7 30 5 350 30 60 60 80 5 10 6 300 31 30 50 50 10 20 10 250 32 20 50 60 4 10 3 250 33 30 30 40 5 10 3 200 - 34 8 20 30 5 10 8 150 35 10 30 50 6 10 8 200 36 10 50 60 9 20 5 350 37 7 50 70 10 20 6 200 38 8 20 40 5 <10 4 250 39 7 40 40 7 10 6 200 40 300 80 60 10 20 40 300 41 20 40 50 5 20 3 200 42 10 30 50 4 <10 3 200 43 20 50 60 5 10 4 350 44 7 70 50 8 10 5 200 Institutul Geological României 270 DAN P. RĂDULESCU, VICTORIA STIOPOL 6 TABELUL 3 (continuare) Nr. crt Pb Cu Zn Ni Co Cr V Regiunea Baia Mare 45 4 20 40 4 <10 5 200 46 10 10 20 3 <10 3 150 47 70 50 60 6 20 6 300 48 30 30 40 4 10 4 300 49 1500 100 150 4 20 4 450 50 150 40 100 4 10 7 250 TABELUL 4 Conținuturile medii ale distribuției elementelor l) Pb Cu Zn Ni Co Cr V HARGHITA Andezite piroxenice 14,2 39 46,5 6,4 12 (2-100) 194 Andezite amfibolice 21 29 44 5,6 <10 2-50 186 Medie generală 18 33,5 45 <10 190 GURGHIU Andezite piroxenice 4 49 54,5 11 21 12 280 Andezite amfibolice 13 43 50,7 6,4 13 7,5 234 Medie generală 7,5 45,8 52,5 7,2 16,5 9,5 254 CĂLIMANI Andezite piroxenice 16 135 — 100 — — BAIA MARE Andezite piroxenice 33 29 233 19 78 — — Alte andezite 11 24 103 12 76 — Medic generală 21 26 163 15 77 - — ’) Valorile pentru munții Călimani și regiunea Baia Mare sînt luate din: Savul, Ababi, Nichita 1956 și SocolEscu et al. sub tipar. în fig. 1 sînt reprezentate valorile medii ale conținut urii or de Cu, Pb, Zn, Ni, Co, Cr, V, în funcție de valorile medii ța fost reprezentat și în- treg domeniul de variație) ale eonținuturilor de SiO2, calculate după anali- zele cunoscute în literatură (Rădulescu 1961; Rădulescu et al. 1964), pentru cele două tipuri petrografice de andezite considerate. Nu numai sen- sul variației valorilor este cel normal dar și ritmul creșterii sau scăderii acestora. Trebuie să se remarce că, așa cum arată valorile din tabelul 1, ritmul de variație a eonținuturilor nu este omogen pentru foarte multe 300 —«— Gurghiu | j<— Harghita 250 y 200 U J----,----,---,----,---r----.---.----•---->--------■---.----.---. 50 52 5* 56 58 60 62 SiO2% Fig. L — Variația conținutului de elemente minore față de conținutul de SiO2 in andezitele piroxenice și andezitele amfibolice (limite de variație și valori medii). Fig. 1. — Variation de la teneur en 616ments mineurs par rapport â la tencur en SiO2 dans les andesites pyroxeniques et les andesites amphiboliques (limites de variation et valeurs moyennes). Institutul Geologic al României ELEMENTE MINORE DIN MUNȚII GURGHIU ȘI HARGHITA 271 TABELUL 5 Conținutul de St'O2 al rocilor andezitice din Munții Harghita și G har ghiu minim maxim mediu Harghita Andezite piroxenice 51,29 60,07 56,38 Andezite amfibolice — — 62,72 Gurghiu Andezite piroxenice 52,26 54,93 53,65 Andezite amfibolice 54,67 63,69 57,72 elemente în întreg domeniul de la acid la bazic (a se vedea situația de la Cu și Zn îndeosebi); de acest fapt trebuie să se țină seama în considerarea diagramelor din fig. 1, deoarece rocile din munții Gurghiu sînt evident mai bazice, în ansamblu, decît cele din munții Harghita (Rădulescu 1963). CARACTERIZAREA ROCILOR DIN CELE DOUĂ REGIUNI ÎN CEEA CE PRIVEȘTE DISTRIBUȚIA ELEMENTELOR MINORE DETERMINATE Conținuturile elementelor minore determinate s-au dovedit adecvate pentru caracterizarea fiecăreia dintre cele două regiuni. Trebuie să se re- marce, în primul rînd, că față de amplitudinea variației acestor elemente în întreg domeniu] de la acid la bazic, — la unele o variație mai largă, la altele o variație mai restrînsă — deosebirile de conținut mediu sînt totdeauna sem- nificative ; încadrîndu-seîn limitele care caracterizează categoriile mari de roci — acid, intermediar, bazic — ele sînt totuși suficient de accentuate pen- tru a putea fi considerate caracteristice fiecăreia dintre cele două regiuni. O a doua observație care poate fi făcută este aceea că toate mediile de con- ținut determinate sînt niște valori foarte ferme; astfel, la Cu spre exemplu, se constată nu numai două conținuturi medii suficient de deosebite —33,5 față de 45,8 — ci și faptul că ele provin din valori medii pe tipuri de roci cu domenii de variație net deosebite, fără zone de interferență : 29—39 și 43—49. Cele două regiuni examinate se individualizează destul de net în ceea ce privește distribuția elementelor analizate. îndeosebi conținuturile de Cu Pb, Co și V sînt suficient de deosebite pentru ca ordinul lor de mărime să poată fi considerat caracteristic fiecăreia dintre regiuni. Mai puțin favorabilă este situația la Zn și Ni. La aceste două elemente diferențele de medie a conținuturilor sînt prea mici pentru a putea fi consi- derate în afara Variațiilor normale, pentru a putea fi, deci, interpretate. în sfîrșit, o comportare deosebită se constată pentru Cr. La rocile din munții Harghita conținuturile sînt așa de variate încît nu s-a putut calcula o medie care să nu ni se pară artificială ; sînt foarte numeroase conținutu- rile mici, 2 — 6, dar sînt numeroase și conținuturile de ordinul zecilor de p.p.m. crescînd progresiv, așa încît valoarea maximă de 100 m.p. nu poate fi Institutul Geological României 272 DAN P. RĂDULESCU, VICTORIA STIOPOL 8 socotită, nici, ea accidentală. S-arputea, deci, ca însăși această largă variație a conținuturilor să caracterizeze rocile din munții Harghita. La rocile din munții Gurghiu, conținuturile de Cr sînt destul de constante pentru ca va- loarea medie 9,5 să poată fi considerată caracteristică. La aceleași concluzii conduce și examenul relațiilor reciproce dintre cîteva grupe de elemente minore (fig. 2). în asemenea situații, diferențele care se constată între cele două regiuni sau între cele două tipuri petrogra- fice, continuă să fie determinate în special de unele dintre elemente. Astfel, în diagramele în care sînt considerate plumbul și cuprul (fig. 2, A și C) ambele sensibile la variațiile de aciditate și cu comportare deosebită în cele două regiuni, punctele de proiecție au poziții net deosebite, foarte caracte- ristice. Dimpotrivă, în diagramele în care este considerat numai unul dintre aceste elemente cu comportare foarte specifică, diferențele dintre regiuni și dintre tipurile petrografice se atenuează foarte mult, pînă la dispariție. Fig. 2. — Relațiile reciproce între conținuturile de Cu-Zn-Pb, Cu-Zn-Ni, Cu-Ni-Pb (valori medii). Fig. 2. — Rapports râciproques des teneurs en Cu-Zn-Pb, Cu-Zn-Ni, Cu-Ni-Pb (valeurs moyennes). Diferențele care apar în cadrul diagramelor din fig. 2 se pot explica în parte, prin caracterul mai bazic al rocilor din munții Gurghiu față de cele din munții Harghita; în același fel trebuiesc explicate, desigur, și deosebi- rile în ceea ce privește rocile amfibolice și piroxenice. Elementul principal însă, care a determinat diferențele dintre cele două regiuni, este, probabil, separarea maselor magmatice la un anumit moment; detalii ale evoluției magmelor în vetre magmatice deosebite — fără pierderea unității generale a evoluției — au determinat distribuția diferită a elementelor minore în rocile născute din acestea. Institutul Geologic al României 9 ELEMENTE MINORE DIN MUNȚII GURGHIU ȘI HARGHITA 273 Diferențele de conținut mediu al elementelor minore în rocile din mun- ții Gurghiu și Harghita nu provin în mod statistic dintr-o variație oare- care a valorilor în diversele tipuri de roci; individualizarea celor două regiuni merge mai departe, mai în detaliu, pînă la individualizarea tipu- rilor petrografice din fiecare din ele. Examenul valorilor din tabelul 4 și al diagramelor din fig. 1 și fig. 2, arată că diferențe de același ordin de mă- rime ca între valorile medii pentru întreaga regiune există și între valorile medii pentru fiecare dintre cele două tipuri petrografice separate — ande- zitele piroxenice și andezitele amfibolice. Pentru Cu, Pb, Co și V aceste diferențe sînt generale și ni se par foarte clare; pentru Zn și Ni ele sînt numai parțiale, în timp ce pentru Cr comparația nu poate fi făcută din cauza imposibilității de a calcula medii de conținut semnificative. EXAMENUL COMPARATIV AL’:REZULTATELOR OBȚINUTE ÎN MUNȚII GURGHIU ȘI HARGHITA CU SITUAȚIA DIN MUNȚII CĂLIMANI ȘI REGIUNEA BAIA MARE Observații de aceeași natură au putut fi continuate, în oarecare măsură, și prin compararea cu datele deja existente asupra rocilor din mun- ții Călimani și din regiunea Baia Mare, deși pentru unele dintre elemente, informațiile provenite de la diverși autori nu concordă întru totul; cele 4 regiuni se dovedesc a se separa suficient de mult, cel puțin în unele situații. Astfel, deși pentru Co s-au obținut valori sensibil mai ridicate în munții Călimani și în regiunea Baia Mare, ele caracterizează fiecare dintre cele două zone. La Ni valoarea medie 15 pentru regiunea Baia Mare este suficient de caracteristică; în rocile din munții Călimani variația v al orilor este mult prea mare pentru a putea socoti interpretabilă o medie calculată pe baza lor. Pentru Pb, Zn și Cu există două serii de valori la rocile din munții Călimani (Savul, Ababi, Nichita 1956; Socolescu etal. sub tipar). în cazul zincului, o serie de valori (Socolescu et al. sub tipar) ca- racterizează mai bine cele două regiuni, deși același element nu reușise să separe rocile din munții Harghita de cele din munții Gurghiu. Pentru Pb ambele serii de valori — deși deosebite — par a fi utile pentru caracteri- zarea regiunilor. în sfîrșit, la Cu numai datele pentru regiunea Baia Mare ni se par interpretabile din acest punct de Vedere. Studiul distribuției elementelor majore în rocile din regiunea Baia Mare și din munții Călimani, Gurghiu și Harghita condusese la concluzia că prima regiune se individualizează destul de net, din mai multe puncte de vedere, față de zona Călimani — Gurghiu—Harghita (Rădulescu, 1961); aceasta din urmă, reprezentînd o unitate majoră similară cu cea a Băii Mari, prezintă totuși în cele trei mari masive care o alcătuiesc oarecare ca- ractere specifice (Rădulescu, 1963). Examenul distribuției celor 7 ele- mente minore considerate, a confirmat aceste concluzii în mod satisfăcător. Diferența dintre regiunea Baia Mare, pe de o parte și zona munților Călimani, Gurghiu și Harghita pe de altă parte, este destul de puțin mar- cată ; situația se datorește, cu siguranță, faptului că rocile analizate din prima regiune nu reprezintă decît o parte din elementele petrografice con- 18 — Anuarul Comitetului Geologic. jX Institutul Geologic al României . 274 DAN P. RĂDULESCU, VICTORIA STIOPOL 10 stituente și anume tocmai partea care seamănă cel mai bine, pînă la iden- titate, cu ansamblul rocilor din munții Călimani, Gurghiu și Har- ghita, ansamblu care este foarte bine reprezentat în materialul analizat; pentru regiunea Baia Mare nu există date privind unii dintre constituenții petrografici foarte caracteristici așa ca riolitele și dacitele. Diferențele dintre masivele Harghita, Gurghiu și Călimani apar, dim- potrivă, foarte bine marcate așa cum s-a văzut din discuția făcută anterior; deși nu avem, în momentul de față, posibilitatea de comparație cu ansam- blul unei alte unități majore, socotim totuși că aceste diferențe sînt de im- portanță subordonată, așa cum se conchidea și din studiul distribuției ele- mentelor majore, și că ele nu afectează trăsăturile specifice generale ale regiunii în ansamblu. Examinînd rezultatele publicate pentru rocile din regiunea Baia Mare și din munții Călimani, am constatat că au fost menționate și deosebiri de alt ordin în cadrul fiecărei regiuni, în afara celor discutate pînă acum. Astfel, constatînd în munții Călimani un conținut de Zn în daci te mai mare decît în andezite, M. Savul, V. Ababi și O. Nichita (1956) fac observa- ția că „situația apare ca și cum între chimismul celor două roci n-ar fi o înrudire imediată ci am avea de-aface cu două magme care au evoluat deosebit după diferențierea lor primară”. O anomalie asemănătoare semnalează pentru conținuturile de Pb în andezitele piroxenice și andezitele cuarțifere din regiunea Baia Mare, M. Socolescu, I. Măldărescu, I. Nichita și M. Preda (sub tipar); au- torii explică situația aceasta prin antrenarea mai accentuată a plumbului „odată cu creșterea volatilelor în fracțiunile mai acide ale magmei”. Indiferent de mecanismul intim care determină conținuturile anor- male de Zn și Pb în aceste două situații, încercarea de interpretare făcută pentru cazul munților Călimani ni se pare a se apropia foarte mult de rea- litate. în adevăr, dacitele și andezitelepiroxenice în munții Călimani apar- țin unor faze de activitate vulcanică deosebite și aceeași este situația pentru andezitele cuarțifere și andezLele piroxenice din regiunea Baia Mare, fapt care explică în mod satisfăcător aceste anomalii; diferențele între modul de comportare a magmelor în cadrul diferitelor faze de activitate vulcanică, intervalele de timp, uneori apreciabile, care le separă, stadiul deosebit al diferențierii generale a magmei în cadrul diverselor faze ca și trăsăturile caracteristice, de detaliu, care apar în aceste diverse momente, repre- zintă desigur, elementele determinante pentru aceste situații. în cadrul munților Gurghiu și Harghita toate rocile care apar la su- prafață aparțin unei aceleiași faze de activitate deși, evident, ele s-au for- mat în momente ușor diferite. Rezultatele analizelor noastre nu arată asemenea anomalii în distribuția vreunui element, ceea ce este normal dată fiind situația geologică amintită; aceasta contribuie la a ne face să cre- dem că explicația dată pentru anomaliile din munții Călimani și regiunea Baia Mare corespunde realității. * ★ * Examenul distribuției unor elemente minore în rocile din munții Gurghiu și Harghita a arătat că ansamblul rocilor din fiecare regiune se individualizează prin trăsături specifice, uneori mai accentuate, alteori Institutul Geologic al României VIGR/ 11 ELEMENTE MINORE DIN' MUNȚII GURGHIU ȘI HARGHITA 275 mai slab evidențiate, dar totdeauna sesizabile. în cadrul fiecărei regiuni andezitele piroxenice se separă de cele amfibolice în mod suficient de clar. Deoarece fiecare regiune are caractere deosebite în ceea ce privește distri- buția acestor elemente minore, rocile de același tip petrografic din cele două regiuni nu sînt similare din acest punct de vedere chiar dacă sînt pro- duse ale unor faze de activitate vulcanică sincrone. Primit: februarie 1964. BIBLIOGRAFIE Goldschmidt V. M. (1954). Geochemistry. Oxford. RĂDULESCU I). (1961). Contribuții la cunoașterea caracterelor chimice ale rocilor vulcanice tinere de la interiorul arcului carpatic. Acad. R.P.R. Studii și Cerc., VI/2. București. Rădulescu D. (1963). Studiul petrochimic comparativ al rocilor vulcanice neogene din R.P.R, Asoc. geol. Carpato-Balcanică. Congr. al V-lea. Mineralogie-Petrografie, II. Bucu- rești. Rădulescu D„ Vasilescu AL, Peltz S., Peltz Margareta. (1964). Contribuții la cu- noașterea structurii geologice a munților Gurghiu. An. Com. Geol. XXXIII București. Rankama K., Sahama Tu. (1955). Geochimistry. Chicago. Savul M., Ababi V., Nicbita 0. (1956). Zincul, plumbul și cuprul ca elemente minore în rocile vulcanice din munții Călimani. Acad. R.P.R. Fii. Iași. Studii și Cercel, științ. Chimie. VII/2. Iași. Socolescu M., Măldărescu I., Nicbita I., Preda M. (sub tipar). Geochimia unor ele- mente cu clarkuri mici în erupțiunile din munții Gutii și Călimani și interpretarea lor în cadrul fenomenelor de metalogeneză. Asoc. geol. Carpato-Balcanică. Congr. al Vl-lea. Varșovia. Vinogradov A. P. (1956). Zakonomernosti raspredelenia hhniceschih elementov v zemnoi core. Gheohimia. I. Moscova. \JGR *r Institutul Geologic al României Institutul Geological României CONTRIBUTIONS Ă LA CONNAISSANCE DE LA DISTRIBUTION DES ELfiMENTS MINEURS DANS LES ANDfiSITES DES MONTS GURGHIU ET HARGHITA PAR DAN RĂDULESCU, VICTORIA STIOPOL (Rdsumd) On a determin6 par l’analyse spectrographique les teneurs en Pb, Cu, Zn, Ni, Co, Cr et V dans 44 anddsites des Monts Gurghiu et Harghita (Carpates orientales) (tab. II). En utilisant les r6sultats individuels (tab. III) on a calculă les valeurs moyennes pour chaque rdgion et pour chacun des deux types pdtrographiques : and6sites â pyroxenes et and6sites â amphiboles (tab. IV). La variation des teneurs en 616ments mineurs, en fonction de lateneur en SiO2 (fig. 1) s’avdre suffisamment accentude pour certains 616ments (Pb, Cu, V) et ă peine sensible pour d’autres (Zn, Ni). Les roches des deux rdgions different du p.d.v. des teneurs des 616- inents d6termin6s (tab. IV). Ces diffdrences peuvent etre remarqudes dans les valeurs moyennes gendrales ainsi que dans les valeurs moyennes de chacun des deux types petrographiques (tab.IV et fig. 1); les memes diffd- rences figurent sur les diagrammes de la fig. 2. Les diff6rences entre les deux rdgions s’expliquent, en quelque sorte, par la variation d’acidit6 dans les roches respectives (les roches des Monts Gurghiu sont plus basi- ques que celles des Monts Harghita) mais elles montrent en premiere ligne que ces roches ont pour origine des masses magmatiques, qui ă un moment donnd se sont sdpardes entre elles. Dans le cadre de la meme region, les roches pyroxdniques se distin- guent de celles amphiboliques â cause de leur diffdrence d’aciditd (tab. IV, fig. 1). - Institutul Geologic al României Institutul Geological României GEOLOGIA ȘI PETROGRAFIA PĂRȚII DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC DE H. SAVU, I. GHEORGHIȚĂ, AL. VASILESCU, MARJA BĂLOIU-FĂRCĂȘAN Abstract G e o 1 o g y and Petrography of the Northern Part of the Semenic Mountains. The paper deals with the crystalline schists of the northern part of the Semenic Mountains. The crystalline schists are metamorphosed under the condiționa of the amphibolite facies, being situated within the staurolite and dystene zone. From stratigraphic viewpoint, two complexes have been recognised : the lower, with micaschists, quartzfelspathic gneisses and migmatites, and the upper complex consisting of amphibolites, biotite schists and manganiferous schists. Various parageneses developed within the manganiferous schists, under the conditions of the metamorphism of the staurolite and dystene zone. The reaction between pre-metamorphic materials during metamorphism is also shown. As to the pre-metamorphic manganiferous deposits, they have been considered to be deposited within the geosyncline, at the same time as the inițial basic eruptions from which the orthoamphibolites of the region have originated. TABLA DE MATERII Pag. Introducere ................................................................................. 