background image














Department of Applied and Environmental Geophysics, Faculty of Science, Comenius University,

Mlynská dolina, 842 15 Bratislava, Slovak  Republic


Department of Geology and Paleontology, Faculty of Science, Comenius University, Mlynská dolina, 842 15 Bratislava, Slovak  Republic


Geological Institute, Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, 842 26 Bratislava, Slovak  Republic


EQUIS Ltd., Raèianska 57, 831 02 Bratislava, Slovak  Republic

(Manuscript received October 14, 1997; accepted in revised form June 16, 1998)

Abstract: The newly-defined seismogenic zones in the Alpine-Carpathian-Pannonian (ALCAPA) junction area are

correlated with: (1) Paleoalpine deep-seated suture zones, either oceanic or intracontinental, (2) Neoalpine wrench-

fault zones following some sutures, and (3) original thrust planes reactivated as low-angle extensional normal faults.

1—The principal West-Carpathian Paleoalpine sutures, from north to south, are: the Penninic-Vahic oceanic suture

originated during the Late Cretaceous, the Èertovica intracontinental suture between the Tatric and Veporic thick-

skinned sheets locked some 90 Ma ago, and the Meliatic oceanic suture formed in the Late Jurassic, closely related to

the  Igal-Bükk  Zone.  These  suture  zones  were  partly  reactivated  during  the  Late  Tertiary  and  represent  weakened

zones  in  the  modern  upper  crust.  The  concentration  of  important  earthquake  epicenters  correlates  well  with  these

weakened belts which serves as a base for the new seismogenic model of the area. 2—The most important wrench

fault zone is situated between the Eastern Alps and Western Carpathians. It reflects the  Miocene extrusion  of  the

ALCAPA lithospheric fragment from the Alpine domain as its northwestern boundary. The NE–SW trending wrench

fault zone is represented by the Mur-Mürz-Leitha and Považie fault systems. The zone is well expressed by flower

structures in many seismic lines. 3—The Miocene back-arc extension driven by the subduction pull in front of the

Carpathian orogen and mantle updoming in the Pannonian domain reactivated original Paleoalpine thrusts as crustal

detachment planes. In the Danube Basin area, these are accompanied by numerous important faults visible in seismic

sections, e.g. the Répce, Rába, Sládkovièovo and Mojmírovce fault systems. The extension regime consequences of the

core-mountains uplift during isostatic inversion from the Pliocene are visible in seismic section 2T — along the Èertovica

Zone as strong reflector branches. They represent former suture rejuvenated into younger low angle normal faults.

Key words: ALCAPA region, suture zones reactivation, rheology, earthquake distribution, seismogenic model.


Seismogenic zones, i.e. zones with increased seismic risk in

the Western Carpathians and surrounding areas were derived

from  geophysically  interpreted  deep  fault  zones  in  the  past

(Figs.  2  and  3).  These  were  defined  by  Fusán  et  al.  (1979,

1981, 1987) and Šefara et al. (1987), following the division of

the  Western  Carpathians  into  neo-tectonic  blocks  (Fig.  1).

This pioneer step in the definition of the neo-tectonic evolu-

tion of the Western Carpathians was based on the contempo-

rary knowledge of deep-seated structures supported by refrac-

tion  seismic  lines  (DSS)  and  gravimetry.  Moreover,  this

concept was consistent with the geodetic data on recent verti-

cal movements. It is necessary to emphasize that the above

mentioned deep fault zones (Figs. 1, 2, 3) have been used to

define the seismogenic zones by seismologists (e.g. Schenk et

al. 1986; Šteinberg et al. 1988; Šimùnek et al. 1991) without

(or only with partial) analysis of the seismic event generation

(e.g. Pospíšil et al. 1985).