280 Situația geografică a regiunii................................................................ 280 Istoricul cercetărilor geologice.............................................................. 281 Stratigrafia șisturilor cristaline........................................................... 282 Petrografia șisturilor cristaline............................................................ 286 A) Complexul micașisturilor și al gnaiselor cuarțo-feldspatice.................... 286 B) Complexul amfibolitelor și al rocilor asociate.................................... 292 1. Grupa amfibolitelor............................................................. 292 280 H. SAVU, I. GHEORGHIȚA, AL. VASILESCU. MARJA BALOIU-FĂRCAȘAN 2 Pa». 2. Grupa paragnaiselor și a cuarțitelor șistoase cu biotit.................... 296 3. Grupa rocilor din formațiunea manganiferă.................................. 298 4. Grupa șisturilor manganifere............................................... 302 5. Grupa micașisturilor și a gnaiselor cuarțo-feldspatice..................... 306 C) Granodioritele................................................................ 306 D) Pegmatitele................................................................... 307 E) Rocile milonitizate și diaftorizate........................................... 309 Condițiile de metamorfism din șisturile cristaline ...................................... 310 Evoluția geosinclinalului și condițiile de sedimentare a depozitelor manganifere ... 314 Depozitele sedimentare neogene........................................................... 317 Tectonica regiunii....................................................................... 317 Concluzii generale....................................................................... 318 Bibliografie ............................................................................ 319 INTRODUCERE Cu ocazia cercetărilor întreprinse de Comitetul Geologic în vederea prospectării zăcămintelor de mangan din regiunea Delinești, colectivul de cercetători, autorii prezentei lucrări, au cartat în anul 1955 o mare supra- față a părții de nord a munților Semenic. Cu diferite ocazii, unii din membrii colectivului au mai făcut scurte revizuiri în regiune între anii 1956 și 1958, în legătură cu diferite probleme de ordin economic sau științific. Pentru cer- cetările noastre de teren am avut ca bază hărți la scara 1 : 5.000, a căror reducere la scara 1: 25.000 se află la sfîrșitul lucrării (planșa III). Rezultatele acestor cercetări, completate cu date obținute în labo- rator, le vom prezenta în lucrarea de față. Situația geografică a regiunii. Regiunea cercetată de noi ocupă partea de nord a munților Semenic, cuprinsă între Rugi—Delinești—Apadia — Tîrnova. Ea se situează astfel, în zona în care se trece de la relieful mai accidentat format din șisturile cristaline ale masivului Semenic, la cel de coline cu altitudine redusă, care s-a născut pe depozitele sedimentare neo- gene din partea de nord a bazinului Caransebeșului. Relieful munților Semenic în această parte este, de asemenea, destul de liniștit, menținîndu-se ca altitudine în limita dealurilor. Cota cea mai înaltă din regiune este de 796 m, la Cucuiul Lupiteli, în partea de sud a regiunii. De aici spre nord relieful scade treptat, ajungînd ca la Delinești și Rugi abia să depășească 300 m. Această ultimă cotă se află pe depozite sedimentare neogene. între șisturile cristaline și bazinul de depozite sedimentare de la nord apare adesea, pe linia lor de contact, o denivelare evidentă, care marchează limita dintre cele două domenii. Din punct de vedere orografic, constatăm că în regiune se găsesc culmi a căror orientare este aproximativ NW-SE, în partea de W a regiunii și ■ . A Institutul Geologic al României VlGR/ 3 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 281 N —S sau NE —SW în zona de NE a perimetrului cercetat. Această orien- tare este probabil în legătură cu sistemul de fracturi din regiune, care sînt orientate pe aceleași direcții și cu poziția șisturilor cristaline, față de care apele se pare că au curs perpendicular. Pe aceste culmi apar și cîteva vîrfuri mai importante, așa cum ar fi Vf. Fața Galbenă (622 m), Poiana Finetului (683 m), Dealul Socului (691 m), Tîlva Bobului (698 m) și Vf. Celegiului (561 m). Unele dintre ele ies în evidență în lungul formațiunii manganifere, care, după cum vom ve- dea, este alcătuită din roci cu durități mai mari. între culmile menționate se dezvoltă rețeaua hidrografică din regiune, care aparține în cea mai mare parte bazinului hidrografic al pîrîului Po- go'niș și în parte celui al văii Mașca. Pîrîul Pogoniș are o serie de afluenți între Ohabița și Apadia, așa cum sînt valea Dosului, valea Fierului, Ogașul Urît, valea Străjești, valea Mizescu și Valea Lungă și mai la sud pîrîul Igazeului. Aceste ape curg și ele pe direcția SE—NW. în partea de NE, regiunea este străbătută de pîrîul Mașca și cei cîțiva afluenți mai mici ai săi. Istoricul cercetărilor geologice. Partea de nord a munților Semenic a fost cercetată încă din secolul trecut. Astfel, printre primii geologi care s-au ocupat cu studiul acestei regiuni, trebuie să amintim pe Schroeckenstein care se ocupă în anul 1870 de zăcămintele de mangan de la Delinești — Tîrnova și pe Bockh J. (1879 — 1882). Halavâts J. (1895) într-o lu- crare asupra zonei de la E de Reșița, arată că șisturile cristaline din împre- jurimile localității Apadia sînt alcătuite din șisturi micacee cu granați, șisturi cuarțoase, gnaise și pegmatite. Maitîrziu, K. Papp (1919) reia pro- blema zăcămintelor de mangan. Dintre geologii romîni care au luat în considerație și această regiune în sintezele asupra Carpaților meridionali, au fost L. Mrazec (1904), G. Munteanu Murgoci (1905), St. Cantuniari (1930), Al. Codarcea (1930—1940), A. Streckeisen (1933). Din studiile acestor cercetători re- iese că, șisturile cristaline ale munților Semenic aparțin domeniului getic (Al. Codarcea, 1940), aflîndu-se către limita lui estică. Reiese de ase- menea că rocile cristaline au suferit un metamorfism intens de mezocata- zonă. Unii autori au făcut o corelație între șisturile cristaline din Semenic și seria de șisturi cristaline de Lotru. Mult mai tîrziu, regiunea studiată de noi, a fost cercetată în mod spe- cial de I. Roșca (1945), care constată că, șisturile cristaline de aici apar- țin mezozonei și sînt reprezentate prin micașisturi, cuarțite, gnaise, amfi- bolite, granodiorite și pegmatite. Peste șisturile cristaline repauzează de- pozite sedimentare neogene. în anul 1955, zona de șisturi cristaline cu roci manganifere a fost aer- cetată de H. Savu, I. Gheorghiță, Al. Vasilescu și M. Băloiu ’), i) H. Savu, I. Gheorghiță, Al. Vasilescu, M. Băloiu, Raport geologic de pros- pectare a regiunii Rugi-Delinești-Tîrnova. Arhiva Com. Geol. 1955. Institutul Geologic al României 282 H. SAVU. I. GHEORGHIȚĂ. AL. VASILESCU, MARIA BÂLOIU-FÂRCĂȘAN 4 R. DlMlTRESCU, D. CONSTANTINOF și M. TEODORESCU j) ; I. BERCIA și E. Bercia 2) și apoi de C. Drăghici și M. Sbarcea »). Cu ocazia prezentării zăcămintelor de mangan din țară la Congresul Internațional de la Mexico de către V. Ianovici (1956), apare și prima schiță mai detaliată a regiunii Rugi—Delinești—Tîrnova. în anul 1958, M. Savul și V. Ianovici au studiat chimismul rocilor cu mangan din regiune împreună cu celelalte șisturi manganifere din Carpați. Mai tîrziu, în anul 1958, această regiune este prospectată de S. Mînzatu și E. MÎN- zatu 4), pentru filoanele de pegmatite. în anul 1959, L. Pavelescu în sinteza asupra Carpaților meri- dionali, consideră de asemenea munții Semenic ca aparținînd domeniului getic și încadrează șisturile acestor munți la seria de Sebeș. în anul 1959, H. Savu (1962 b) încă descrie o serie de minerale din șisturile manganifere din regiune, iar în anul 1962 D. Giușcă descrie două minerale noi, care se găsesc și în zăcămintele de la Răzoare. în funcție de împărțirea șisturilor cristaline ale munților Semenic după zonele de metamorfism delimitate pe baza mineralelor index (H.Savu, .1964), partea de nord a lor, în special regiunea studiată de noi, se încadrează la zona cu staurolit și disten și anume, în partea superioară a acestei zone. Din punct de vedere tectonic s-a menționat existența unor struc- turi anticlinale și sinclinale, situate pe flancul nord-vestic al structurii în virgație a munților Semenic (H. Savu, 1964). STRATIGRAFIA ȘISTURILOR CRISTALINE Această parte nordică a Munților Semenic este alcătuită din șisturi cristaline mezometamorfice care aparțin cristalinului getic, (Codarcea, 1940), (Roșca, 1954), (Savu, 1964) și din depozite sedimentare neo- gene. Ea se situează către limita estică a domeniului getic. în linii generale, aceste formațiuni cristaline fac parte din seria de Sebeș (Pavelescu, 1959, Codarcea și colab. 1961). în succesiunea stratigrafică generală a cristalinului munților Semenic, șisturile din această regiune reprezintă numai o parte din complexul mare al micașisturilor—în a cărui compoziție mai participă, atît paragnaise, cît și cuarțite — și complexul amfibolitelor (Savu, 1964). De aceea, noi vom repartiza șisturile cristaline cercetate, conform cu această schemă la două mari complexe și anume : complexul micașisturilor și complexul amfibo- litelor și al rocilor asociăte, ultimul înglobînd și formațiunea manganiferă i) R. Dimitrescc, D. Constantinof și M. Teodorescu. Raport asupra zăcămintelor de mangan din regiunea Delinești. Arh. Corn. Geol. 1955. 2) I. Bercia și E. Bercia. Raport geologic din regiunea Poiana, Lindenfeld și Tîrnova (Munții Semenic). Arh. Com. Geologic 1955. 3) C. Drăghici și M. Sbarcea. Raport geologic asupra lucrărilor de explorare exe- cutate de I.S.E.M. în șantierul Delinești în anul 1956, Arh. Com. Geol. 4) S. Mînzatu, E. Mînzatu. Raport geologic asupra prospecțiunilor de pegmatite din perimetrul Slatina-Timiș-Delinești 1958. Arh. Com. Geol. U. JA Institutul Geologic al României \jgrz 5 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 283 După cum rezultă din harta geologică, din profile și din coloana stra- tigrafică alăturată (pl. I), cele două complexe de roci cristaline sînt bine puse în evidență, cu toate că limita lor nu este netă. Astfel, în baza stivei de șisturi cristaline se dezvoltă micașisturi cu disten, staurolit și almandin, cu intercalați! de paragnaise și griaisele cuarțofeldspatice. Această parte din complex are aici o grosime de cca 1000 m. Din loc în loc, apar în mica- șisturi intercalați! de amfibolite sau de gnaise. Astfel, în partea de NE a regiunii apare în micașisturi un prim nivel de amfibolite, cu care se aso- ciază șisturi cuarțitice cu biotit, cu slabe intercalați! de cuarțite spessarti- nice sau spessartinite. La suprafață, micașisturile alcătuiesc cea mai mare parte a zonei de E a regiunii ele dezvoltîndu-se în bazinul văilor Mașca și Pbgonișului. în zona cuprinsă între Rugi, Ohabița și T. Bobului se intercalează în- tre micașisturi, mai ales în partea superioară a acestora, gnaise cuarțo- feldspatice cu benzi migmatice lenticulare care trec treptat, în împrejurimile localității Ohabița, la migmatite mai bine dezvoltate. Acestea aparțin în general ’migmatitelor lenticulare, în care materialul cu caracter n ai’ feld- spati'c alternează cu gnaise cuarțo-feldsptice și paragnaise (Eliseev, 1960). Sub această formă formațiunile complexului inferior se extind spre sud pe la izvoarele pîrîului Mizescu, pînă în valea Igazeulbi. în partea su- perioară a complexului de micașisturi și de gnaise se intercalează primele formațiuni ale complexului al doilea, care începe cu formațiunea man- ganiferă. Intercalați! foarte, subțiri de cuarțite dusilicați demangan, amfibolite și paragnaise biotitice, se întîlnesc în baza acestei stive a complexului in- ferior. Asemenea nivele de roci apar în bazinul văii Mașca, la S de locali- tatea Rugi. De aceea, o limită netă între cele două complexe este mai greu de stabilit, ea fiind marcată de această tranziție gradată. Sub această formă, complexul inferior se afundă spre NW, pe sub șisturile și amfibolitele com- plexului superior situate într-un sinclinal, ce se dezvoltă în partea de NW a regiunii, pe valea Mizescu, spre Apadia (pl. IV, profil III—III). Complexul amfibolitelor și al rocilor asociate este mult mai variat decît cel inferior. Ca grupe mari de formațiuni întîlnim aici formațiunea manganiferă, grupa șisturilor manganifere, grupa amfibolitelor și grupa paragnaiselor și a șisturilor biotitice fine. Grupa de roci mai larg dezvoltată în ansamblul complexului superior este cea a paragnaiselor și a șisturilor cuarțoase cu biotit. Formațiunile sale, paragnaise și șisturi cuarțitice cu biotit, alternează cu micașisturi cu disten, staurolit și granați, cu gnaise cuarțo-feldspatice de tipul celor din complexul inferior, sau cu amfibolite, și se extind pe aproape toată suprafața regiunii studiate, alcătuind benzi și intercalați! orientate, ca și celelalte șisturi cristaline, pe direcția NE —SW și avînd căderi spre NW și SE, conform structurii în sinclinal. Dintre rocile care alcătuiesc această grupă de șisturi cristaline, cele mai răspîndite sînt paragnaisele plagioclazice cu biotit, fine care se întîlnesc pretutindeni în aria de dezvoltare a complexului superior. Cuar- țite șistoase apar mai rar. Ele sînt mai răspîndite în partea de SW a regi- unii cercetate, pe Valea Lungă și în mică măsură pe valea Mizescu. Institutul Geological României 16 R/ 284 H. SAVU, I. GHEORGHIȚA, AL. VASILESCU, MARJA BALOIU-FĂRCAȘAN 6 Un facies deosebit al grupei de roci de mai sus, îl formează rocile care alcătuiesc formațiunea manganiferă. Aceasta alcătuiește un prim nivel important în zonă de tranziție de la complexul inferior la cel superior. Acest nivel are o grosime de 110 m și se extinde de la valea Fierului, unde este întrerupt de o fractură, spre SW prin T. Bobului, virful Măgura, dealul Socului, pîrîul Finetului și ajunge pînă în valea Igazeului, de unde mai la sud dispare treptat. Acest nivel al formațiunii magnifere conține și majoritatea interca- lațiilor de roci cu minerale de mangan și de fier. După cum se vede pe harta geologică, acest nivel este fragmentat, din loc în loc, de un sistem de frac- turi orientat pe direcția NW—SE. Un al doilea nivel al formațiunii manganifere se situează deasupra primului (pl. 1), spre interiorul ariei de răspîndire a complexului supe- rior. El se extinde, de asemenea, ca o fîșie între Ohabița, valea Fierului, izvoarele Ogașului Urît și valea Străjești, după care dispare treptat, spre SW pierzîndu-se în masa paragnaiselor plagioclazice cu biotit. Spre NE, acest nivel se afundă odată cu celelalte șisturi cristaline sub depozitele neogene și se mai întîlnește, conținînd de asemenea mine- reuri de mangan, mai la NE, sub depozitele sedimentare de la Tilva Obiței. Grupa șisturilor manganifere este asociată cu șisturile formațiunii manganifere din cele două nivele prezentate mai sus. Șisturile manganifere apar aici sub formă de intercalați! înguste, paralele, care alternează cu micașisturile muscovitice sau biotitice ale formațiunii purtătoare. Aceste intercalați! au formă de lentile care se efilează. Grosimea acestor interca- lați! variază de la cîțiva cm, pînă la cîțiva m (fig. 1). Rocile de mangan care sînt foarte variate prin compoziția lor, al-, ternează cu micașisturi muscovitice nodulare, șisturi cu biotit și musco- vit, paragnaise cu biotit și uneori chiar și gnaise cuarțo-feldspatice. Acestea din urmă, mai intens migmatizate, formează în zona cuprinsă între Ohabița și valea Străjești, culcușul nivelului formațiunii mangani- fere și în aceeași poziție stau ele în zona cuprinsă între Valea Lungă și pîrîul Igazeului. Complexul amfibolitelor se dezvoltă în această regiune destul de larg. El are o grosime de circa 300 m și se extinde, după cum rezultă din hartă ca o fîșie lată situată între Ohabița și Valea Lungă. Mai la sud, el dispare ca și celelalte formațiuni ale complexului superior. Masa de amfibolite este întreruptă, din loc în loc, de diferite plane de fracturi. Această masă de roci este alcătuită din amfiobolite, uneori amfibolite cu pirotină — pe Ogașul Urît — amfibolite cu granați, amfi- bolite cu biotit și din gnaise amfibolice. Pe valea Pogonișului, Ogașul Urît și valea Mizescu se întîlnesc alternanțe dese de benzi leucocrate, alcătuite din gnaise amfibolice albe cu benzi verzi închise sau negre, formate din amfibolite. Benzile care se succed, alternînd ritmic, au grosimi de la cîțiva mm pînă la cîțiva cm. Ele formează roci foarte caracteristice în această zonă. De asemenea, A Institutul Geologic al României igr/ 7 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 285 apar unele intercalații de paragnaise plagioclazice cu biotit în amfiboli- tele de pe valea Mizescului. în cîteva puncte din partea de S a regiunii se întîlnesc serpentinite. Ele apar, între rocile complexului inferior, cît și între cele ale complexului superior. într-un punct și anume, în cazul ivirii de serpentinite de la E de cota 486 m, acestea se asociază cu amfibolitele, indicînd o legătură genetică, în toate cazurile, serpentinitele sînt concordante șisturilor cristaline și prezintă o foliație paralelă cu acestea. Fig. 1. — Profil de detaliu prin intercalațiile de roci manganifere de la Tîlva Bobului 1. micașisturi muscovit ice nodulare; 2, micașisturi biotitice cu muscovit; 3, micașis- turi cu ferrimuscovit și piedmontit; 4, cuartite spessartinice și apessartinite cu magnetit; 5, șisturi cu parageneze complexe de silicati de mangan șl de fier; 8. carbonați de mangan cu silicati și magnetit. Fig. 1. — Coupe de ddtail ă travers les intercalations de roches manganiferes de Tîlva Bobului 1.micaschistes muscovitioues noduleux; 2, micaschistes biotitioues â muscovite; 3.mi- caschistes ă ferrimuscovite et piedmcntite; 4, Quartzites spessartinitiques et spessarti- nites ă magn6tite; 5. schistes ă parag^neses co mplexes de silicates de mangan&ie et de fer; 6, carbonates de mangan&se & silicates et magndtite. Mai sus în coloana stratigrafică, se observă că peste masa de roci amfibolice apar din nou gnaise cuarțo-feldspatice și micașisturi cu disten, staurolit și granați. Gnaisele cuarțo-feldspatice de la acest nivel sînt mai bogate în muscovit, ceea ce se poate constata mai bine pe Ogașul Urît. De aceea putem considera că complexul amfibolitelor și al rocilor asociate este intercalat între gnaise cuarțo-feldspatice. Șisturile cristaline sînt străbătute din loc, în loc, de filoane granodio- ritice și de filoane de pegmatite. Pegmatitele se întîlnesc sub formă de lentile concordante cu șisturile cristaline. Cele mai multe pegmatite apar pe valea Pogonișului, unde feldspatizează la contact șisturile cristaline din jurul lor. între acestea apar pegmatite cu microclin și mai ales pegmatite cu plagioclaz. Unele pegmatite care străbat șisturile cristaline concro- dant au o șistuozitate slabă, ceea ce indică punerea lor în loc către sfîrși- Institutul Geological României 16 R 7 286 H. SAVU, I. GHEORGHI'J'A, AL. VASILESCU, MARIA BALOIU-FARCAșAN 8 tul mișcărilor orogenetice anterifeene, în care se metamorfozau șisturile cristaline. De asemenea, șisturile cristaline sînt străbătute de filoane de cuarț concordante sau discordante. PETROGRAFIA ȘISTURILOR CRISTALINE în acest capitol al lucrării vom prezenta petrografia șisturilor cris- taline din regiunea cercetată. Pentru acest scop vom expune studiul pe- trografic în ordinea succesiunii stratigrafice a rocilor. /I) COMPLEXUL MICAȘ1STURILOR ȘI AL GNAISELOR CUARȚO-FELDSPATICE în acest complex inferior se pot deosebi cîteva tipuri de roci cris- taline și anume : micașisturi, paragnaise cu muscovit și biotit, șisturi cuarțoase cu biotit, cuarțite spessartinice, amfibolite, gnaise cuarțo- feldspatice, migmatite lenticulare și migmatite oculare. Micașisturile au o compoziție foarte variabilă. în funcție de aceasta se pot separa micașisturi cu muscovit și biotit (± granați), micașisturi cu muscovit, cu biotit preponderent și micașisturi eu granați, disten și staurolit. O mare parte din aceste roci au fost deosebite și de L. Roșca (1954). Ele alcătuiesc cea mai mare parte a șisturilor cristaline din baza formațiunilor metamorfice, fiind mai extinse în partea de SW a regiunii. Micașisturi asemănătoare apar însă și în complexul superior. Structura lor este grano-lepidoblastică, uneori porfiroblastică și textura șistoasă. Micașisturile cu muscovit și biotit sînt foarte răspîndite în comple- xul inferior. De la acest tip de rocă se produc treceri spre celelalte varietăți de micașisturi. în compoziția lor participă, în mare cantitate cuarțul, care este însoțit de muscovit, biotit și adesea de almandin. De obicei se întîlnește și plagioclaz în cantitate redusă. Acest mineral este în general slab alterat. Micele apar sub formă de foițe orientate cu fața (001) în planul foliației rocii. Biotitul se transformă uneori în penin. în varietățile de tranziție încep să fie constante, deși în cantități mici, minerale ca almandin, disten, iar ca minerale accesorii, apatit și zircon. Micașisturile cu muscovit se întîlnesc sub formă de intercalații rare în micașisturi, cum este cea de pe valea Pogonișului, și la W de acest pîrîu. Aceste roci au culoare albă și sînt alcătuite din cuarț, muscovit și puțin feldspat. Micașisturile cu biotit preponderent în compoziție, se întîlnesc în partea de est a regiunii, la sud de localitatea Rugi, unde se asociază cu gnaise biotitice și amfibolite, la E de Poiana Finetului, pe valea Mizescu, în complexul superior și în alte cîteva puncte din regiune. Micașisturile cu biotit sînt alcătuite din cuarț, biotit ( -j- muscovit) și puțin oligoclaz. Institutul Geologic al României 9 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 287 Uneori apar cristaloblaste de almandin și mai rar cristale mari de turmalină care pot ajunge la 2 cm lungime, cum sînt rocile de pe valea Mizescu, la SW de Măgura Mare. Micașisturile cu granați, disten și staurolit sînt roci în care coexistă toate aceste trei minerale tipomorfe, indicînd astfel că regiunea cercetată se situează ca grad de metamorfism, în zona cu staurolit și disten (Savu, Micu, 1963). în compoziția acestor roci participă minerale din tabelul 1. TABELUL 1 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiunile mm Conținut % Cuarț 0,04-2,40 37,25 Feldspat 0,01-2,00 2,08 Disten 0,02-2,60 10,74 Muscovit 0,12-2,50 17,69 Biotit 0,04-2,72 20,58 Granat 0,05-5,00 8,68 Staurolit 0,08-1,28 0,30 1 Rutil 0,01-0,16 } 2,78 Accesorii ( Apatit l Minerale opace 0,05-0,36 Cuarțul și plagioclazul formează de obicei granule cu contur nere- gulat. La cuarț este evidentă o extincție onduloasă. Sub formă de cristalo- blaste alungite după axul c se întîl’nește distenul. Cristaloblastele sale au însă conturul neregulat și cînd sînt mai mari, formează porfiroblastele care ajung pînă la 5—10 cm lungime. în unele roci, cum sînt cele de pe valea Mizescului din complexul superior și cele de pe valea Mașca se pro- duc concentrații deosebite de disten (distenite). Aceste concentrații dis- tenifere au forme lenticulare lungimea de cîțiva zeci de metri și grosimea ce variază de la 10—30 cm. Distenul concentrat în ele nu este proaspăt, el are o culoare cenușie și este în mare măsură sericitizat (muscovitizat), proces ce se propagă de la marginile cristaloblastelor spre interior. El ar putea constitui un ma- terial exploatabil, în cazul în care distenul nu este transformat. în unele roci el are o structură poikiloblastică, incluzînd multe cristale de granat și de cuarț. Muscovitul formează foițe de dimensiuni variabile, care sînt orien- tate în planul șistuozității rocii. Cu el se asociază biotitul brun care concrește uneori cu muscovitul, astfel că în același cristal apar pachete de lamele de biotit ce alternează cu lamele de muscovit. Biotitul apare și ca incluziuni în disten, iar în unele cazuri el însuși include idioblastele de zircon cu aureole pleocroice. în cazul unor procese slabe de alterare se separă în biotit sagenitul caracteristic. Institutul Geologic al României 288 H. SAVU, I. GHEORGHIȚA, AL. VASILESCU, MARIA BALOIU-FĂRCAȘAN 10 Granatul formează cristaloblaste mari, uneori aproape idioforme, ale căror dimensiuni pot ajunge la 1—1,15 cm diametru, așa cum sînt cele de pe valea Mizescului și Pogonișului. De obicei, granatul are contur neregulat și este ciuruit de granule de cuarț și foițe de biotit pe care le include (Pl. II, fig. 1). Aceste incluziuni formează uneori structura heli- citică (Eskola, 1939), (Harker, 1960). Apar de asemenea, incluziuni de staurolit și de rutil parțial alterat, în funcție de orientarea cristalelor alungite de rutil apare uneori struc- tura de „S” intern, indicînd fenomene de rotire a cristalului de granat în timpul metamorfismului (Fairbairn, 1949). Staurolitul se întîlnește în formă de cristaloblaste cu contur nere- gulat, mai rar ca idioblaste frumos colorate în tonuri de galben : Ng — galben-roșcat Nm — slab gălbui Np — galben El conține de asemenea incluziuni de cristale idiomorfe de rutil parțial alterat, uneori și de cuarț. Mineralele accesorii sînt reprezen- tate prin rutil, apatit, și minerale opace. Ultimele reprezintă ilmenitul care apare, fie ea granule cu contur neregulat incluse în granat, fie ca granule grupate în cuiburi mici. Paragnaisele cu muscovit și biotit. Aceste roci alcătuiesc slabe intercalații în micașisturi, sau se asociază cu gnaisele cuarțo-feldspatice din zona Ohabița-Rugi. Rocile au structură granoblas- tică pînă la granolepidoblastică și textură șistoasă. în compoziția lor participă mineralele din tabelul 2. TABELUL 2 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiunile mm Conținut % Cuarț 0,03-1,60 62,90 Plagioclaz 0,20-1,40 29,14 Biotit 0,12-1,05 2,75 Muscovit 0,03-0,80 2,68 Distcn 0,14-1,44 Accesorii Granat 0,04-0,64 . 2,56 Apatit 0,32-0,48 Zircon 0,02-0,11 Cea mai mare parte din rocă este alcătuită din granoblaste de cuarț cu extincție onduloasă și de plagioclaz (An 22) maclat polisintetic. în unele cazuri, plagioclazul se dezvoltă poikiloblastic, înglobînd granule do cuarț. Micele apar sub formă de foițe mai larg dezvoltate. Biotitul este uneori slab cloritizat. în cantități reduse se întîlnește distenul muscovi- Institutul Geological României 11 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 289 tizat pe margini și cristaloblaste de almandin care includ mult cuarț, uneori și cristale idiomorfe de magnetit. Mineralele accesorii sînt reprezentate prin apatit și zircon. Zirconul formează uneori idioblaste cu structura slab zonară. Șisturile cuarțoase cu biotit. Șisturile cuarțoase cu biotit se întîlnesc în zona de la S de localitatea Rugi, în bazinul văii Mașca și mai la SW de valea Pogoniș pînă la est de Poiana Finetului, unde se asociază cu roci apropiate de compoziția paragnaiselor cu biotit (+ mus- covit), amfibolite și cu cuarțite spessartinice. Uneori apar în ele intercalații foarte subțiri de cuarțite albe cu muscovit. Rocile au structură granoblastică pînă la granolepidoblastică și textură șistoasă. în compoziția lor participă cuarț și în cantitate foarte redusă oligoclaz și biotit; mai rar conțin ele almandin sau turmalină. Cuarțite spessartinice. Sînt roci de culoare roșcată, brună, uneori gălbuie, care apar sub formă de intercalații înguste pe malul stîng al văii Mașca. Ele sînt alcătuite, în cea mai mare parte din cuarț, care apare sub formă de granoblaste cu extincție onduloasă. între granulele de cuarț apar idioblaste de spessartin și cristale alungite de dannemorit. Amfibolitele. Amfibolitele care se intercalează în complexul inferior au caracteristici de ortoroci și nu diferă de cele din complexul superior. Ele sînt alcătuite din plagioclaz, hornblendă, puțin cuarț, rutil, titanit și ilmenit. Uneori ilmenitul prezintă o aureolă de sfe’n (pl. II fig. 2). Gnaisele cuarțo-feldspatice. Aceste gnaise alcă- tuiesc rocile din partea superioară a complexului micașisturilor, care se dezvoltă între Rugi și Ohabița, la S de Delinești și în lungul formațiunii manganifere, pînă în valea Mizescului. Ele prezintă, pe alocuri, fenomene de mobilizare a feldspaților, formînd uneori migmatite lenticulare. Structura lor este granoblastică, iar textura șistoasă. în compoziția lor participă mineralele din tabelul 3. TABELUL 3 Compozi(ia mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiunile mm Conținut % Cuarț 0,048-2,08 44,62 Microclin 0,32 -0,48 Plagioclaz 0,11 -1,2 Muscovit 0,12 -2,24 19,71 Zircon 0,03 -0,06 Accesorii Apatit 0,01 -0,22 1,68 Ortit 0,03 -0,27 Ilmenit 0,03 -0,8 Cuarțul se găsește sub formă de granoblaste cu contur neregulat; el concrește uneori simplectitic cu muscovitul. Microclinul apare în canti- 19 — Anuarul Comitetului Geologic. Institutul Geologic al României 290 H. SAVU, I. GHEORGHIȚA, AL. VASILESCU, MARIA BÂLOIU-FARCAȘAN 12 tate foarte mică sub formă de granoblaste cu contur neregulat și de obicei cu structura în grătar incipientă, care se dezvoltă pe marginile gra- nulelor sau neregulat în interiorul lor. Pe alocuri el este slab alterat. Feldspatul predominant este plagioclazul (An 18—20) care formează cristaloblaste mai larg dezvoltate, cu contur neregulat și cu macle poli- sintetice. Dintre mice este de obicei prezent muscovitul, uneori și biotitul. Acesta din urmă se transformă parțial în dorit pe margini. în unele roci de pe valea Pogonișului, la sud de Ohabița, apar idioblaste de granat slab roziu. în unele porțiuni însă, granatul este colorat neregulat în brun închis. Migmatitele lenticulare. Sub această denumire con- siderăm rocile dezvoltate mai ales în zona dintre Ohabița și valea Fierului. Ele mai apar și în valea Străjești, la W de Tîlva Bobului. Anterior ele au fost descrise ca gnaise granitice (Roșca, 1954). Aceste roci constau din paleosoma care este reprezentată prin paragnaise și gnaise cuarțo-feld- spatice și metasoma a cărei compoziție se apropie de compoziția grandio- ritelor, astfel că în unele porțiuni se ajunge aproape de roci cu’compoziția granițelor migmatice, asemănătoare rocilor descrise de H. Savu1) ’la W de Văling. O astfel de rocă are structură granoblastică și textură slab orientată. în compoziția ei participă mineralele din tabelul 4. TABELUL 4 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiuni Conținut mm % Cuarț 0,03—4,00 41,98 Microclin 0,32-2,88 | 55,14 Plagioclaz 0,27-3,68 Biotit-l-Muscovit 0,04-0,64 2,06 Accesorii / 011. ț Minerale opace 0,02-0,16 0,03-1,60 | 0,82 Cuarțul care are contul' neregulat și extincție onduloasă, prezintă numeroase incluziuni, foarte fine și opace. Feldspatul potasic formează cristale cu contur neregulat, care prezintă o structură caracteristică în grătar, mai clară pe marginile granulelor. El include uneori plagioclaz și cuarț pe care le corodează parțial. Cristaloblaste mai largi formează plagioclazul (An 12), care este maclat polisintetic după legea albitului, mai rar după cea a periclinului. Uneori se întîlnesc cristaloblaste de plagioclaz îndoite, sau slab alterate. b II. Savu, 1961. Studiul geologic și petrografic al regiunii Văling, (munții Semenic) Arhiva Institutului Geologic. Institutul Geologic al României 13 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 29! Biotitul se întâlnește sub formă de foițe divers colorate. Astfel, pleocroismul lui variază în felul următor : Ng — Nm brun închis pînă la verde închis Ap — galben și verzui-gălbuî în ambele cazuri unghiul 2V este foarte mic. El conține adesea incluziuni de minerale opace. Mineralele accesorii sînt reprezentate prin cristale idiomorfe, sau rotunjite de zircon, alterat uneori pe margini și prin granule dc minerale opace. în unele roci sc întâlnește accesoriu și almandinul, uneori și rutilul. Mi gmatit e oculare. Astfel de roci se întîlnesc rar în regi- unea cercetată de noi, spre deosebire de alte regiuni din Munții Semenic (H. Savu și O. Micu, 1963). Migmatite oculare au fost întâlnite de noi pe valea Pogonișului și pe valea Fierului. Rocile din această categorie au structură oculară și sînt orientate. Oculii feldspatici sînt alungiți în sensul lineației rocilor. în compoziția lor participă mineralele din tabelul nr. 5. TABELUL 5 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Cuarț Plagioclaz Biotit Hornblendă ' Granat Clinozoizit Accesorii > Apatii Zircon Butii Titamț Minerale opace Dimensiuni mm 0,03-0,80 0,04-4,80 0,01-6,00 0,02-0,35 0,03-2,40 0,03-0,40 0,03-0,32 0,01-0,08 0,01-0,08 0,04-0,48 0,01—0,20 Conținutul y- 23,58 51,90 j 17.43 3,00 ■ 4.02 Mineralul cel mai larg răspîndit în rocă este plagioclazul (An 20), care se concentrează de obicei și formează oculii din rocă. De regulă, el arc structură poichiloblastică și include cuarț, minerale opace, biotit, hornblendă etc., pe care le corodează parțial. Prin orientarea lor după textura rocii din jur se formează structuri helicitice. Plagioclazul formează uneori concreșteri foarte complicate cu biotitul. El este maclat polisinte- tic și prezintă uneori alterații slabe sub formă dc cuiburi neregulate. Institutul Geological României 292 H. SAVU. I. GHEORGHIȚA, AL. VASILESCU, MARIA BALOIU-FĂRCAȘAN 14 După structura sa poikiloblastică (pl. II, fig. 3) se vede că el s-a for- mat prin procese metasomatice, mai ales că, cristaloblastele larg dezvol- tate sînt puțin mai acide pe margine. Uneori plagioclazul este străbă- tut de filonașe de albit. în cantitate destul de mare mai participă în rocă și cuarțul, ale cărui granoblaste cu extincție onduloasă apar, atît în oculii feldspatici, cît și în masa șistoasă din jur. Biotitul formează lamele largi, colorate în brun deschis. Ele sînt uneori îndoite și conțin incluziuni de diferite minerale. Cînd apare și zir- conul ca incluziune, acesta are în jurul său o aureolă pleocroică. Uneori mica trece pe margini în penin. Unele roci, cum este cea de pe pîrîul Pogoniș, conțin și o homblendă sub formă de cirstaloblaste mici, de obicei cu contur neregulat. Ea pre- zintă următoarele caractere optice: Nj — albastru-verzui Nm — verde Np — slab gălbui CNj - 24° în aceleași roci se întîlnește uneori și clinozoizitul, sub formă de cris- taloblaste cu contur neregulat, mai rar ca idioblaste, care au un nucleu format din ortit brun-gălbui. între clinozoizit și plagioclazul mai acid din rocă apar uneori concreșteri intime. în cantitate redusă se întîlnește în aceste roci și almandinul, care apare sub formă de granule cu contur neregulat și cu numeroase incluziuni. Alte minerale accesorii sînt sfenul asociat cu clinozoizit, apatit, rutil și zircon. B) COMPLEXUL AMFIBOLITELOR ȘI AL ROCILOR ASOCIATE După cum am arătat, acest complex este foarte variat din punct de vedere petrografic el conținînd și unii termeni care apar în complexul inferior așa cum sînt micașisturile cu granați, disten și staurolit și gnaisele cuarțo- feldspatice. Rocile care-1 alcătuiesc se pot separa în următoarele grupe : grupa amfibolitelor, grupa paragnaiselor și a șisturilor cuarțoase cu biotit, grupa rocilor din formațiunea manganiferă, grupa șisturilor manganifere și grupa micași sturi lor și a gnaiselor cuarțo-feldspatice. Dintre aceste grupe cea mai larg răspîndită este a doua, restul formațiunilor în afară de amfi- bolite, reprezentând roci cu extindere mai redusă. 