The geophysical and geological research in the last decade

has brought more exact data which are not consistent with all

the  originally  interpreted  deep-seated  zones,  or  they  define

more precisely their character at depth. The most important of

these new data include reflection seismic lines (CDP — Tomek

et al. 1989; Tomek & Hall 1993 etc.), magnetotelluric sounding

(MTS — e.g. Varga  & Lada 1988) and some other results of

complex geophysical and geological interpretation (e.g. Šefara

et  al.  1996).  These  new  results  serve  as  a  basis  for  the  new

model of seismogenic zones in the Alpine-Carpathian-Pannon-

ian (ALCAPA) junction area presented in this paper.

The previous model of the  neo-tectonic block

structure of the Western Carpathians

and its relationship to deep-seated faults

The  principal  neo-tectonic  blocks  of  the  Central  and  Inner

Western Carpathians, as defined by  Fusán et al. (1981), are the

Outer  Carpathian  blocks,  the  Danube  block,  the  Fatra-Tatra

block, the Rudohorie-Pilis block and the Potisie block (Fig. 1).

Except for the Potisie block, all the mentioned blocks are repre-

sented in the area considered in the present paper.

The principal Outer Carpathians blocks (Fig. 1) consist

of two parts. The lower part is formed by platform elements

partly underthrusting the Central Carpathians; the upper part

consists  mainly  of  the  flysch  nappes  of  the  Outer  Car-

background image

248                                                                          ŠEFARA, KOVÁÈ, PLAŠIENKA and ŠUJAN

pathians. In the Slovak-Moravian block, the Mesozoic com-

plexes and the thick Miocene cover are present in the Vien-

na  Basin  substratum  besides  the  flysch  nappes.  An  impor-

tant geoelectric anomaly (MTS, MVS) follows the boundary

between  the  Central  and  Outer  Western  Carpathians

(Pìèová et al. 1976; Èerv et al. 1994).

The Danube  block was geologically characterized by the

presence of thick sedimentary cover and subsidence of up to

3 mm/y in the Danube Basin area. The NW block margin can

be partly correlated with the peri-Carpathian lineament which

continues along the Pieniny Klippen Belt and follows the su-

ture  zone  between  the  Outer  and  Central  Western  Car-

pathians.  The  originally  defined  SW  continuation  of  the

northern  margin  of  the  Danube  block  (Fusán  et  al.  1979,

1981,  1987),  which  passes  through  the  Sopron  and  Kõszeg

areas, was originally determined as a boundary between thick

Alpine  and  thinned  Danube  Basin  crust.  From  the  present

point of view, the principal boundary is more likely a deep-

seated  structure,  reflected  on  the  surface  as  the  Mur-Mürz-

Leitha  seismically  active  tectonic  line,  connected  with  the

peri-Carpathian lineament.

The  northeast  boundary  of  the  Danube  block  with  the

Fatra-Tatra  block  trends  in  the  NW–SE  direction.  This

boundary,  surficially  defined  as  the  Pøerov-Štiavnica  fault

(Fusán et al. 1981) is geologically very heterogeneous and

its activity during the Neoalpine evolution is doubtful. Simi-

larly  questionable  is  the  activity  of  the  NW-SE  oriented

faults that occur in the pre-Tertiary basement of the Danube

Basin. Among these are the Dobrá Voda fault zone defining

the  southern  margin  of  the  Považský  Inovec  Mts.  and  the

Tribeè Mts., continuing further to Nové Zámky and Štúrovo,

and two other faults running parallel to this line in the basin

basement:  one  running  from  Pezinok  to  Komárno  and  the

second one along the Danube River (Fusán et al. 1981, cf.

Figs. 1, 2). From the viewpoint of present knowledge, these

should be regarded only as relics of the pre-Neogene tecton-

ics, because they are absent in the sedimentary infill of the

basin,  as  it  is  well  documented  by  many  seismic  profiles

through the area (e.g. Hrušecký et al. 1996).

The present-day views on the geometry of the Moho dis-

continuity are also different from those proposed by Fusán et

al. (1981) for the model of the West-Carpathian “block struc-

ture”.  For  instance,  the  current  opinion  is  that  an  elevated

neo-Moho  in  the  western  part  of  the  Inner  Western  Car-

pathians continues as far as the peri-Klippen Belt zone, i.e. it

crosses  the  boundary  between  the  Danube  and  Fatra-Tatra

blocks (Fig. 4).