1. Grupa amfibolitelor. în această grupă de roci cuprindem diferite tipuri de amfibolite din regiune. După cum s-a mai arătat, amfibolitele apar sporadic și în complexul inferior, dar ele se dezvoltă larg în complexul superior. Ele sînt reprezentate în cea mai mare parte prin ortoamfibolite. Rocile din grupa amfibolitelor sînt următoarele : amfibolite, amfibolite cu granați, amfibolite cu biotit, gnaise amfibolice și serpentinite. Primele patru tipuri de roci se asociază intim pe teren în masa mare de amfibolite din regiune. Serpentinitele apar însă sporadic și deoarece re- prezintă roci asociate cu ortoamfibolitele provenite din metamorfozarea rocilor bazice din același ciclu magmatic, le-am descris tot aici. Institutul Geologic al României leșy 15 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 293 Amfibolitele. Amfibolitele sînt roci cu structura granone- matoblastică și textură șistoasă. în compoziția lor participă următoarele minerale (tabelul 6). TABELUL 6 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiuni mm Conținut 0/ /o Cuarț 0,03-0,32 7,26 Feldspat 0,01- 1,44 27,68 Hornblendă 0,08-10,00 67,55 Biotit 0,03-0,30 0,95 Accesorii Titanit Rutil Ortit Minerale opace 0,02-0,50 0,05-0,09 0,01-0,32 0,03-0,08 6,31 0,25 în rocă apare foarte puțin cuarț sub formă de granule cu contur neregulat, incluse în hornblenda poikiloblastică sau în feldspat. Plăgioclazul (An30) formează cristaloblaste mai mari, maclate poli- sintetic. El este în general proaspăt, dar în unele cazuri a suferit un feno- men slab de sericitizare. Hornblenda este varietatea comună care se dezvoltă în cristale destul de mari, uneori pînă la 1 cm. Ea are structură poikiloblastică, incluzînd plagioclaz, cuarț, sfen, rutil și minerale opace pe care le corodează în dezvoltarea sa. Pleocroismul său este următorul: Ng — verzui-bruniu Nm — brun-verzui Np — incolor, slab gălbui CNg — 20°-22« Pe unele fisuri care o străbat s-a format biotit în foițe paralele cu pereții. Biotitul include uneori mici cristale de ortit, cu aureole pleocroice în jurul lor. El se transformă uneori în penin. Titanitul apare sub formă de cristaloblaste cu contur neregulat, de obicei grupate în cuiburi. Rutilul se întîlnește, de obicei, idiomorf și este inclus în hornblendă. Pe ogașul Urît amfibolitele conțin pirotină. Amfibolitele cu granați. Aceste roci au structură gra- nonematoblastică, uneori porfiroblastică și o textură șistoasă. în compo- ziția lor participă următoarele minerale (tabelul 7). Institutul Geologic al României 294 H. SAVU, I. GHEORGHIȚA. AL. VASILESCU, MARIA BALOIU-FARCAȘAN 16 TABELUL 7 Composifio mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiuni mm Conținut % /o Cuarț Plagioclaz Hornblendă Granat 0,01-0,00 0,32-0,50 0,01-0,48 0,08-1.90 3,01 12,00 74,07 7,11 Titanit 0,01-0,10 Accesorii Rutil 0,01 -0,24 ■ 3,51 Apatit - Minerale opace 0.008-0,35 0.01-0,20 Principalul mineral din rocă este hornblendă verde comună. Ea are structură poikiloblastică și include de obicei cuarț și feldspat. De asemenea apar incluziuni de granat, rutil și de magnetit. Plcocroismul este următorul: Ng — verde-albăstrui Nw — verde-bruniu Np — gălbui City - 22° în general, ea alcătuiește masa principală a rocii în care apar por- firoblaste de granați sau cuiburi de granați și plagioclaz. în unele roci ea formează cristaloblaste mai mari, dar în altele, masa care cimentează porfiroblastele de granat (pl. II, fig. 3) este alcătuită din cristaloblaste fine de hornblendă și granule de cuarț și plagioclaz. Atît cuarțul, cît și plagio- clazul se găsesc sub formă de. xenoblaste. Pagioclazul (An 30) alcătuiește cristaloblaste mai mari care prezintă uneori macle polisintetice. Granatul este o varietate slab rozie care se prezintă mai ales ca por- firoblastele dezvoltate de obicei sub formă de schelete de cristale, ce includ granule de cuarț, hornblendă și feldspat sau magnetit. în unele cazuri, asemenea schelete de cristale nu mai păstrează decît marginile cristalului de granat, restul fiind ocupat de celelalte minerale, așa cum sînt descriși astfel de granați în alte lucrări (Harker, 1960; Eliseev, 1960). Mineralul opac apare sub formă de granulei cu contur neregulat, care au în jurul lor o aureolă de titanit slab pleocroic, formată Ifie din granule mai fine, fie din cristaloblaste alungite și slab dezvoltate perpen- dicular pe fețele granulului de magnetit. Rutilul formează cristale alungite, colorate în brun-gălbui și incluse în granat sau hornblendă. Uneori este alterat, caz în care el devine opac. Apatitul se întîlnește rar. Amfibolitele cu biotit. jVmfibolitele cu biotit sînt roci care se întîlnesc adesea în masa mare de amfibolite, în care se asociază mai ales cu gnaisele amfibolice. Ele au structură granonematoblastică și textură șistoasă. în compoziția lor participă mineralele din tabelul 8. Institutul Geological României 17 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 295 TABELUL 8 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiuni mm Conținut 0/ /o Cuarț. Plagioclaz Hornblendă Biotit Titanit Apatit Accesorii Ordt Minerale opace 0,03-0,50 0,20-0,56 0,04-2,88/1,28 0,01 -0,72 0,03-0,16 0,90-0,40 0,04-0,11 0,01-0,09 0,01-0,24 3,98 36,32 50,80 5,90 3,00 Ca și în alte amfibolite și în acestea, cuarțul și plagioclazul apar ca xenoblaste. Plagioclazul este maclat polisintetic și apare uneori, slab alte- rat pe margini sau în porțiuni neregulate din interiorul cristalelor. Și în aceste roci, hornblendă este o varietate comună, pleocroică în tonuri verzui. Ea are uneori structură poikiloblastică și include cuarț, plagioclaz, rutil, titanit și minerale opace. Cînd conține incluziuni de mine- rale opace acestea au în jurul lor o aureolă pleocroică. Unghiul de extinc- ție CNg - 22°. Bio citul formează lamele scurte, orientate de obicei în planul fali- ației rocii. El este pleocroic în culorile brun și gălbui. Uneori el este trans- format în dorit, separînd granule de oxizi de fier și de rutil. Conține de asemenea incluziuni de ortit, care produc aureole pleocroice în el. Mineralele opace accesorii au și aici o aureolă de titanit în jurul gra- nulelor. Mai apar de asemenea, cristale de apatit, rutil și ortit. Gnaisele amfibolice. Gnaisele amfibolice apar după cum am arătat, în toată masa amfibolitelor, unde formează benzi înguste leu- cocrate, rezultate, fie prin procesul de diferențiere metamorfică, fie repre- zentînd roci inițial leucocrate. Asemenea benzi leucocrate au structură gra- noblastică și textură paralelă. în compoziția lor participă mineralele din tabelul 9. Aceste gnaise au adesea o textură rubanată, în care alternează benzi mai leucocrate cu benzi, în oare apar în cantitate mai mare minerale me- lanocrate. în benzile mai leucocrate apare o cantitate mai mare de granule cu conținut neregulat de cuarț și de plagioclaz. Xenoblastele de plagio- claz (An 18) sînt maclate polisintetic după legea albit sau periclin. Unele dintre ele sînt slab afectate de un proces de sericitizare în lungul planelor de clivaj. Hornblendă este o varietate verde comună. Ea se prezintă în cris- taloblaste alungite și orientate în planul foliației rocii. Adesea, include titanit și ortit cu aureole pleocroice. Uneori, hornblendă formează mici benzi alteori ea este uniform răspîndită în rocă. Institutul Geological României IGR/ 296 H. SAVU, I. GHEORGHIȚĂ, AL. VASILESCU, MAMA BĂLOIU-FARCAȘAN 18 TABELUL 9 - Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiuni mm Conținut % Cuarț 0,01-0,80 24,25 59,00 Plagioclaz 0,06-1,60 15,54 Ilornblendă 0,03-0,88 Titanit 0,02-0,12 Clinozoizit 0,08-0,35 Accesorii Apatit 0,10-0,35 1,24 Zircon 0,01-0,10 Minerale opace 0,02-0,19 Mineralele accesorii sînt reprezentate prin granule sau idioblaste de dimensiuni diferite. Titanitul formează și aici aureole în jurul mag- netitului. Serpentinitele . Serpentinitele se întîlnesc în trei mici corpuri în șisturile cristaline din partea de sud a regiunii și anume, la sud de T. Socului, pe pîrîul Mizescu și la nord de Valea Lungă. Ele sînt formate pe seama dunitelor și constau dintr-o masă anti- goritică ale cărei lamele formează structurile în flăcări, în draperii sau struc- tura celulară. Odată cu transformarea olivinei din dunit în serpentinit, s-au separat oxizi de fier, probabil magnetit secundar, sub formă de gra- nule fine (0,003 — 0,16 mm). Acestea se grupează uneori sub formă de cuiburi situate printre celelalte minerale. Afară de antigorit în rocă mai apare ici și colo, talc sub formă de foițe larg dezvoltate (2—3 mm diametrul). în serpentinitele de pe Ogașul Sîrbului apar fenomene de metasomatoză cu carbonați. Carbonatul-magnezit se dezvoltă sub formă de filonașe care înlo- cuiesc lateral serpentinitul. în jurul filonașelor apar neregulat cuiburi de carbonat, care au înlocuit mineralele serpentinice, păstrînd uneori felul de așezare al lamelelor antigoritice. în unele cazuri, carbonatul formează cuiburi împreună cu magneti- tul secundar, ceea ce indică faptul că magnetitul s-a format tot în perioada în care se produce serpentinizarea dunitului. 2. Grupa paragnaiselor și a cuarțitelor șistoase cu biotit. în această grupă de roci o răspîndire mai largă o au paragnaisele plagioclazice cu biotit. Cuarțitele șistoase cu biotit au o dezvoltare ceva mai restrânsă. Asociate cu aceste roci se întîlnesc șisturi cuarțoase cu biotit asemănătoare celor din complexul inferior, motiv pentru care noi nu le vom repeta des- crierea aci. Ele fac trecerea de la micașisturi la paragnaisele plagioclazice cu biotit. Institutul Geological României 19 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 297 Paragnaisele plagioclazice cu biotit. Aceste roci se întîlnesc uneori și în cadrul formațiunii manganifere, unde se inter- calează între celelalte șisturi dar sînt mai larg răspîndite într-o zonă situ- ată între nivelul șisturilor acestei formațiuni și cel al amfibolitelor; unele gnaise de pe valea Mașca se apropie ca structură de aceste roci. Această zonă se dezvoltă între Ohabița, valea Străjești, valea Mizescu, "Valea Lungă și pîrîul Igazeului. Paragnaisele biotitice mai apar apoi într-o zonă situată mai la est, pe valea Mizescu. în aceste zone ele alternează cu micașisturi, gnaise cuarțo-feldspatice și paragnaise plagioclazice cu biotit. Aceste gnaise apar uneori intercalate și în amfibolite pe valea Mi- zescu și pe creasta de la NE de această vale. Ele sînt roci cu o granulație mai fină și uniformă, a căror culoare este cenușie sau roșcată. Structura este granolepidoblastică, iar textura șistoasă. în compoziția lor participă mineralele din tabelul 10. TABELUL 10 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiuni mm Conținut % Plagioclaz Biotit Muscovit ' Granat Rutil Accesorii ■ Apatit Accesoru zircon Minerale opace 0,09-0,80 0,03-0,32 0,00-0,45 0,04-0,12 0,01-0,08 0,03-0,10 0,01-0,12 0,05-0,12 67,97 23,86 2,53 5,64 După cum rezultă din tabel, roca este alcătuită în cea mai mare parte din plagioclaz (An 20), mineral care se prezintă sub formă de cris- taloblaste izometrice și uniform răspîndite în masa rocii. Ele au contur neregulat și prezintă macle polisintetice. Uneori sînt slab alterate, altera- ție care apare pe margini sau sub formă de cuiburi în interior. Ca inclu- ziuni prezintă foițe de biotit, sau unele minerale accesorii. Biotitul formează foițe scurte, de obicei situate în interstițiile cris- taloblastelor de plagioclaz, însă orientate pe o singură direcție. Uneori, biotitul este transformat pe margini în clorit, iar în interiorul lamelei se separă sagenit. în aceste gnaise se mai întîlnește, uneori, granat în cantitate foarte mică și în granule foarte fine. Mai rar granoblastele de almandin sînt în- locuite parțial cu clorit. Celelalte minerale accesorii apar, fie sub formă de idioblaste (zirconul și rutilul), fie ca granule cu contur neregulat. Cuarțitele fine șistoase cu biotit. Cuarțitelefine șistoase cu biotit sînt mai puțin răspîndite în regiunea cercetată de noi. Institutul Geological României IGR/ 298 H. SAVU, I. GHEORGHIȚĂ. AL. VASILESCU, MARIA BĂLOIU-FÂRCĂȘAN 20 Ele apar sub forma unei fîșii care se dezvoltă în axul unui sinclinal, ce se extinde de la pîrîul Mizescu spre sud-vest. Ele sînt roci de culoare cenușie și cu granulație fină. Structura lor este granolepidoblastică, iar textura șistoasă. în compoziția lor participă mineralele din tabelul 11. Tabelul 11 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiuni mm Conținut 0/ /o Cuarț. 0,00—0,72 58,72 Plagioclaz 0,04-0,12 4,32 Biotit 0,03-0,32 33,68 Muscovit 0,02-0,36 2,58 G'ranat 0,02-0,08 Apatit 0,02-0,07 Accesorii Zircon Turmalina 0,01-0,06 0,01-0,28 0,69 Minerale opace 0,005-0,40 Cea mai mare parte din rocă este alcătuită din cuarț care formează mici granule cu contur neregulat. Aceeași formă neregulată o are și plagio- clazul (An 20). El este maclat polisintetic și slab alterat în sericit și într-un praf fin asociat acestuia. Dintre mice, mineralul cel mai larg răspîndit este biotitul, a cărui formă de prezentare în tot complexul superior, este cea de foițe scurte și orientate în planul șistuozității. Pleocroismul său este următorul : Ng — Nm — brun, brun închis Np — gălbui El include granule de magnetit și uneori de zircon cu aureole pleo- croice. în cantitate foarte mică, dar de obicei în foițe mai mari, participă în aceste roci și muscovitul, ale cărui lamele se întrețes cu cele ale bioti- tului. Granatul nu se întîlnește în toate rocile acestei grupe. Cînd apare, el se prezintă sub formă de granule fine, în parte cloritizate și în multe cazuri slab colorate în gălbui. Ele sînt slab anizotrope pe margine, ceea ce indică un granat cu un conținut oarecare de molecule de spessartin. Mineralele accesorii sînt reprezentate prin apatit, zircon și turma- lină. Turmalina este o varietate colorată în brun gălbui-verzui. 3. Grupa rocilor din formațiunea mangamferă. în această grupă de șisturi ce alcătuiește formațiunea în care apar de obicei șisturile cu mangan din complexul superior, se găsesc următoarele roci: micașisturi musco- vitice nodulare, micașisturi cu muscovit și biotit și micașisturi cu pied- montit și ferrimuscovit. Institutul Geological României 21 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 2 99 în aceeași formațiune se întîlnesc și paragnaisele biotitice sau șis- turile biotitice descrise în prima grupă de șisturi, deoarece formațiunea manganiferă reprezintă un facies al acestei grupe de roci cu biotit. în unele zone apar și șisturi cuarțoase cu biotit descrise mai sus. O caracte- ristică a formațiunii manganifere este existența, în multe roci ale sale, a unui granat cu un conținut variabil de spessartin, din a cărui alterare rezultă oxizi de mangan, ce pigmentează rocile cu mici pete negricioase. în cadrul formațiunii manganifere, care se găsește după cum am ară- tat, în două nivele importante ce apar pe hartă ca două fîșii întrerupte din loc în loc de falii transversale, diferitele tipuri de roci menționate mai sus alternează unele cu altele și cu șisturile manganifere, mai rar și cu am- fibolitele. Micașisturile muscovitice nodulare. Aceste mi- cașisturi apar ca intercalații între șisturile manganifere de la Măgura și de la Bobu. Ele sînt roci de culoare albă cu textură șistoasă, în a căror masă apar mici nodule de 0,5 — 1 cm lungime. în compoziția lor parti- cipă mineralele din tabelul 12. TABELUL 12 Compoziția mineralogică și dimensiunile miueralelor Minerale Dimensiunile mm Conținut 0/ .0 Cuarf, Muscovit 0,01 -0,59 0,08 -0,80 62,28 7,45 Magneții Pirită 0,005-0,28 0,08 -0,64 | 30,26 Un mineral foarte răspîndit în aceste roci este cuarțul, care formează granoblaste cu extincție puternic onduloasă. Aceste granoblaste se grupea- ză sub formă de nodule sau de oculi alungiți în sensul lineației rocii. Afară de cuarț în nodule mai participă granule fine de magnetit, care au înțesat cuarțul și se grupează în mici cuiburi. între ele apar uneori și idioblaste fine,’ dar cele mai multe au contur neregulat. Muscovitul sub formă de foițe dispuse în planul de șistozitate, une- ori îndoite, formează masa rocii din jurul nodulelor cuarțoase. Această masă este alcătuită din muscovit, cuarț și granule de magnetit. Pirita apare de regulă în cristale idiomorfe, răspîndite ici și colo în masa rocii. Cristalele sînt de obicei parțial alterate în limonit. Micașisturi cu muscovit și biotit. Micașisturile cu muscovit și biotit se găsesc atît în formațiunea manganiferă, cît și în afara acesteia, în baza amfibolitelor sau în asociații cu rocile grupei para- gnaiselor plagioclazice cu biotit. Ele sînt de asemenea roci de culoare ce- nușie cu structură granolepidoblastică și textură șistoasă uneori rubanată, redată de benzi mai bogate în biotit, care alternează cu benzi în care parti- 300 H. SAVU, I. GHEORGHITĂ, AL. VASILESCU, MARIA BALOIU-FARCAȘAN 22 cipă mai mult muscovitul. în compoziția lor participă mineralele din tabelul 13. TABELUL 13 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiunile mm Conținut % Cuarț 0,016 -1,16 23,14 Biotit 0,03 —0,64 38,02 Muscovit 0,02 -0,16 36,63 Granat 0,01 -0,12 Turmalină 0,08 -0,27 Accesorii Zircon 0,005 -0,02 ; 2,20 Minerale opace 0,01 -0,08 ) Granoblastele de cuarț fine sînt prezente în toată roca, dar se con- centrează uneori mai mult în benzile cu muscovit. între ele apar foarte rar granule de plagioclaz. După cum am arătat, micele formează în rocă benzi mai biotitice sau mai muscovitice. Muscovitul se prezintă sub formă de lamele dispuse cu fața țOOl) paralel cu foliația rocii. Cu o dispoziție asemă- nătoare se întîlnește și biotitul. El include zircon, granat și granule fine de minerale opace. Mineralul mai deosebit în aceste roci este un granat de culoare slab gălbuie sau slab brunie, mai evidentă pe marginile cristalelor, zone în care ele prezintă și slabe fenomene de antizotropie. Aceste caracteristici indică un granat cu un conținut apreciabil de molecule de spessartin. De obicei, el formează cristaloblaste aproape idiomorfe, independente sau grupate în cuiburi. Prin alterare, granatul slab manganifer pune în libertate oxizi de mangan, care se răspîndesc în rocă sub formă de pete negricioase. în aceleași roci am întîlnit o turmalină de tipul șorlit de culoare ver- zui-gălbuie sau brunie. Ea formează cristale alungite după axul C. Tot ca mineral accesoriu există în aceste roci cristale idiomorfe de zircon și granule fine de magnetit. M i c a ș i s t u r i 1 e cu p i e d m o n t i t și ferri muscovit. Aceste micașisturi formează roca de tranziție de la celelalte șisturi ale for- mațiunii manganifere la grupa șisturilor cu silicați și carbonați de mangan (Savu, 1962 b). Asemenea roci au mai fost descrise de Williams și colab. (1954) în Noua Zeelandă, unde se consideră că aparțin gradului scăzut de metamorfism. Rocile au o culoare violacee și se întîlnesc mai des pe valea Fierului și mai puțin în restul formațiunii manganifere. Structura lor este granolepidoblastică, iar textura șistoasă. Uneori apare o structură porfiroblastică, redată de porfiblastele de granat. în compoziția rocilor de acest tip participă mineralele din tabelul 14. Institutul Geological României 23 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 301 TABELUL 14 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiunile mm Conținut % Cuarț Plagioclaz Ferrimuscovit Biotit Piedmontit Granat . .. Rutil Accesorn Apatit Minerale opace 0,03 -1,28 0,32 -3,20 0,08 -2,40 0,01 -0,88 0,01 -0,72 0,02 -0,35 0,01 -0,12 0,11 -0,48 0,005-0,25 6,OG 5,44 00,00 23,8G 0,55 • 6,43 Cuarțul care apare sub formă de granoblaste prezintă numeroase incluziuni de magnetit, de rutil și de apatit. Plagioclazul are o structură poikiloblastică, incluzînd și el numeroase cristaloblaste de magnetit, rutil, granat, biotit, apatit, minerale care se grupează în cuiburi ce împă- nează plagioclazul. El este un oligoclaz acid (An 14) și este probabil că la formarea lui au contribuit fenomene migmatice. Ferrimuscovitul (Savu, 1962 b) mineral de culoare violacee, apare sub formă de lamele cu contur neregulat, al căror pleocroism este urmă- torul : Np—Nm—slab roziu-bruniu Np—incolor (—)2V=35° El include de asemenea, magnetit, granat, rutil etc. Zirconul inclus în el nu produce aureole pleocroice ca în biotit. Cu ferrimuscovitul se asociază biotitul, care apare tot sub formă de lamele de dimensiuni mai reduse. El are următorul pleocroism : Nj—Nm — brun-gălbui-portocaliu Nț?