On the basis of these facts, the so-called Pøerov-Štiavnica

deep-seated zone and the more southern zones with the same

NW–SE  trend  (e.g.  the  Dobrá  Voda  or  Pezinok-Komárno

fault zones), which were defined mainly on the basis of the

original Moho image in this area, are no longer believed to

play  any  important  role  in  Late  Tertiary  tectonics  of  the

Danube Basin.

Fig. 1. Neo-tectonic blocks of the Western Carpathians (Fusán et al. 1981). Legende: 1 — Pieniny Klippen Belt, 2 — deep seated block

boundaries, 3 — Moho discontinuity contours depth in km, Neo-tectonic blocks: I. Danube block, II. Rudohorie-Pilis block, III. Potisie

block, IV. Fatra-Tatra block, V.,VI., VII. and VIII. Outer Carpathian blocks.

background image


The Fatra-Tatra block is characterized by morphological

elevations  of  the  core-mountains  and  depressions  filled  by

Paleogene and Neogene sediments. The block has an uplift-

ing tendency at a rate of over 2 mm/y. Its northern boundary

is  represented  by  the  Pieniny  Klippen  Belt  (Figs.  1,  2).  In

this  block,  besides  the  faults  defining  the  core-mountains,

the  Central  Slovak  fault  system  which  reaches  the  lower

crustal parts plays a principal role (Fusán et al. 1987; Kováè

& Hók 1993). This fault system forms a wide N-S directed

fault  zone,  narrowing  downwards,  running  from  the

Turèianska  kotlina  Depression  through  the  Žiarska  kotlina

Depression and further southwards along the Hron river val-

ley (Figs. 2, 3).

The NE trending boundary of the Rudohorie-Pilis block

with  the  Danube  and  Fatra-Tatra  blocks  was  defined  by  a

density inhomogeneity along the Komárno-Poprad Line (the

Vepor deep-seated fault of Fusán et al. 1979), continuing to

the Outer Carpathians territories (Fig. 1). In a broader sense

this boundary can be correlated with the contact between the

Tatric and Veporic basement units, known as the Èertovica

Line on the surface.

Only negligible vertical movements were recorded in the

Rudohorie-Pilis block, hence this area was considered to be

relatively  stable  (Fusán  et  al.  1987).  However,  this  is  not

consistent with the seismic activity probably along the Èer-

tovica Line zone (earthquakes in the Banská Bystrica area)

and  the  Hurbanovo-Diósjenõ  fault  system  (earthquakes  in

the Komárno area).

The Potisie block has very indistinct boundaries (Fusán et

al. 1987). In the east, it is formed by a N–S trending fault-

system in the area of the Slanské vrchy Mts.; in the north-

east  it  is  represented  by  the  Pieniny  Klippen  Belt  (Fig. 1).

Fig. 2. Zones of possible earthquake generation after Šimùnek et al. 1991.

background image

250                                                                          ŠEFARA, KOVÁÈ, PLAŠIENKA and ŠUJAN

The block is characterized by a thick Neogene sedimentary

cover and subsidence rate of up to 2 mm/y.

Depth and distribution of earthquakes

and crustal rheology

Earthquakes deeper than 20–30 km are known only along

the  front  of  the  Carpathians  and/or  along  the  southeastern

margin of the Pannonian Basin (Procházková et al. 1994; La-

bák  &  Brouèek  1996).  The  only  Benioff  Zone  in  the  Car-

pathian arc related to the subduction process is situated in the

Vrancea region, where earthquakes occur at depths of 10–180

km (Fuchs et al. 1979). All other earthquakes are shallow and

their origin is related to different processes than subduction.

A notable West-Carpathian exception is the Kremnica region

located  within  the  N–S  trending  Central  Slovak  fault  zone.

Here earthquakes as deep as 30 km have been assumed to oc-

cur but by latest the analyses (Labák 1996; Labák et al. 1996)

this  depth of foci has no real evidence. Elsewhere in the Slo-

vak  territory  earthquakes  generally  originate  at  depths  shal-

lower than 15–17 km. This fact can be well correlated with

Fig. 3. Zones of possible earthquake generation after Šteinberg et al. 1988.

background image


the maximum depth of the brittle crust which is the only zone

strong  enough  to  accumulate  enough  potential  strain  energy

to produce destructive earthquakes.

The  thickness  of  the  brittle  crust  in  the  Western  Car-

pathians was estimated by Bielik & Stríženec (1994) on the

basis of a crustal profile running from the Polish part of the

North European Platform to the Carpathians and Pannonian

Basin. The maximum estimated thickness along this profile

is about 35 km, with 25 km being the more common thick-

ness. However, the high heat flow, particularly in the north-

ern parts of the Pannonian Basin (Fig. 5), indicates an elas-

to-plastic  behaviour  of  the  crust  even  at  depths  less  than

indicated along the above mentioned crustal profile.

According  to  the  rheological  model  of    Lankreijer  et  al.

(1998), the strong area of the Bohemian Massif rapidly loses

its  strength  towards  the  Carpathians.  Nevertheless,  the  Car-

pathian foreland area is still relatively strong (Lankreijer 1998).

The Vienna Basin is also characterized by a remarkably strong

lithosphere. The Danube Basin, typically, only displays lithos-

pheric strength in the uppermost parts of the crust (Fig. 6). Be-

cause the substantial part of sedimentary filling also cannot be

considered as brittle (upper 3–9 km), only a very thin layer re-

mains for the potential generation of earthquakes. Actually, the

central part of the Danube Basin, except for a few small earth-

quakes on the Hungarian side, is generally aseismic.

The  high  heat  flow  and  the  related  thinner  brittle  crust  is

also observed in the northern continuation of the Danube Ba-

sin, as far as the Pieniny Klippen Belt. This fact is also sup-

ported by measured geothermal conditions in the Soblahov-1

borehole. All earthquakes recorded in this area are distributed

along the margin of this high heat flow zone (compare Figs. 5

and 13).

A relatively shallow Moho, which is accompanied by an

increased heat-flow, is also known in some platform areas,

for example in the vicinity of Ostrava (Figs. 4 and 5), or fur-

ther west in the Ohøe rift (Fig. 6). This indicates that crustal

Fig. 4. Thickness of the Earth´s crust in the Carpathian-Pannonian area. Contours in km.

background image

252                                                                          ŠEFARA, KOVÁÈ, PLAŠIENKA and ŠUJAN

Fig. 5. Heat-flow density map in the Carpathian-Pannonian area. Density contours in mWm



Fig. 6. Rheological NW-SE cross-section of Central Europe from the Bohemian Massif to the Danube Basin (Lankreijer et al. 1998). In-

terpreted strength contour plot (in MPa) for compressional deformation, at a strain-rate 10





background image


extension occurred during the Tertiary in foreland areas as


The newly defined seismogenic zones

of the ALCAPA junction area

The brittle part of the Earth’s crust is restricted to the upper

15–35  km  in  the  Western  Carpathians.  This  zone  contains

some inhomogeneities which originated during the geological

evolution of the Western Carpathians. Invoking the principle

of minimum energetic expenses, these less competent zones

are believed to be utilized as the primary source of the stress

release by faulting. These zones are represented by the origi-

nal  Upper  Jurassic–Cretaceous  intracontinental  and  oceanic

suture zones (1)  which were often reactivated as fault zones

with various kinematics during the Late Tertiary and are still

potentially able to generate earthquake events. These reacti-

vated fault zones are mainly wrench fault corridors (2) re-

lated to the Miocene escape tectonics in the Carpathians and

the  low-angle  normal  faults  (3)  occurring  below  the  Neo-

gene  basins    which  accommodated  the  upper  crustal  exten-

sion and/or isostatic uplift of the orogen.