—slab gălbui (—)2 V = foarte mic Piedmontitul (Savu, 1962 b), se întîlnește în cantitate redusă în aceste roci. El formează cristaloblaste prismatice, uneori cu marginile neregulate și are un pleocroism caracteristic. Np — roșu deschis Nm — violet Nț? — orange (—)2V = 79’ Granatul este răspîndit în toată roca sub formă de granule fine, uneori ca idioblaste. Unele cristaloblaste prezintă pe margini un slab feno- igr/ Institutul Geological României 302 H- SAVU. I. GHEORGHIȚĂ, AL. VASILESCU, MARJA BALOIU-FARCAȘAN 24 men de anizotropie, așa cum se întîlnește la spessartin. Afară de aceste mi- nerale, în rocă mai apare, de obicei ca incluziuni în plagioclaz, o turmalină colorată slab în tonuri de portocaliu și roziu, ceea ce după Slivko (1959) indică un conținut de Mn3+. Rutilul apare sub formă de idioblaste. 4. Grupa șisturilor manganifere. în această grupă considerăm roci în a căror compoziție intră minerale de mangan-silicați sau carbonați dintre care unii formează obiectul exploatărilor miniere din regiune. Ele alcătuiesc benzi paralele sau lentile intercalate între șisturile formațiunii manganifere. După cum am arătat (H. Savu, 1962 b), aceste șisturi se pot separa în funcție de mineralul care predomină în compoziția rocii, în următoarele tipuri de șisturi manganifere: cuarțite spessartinice, spes- sartinite, carbonatite manganifere, rodonitite, șisturi manganifere cu mag- netit, șisturi manganifere cu parageneze complexe și șisturi manganifere metamorfozate la contact. Toate aceste roci dau prin alterare oxizi de man- gan și limonit. Diferite tipuri de roci manganifere au mai fost descrise în seriile mezometamorfice din munții Preluca (Kossmat și John, 1905) și în munții Sebeș (L. Pavelescu 1955), iar în seriile epimetamorfice în Car- pații orientali (M. Savul, 1927). Cuarț ițele spessartinice. Cuarțitele spessartinice sînt foarte răspîndite printre șisturile manganifere și se asociază de obicei cu spessar tiuitele, sau formează benzi în celelalte roci manganifere. Structura lor este granoblastică, iar textura rubanată. în compoziția lor participă mineralele din tabelul 15. TABELUL 15 Compoiifia minertilogieă și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiuni mm Conținutul 0/ /o Cuarț Spessartin Biotit Magnetit Hornblendă r r ?’ 7 r 81.75 16,69 0,57 0,97 pinii ta 10% Cuarțul care alcătuiește masa principală a acestor roci, se prezintă sub formă de granoblaste cu conture foarte neregulate, care au inclus cris- tale de spessartin și de magnetit. în cantitate mai redusă participă spes- sartinul care apare ca idioblaste. El formează uneori în aceste cuarțite benzi înguste mai bogate în granat, rezultînd astfel texturi rubanate. Granulele sînt slab colorate în gălbui-bruniu. în zonele de alterație se transformă treptat în oxizi de mangan. Institutul Geological României 25 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 303 Biotitul se întîlnește foarte rar în aceste cuarțite. El apare ca lamele fine pleocroice. Ca minerale accesorii apar în cuarțitele cu spessartin mag- netit și apatit. în unele cuarțite se întîlnește și o hornblendă verde, care se prezintă sub formă de cristaloblaste alungite după axul C. Caracteristicile sale sînt următoarele : Nș vcrde-albăstrui Nm — verde-gălbui Np — slab verzui CNg - 20“ Spessartinitele. Spessartinitele sînt roci de culoare roșcată sau negricioasă atunci cînd se alterează. Structura lor este granoblastică, iar textura rubanată. Uneori se întîlnesc structuri microcutate. în compo- ziția lor participă mineralele din tabelul 16. TABELUL 16 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiuni mm Conținutul i % Cuarț Spessartin Dannemorit 0,005-0,24 0,001-0,11 0,16 -0,48 15,74 56,30 3,45 Minerale opace Magnetit Spessartin alterat | 0,005-0,32 13,06 i Principalul mineral (> 50%) este spessartinul care apare sub for- mă de idioblaste izolate sau ca benzi compacte alcătuite din granoblaste fine colorate în galben. El se alterează adesea și datorită acestui fenomen capătă mai întîi o culoare roșcată, care se închide treptat, pînă ce se ajun- ge la o masă opacă de oxizi de mangan și fier secundari. în cantitate mai redusă se întîlnește în aceste roci cuarțul, ce se pre- zintă sub formă de granoblaste, care cimentează cristaloblaste!e de spes- sartin. Ici, colo apar în masa rocii cristale de magnetit care se prezintă uneori sub formă de idioblaste, alteori ca granule cu contur neregulat. Și în aceste roci, se observă adesea benzi în care cuarțul crește can- titativ, roca apropiindu-se de cuarțitele spessartinice. Carbonatitele manganifere. Carbonatitele mangani- fere se întîlnesc ca intercalații în rocile cu mangan (fig. 1). Acestea sînt mai frecvente în șisturile manganifere de la T. Bobului, la Ohabița și la Străjești la nord de regiunea cercetată. Spre SW, în direcția prelungirii formațiunii manganifere, carbonatitele sînt mai rar întîlnite, pînă ce dis- par, șisturile manganifere fiind reprezentate mai departe prin silicați. Institutul Geological României \ IGR/ 304 H. SAVU. I. GHEORGHIȚA. AL. VASILESCU, MARIA BĂLOIU-FARCAȘAN 26 Rocile au structură granoblastică și textură rubanată, redată de alternanțe formate din paragenezele: rodocrozit, rodocrozit + spessar- tin, rodocrozit + dannemorit, rodocrozit 4- magnetit. Uneori parage- nezele se îmbogățesc cu încă un termen sau doi. în general în compoziția carbonatitelor participă următoarele mi- nerale (tabelul 17). TABELUL 17 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiuni mm Conținutul % Carbonat 0,03 -0,72 55 Dannemorit 0,04 -1,00 8 Spessartin 0,005-0,06 16 Rodonit 0,05 -0,16 14 Apatit 0,01 -0,28 3 Magnetit 0,01 -4,00 4 Carbonatul este principalul mineral din rocă. El se prezintă sub for- mă de cristaloblaste cu contur neregulat, ale căror dimensiuni variază în funcție de parageneza în care ia parte. Astfel, el este foarte fin în asociație cu spessartinul, care are de asemenea dimensiuni reduse. în asociație cu alte minerale el prezintă o granulație medie și este mai larg dezvoltat cînd formează benzi monominerale sau în parageneză cu magnetitul. Spessartinul apare ca și în alte roci fie ca idioblaste izolate și de di- mensiuni variabile, fie în mase compacte. Din loc în loc, apar cristoblaste sau cuiburi de cristaloblaste de dannemoric. Acestea sînt alungite după axul C, incolore și prezintă macle polisintetice după fața (100); unghiul de extincție cNg = 21°. Dannemoritul apare atît în benzile cu rodocro- zit, cît și în jurul cristalelor mai mari de magnetit. în toate cazurile, alun- girea cristaloblastelor este paralelă cu lineația rocii. în jurul cristaloblas- telor de magnetit, dannemoritul formează împreună cu spessartinul o aureolă care separă magnetitul de masa carbonatului. în astfel de roci mai apar cantități reduse de rodonit, apatit și ortit brun. Șisturile m a n g a n i f e r e cu magnetit. Rocile manga- nifere cu magnetit reprezintă asociații de silicați de mangan destul de vari- ate. Ele pot fi reprezentate prin spessartinite sau asociații de dannemo- rit cu spessartin, uneori cu rodonit. Aceste roci se deosebesc de celelalte șisturi manganifere prin faptul că conțin cantități variabile de magnetit (tabelul 18). Astfel de șisturi se întîlnesc sub formă de benzi sau lentile între cele- lalte roci cu silicați sau carbonați de mangan. Ele sînt străbătute, ca și celelalte roci de filoane de cuarț; cu cristale fibroase de dannemorit ce stau perpendicular pe pereți. Institutul Geological României 27 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 305 TABELUL 18 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiuni mm Conținutul % Silicați Magnetit 0,01-5,00 0,05-10,00 95-55 5-45 După cum a arătat H. Savu (1962 b), magnetitul este o varietate de jacobsit slab manganifer. El are un conținut de 3,29% MnO. Rodonititele. Rodonititele formează benzi între cuarțitele spessartinice și spessartinite. Structura lor este granoblastică sau granone- matoblastică, iar textura orientată. în compoziția acestor roci participă mineralele din tabelul 19. TABELUL 19 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiuni mm Conținutul /o Rodonit 0,06-3,40 70 Spessartin 0,03-0,25 10 Dannemorit 0,03-0,20 2 Minerale opace 0,01-0,32 3 Rodonitul este principalul mineral din rocă. Culoarea lui rozie este caracteristică. El se prezintă sub formă de cristaloblaste, care includ mici cristale fibroase de dannemorit. Rodonitul are unghiul de extincție de 53° — 54° iar unghiul ( + ) 2 V de 73°. O valoare apropiată este dată pentru rodonitul de la lacobeni (Rădulescu, 1962). Uneori, rodonitul este slab alterat și se transformă într-un material brun-roșcat, alcătuit din oxizi de mangan și fier, care-1 înlocuiește complet. Spessartinul participă în aceste roci în cantitate mai mică. De obicei, el se prezintă sub formă de idioblaste. El formează uneori în rodonitite mici benzi aproape monominerale de granat, benzi care se pierd pe direc- ție, trecînd în asociația rodonit + spessartin. - în cantitate mai redusă încă, se găsește în rodonite și dannemorit sub formă de fibre grupate în cuiburi sau snopi. Celelalte minerale acce- sorii, magnetit sau apatit, apar sub formă de granule cu contur neregulat sau cristale idiomorfe. Și aceste roci sînt străbătute de filonașe de cuarț și dannemorit cu fibre foarte lungi, care stau perpendicular pe pereți. 20 — Anuarul Comitetului Geologic. Institutul Geologic al României 306 H. SAVU, I. GHEORGHITĂ, AL. VASILESCU, MAMA BĂLOIU-FĂRCĂȘAN 28 Șisturile cu parageneze complexe de silicați de m a n g a n. Aceste roci sînt răspîndite în toată zona de șisturi mangani- fere din regiune. Ele sînt foarte variate prin compoziția lor, fiind alcătuite din dannemorit, rodonit, rodocrozit, piroxmangit, spessartin, knebelit sau tefroitși magnetit, minerale care formează diferite parageneze cu mai mulți componenți. Ca structură, aceste roci nu se deosebesc de cele de mai sus, ele avînd de asemenea o structură granoblastică și textura șis- toasă, orientată. Granulația acestor roci variază între 0,01 — 4,00 mm. Mineralele se prezintă de obicei sub formă de xenoblaste care au ca și în celelalte roci, dimensiuni variabile. în unele roci din această grupă se observă numeroase benzi, în care predomină un mineral, ce alternează cu benzi în care predomină un alt mineral. Benzile din aceste alternanțe își modifică atît grosimea, cît și compoziția, ele efilîndu-se sau începînd trep- tat ca într-o aceeași bandă să scadă conținutul mineralului predominant într-o porțiune și să crească mai departe în conținut alți componenți ai rocii. Majoritatea mineralelor din aceste roci au fost descrise și mai sus. Pe lîngă acestea, aici mai găsim și alți cîțiva silicați. Astfel, piroxmangitul este un mineral care se întîlnește sub formă de xenoblaste, a căror structură este adesea poikiloblastică, incluzînd spessartin și magnetit. Unghiul său de extincție este de 45° iar unghiul axelor optice ( + )2 V = 45°. Mai rar se întîlnesc cristaloblaste fine de tefroit sau knebelit. Șisturile manganifere metamorfozate la con- tact. Aceste roci au rezultat din transformarea celorlalte șisturi de man- gan sub influența migmatitelor, a filoanelor de roci granitoide și a filoa- nelor de cuarț care le străbat. Ele sînt alcătuite din unele minerale descrise mai sus alături de care mai apar minerale specifice ca : șeferit, epidot, ortit etc. Șeferitul se găsește sub formă de cristaloblaste cu contur neregulat, colorate în verzui, al căror unghi de extincție este de 45°. în unele roci se întîlnesc minerale din grupa epidotului colorat în galben-auriu sau în ver- zui, care se asociază cu cuarț, spessartin, ortit, rodonit și apatit, uneori și magnetit. 5. Grupa micașisturilor și a [gnaiselor euarțo-feldspatice. Această grupă de roci este asemănătoare șisturilor descrise în complexul inferior, fiind alcătuită din micașisturi cu granați, disten și staurolit, șisturi cuar- țoase cu biotit și din gnaise cuarțo-feldspatice. Cum aceste roci au fost descrise mai sus, nu vom mai reveni aci asupra lor. C) GRANODIORITELE Granodioritele se întîlnesc rar în partea de nord a munților Semenic și apar mai des ca filoane, care străbat șisturile cristaline. Un astfel de filon granodioritic străbate amfibolitele cu biotit de pe valea Fierului. Granodioritul are structură hipidiomorfă și textură slab orientată. El este alcătuit din cuarț, oligoclaz, puțin microclin și biotit. Institutul Geological României \jgrz 29 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 307 El influențează prin soluțiile pe care le degajă amfibolitele din jur, epidotizîndu-le. Astfel, în amfibolite se dezvoltă cristale scheletice de cli- nozoizit, sau concreșteri simplectitice al acestui mineral cu plagioclazul. în alte cazuri, clinozoizitul formează cristale aproape idiomorfe, cu struc- tură zonară. D) PEGMATITELE Pegmatitele alcătuiesc filoane discordante sau lentile concordante de pegmatite cu microclin, pegmatite cu plagioclaz și pegmatite cu horn- blendă1). După cercetările noastre, ele au mai fost prospectate de S. Mîn- zatu și E. Mînzatu 2). Din punct de vedere structural putem deosebi pegmatite cu structură slab orientată, care arată că ele au suferit ultimele mișcări orogenice cînd s-au metamorfozat șisturile cristaline și pegmatite cu textură masivă. în zonele cu forme lenticulare de pegmatite de pe valea Pogonișu- lui, spre izvoare, apar fenomene de feldspatizare a șisturilor cristaline. Tot aici pegmatitele conțin și cristale izolate de ilmenit. Pegmatitele cu feldspat potasic. Pegmatitele din această categoric au structură pegmatitică sau granitică și textura masivă. Asemenea pegmatite apar pe valea Pogonișului, atît spre izvoare, cît și în zona de la vest de Ohabița. în compoziția acestui pegmatit participă mineralele din tabelul 20. TABELUL 20 Compoziția mineralogică și dimensiunile mineralelor Minerale Dimensiuni mm Conținut % Cuarț Feldspat Muscovit . I Zircon Accosoru | A,lanit 0,30-3,20 0,35-4,80 0,06-0,96 0,01-0,08 0,01-0,11 27,87 66,20 5,74 } 0,17 Cristalele de cuarț sînt xenomorfe și au extincție onduloasă. Plagio- clazul (An 12) formează cristale mari, maclate polisintetic după legea albi- tului și albit-Karlsbad. El este tulbure, fiind înțesat cu un praf fin caoli- nitic, iar pe planele de clivaj s-au depus granule tine opace de oxizi de fier. Cristalele mai mari sînt uneori îndoite. *) IL Savu, I. Gheorghită, al. Vasilescu, M. Băloiu, Op. cit. *) S. Mînzatu, E. Mînzatu 1958. Op. cit. Institutul Geological României 308 H. SAVU. I. GHEORGHIȚA, AL. VASILESCU, MARIA BALOIU-FARCAșAN 30 Feldspatul potasic apare de asemenea în cristale larg dezvoltate și xenomorfe cu structura în grătar. El este uneori albitizat și străbătut pe fisuri de filonașe de albit. De multe ori, este și el slab alterat. Ca minerale accesorii găsim în aceste roci cristale idiomorfe de zir- con și de ortit. Ultimul formează mici cristale idiomorfe sau xenomorfe colorate în brun, verzui; ele se găsesc în interstițiile celorlalte minerale. Pegmatitele cu p 1 a g i o c 1 a z . Pegmatitele cu plagio- claz, care conțin ca minerale din grupa micelor atît biotit, cîtșimuscovit TABELUL 21 Compoziția mineralogică și dimensiunile n'ineral"lor Minerale Dimensiuni mm Conținut 0/ Zo Cuarț 0,11-3,60 60,50 Plagioclaz 0.80-2,40 23,00 Moscovit 0,16-2,72 18,50 Turmalina 0,80-1,60 7,00 Minerale opace 0,01-0,08 1,00 sînt cele mai obișnuite în regiune. Ele sînt alcătuite din următoarele mi- nerale (tabelul 21). €—------------------------i0cm.