(1) Principal suture zones of the Western Carpathians

The central and inner zones of the Western Carpathians are

marked  by  stacking  of  crustal  imbricates  that  originated  by

northward  progradational  shortening  of  heterogeneously

thinned epi-Variscan continental crust. Some of the zones at-

tenuated  by  Triassic-Jurassic  rifting  graded  into  domains

floored by oceanic crust which were sutured sequentially dur-

ing  the  Late  Jurassic  to  Paleogene.  Three  types  of  crustal-

scale shortening zones were distinguished by Plašienka et al.

(1997):  (A)  original  oceanic  subduction  zones  which  were

succeeded by collisional stacking of mobilized crust of conti-

nental margins, as the Meliatic and related sutures of the In-

ner Western Carpathians; (B) zones of continental and/or oce-

anic  basement  underthrusting  and  stacking  within  the  crust,

characteristic  for  the  Central  Carpathians  —  the  intraconti-

nental  Èertovica  suture  and  originally  oceanic  Penninic-Va-

hic suture zone; (C) downbending of the rigid marginal fore-

land  crust  of  the  North  European  Platform,  which  was

overridden  by  the  Tertiary  accretionary  wedge  of  the  Outer


Identification of suture zones in the present structure of the

Western Carpathians is supported by seismic reflection pro-

filing and by magneto-telluric sounding (MTS), which show

the sutures as deep-seated low-resistivity zones. Particularly

the high conductivity of the latter zones indicates either ul-

tramylonites, or zones with deep-generated solutions, or oth-

er rock types containing clays and/or black shales. A meta-

morphic process with graphite coating on mineral grains also

cannot be ruled out. All these environments have a decreased

coefficient  of  friction,  represent  weakened  or  even  discon-

tinuous zones within the crust and can potentially produce

seismic events.

In the area under consideration, the suture zones defined

by Plašienka et al. (1997) include both the oceanic and the

intracontinental shortening zones, which have recently acted

as weakened seismogenic belts. From north to south, the fol-

lowing zones are depicted (Fig. 7):

(A)  The  Penninic-Vahic  suture  zone  which  consumed

both the Vahic (i.e. South Penninic) oceanic and the Oravic

(i.e. Middle Penninic) continental crust. It originated during

the  Late  Cretaceous  to  Paleogene  (70–50  Ma)  and  it  is

younger eastwards. In deep seismic sections, it is indicated

by  flat  reflectors  in  mid-crustal  levels,  which  underlie  the

Tatric thick-skinned crustal sheet (Tomek 1993; Vozár et al.

1995)  and  overlie  the  underthrust  Oravic  ribbon  continent.

The zone is followed by an important Late Tertiary wrench

corridor  continuing  to  the  Pieniny  Klippen  Belt  NE-ward

which controlled the eastward extrusion of the Western Car-

pathians  and  evolution  of  the  Vienna  Basin.  This  wrench

zone consists of several sections: the Mur-Mürz-Leitha fault

zone,  the  Dobrá  Voda  area  (wrench  zone  and  ENE-WSW

trending back-thrusts), and the Váh river valley as far as Žili-

na (the peri-Carpathian lineament).

The  Mur-Mürz-Leitha-Žilina  wrench  corridor  generates

earthquakes by movements of two kinematic types. The first

one is a horizontal displacement along a sinistral strike-slip

fault system accompanied by SW–NE trending flower struc-

tures. The second type is contractional, related to older in-

herited  ENE–WSW  trending  structures  (e.g.  a  wider  zone

around  Dobrá  Voda  and  part  of  the  Pieniny  Klippen  Belt

west of Žilina).

(B) The Èertovica suture zone located between the Tat-

ric  basement  sheet  and  the  Veporic  crustal  wedge  is  the

dominant feature of the deep seismic line 2T (Tomek et al.

1989; Tomek 1993) where it is indicated by a moderately

south-dipping stack of strong reflectors (Fig. 10). The zone

originated  by  the  mid-Cretaceous  shortening  and  under-

thrusting of a thinned continental crust of former Jurassic–

Lower Cretaceous basinal area between the Tatric and Ve-

poric  elevations.  This  attenuated,  but  buoyant  crust

underplated the Veporic wedge and its sedimentary cover

was  detached  and  transported  northwards  to  create  the

Krížna cover nappe system overriding the Tatric Superunit.

The  final  locking  of  this  zone  occurred  about  90  Ma  ago

(late Turonian).

The  zone  comes  to  the  surface  in  the  area  between  the

towns  of  Banská  Bystrica  and  Brezno  and  then  obliquely

crosses  the  Nízke  Tatry  horst.  It  generates  shallow  earth-

quakes, released mostly on the ENE-trending Hron fault sys-

tem (Fig. 7), which is a superimposed Tertiary phenomenon.

It is noteworthy that this system, like the Dobrá Voda fault

system,  can  be  clearly  identified  in  the  recent  morphology

and can be easily traced by remote sensing methods (Jankù et

al. 1984). Earthquakes along the N–S trending Central Slo-

vak fault system in the surroundings of the Turèianska kotli-

na  Depression  (with  less  data)  can  also  be  related  to  this

zone, along with its continuation to the Central Slovak neo-

volcanic area.

(C) The Meliatic oceanic suture is closely related to the

Igal-Bükk Zone. Both were formed during the Late Jurassic

to  the  earliest  Cretaceous  (150–120  Ma).  The  Meliatic  su-

ture represents an original subduction zone evidenced by a

presence  of  dismembered  ophiolite  units,  blueschists  and

background image

254                                                                          ŠEFARA, KOVÁÈ, PLAŠIENKA and ŠUJAN

Fig. 7. Principal West-Carpathian suture zones with respect to earthquake occurrences. Historical earthquake epicentres after Labák &

Brouèek 1996.

background image


coeval  calc-alkaline  volcanics.  The  Igal-Bükk  Zone  was

probably formed by closure of a small back-arc oceanic basin

(Szarvaskõ ophiolites), related to the southward subduction

of the Meliatic ocean. Both zones are rather steep (the former

south- and the latter north-dipping) to subvertical, but in the

western part, below the Neogene Danube Basin, the Meliatic

suture is probably flatter. In places, the Meliata suture can be

regarded as reactivated by low-angle normal faults (e.g. the

Rába  Line  —  Horváth  1993;  Plašienka  et  al.  1997).  Some

segments  of  the  Igal-Bükk  Zone  were  also  reactivated  as

wrench zones during the Late Tertiary (e.g. the Darnó Line).

The course of both zones is followed by earthquake epicen-

Fig. 8. Magnetotelluric (MTS) profiles in the Danube and Vienna Basins and their interpretation (Nemesi et al. 1997, modified). Important

zones of very low resistivity zones are related to: 1 — basin filling, 2 — Rába Line and its shallow depth continuation below the Transdanu-

bian Central Range, 3 — Mur-Mürz-Leitha Line and its steep continuation at depth, 4 — elevated resistivities.

Fig. 9. Seismic time cross-section along the 3T profile (Tomek & Thon 1988, modified). Flower structure in the Zohorsko-Plavecký gra-

ben, reflector packages F,G presents normal faults, M—Moho, H—extension in lower crust. 1—sinistral wrench.

background image

256                                                                          ŠEFARA, KOVÁÈ, PLAŠIENKA and ŠUJAN

ters,  especially  in  areas  where  they  are  followed  by  deep-

seated fault systems (Fig. 7).

In the area under consideration, the Meliata oceanic suture

is  bound  to  the  northwestern  margin  of  the  Transdanubian

Central Range, an element with comparatively thick crust in

the area. Stresses generated along this contact are released by

faults  surficially  represented  by  the  WSW-ENE  oriented

Hurbanovo-Diosjenõ fault zone. This fault system is related

to earthquake epicenters mainly at its crossing with smaller

transversel fault structures.

(2) Wrench fault zones

Deep-seated zones of very low resistivity have been identi-

fied by MTS method along a profile crossing the Vienna Ba-

sin, Malé Karpaty Mts. and the Danube Basin (Nemesi et al.