---------■-------------> Fig. 2. — Contact. între'pegmatit (2) și șisturi cuarțoase cu biotit (1) pe Valea Lungă. Pe contact se produce turmali- nizarea (3) ambelor roci (punctat). Fig. 2. — Contact entre Ia pegmatite (2) et les schistes quartzeux â biotite (1) de Valea Lungă. Le long du contact a lieu la tounnalinisation (3) des deux types de roches (en pointilk). Cuarțul are extincție onduloasă și se prezintă sub formă de cristale xeno- morfe. Sub forma de cristale hipidio- morfe, maclate polisintetic sau periclin apare plagioclazul. El este uneori îndoit și slab alterat; în porțiunile alterate se transformă în sericit. Muscovitul se dezvoltă în lamele mai largi care au marginile neregulate și concresc uneori simplectitic cu cuarțul. Turmalina apare sub formă de cristale prismatice, concentrate mai ales spre contactul filonului (fig. 2). Roca de la contact este deasemenea intens tunnalinizată. între turmalina din pegmatit și cea din roca înconjură- toare există însă unele deosebiri. Astfel turmalina din pegmatit este colorată în albastru și are următorul pleocroism : Kg — albastru Np — incolor în apropierea contactului se gă- sesc cristale de turmalina cu structură Institutul Geological României 31 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 309 zonară, în care nucleul este colorat în albastru, iar o zonă marginală care apare este de culoare verde brunie și are următorul pleocroism : N<; — verde-gălbui Np — slab gălbui, incolor Șistul cuarțos biotitic turmalinizat din apropierea pegmatitului conține cristaloblaste de turmalină cu structură, poikiloblastică ce in- clud granule de cuarț și granați. Ele au un nucleu de culoarea zonei ex- terne a turmalinei de mai sus și pe margini o zonă colorată mai intens în brun : Nj — brun-gălbui Np — slab gălbui în afară de aceste pegmatite cu plagioclaz, mai menționăm că unele pegmatite de pe valea Igazeului conțin cristale frumoase de disten, iar pegmatitele care străbat amfibolitele de pe malul drept al pîrîului Mașca conțin ca mineral melanocrat, hornblendă verde. Filoanele de cuarț. Filoanele de cuarț se întîlnesc în dife- rite puncte din regiune, unde se asociază adesea cu pegmatitele. Ele con- țin uneori cristale mari de turmalină prinse în masa de cuarț alb. E) ROCI MILONITIZATE ȘI DIAFTORIZATE Șisturile cristaline din regiune au fost afectate de diferite sisteme de forfecare în lungul cărora structura și alcătuirea lor mineralogică au fost modificate în oarecare măsură. Cele mai importante modificări întîlnite în aceste roci sînt milonitizarea și diaftoreza. Micașisturile cu granați, disten și staurolit, supuse proceselor de retrometamorfism au suferit o serie de modificări. Astfel, cristale de pla- gioclaz (An 22) sînt parțial sericitizate și îndoite. Mineralele melanocrate ca biotitul și granatul se transformă în clorit; uneori apare cloritoid retromorf. Aceste transformări se aseamănă cu cele descrise de N. Gherasi (1937) în munții Godeanu. Biotitul transformat în clorit separă alături și granule de oxizi de fier sau de titan, iar cristalele de zircon, incluse inițial în biotit, își mențin aureolele pleocroice și în clorit. Granatul se transformă și el în clorit, pro- cesul realizîndu-se pe fisurile care-1 străbat. Distenul și staurolitul se transformă și ele parțial sau total în mus- covit care formează cuiburi de mică mai larg dezvoltate pe marginile acestora. La gnaisele cuarțo-feldspatice apar de asemenea structuri cata- clastice. Granoblastcle de cuarț care nu au fost zdrobite, au o extincție mai onduloasă, iar cele de plagioclaz sînt îndoite sau sparte. Micele au fost îndoite și biotitul a trecut în clorit. Fenomene asemănătoare au afectat și amfibolitele. în aceste roci plagioclazul este alterat și înțesat cu un praf fin caolinos-sericitos. El este albitizat și pe fisurile care-1’ străbat s-a depus albit în cristale fine, de unde rezultă că pe aceste plane de forfecare au circulat și soluții apoase. Institutul Geological României 310 H. SAVU. I. GHEORGHIȚA, AL VASILESCU, MARIA BALOIU-FARCAȘAN 32 Hornblendă a fost transformată în actinolit, care prezintă macle dnpă fața (100) și are unghiul de extincție cNg = 16°. Pleocroismul său este următorul: Ne/ — slab verzui-gălbui Nm — slab bruniu Np — incolor Ca și cristalele de plagioclaz, cele de hornblendă au fost de asemenea îndoite. Biotitul existent în roca primară s-a transformat în dorit. în paragnaisele cu biotit au apărut de asemenea o serie de transfor- mări în urma acestor procese. Astfel, ele sînt străbătute de plane de for- fecare, în lungul cărora se formează de asemeni un mortar fin rezultat din cuarț și din plagioclaz. Pe unele fisuri s-a depus cuarț sub formă de filo- nașe subțiri. Biotitul din aceste gnaise a fost înlocuit complet cu dorit și s-au separat mici granule de oxizi de fier și titan. Afară de acestea, în rocă s-au format cristale de turmalină prove- nite din soluțiile care au circulat prin rocă. CONDIȚIILE DE METAMOEFISM DIN ȘISTUBILE CRISTALINE Așa cum am menționat la istoricul cercetărilor, după împărțirea pe zone de metamorfism ’a cristalinului munților Semenic (Savu, 1964), regiunea Delinești se încadrează în zona cu staurolit și disten. Din descrierile de roci prezentate în capitolul petrografie, rezultă dai’ că mineralele index din această regiune sînt disten, staurolit și alman- din, ele confirmînd cele arătate mai sus cu privire la zona de metamorfism. Ele arată de asemenea că rocile au fost metamorfozate în condițiile facie- sului amfibolitic (Turner și Veri-ioogen, 1960; Bamberg, 1959; Eli- seev, 1960). în condițiile acestei zone de metamorfism, au rezultat pen- tru diferitele roci premetamorfice, parageneze de minerale variate. Astfel, cele mai caracteristice parageneze din rocile pelitice sînt: 1. Cuarț — disten — staurolit — muscovit (plagioclaz — biotit); 2. Cuarț — staurolit — almandin — muscovit — plagioclaz (biotit). Aceste parageneze demonstrează că rocile au fost metamorfozate în condițiile subfaciesului staurolit-abnandin (Savu, Micu, 1963) din sis- temul lui Turner și Verhoogen (1960). în rocile cuarțo-feldspatice se întîlnește parageneza de mai jos, care indică același subfacies : 3. Cuarț — plagioclaz — microclin — muscovit (± biotit). Bocile amfibolitice și gnaisele amfibolice care reprezintă roci ba- zice metamorfozate, pun în evidență următoarele parageneze : 4. Hornblendă — plagioclaz — almandin (— cuarț); 5. Hornblendă — plagioclaz (— cuarț — biotit); 6. Hornblendă — plagioclaz — biotit (— cuarț — ortit); 7. Hornblendă — plagioclaz — clinozoizit (— cuarț). Ultima parageneză este caracteristică în gnaisele amfibolice și în benzile leucocrate paralele din amfibolite. în afară de aceste parageneze Institutul Geological României IGR 33 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR: SEMENIC 311 mai sînt altele, care se întîlnesc în rocile cu compoziție chimică deosebită și care nu sînt concludente în petrogeneză. Din paragenezele prezentate mai sus, rezultă că în cadrul acestei zone surprindem reacția de mai jos, care indică un metamorfism pro- gresiv după Turner și Verhoogen (1960). Staurolit + cuarț disten + almandin -f- H2O Reacția aceasta este pusă în evidență de paragenezele 1 și 2; partea dreaptă a ecuației este caracteristică în zona de SE de regiunea cercetată de noi la Petroșnița. Aici, în zona cu staurolit și disten este foarte răspîn- dită parageneza 1, uneori cu tranziție spre o parageneză fără staurolit caracteristică în rocile mai aluminoase, unde se formează concentrații speciale de disten, așa cum sînt cele de pe valea Mizescu. Faciesul almandin amfibolitic se realizează la temperaturi cuprinse între 550° și 750° O și presiuni situate între 4000 — 8000 bari. (Turner și Verhoogen, 1960). De aceea, putem conclude că, șisturile cristaline din regiunea Delinești au fost metamorfozate în condițiile părții superioa- re a faciesului almandin — amfibolitic, deci la temperaturi cuprinse între 650° și 550° C, respectiv în condițiile subfaciesurilor staurolit-almandin și disten-almandin. în anumite porțiuni se produc fluctuații de temperatură, mai ales în zonele în care se formează concentrații de disten sub acțiunea soluțiilor migmatice, care migrează în sus prin rocile bogate în A12O3 (Clif’ord, 1958), (Green, 1963). Mai sus am descris existența unor roci serpentinice asociate șis- turilor cristaline din regiune și mai ales cu amfibolitele. Williams și colab. (1954) susțin că mineralele serpentinice sînt stabile pînă la 500° iar Seg- nit (1963) a arătat că serpentina aluminoasă poate fi sintetizată la 600°C și presiunea cuprinsă între 10 și 20 Kilobari. Acest ultim rezultat indică posibilitatea ca rocile serpentinice să fie încă stabile în partea superi- oară a faciesului almandin — amfibolitic. în aceste condiții de metamorfism, depozitele bogate inițial în oxizi de mangan și oxizi de fier, au trecut în paragenezele de mai jos. Cuarțitele din șișturile manganifere au parageneza: 8. Cuarț (-spessartin). în spessartinite se întîlnesc paragenezele: 9. Spessartin (-cuarț); 10. Spessartin — dannemorit (-cuarț); 11. Spessartin — actinolit — biotit — magnetit manganifer (-cuarț) Pentru carbonatitele manganifere sînt caracteristice paragenezele: 12. Rodocrozit — spessartin — dannemorit; 13. Rodocrozit — spessartin — rodonit; 14. Rodocrozit — cuarț — rodonit. Rodonititele conțin și ele paragenezele : 15. Rodonit — spessartin; 16. Rodonit — spessartin — rodocrozit (-cuarț). 17. Rodonit — dannemorit. Institutul Geological României 312 H. SAVU, I. GHEORGHIȚĂ, AL. VASILESCU, MAMA BALOIU-FARCAșAN 34 Șisturile manganifere cu magnetit: 18. Cuarț — magnetit manganifer — spessartin; 19. Rodocrozit — spessartin — dannemorit — magnetit manganifer. Șisturile manganifere complexe au și ele paragenezele: 20. Spessartin — rodonit — piroxmangit — knebelit (tcfroit) și alte asociații între mineralele de mai sus. Șisturile cu ferrimuscovit și piedmontit, care ar putea fi considerate șisturi alumino-fero-manganoase, conțin parageneza: 21. Cuarț — plagioclaz — ferrimuscovit — piedmontit (-granat ± spessartinic — biotit). Roci cu silicați de mangan asociate șisturilor cristaline metamor- fozate în condiții mesozonale au fost descrise și în alte regiuni din lume (Williams și colab., 1954; Vassjoki Oke, 1956; Paulsen, 1956) sau din țară *) (Kossmat și John, 1905; Pavelescu, 1955). De asemenea, au fost descrise șisturi manganifere metamorfozate în condițiile epimetamorfice (M. Savul, 1927; V. Ianovici, 1956, Ră- dulescu’, 1962; WOODLAND, 1956 ; Pastor și colab, 1956 ; Ancion și colab. 1956). Din descrierile făcute reiese că șisturile manganifere au în faciesul amfibolitic aproximativ aceleași asociații de roci și de para- geneze ca și în faciesul de șisturi verzi, de unde rezultă cîmpul larg de temperaturi la care sînt stabile aceste minerale de mangan. Se relevă de asemenea, apariția încă din faciesul de șisturi verzi a unor minerale, care ar putea fi stabile numai la temperaturi mai ridicate. Ele depind de concentrația sedimentului inițial în oxizi de mangan, de unde rezultă că la analiza anumitor parageneze de minerale din șisturile metamorfice trebuie avute în vedere nu numai P și T, ci și K = concen- trația sedimentului inițial în anumite elemente. Există cu toate acestea și unele deosebiri între aceste șisturi man- ganifere. Astfel magnetitul manganifer (Savu, 1962 b) sau iacobsitul apare în șisturile manganifere metamorfozate în faciesul amfibolitic și tot așa piedmontitul, care este cunoscut în șisturile manganifere de la Delinești și din Munții Sebeș în regiunea Steaua (Savu, 1962 b). Alt mineral care este cunoscut numai în șisturile manganifere mezometamorfice, este pirox- mangitul și se pare că tefroitul și knebelitul apar cu totul întîmplător în șisturile manganifere epimetamorfice (M. Savul, 1927); ele sînt însă obișnuite în cele mezometamorfice. Excluzînd unele formații cu caracter filonian, care conțin minerale de mangan și apar în rocile manganifere nemetamorfozate, majoritatea cercetătorilor sînt de acord că zăcămintele de mangan sînt de origină sedimentară, așa după cum vom arăta mai departe. în privința genezei numărului mare de silicați de mangan și a altor minerale din șisturile manganifere, s-au emis diferite explicații. b N. Gherasi și T. Bodin, 1955. Raport geologic asupra zăcămintelor de mangan de la Răzoare. Arh. Com. Geol. 35 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 313 Astfel, L. Hezner (1913) a considerat că silicații de mangan pro- vin din carbonații de mangan și siliciul depuși primar, care reacționează întocmai ca și calcarele în timpul metamorfismului, după reacția: SiO2+CO3Mn^ SiO3Mn+CO2 Aceeași concluzie a fost aplicată și la explicația petrogenezei șis- turilor manganifere din Carpații orientali (M. Savul, 1927). Pe baza acestei reacții se arată că fazele ce pot apărea sînt: MnO, MnCO3, MnSiO3, MnSiO4, SiO2, CO2, faze care cuprind un mare număr de minerale existente în șisturile cu mangan. W. A. Woodland (1956) a considerat pentru unele roci mangani- fere din Marea Britanie, că s-au depus inițial ca un amestec coloidal de carbonat de mangan, argile și material silicios, care au reacționat în timpul metamorfismului, rezultînd granatul manganifer, spessartinul. Reacția s-a realizat astfel: 3MnCO34-Al2O3-2SiO2+SiO2=3MnOAl2O3 -3SiO2+3CO2 (rodocrozit) (argilă) (spessartin) în ambele explicații de mai sus se consideră că apariția rodocrozi- tului, sau a cuarțului, alături de silicații de mangan, reprezintă materialul în exces, carbonatul de mangan sau siliciul. O a treia posibilitate de formare a silicaților de mangan și fier este expusă de Saksela (1933) și de Vaasjoki Oke (1956), care consideră că unele șisturi manganifere din Finlanda provin din depozite sedimen- tare, în care s-au sedimentat oxizi și materiale silicioase. în timpul me- tamorfismului, o parte din oxizii de fier a trecut în magnetit, iar oxizii de mangan au reacționat cu materialul silicios și au trecut în silicați de man- gan, mai ales rodonit. De fapt, explicațiile prezentate mai sus reprezintă observații inde- pendente și se referă la cazuri izolate de șisturi manganifere. în funcție de caracteristicile șisturilor manganifere descrise de noi mai sus, ale căror parageneze sînt foarte variate și de felul cum aceste roci apar ca benzi de cuarțite, carbonatite, spessartinite, rodonitite, șisturi manganifere cu pa- rageneze complexe, considerăm că în șisturile manganifere de la Delinești au existat toate cele trei cazuri de mai sus. Pe lîngă acestea, apar situații mai complicate, determinate de intervenția în sistemele de reacție a mult mai multor faze. Astfel de situații au fost descrise anterioi* și de A. Hietanen (1936), care a arătat că unele șisturi manganifere apar în asociație cu amfibolitele cu piroxen și cu mineralizați! de sulfuri. De aceea, vom considera că depozitele inițiale din care au provenit șisturile manganifere, au reprezentat depozite alcătuite din carbonați de mangan, geluri silicioase, depuneri de oxizi de mangan, uneori și in- tercalați! feruginoase. Mici cantități de carbonați sau oxizi de mangan s-au depus și în depozitele silicoaluminoase din formațiunea manganiferă ; din aceste roci au rezultat șisturile cu piedmontit și șisturile cu granat slab manganifer, așa cum constată și Woodland (1956). A Institutul Geologic al României 16 R/ 314 H. SAVU. I. GHEORGHIȚĂ, AL. VASILESCU, MARIA BĂLOIU-FĂRCĂȘAN 36 în timpul metamorfismului, sub acțiunea injecțiilor sinorogene acide, a filoanelor de pegmatite și de cuarț, șisturile manganifere sînt afectate și apar paragenezele cu șeferit, epidot și alți silicați de mangan, formați sub acțiunea lor termică, în jurul acestor filoane (Savu, 1962 b). Cum metamorfismul general al acestor roci se produce sub acțiunea tem- peraturii și a soluțiilor sinmetamorfice, șisturile manganifere se aseamănă oarecum cu așa zisele „reactions Skarn” care iau naștere în calcarele in- tercalate în șisturile cristaline cu grad înalt de metamorfism (Ramberg, 1959). EVOLUȚIA GEOSINCLINALULUI ȘI CONDIȚIILE DE SEDIMENTARE A DEPOZITELOR MANGANIFERE Pentru explicarea sedimentării formațiunilor premetamorfice din care au provenit șisturile cristaline din regiunea studiată, trebuie să luăm în considerație faptul că toate șisturile descrise reprezintă formațiuni ale complexului’micașișturilor și ale celui amfibolitic (Savu, 1964). Așa dar, îu această zonă a marelui geosinclinal precambrianT) se depuneau argile cu slabe intercalații de roci bazice, gresii cuarțoase sau argiloase, între care a apărut la un moment dat un nivel de depuneri manganifere. Din aceste depozite au rezultat, prin metamorfism, șisturile cristaline din bazinul văii Mașca. Mai departe, se depun în continuare gresii arcoziene, a căror dez- voltare se face mai ales spre nord-est și mai puțin spre sud-vest. Din ele provin gnaisele cuarțo-feldspatice, care au suferit pe alocuri fenomene de migmatizare, mai dezvoltate în zona Ohabița (fig. 3). După cum arată figura 3, în acest timp, mai la vest, în zona Deli- nești — Tîrnova, începuseră de asemenea erupțiunile bazice și continuau să se dezvolte din ce în ce mai larg. între aceste două zone se depun con- comitent, mai departe, depozitele silico-aluminoase cu benzi de sedimente manganifere, din cari au rezultat formațiunea manganiferă și șisturile manganifere din primul orizont. Mai departe, în zona erupțiunilor bazice se dezvoltă mai intens produsele acestui magmatism inițial (Savu, 1962), astfel că, ele ajung să se extindă spre sud-est pînă aproape în zona depu- nerilor de mangan ale complexului al II-lea (pl. I). între timp, în zona primelor depuneri manganifere se continuă sedimentarea de argile nisipoase mai bogate oarecum în fier și magneziu, care alternează uneori cu depozite argiloase și gresii arcoziene. între ele se mai sedimentează încă un nivel de depuneri manganifere (pl. I și fig. 3). După acest moment, erupțiunile magmatismului inițial iau o dez- voltare mai mare, extinzîndu-se mai mult, pînă deasupra zonei în care se depuseseră inițial depozitele manganifere și formațiunea manganiferă. După aceasta, se pare că activitatea magmatică scade în intensitate, căci în zona erupțiunilor bazice se depun acum argile și gresii în cantitate din ce în ce mai marc. *) H. Savu, I. Gheorghiță, Al. Vasilescu, M. Băloiu, 1955. Op. cit. Institutul Geological României 37 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 315 Problema sedimentării depozitelor manganifere a fost discutată de Șatski (1954). în raport cu vederile acestui cercetător, șisturile man-, ganifere din regiunea Delinești pot fi considerate în ansamblul lor în felul următor. Amfibolitele, care reprezintă produsele metamorfozate ale mag- Fig. 3. — Schema evoluției sedimentării, vulcanismului bazic și depunerilor de mangan în vechiul geosinclinal. 1. argile și gresii; 2, roci vulcanice bazice — bazalte, diabaze, spilite și tufurile lor; 3, depuneri de oxizi de mangan în argilite grezoase ; 4, arcoze și grauwacke ; 5, argile și gresii fine cuarfoase-argiloase. Fig. 3. — Schdma dc l’6volution de la s6dimentation, du volcanisme basiquc et des depots de mangan^se dans l’ancien gdosynclinal. 1, argiles et gr6s; 2, rochea volcaniQues basiques-basaltes, diabases, spilites et leurs tufs ; 3. ddpdts d'oxydes de mangan6se dans les argilites gr6seuses; 4, arkoses et grauwackes; 5, argiles et gr^s fins quartzeux-argileux. matismului inițial, ar corespunde formațiunii de șisturi verzi, iar cuarțitele spessartinice care însoțesc rocile manganifere ar reprezenta formațiunea jaspiferă. Formațiunea de șisturi silicioase ar fi reprezentată în regiunea Delinești prin șisturile formațiunii manganifere pe care am descris-o mai sus, iar șisturile manganifere reprezintă însăși depozitele manganifere. Institutul Geological României 316 H. SAVU, I. GHEORGHIȚA, AL. VASILESCU, MARJA BÂLOIU-FĂRCĂȘAN 38 De aici rezultă că, și în. munții Semenic șisturile manganifere se asociază cu roci silicioase, care la rîndul lor, conțin unele minerale de mangan, cum este granatul slab manganifer, piedmontitul sau turmalina manganiferă. Intercalațiile de șisturi manganifere se găsesc în aceleași orizonturi la nivelul er’upțiunilor bazice și se dezvoltă pe orizontală atît timp cît se dezvoltă și rocile bazice; astfel, zonele manganifere sînt pa- ralele cu marea masă de amfibolite, fapt bine pus în evidență de harta geologică alăturată. Cînd amfibolitele dispar, nu se mai desvoltă nici șisturile manganifere. După cum am arătat, unele intercalații de roci manganifere, mai ales carbonații, conțin cantități apreciabile de magnetit, dezvoltat sub forma de cristale mari. Sulfurile apar mai rar în șisturile manganifere, dar între amfibolite se găsesc uneori și benzi amfibolitice cu pirotină. Asocierea șisturilor manganifere cu amfibolitele îndreptățește pre- supunerea că șisturile manganifere au provenit din depuneri de mangan sub diferite forme, determinate de erupțiunile bazice (M. Savul și V. Ianovici, 1957) ale geosinclinalului. Așa cum au arătat Park Ch. F. Jr. (1946); C. V. Papiu (1953); H. PElissonnier (1956); M. Pastor și colab. (1956); H. Savu (1962 a), depozitele manganifere nemetamorfozate mezozoice și terțiare se depun în geosinclinale împreună cu jaspuri roșii sau verzi și sînt legate de erup- țiuni bazice ca diabaze, bazalte, spilite și keratofire sau porfire,, orto- fire, etc., deci cu vulcanite care constituie sau încheie magmatismul ofiolitic *) al geosinclinalelor. Ionii de mangan și fier sînt extrași din mineralele melanocrate ale acestor vulcanite, prin procesele de alterare submarină și concentrați în zonele din apropiere. Manganul se depune împreună cu o parte din oxizii de fier. Aceste depuneri de oxizi de mangan sînt favorizate de un pH ridicat (Ramkama și Sahama, 1950); cînd valoarea pH-ului scade, este favorizată formarea carbonaților. Aceste oscilații ale pH-ului au fost de- terminate de erupțiile submarine succesive. Cu aceste elemente sînt antrenate o serie de elemente minore (Sr, Ba, Ti, Cu), așa cum a fost arătat de H. Savu (1962 b), ceea ce confirmă observațiile lui Mohr (1956). Studiul chimic al acestor șisturi manganifere, ca și al altor zăcăminte manganifere din Carpați, a condus de asemenea la această concluzie (M. Savul și V. Ianovici,’1957). Evoluția geosinclinalului continuă apoi și se depun mai departe alte formațiuni sedimentare, dar pe care noi nu le mai avem în zona cercetată. în concluzie, depozitele sedimentare silicoaluminoase și cele man- ganifere nu s-au depus în tot timpul evoluției geosinclinalului vechi, ci ele s-au sedimentat într-un anumit episod și anume, cînd în această zonă s-au manifestat erupțiile bazice, inițiale, care au avut loc înain- tea fazei de inversiune, deci înaintea mișcărilor orogcnice. în urma. ') H. Savu, I. Gheorghița, Al. Vasilescu, 31. BAloiu, 1955, Op. cit. M Institutul Geological României IGR/ 39 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 317 mișcărilor orogenice și a metamorfismului, aceste ultime formațiuni au dat amfibolitele, șisturile manganifere și celelalte șisturi cristaline ale complexului II (pl. I și fig. 3). DEPOZITE SEDIMENTARE NEOGENE După cum s-a arătat mai înainte (Roșca, 1954), șisturile cristaline ale munților Semenic sînt acoperite în partea de nord de depozite de vîrstă miocenă sau pliocenă, care s-au sedimentat în bazinul neogen de la nord. Limita dintre depozitele neogene și șisturile cristaline se găsește pe linia Delinești, Ohabița și Rugi. După forma sa neregulată, credem că această limită nu este redată numai prin simpla limită de transgresiune și că la alcătuirea ei iau parte o serie de fracturi situate sub depozitele sedi- mentare. între formațiunile sedimentare participă depozite tortoniene, sar- mațiene și pliocene. Tortonianul se dezvoltă mai ales în apropierea comunei Rugi. El este reprezentat prin conglomerate calcaroase fosilifere și marne gălbui, între care se intercalează tufuri dacitice și uneori bentonite, cum sînt cele exploatate în apropierea comunei Rugi. Sarmațianului îi aparțin depozite sedimentare din partea de nord- vest a regiunii, dezvoltate mai ales în jurul comunelor Ohabița și Deli- nești. El este reprezentat prin nisipuri și pietrișuri cu intercalații de tufuri și argile cenușii, care apar la sud de localitățile Delinești și Ohabița, aproape de limita cu șisturile cristaline. Depozitele care aparțin Pliocenului se găsesc în jurul localității Ohabița și la nord de această localitate. Pe văile mai mari din regiunea cercetată apar șesuri aluviale de vîrstă cuaternară. TECTONICA REGIUNII Din punct de vedere tectonic, regiunea cercetată se încadrează în ansamblul structural general al cristalinului munților Semenic. Ea se află în partea de nord-vest a structurii anticlinale majore, care formează axul principal al structurii în virgatie a cristalinului acestor munți (Savu, 1964). în partea de nord-vest a acestei regiuni se schițează un sinclinal mai important, care începe de la SW de Delinești și se continuă în ace- eași direcție prin valea Străjești, pîrîul Mizescu și Valea Lungă afundîn- du-se în acest sens. Pe direcție, axul lui este secționat și decroșat do nu- meroase falii (pl. III și IV). Un alt sinclinal paralel cu primul apare mai la E. El începe din bazinul pîrîului Mizescu, la W de Măgura Mare și se continuă de asemenea spre SW trecînd prin pîrîul Mizescu și Valea Lungă (pl. III și IV). Și el este faliat de sistemul de fractură menționat, ca și sinclinalul de la vest. Afară de structurile menționate mai sus, pe flancurile lor mai apar cute secundare de dimensiuni reduse, sinclinale sau anticlinale, așa cum ■- W; Institutul Geologic al României k igr/ 318 H. SAVU. I. GHEORGHIȚĂ. AL. VASILESCU. MARIA BALOIU-FARCAȘAN 40 rezultă din profilele de pe planșa IV. O asemenea cută slabă s-a putut pune în evidență și în zona T. Bobului. Aceste structuri sinclinale descrise, fac parte dintr-un sinclinoriu mai larg, în al cărui ax se află șisturile cristaline ale complexului superior. Tectonica plicativă a fost modificată de o tectonică disjunctivă, reprezentată prin două sisteme de falii. Unul din ele este orientat pe di- recția NW—SE și este cel mai important; celălalt sistem se orientează pe direcția NE —SW. După cum rezultă din harta geologică, primul sistem taie formați- unile perpendicular pe direcția lor și este astfel paralel cu sistemul de fisuri ac (Savu, 1964). El este un sistem de fracturi foarte Vechi. Datorită lui, atît formațiunea manganiferă, cît și celelalte șisturi cristaline sînt decroșate. astfel că urmărirea lor pe direcție este adesea dificilă. Tot datorită acestui sistem de fracturi, principalul nivel al formațiu- nii manganifere cu rocile de mangan de la Tîlva Bobului este întrerupt în valea Fierului și dispare. Falia care-1 întrerupe este fractura cea mai importantă din regiune. O altă zonă de fracturi importante din același sistem este cea situată între Vf. Măgura Mare, pîrîul Mizescu și afluentul stîng mai important al pîrîului Mizescu, situat mai jos de confluența cu pîrîul Mizescuțu. Afară de aceste două zone importante de fracturi orientate pe di- recția NW—SE, mai există între ele fracturi de importanță mai redusă. Printre acestea o astfel de fractură este cea de la dealul Socului și mai la sud, cele de pe valea Igazeului. Unele din aceste fracturi au fost trasate și pe hărțile altor autori1). Al doilea sistem de fracturi este orientat pe direcția NE — SW. După cum rezultă din harta geologică, fracturile acestui sistem străbat și între- rup fracturile celuilalt sistem, precum și formațiunile geologice dinregiune. Vîrstă lui este mai recentă, fiind determinat, în parte, de mișcările cretacic- superioare, și, în parte, de scufundările neogene. CONCLUZII GENERALE Concluziile generale ce rezultă din această lucrare sînt următoarele : Șisturile cristaline din partea de nord a munților Semenic se pot repartiza la două complexe, unul inferior denumit al micașisturilor și al gnaiselor cuarțo-feldspatice și altul superior, denumit complexul amfi- bolitelor și al rocilor asociate. Complexul inferior este alcătuit din micașisturi cu granați, disten și staurolit și gnaise cuarțo-feldspatice, în care se intercalează amfibolite, micașisturi biotitice și un nivel slab de șisturi manganifere. în anumite zone, șisturile acestui complex au suferit fenomene de migmatizare. J) R. Dimitrescu, D. Constantinof și M. Teodoiiescu, 1955. Op. cit. 0. Draghici și M. Sbăbcea, 1956. Op. cit. A Institutul Geologic al României igr/ 41 PARTEA DE NORD A MUNȚILOR SEMENIC 319 Al doilea complex este alcătuit dintr-o mare masă de amfibolite, cu care se asociază șisturi cuarțoase și gnaise cu biotit, șisturi manganifere și rocile însoțitoare ale rocilor cu mangan care alcătuiesc formațiunea manganiferă. Șisturile cristaline ale acestui complex sînt și ele" stră- bătute de filoane de pegmatite sau de cuarț. Șisturile manganifere sînt alcătuite dintr-un mare număr de roci, între care deosebim cuarțite spessartinice, spessartinite, carbonatite, rodonitite, șisturi manganifere cu parageneze complexe. Tranziția de la aceste roci la șisturile din formațiunea manganiferă se face prin șisturi cu ferrimuscoVit și piedmontit. Ambele complexe au fost metamorfozate în condițiile faciesului amfibolitic și se încadrează în zona cu staurolit și disten "din ansamblul șisturilor cristaline ale munților Semenic. Paragenezele din șisturile manganifere, care au luat naștere în aceste condiții de metamorfism sînt foarte Variate și au depins, în afară de Valorile P și T, de concentrația în depozitul premetamorfic a oxizilor de mangan, carbonaților de mangan, a siliciului și a aluminiului. Pe lîngăparagenezele rezultate din metamorfismul regional mai apar paragenezele legate de influența de contact a filoanelor de pegmatite și de cuarț. Depozitele manganifere premetamorfice s-au depus în vechiul geo- sinclinal paralel cu erupțiunile bazice ale magmatismului inițial, dincare au rezultat amfibolitele. Oxidul de mangan a fost extras din mineralele rocilor bazice — în condițiile alterării lor submarine — și depus apoi, fie sub formă de oxizi de mangan, fie sub formă de carbonați, împreună cu mici benzi de geluri silicioase sau benzi argiloase. Toate formațiunile premetamorfice au fost cutate și metamorfo- zate în timpul mișcărilor precambriene. Tectonica regiunii este reprezentată prin cîteva cute orientate pe direcția NE —SW, structuri ce se află pe flancul nord-vestic al structurii în virgație a cristalinului munților Semenic. Toată regiunea este străbă- tută de fracturi, ce se orientează pe două directii principale și anume NW-SE și NE-SW. Primit: ianuarie 1964. BIBLIOGRAFIE Ancion Cn., Callembert L. et Macar P. (1956). Les ressources en minerai de manga- nese du sous-sol de ia Belgique. XX. Congr. Geol. Intern., Tomo V. Mexico. Barth T. F. W„ Correns C. W„ Eskola P. (1939). Die Entstehung der Gesteine, Berlin. Bockh J. (1879). Auf den siidlichen Teile des Comit. Szoreny beziigliche geologische No- tizen. Foldt. Kozl. IX. Budapest. Bockh J. (1883). Geologische Notizen von de Aufnahme des Jahres 1883 ins Komitate Krasso Szoreny (Jud. Caraș—Severin) F6ldl. Kdzl. XIII. Budapest. Cantuniari St. (1930). Contribuțiuni la cunoașterea geologiei Banatului II. Studii geologice în regiunea Cîlnic—Lupac—Vodnic D. S. Inst. Geol. Rom. voi. XVI. (1927—1928), București. Institutul Geological României 320 H. SAVU, I. GHEORGHIȚA, AL. VASILESCU, MARJA BALOIU-FARCĂȘAN 42 Clifford N. T. (1958). A note on Kyanite in the Moine Series of Southern Rosshire, and a review of related rocks in the Northern Highlands of Scotland. Geol. Mag. voi. XVC No. 4. Codarcea Al. (1931). Studiul geologic și petrografic al regiunii Ocna de Fier —Bocșa Montană An. Inst. Geol. Rom., voi. XV. București. Codarcea Al. (1940). Vues nouvelles sur la tectonique du Banat et du Plateau de Mehedinți. An. Inst. Geol. Rom., voi. XX, București. Codarcea Al., RAileanu Gr., Pavelescu L., Gherasi N„ Năstăseanu S., Bercia I. Mercus D. (1961). Ghidul excursiilor C. Carpații Meridionali. Asoc. Geol. Carpato- Balcanică, Congr. V. București. Eliseev N. A. (1959). Metamorfism — Leningrad. Fairbairn H. W. (1949). Structural petrology of deformed rocks. Cambridge — Massachusetts. Gherasi N. (1937). Etudc pătrographique et geologique dans les monts Godeanu et Țarcu (Carpathes Meridionales) An. Inst. Geol. Rom. București. Giuscă D. (1962). Contribuții la studiul mineralogic al zăcămintelor de mangan de la Ră- zoare și Delinești. Stud. și Cercet. de Geol. Tom. VII, nr. 3—4, 1962. Gbeen C. J. (1963). Ilighlevel metamorphism of pelitic rocks in northern New Hampshire. Amer. Mineral, voi. 48, nr. 9 and 10. Halavăts J. (1895). Die ostliche Ungebung von Resicza. Jahresb. d. Kgl. ung. geol. Ansi. f. 1893, Budapest. IJarker A. (1932). Metamorphism, Methuen, London. I1EZNER Laura, (1913). Ueber die Manganreichen Kristallinen Schiefer Indiens. N. Jahrb. Min. Geol. Paleont. H. 1. IIiETANEN Anna, (1936). Ueber den Rhodonit und andere Manganminerale von Simsio. Poh- janmaa, Bull. Comm. Geol. Finlande, 115. Ianovici V. (1956), Informations gănărales sur les gisementes de minerai de Manganese de la Roumanie. XX. Congr. Geol. Intern Tomo V, Mexico. Kossmat Fr. u. John C. V. (1905). Das Manganerzlager von Macskamezo. Zeitschirift fiir praktische Geologie. Wien. Mohr. A. P. (1956). A geochemical study of the lower Cambrian manganese ore of the Har- lech Dome, North Wales. XX Congr. Geol. Intern; Tomo V, Mexico. Mrazec L. (1904). Sur les schistes cristallins des Carpathes Meridionales. C. R., IX. Congr. geol. internat. Vienne. 1903. Munteanu Murgoci, G. (1905). Sur l’existence d'une grande nappe de recouvrement dans les Carpathes Meridionales C. R. Acad. Paris 31, VII. Pariu V. C. (1953), Cercetări geologice în Masivul Drocea (Munții Apuseni), But. St. Acad. R.P.R., V, 1, București. Papp K. (1919). Die Eisenerz u. Kohlenvorrăte des Ung. Reiches. Budapest. Park Ch. F. Jr. (1946). The spilite and manganese Problems of the Olympie Peninsula, Washing- ton, Am. Journ. Soi., 244, no. 5. Pastor M., Doetsche J., Lizaur J. y Concha S. Criaderos de Manganeso de Espa- nia. XX Congr. Geol. Intern., Tomo V, Mexico. Paulsen O. Arth. (1956). The occurence of manganese ores in Norway. XX. Congr. Geol. Intern, Tomo V, Mexico. Pavelescu L. (1955). Considerațiuni mineralogice asupra unor șisturi cu silicați de mangan și fier din Munții Sebeșului. Com. Acad. R.P.R. voi. V, Nr. 2, București. Pavelescu L. (1959). Geologia Carpaților Meridionali. Anal. Rom. Sov. Sec}. St. Geol., I —II, București. Institutul Geological României 43 PARTEA DE NORD A -MUNȚILOR SEMENIC 321 PELissonnier H. (1956). Caractere syngenetique du manganese des ITautes Pyrenees. XX. Congr. Geol. Intern., Tomo V, Mexico. RĂDULESCU P. D. (1962). Contribuții la cunoașterea mineralelor din zăcămintele de mangan din Moldova de Nord. D. S. Com. Geol. voi. XLIII (1955 — 1956), București. Ramberg II. (1958). The origin of metamorphic and metasomatic roeks. Univ. Chicago Press. Rankama K., Sahama T. Ct. i1950i. Geochemisrry. Univ. Chicago Press. Roșca L. (1954). Comunicare preliminară asupra cercetărilor geologice și petrografice din regiunea Munților Semenic de nord. h. >. Com.Gcol. voi. XXXVIII (1950 — 1951). București. Savu II. (1962) a. Cercetări geologice și petrografice in regiunea Troaș — Pîrnești din masivul Drocea. D. S. Com. Geol. voi. XLIV (1956—1957). București. Savu H. (1962) b. Contribuții la cunoașterea zăcămintelor dc mangan din regiunea Delinești (Munții Semenic). D. S. Com. Geol. voi XLVI 11958 — 1959). Savu H. (1964). Structura în virgație a cristalinului munților Semenic. D. S. Com. Geol. voi. LI (1963 — 1964). București (sub tipar). Savu H., Mtcu C. (1963). Contribuții la cunoașterea geologiei părții centrale a munților Semenic. D. S. Com. Geol., XLIX (1961 — 1962) București. Savul M. (1927). Șisturile cristaline și zăcămintele de mangan din regiunea Șarul — Doritei. Distr. Cîmpulung. .-In. Znsh Geol. Horn. voi. XII. Savul M., Ianovici V. (1957). Chimismul și originea rocilor cu mangan din Cristalinul Bis- triței, Bul. Acad. R.P.R., seriaGeol.-Geogr. II, 1 București. Savul M., Ianovici V. (1958). Chimismul rocilor cu mangan din Carpații Orientali și Meri- dionali din R.P.R. Studii și Cercetări de Geologie III, 1—2, București. Saxen (Saksela). Marții (1933), Ueber den geologischen Bau Siid — Ostbothniens. Bull. Comm. Geol. Finlande, 110. Sghroeckenstein F. (1870). Die geologische Vcrhăltnisse des Banater Montandistriktes. A mag. foldt. tars. munk., Budapest. Segnit R. E. (1963). Synthesis of clinochlore at high pressures. Amer. Mineral, voi. 48, no. 9 and 10. Slivko M. M. (1959). Redkie i raseianie demenți v turmalinah. în „Problem! gr-ohimii" vîp. 1. Streckeisen A. (1933). Sur la tectonique des Carpathes Meridionales. An. Insl. Geol. voi. XVI București. Șatski S. X. (1954), O marganțenosnîh formația!) i o metalloghenii marganța. Isveslia Aca- demii NaukSSSR, Ser. Geol. nr. 4. Turneu J. Fk. Veehoogen J. <1960). Igneous and metamorphic petrology. New York. Vaasjoki Oke (1956). On the natural occurrence of manganese in Finland. XX Congr. Geol. Intern., Tomo V, Mexico. Williams H., Turnee Fr. J., Gilbert Oh. M. (1954). Petrography, San Francisco. Woodland W. A. (1956). The manganese deposits of Great Britain. XX. Congr. Geol. Intern. Tomo V., Mexico. 21 — Anuar»! ■Comitetului Geologic. EXPLICAȚIA PLANȘEI EXPLICAȚIA PLANȘEI Fig. 1. — Porfiroblast de almandin en numeroase incluziuni de cuarț și de alte minerale în micașisturile de pe pîrîul Pogoniș. Nic. II, X 15. Fig. 2. — Granul de ilmenit cu aureolă de titanit în ortoamKbolitele de pe pîrîul Mașca. Nic. II, x 90. Fig. 3. — Incluziuni de cuarț (alb) în cristaloblastele poikiloblastice larg dezvoltate de plagioclaz (cenușiu) din migmatitelc oculare de pe pîrîul Pogonișuluî. Nic. +, x 3. Fig. 4. — Amfibolit cu porfiroblaste de granați. Nic. II. X 20. Institutul Geologic al României H. Savu, I. Gheor guiță, Al. Vasilescu, M. Băloiu-Fărcășax. Munții Semenic. Anuarul Com. Geol., voi. XXXIV. 1. Institutul Geological României Definești Vf Porumbelului 4-86 H. SAVU, I,GHEORGHIȚĂ, AL.VASILESCU, M. BALOIU -FARCASAN 1 J j ) HARTA 250 nari Cuaternar Pliocen Șisturi cuarțoase cu biotit,m.șisturi manganifere >4x de sinclinal Sarmațian Tortonian /// //////" Amfibolite șignaise amfibolice H.SAVU, I. GH E 0 R G HITĂ ,AL. VA SILE SC U, M. BĂ LOIU-FĂR CÂSAN: Geologia si petrografia pârtii de nord a munților Semenic Micașisturi cu muscoyit șibiotit] micașisturi cu granați, disten si staurolit, paragnaise cu muscovit și biotit a. Micașisturi cu granați, disten si staurolit b. Șisturi cuarțoase cu biotit 500 750m ANUARUL COMITETULUI GEOLOGIC vol.XW/i Imprim, atei. Inst. Geol. Planșa n H.SAVU,l.GHEORGHIȚĂ, AL.VASILESCU, M.BĂLOIU-FARCĂȘAN : Geologia și petrografia pârtii de nord a munților Semenic Imprim.atel. Inst. Geol. ANUARUL COMITETULUI GEOLOGIC: vol.XXXW/j ‘ Institutul Geological României IGR/ COLOANĂ STRATIGRAFICĂ Pl E H SAV'J.I 3HEQRGHIȚĂ Al '•.'ASiJSC'J. M SÂLOiUMRCAȘAN ueatgieș^slrcorstiasârți' se nord a “unhicf îe-’nemc COMPLEXUL AMHBGLITELOR Șl AL ROCELOR ASOCIATE COMPLEXUL MICAȘISTURILOR Șl Al OMISELOR CUARJO-FELDSPATICE 200 ■ 100 Om ANUARUL COMITE 7ULUI GEOLOGIC: voi WW/l Imprim aiel ?nsi Geol Institutul Geological României GEOLOGIE ET P&TBDGRAPHTE DE LA PÂRTIE SEPTENTRIO- NALE DES MONTS SEMENIC PAH H. SAVU, 1. GHEOR GUIȚĂ, Al.. VAsH.ESCE, M.BĂLO1U-FĂRCĂȘAN (Rezumi1) Dans cet ouVrage les auteurs considerent la geologie et la petrogra- phie de la pârtie septentrionale des Monts Semenic, comprise entre Rugi- Delinești et Tîrnova. Cette region est constituee par des schistes cristal- lins metamorphiques et appartient au domaine getique. Les schistes cristallins de cette region peuvent etre repartis â deux complexes : (1) le complexe des micaschistes et des paragneiss et (2) le complexe des amphibolites et des roches associees. Le premier complexe se developpe dans le SE de la region etudiee, entre les localites Rugi et Ohabița. II est compose de micaschistes, mi- caschistes â grenats, dysthene et staurolite, micaschistes quartzeux ii biotite, paragneiss â moscovite et biotite, quartzites spessartinitiques, amphibolites, gneiss quartzo-feldspathiques, migmatites lenticulaires et migmatites oeiliees. Ce complexe est situe â la pârtie inferieure de l’empilement de schistes cristallins de la region. Dans ce complexe, les micaschistes et les gneiss quartzo-feldspa- thiques sont les formations les plus largement deVeloppees; dans les der- nieres viennent s’intercaler des bandes de roches migmatiques. Celles-ci abondent â la pârtie superieure du complexe, entre Ohabița et Tîlva Bobului. Les autres roches cristallophyllienncs apparaissent sous forme d’intercalations minces, â divers niveaux dans les micaschistes, parfois aussi dans les paragneiss. Les migmatites sont representees par des formes lenticulaires et oeiliees, dans lesquelles se developpent les feldspaths â structure poeciloblastique. En se developpant, les feldspaths ont corrode les mindraux inclus. Le complexe des amphibolites et des roches associees est beaucoup plus Varie et occupe la pârtie superieure de la masse des schistes cristallins de la region. II se developpe dans le NW de 1 ’aire etudiee. Dans ce complexe, les auteurs ont separe quatres groupes de roches, â savoir; le groupe des amphibolites, le groupe des paragneiss et des schistes quartzeux â biotite, Institutul Geologic al României 324 H. SAVU, I. GHEORGHIȚA, AL. VASILESCU. MARJA BĂLOIU-FĂRCÂȘAN 46 le groupe des roches de la formation manganifere et le groupe des schistes manganiferes. Les amphibolites sont tres repandues dans le complexe superieur oii elles constituent une masse large, composee essentiellement d’ortho- amphibolites. Parmi celles-ci on a distingue des amphibolites, des amphi- bolites â grenats, des amphibolites â biotite et des gneiss amphiboliques. Dans un seul cas, aux orthoamphibolites s’associe un corps de serpentines, marquant une relation genetique entre les deux types de roches. D’autres serpentines sont localisees entre les schistes cristallins du complexe in- ferieur ou superieur. Un autre groupe dc roches tres repandues dans le complexe supe- rieur est le groupe des paragneiss et des quartzites schisteux â biotite. Ce sont des paragneiss plagioclasiques â biotite, gris, caract6ris6s par le grain menu et uniforme et une composition constante, formee de plagio- clase et de biotite, parfois un peu de quartz. Un autre type de roche de ce groupe est represente par les quar- tzites finement schisteux, gris sombre ,â granulation tres fine. Le groupe des roches de la formation manganifere represente un facies particulier des roches du groupe presente plus haut. On y distingue des micaschistes muscovitiques noduleux, des micaschistes â muscovite et biotite et des micaschistes â piedmontite et ferrimuscovite. Ces roches constituent deux niveaux importants, intercales dans les schistes du complexe inferieur, qui se dcvcloppe au SW d’Ohabița. On y trouve can- tonnes aussi des schistes manganiferes. Les micaschistes muscovitiques noduleux sont des roches com- posees de muscovite et dont le quartz forme de petits nodules allonges. Les micaschistes â muscovite et ă biotite se reucontre associes â ces ro- ches dans la formation manganifere et au reste des micaschistes dans le complexe superieur. Ce sont des roches qui contiennent de la muscovite et de la biotite en quantite presque egale; il y en a des varietes chez lesquelles domine l’un ou l’autre de ces deux mineraux. Dans ces roches ainsi que dans les autres schistes cristallins de la formation manganifere, le mineral caracteristique est un grenat leg^rement bir6fringent aux bords des cristalloblastes, indiquant une certaine teneur en spessartine. Une variete de micaschistes plus rarement rencontree est celle des micaschistes â piedmontite et ferrimuscovite, assocides aux schistes â manganese de la formation manganifere. Dans la composition de ces roches, outre le quartz et le plagioclase, il existe egalement des mineraux tels : l’epidote manganifere joliment color6e et la ferrimuscovite pleochroîque et possddant un petit angle des axes optiques. On trouve, egalement, un grenat faiblement anisotrope et la tourmaline coloree en orange. Le groupe des schistes manganiferes, quoique plus restreint, est constitue par un bon nombre de roches qui forment de minces intercala- tions dans les schistes de la formation manganifere. Ony distingue : quar- tzites spessartinitiques, spessartinites, carbonatites manganiferes, rho- Institutul Geologic al României X 16 R/ 47 PÂRTIE NORD DES MONTS SEMENIC 325 donitites, schistes manganiferes â magnetite, schistes manganiferes â parageneses complexes et schistes manganiferes atteints par un meta- morphisme de contact. Les quartzites spessartinitiques sont des roches formees par du quartz et de la spessartine. Le premier mineral represente 50% de la composition. Au contraire, les spessartinites sont composees essentielle- ment de grenat manganifere. Les quartzites spessartinitiques renferment dgalement une magnetite ei une hornblende Verte, tandis que les spessar- tinites, une magnetite et une dannemorite. Les carbonatites manganiferes sont des roches â texture rubannee, ou les bandes de rhodocrosite altement aVec des bandes de spessartine, dannemorite et rhodonite, souvent avec des cristaux de magnetite bien developpds. Parmi les spessartinites formees de dannemorite â spessartine ou â rhodonite, il y en a qui contiennent plus de 30% magnetite. Ce der- nier est une Variate de jacobsite. » Les rhodonitites sont des roches chez lesquelles la rhodonite repre- sente 70% de leur composition. Outre ce mineral, elles renferment aussi de la spessartine, de la dannemorite et des mineraux opaques en quantite plus rdduite. Un autre type de schistes manganiferes, beaucoup plus riches en mineraux de manganese, sont les schistes â parageneses complexes de si- lieates de manganese. Â leur composition participent: dannemorite, rhodonite, pyroxmangite, spessartine, kn6bellite ou tephroîte et rhodo- crosite, souvent aussi magnetite. Ces mineraux s’associent â plusieurs composants. Sons l'action du contact avec les filons de roches granitoîdes et quartzeuses, dans les schistes manganiferes — decrits plus haut ont pris naissance des roches dont la composition â part les mineraux deja- mentionihis — renferme aussi la schefferite, l’epidote, l’orthite etc. Outre ces groupes de roches specifiques pour le complexe superieure, on y rencontre egalement des schistes communs pour les formations du complexe inferieur. Tels sont les micaschistes â grenats, dysthene et stau- rolite, ou apparaissent, parfois, des concentrations de dysthene sous forme de gros cristaux prismatiques; en grande pârtie, ces derniers sont substitui par la moscovite. Se rencontrent egalement des gneiss qnartzo- feldspathiques. Les schistes cristallins que nous Venons de decrire, sont traverses par des filonnots, concordant», de granodiorites gneissiques et des filons de pegmatites. Au point de vuc structural, les pegmatites sont massives ou faiblement orientees. les dernieres demontrant qu’elles se sont formees Vers la fin des mouvements orogeniques. D’apres leur composition, les pegmatites de Delinești peuVent etre separees en : pegmatites â feldspath potassique et pegmatites â plagioclase. Dans certaines pegmatites on distingue des cristaux de tourmaline bleue ou Verte, â structure zonee. On rencontre egalement des filons de quartz. A Institutul Geologic al României k K3RZ H. SAVU, I. GHEORGHIȚA, AL. VASILESCU, MARJA BAI.OIU-HARCAșAN 48 En cont inuation, les auteurs passent â la description des processus de mylonitisation et de diaphtorese dans les schistes cristallins. Les mi- neraux des roches affectees par ces phenomenes, tcls les feldspaths et le qnartz soni casses, broyes et transformes, quelque fois, en ciment, fin. Les mineranx mdlanocrates, notamment la biotite et le grenat sont rem- places, en general, pai- le chlorite, tandis que le dysthene, parfois aussi le staurolite, se transforment en sericite et muscovitc. Les amphibolitcs affectees par ces transformations passent aux schistes amphiboliques â actinolite. Ensuite, les auteurs montrent que les miiieraux index des schistes cristallins de la region sont le dysthene et l’almandin, temoignant que les schistes ont ete metamorphises dans les conditions du facies amphiboliti- que. En rapport avec les zones de metamorphisme des monts Semenic, la region etudiee est encadree dans la zone â staurolite et dysthene. Les auteurs presentent diverses parageneses rencontrees dans les schistes cristallins decrits. Bases sur ces parageneses ainsi que sur les resultats obtenus par d’autres chercheurs, les auteurs tirent la condusion que Ic metamorphisme de ces formations a eu lieu entre 550° et 650°, res- pectivement dans les conditions des sous-facies de metamorphisme stan- rolite-almandine et dysthene-almandine. Est mentionnee l’existence de certaines serpentines associees aux amphibolites de la region, fait qui permet d’affinner que de pareilles roches pourraient etre encore stables â la pârtie sup6rieure du facies al- mandin-amphibolitique. Dans ces conditions de metamorphisme, les depots au ddbut riches en oxydes de manganese et de fer ont passe aux schistes â diverses pa- rageneses de silicates de manganese et de fer. parfois aussi de carbonates specifiques pour chaque type de roche. En general, l’on constate, que les schistes manganiferes renferment approximativement les memes para- geneses dans le facies amphibolitique que dans celui des schistes verts, fait qui prouve le vaste domaine de stabilite de ces mineranx. C’est pour- qnoi, lorsqu’on precede â l’analyse de certaines parageneses de schistes cristallins il faut tenir compte autant de la pression et de la temperature de leur metamorphisme que de la concentration en certains elements dans le sediment inițial. Les auteurs signalent egalement qnelques particularites des schistes manganiferes metamorphises en facies amphibolitique. Ainsi sont indi- ques la jacobsite, la piedmontite, la pyroxmangite, la tephroîte, la kne- beDite, mineranx qui gcncralement font defaut ou apparaissent rarement dans les schistes manganiferes epimetamorphiques. En ce qui concerne le material inițial affecte par le metamorphisme, on considere qu'il a ete represente — en fonction des parageneses existan- tes — par des oxydes de manganese, des carbonates de manganeses, des depots siliceux et argileux , qui au debut se sont sedimentes dans le ge- osynclinal p; ecambrien. Les parageneses rencontrees dans les schistes manganiferes ont pris naissance sous l’action du metamorphisme regional; il y en a qui se sont Institutul Geological României 19 PÂRTIE NORD DES MONTS SEMENIC form^es sous l’influence des injections acides synorogenes ainsi que dans les condiționa du processus de migmatisation des roches encaissautes. En continuation, est presentde l’evolution du geosynclinal precam- brien au cours de la periode de sedimentation des depots dont ont r£sult6 les complexes inferieur et superieur des schistes cristallins. Ains>, dans le geosynclinal se deposaient des argiles â faibles intercalations de roches basiques, greș argileux ou quartzeux, suivies par la sedimentation des greș arkosiens. Du m^tamorphisme de ces depots sedimentaires ont re- sulte les schistes cristallins du complexe inferieur. En suite, on montre que dans la zone ă amphibolites, situee au Sud de Delinești, se developpaient largement les eruptions basiques du mag- matisme inițial commence d^jâ auparavant. Au SE de cette zone d’^rup- tions basiques ophiolitiques, se sedimentaient en meme temps des forma- tions silico-alumineuses intercalees de depots manganiferes dont derive- rent la formation manganifere et les schistes manganiferes. Par suite, le magmatisme basique prend une ampleur plus grande et ses produits aboutissent jusqu’â la zone des depots de manganese sddiment^s au d^but. Plus tard, l’intensite du volcanisme basique diminue dans cette zone et aux roches basiques viennent se substituer de nouveau des depots sedimentaires silico-alumineux. Ainsi que l’a montre Satski, les auteurs se trouvent ici en face d’amphibolites qui repr^sentent les produits metamorphises du mag- matisme inițial et qui correspondraient â la formation des schistes verts, tandis que les quartzites spessartinitiques qui accompagnent les schistes manganiferes representeraient la formation â jaspes, et les schistes man- ganiferes, ne sauraient etre que des depots manganiferes metamorphises. Cette supposition est confirmee par la situation geologique dont resulte que les schistes manganiferes sont parallcdes aux amphibolites; lorsque les amphibolites disparaissent les schistes manganiferes ne se develop- pent non plus. Les depots manganiferes pre-metamorphiques ont resulte du depot de manganese sous forme d’oxydes ou de carbonates. Les ions de man- ganese et de fer necessaires â la formation de ces depots proviennent des roches volcaniques sous-marines par l’altdration sous-aquatique de ces derniereș sur le fond du geosynclinal. Les oxydes de manganese se sont dlposds dans les condiționa d’un pIL eleve, tandis que la formation des carbonates de manganese a ete favorisee par la diminution du pH. Cette oscillation de la valeur du pil a ete determinee par des eruptions sous- marines successives. Les auteurs mentionnent encore les depots sedimentaires neogenes, representes par des formations tortoniennes, sarmatiennes et pliocenes. Du point de vue tectonique, la region etudiee est situee sur le flanc NW de la structure majeure en virgation des monts Semenic. La tectonique de la region est un synclinorium mis en evidence par quelques plispetits, orientes NE-SW. Institutul Geological României 328 H. SAVU, I. GHEORGHIfĂ. AL. VASILESCU, MAR1A BĂLOIU-FARCAȘAN 50 Perpendiculairement â cette structure se developpe un systeme de failles, anciennes fractures qui coincident avec la direction des fissures ac, orientees NW-SE. Ce systeme de fracture vient ddcrocher les divers niveaux de schistes cristallins de la rdgion. Un second systeme de fractures, plus recent que le premier, est orientes NE-SW. EXPLICATION DES PLANCHES Coupes geoiogiques dans la pârtie septentrionale des Monts Semenic Legende 1. Pliocene ; 2, Sarmatien ; 3, Migmatites ; 4. Amphibolites ă bandes de gneiss amphiboliques ; 5 a. Paragneiss plagioclasiques a biotite; 5b, Quartzites; 6, Formal ion manganifere; m —schistes manganiferes; 7, Gneiss quarlzo-feldspathiques ; Sa, Micaschistes â grenats, disthene et slau-olite ; 8b, Schistes quartzeux ă biotite ; 9, Migmatites ; 10, Gneiss quartzo- feldspathiques â bandes migmatiques; 11, Schistes quartzeaux â biotite; m-schistes manga- niferes; 12, Amphibolites et gneiss amphiboliques; 13, Micaschistes ă muscovite ct biotite; micaschistes â grenats, disthdnc et staurolite ; paragneiss â muscovite et biotite ; 14, Faille. t Carte geologique de la rdgion de Rugi-Delinești, Tîrnova Legende 1, Quaternaire ; 2, Pliocene ; 3, Sarmatien ; 4, Tortonien ; 5, Pegmatites ; 6, Migmatites ; 7, Serpentinites ; 8, Amphibolites â bandes de gneiss amphiboliques ; 9a, Paragneiss plagioclasi- ques ă biotite ; 9b, Quartzites fins, schisteux ă biotite ; 10, Formation maganitere, m —schis- te.s manganiferes 11, Gneiss quartzo-fcldspathiques ; 12a. Micaschistes â grenats, disthdne et staurolite; 12b, Schistes quartzeux â biotite ; 13, Migmatites ; 14, Gneiss qnartzo-feldspathi- ques ă bandes migmatiques ; 15, Schistes quartzeux ă biotite, m —schistes manganiferes ; 16, Amphibolites et gneiss amphiboliques ; 17, Micaschistes â muscovite et biotite ; micaschistes ă grenats, disthdne et staurolite ; paragneiss â muscovite et biotite ; 18, Ligne de profil ; 19, Faille ; 20, Axe de synclinal. Redactor : MIRCEA PAUCĂ Tclu-mcdactoi: fi corectori: G. CAZABAN, !. MATEESCU. L. FOTE. Traducători : A. RIMAM, C. MISSIR, Ilustrația ■ I. PETRESCU Dat In ades : /“.///. /%/. Bnn de tipar : 13.VII, PPjl. Tiraj : 1/50 ex. Hirtie Cartografică tip ,,B" 40 gfm.p. Ft 70X100. C.nf- de tipar : 20,5 Cda : 1206 1064. Pentru biblioteci indicele de clasificare 55(050. Tiparul executat la întreprinderea Poligrafică ..Informația*. Institutul Geologic al României > v-.,; 'A? - ■ SBHHbBhbI mv^9Hh!kI ■ . j: > r •< - republique populaire roumaine COMITE GEOLOGIQUE >iV Institutul Geological României SR/