1997,  cf.  Fig.  8).  One  of  these  zones,  shown  as  a  flower-

structure in seismic lines, occurs in the vicinity of the Sch-

rattenberg fault on the western margin of the Vienna Basin

(Èerv et al. 1994). Another zone of very low resistivity was

identified in the SE part of the Vienna Basin (SE continua-

Fig. 10. Seismic time cross-section on the 2T profile (Tomek et al. 1989, modified).

Fig. 11. Interpretation of the magnetotelluric (MTS) measurements (modified after Varga & Lada 1988) along the 2T profile (see also Fig. 10).

background image


tion of the Malé Karpaty Mts. to Austria). Similar to the first

zone,  this  zone  is  represented  by  a  seismically  identified

flower-structure  (Tomek  &  Thon  1988)  close  to  the  Malé

Karpaty Mts. (Fig. 9).

Based on the coincidence of the deep-seated low resistivity

zones and known faults, as well as on the knowledge about the

pull-apart opening of the Vienna Basin during the extrusion of

the  West-Carpathian  lithospheric  fragment  from  the  Alpine

collision  zone  in  the  early  Miocene  (Csontos  et  al.  1992;

Kováè et al. 1993), the low-resistivity zones can be reasonably

assumed  to  be  first-order  shear  zones  (Gutdeutsch  &  Aric

1988). This interpretation is consistent with the young Quater-

nary structure of the Zohorsko-Plavecký graben which is well

documented from the Neogene up to the Quaternary strata.

(3) Extension along the orogenic sutures

The Central Slovak area (the upper part of the Hron river

valley),  where  earthquakes  occur  more  frequently  than  in

other parts of Slovakia is close to the Tatric-Veporic suture

Fig. 12. Seismo-geological domains of the Alpine-Carpathian-Pannonian junction area.

background image

258                                                                          ŠEFARA, KOVÁÈ, PLAŠIENKA and ŠUJAN

zone. Along the 2T seismic profile (Fig. 10), besides the ob-

vious density of SE-inclined reflection boundaries (Tomek et

al. 1989) there are some zones of very low resistivity, which

are observable in the deeper zones (Fig. 11). The high densi-

ty of reflections may correspond to a probable extensional re-

activation of the Èertovica suture, along which earthquakes

are concentrated.

The  entire  tectonic  body  of  the  Transdanubian  Central

Range is underlain by zones of very low resistivity at 5 to

20 km depths (Nemesi et al. 1997, cf. Fig. 8). This would

imply that they represent originally incompetent sutures and

that the Transdanubian Range evidently represents an upper

unit  (a  crustal  slice)  whose  movement  along  these  sutures

was probably enabled by a low coefficient of friction of the

underlying masses (Tari 1996). The stress generated by this

movement  is  believed  to  be  the  primary  source  of  earth-

quakes released on the brittle fault structures in this region

e.g. the N-S running transversal Mór graben (Figs. 12, 13).

Seismogenic zones — discussion and conclusions

The rheological aspects of the brittle crust within the East Al-

pine-Western Carpathian-Pannonian junction, as well as the

presence of deep-seated faults, have been taken into account in

construction of a model of seismo-geological domains in this

Fig. 13. Seismogenic zones of the Alpine-Carpathian-Pannonian junction area. Historical earthquake epicentres after Labák & Brouèek 1996.

background image


area (Fig. 12). Several domains are identified: the SE margin

of the Vienna Basin, the Váh river valley, the Central Eastern

Alps,  the  Central  Western  Carpathians,  the  area  of  the

thinned crust in the Danube Basin basement, and the Trans-

danubian Central Range (Fig. 12). These domains were de-

termined on the basis of the earthquake occurrence with re-

spect  to  the  crustal  thickness,  heat  flow  and  the  principal

geological  units  building  the  domains.  In  this  paper  we

present  the  next  step  —  based  on  definition  of  zones  of

weakness in the upper brittle crust, identified as Paleoalpine

suture zones reactivated during the Late Tertiary, and we de-

fine the seismogenic zones with increased seismic risk in the

area considered (Figs. 7, 13):

A  (1,  2)  The  Vahic  suture  and  above  it  situated  wrench

fault  zone  accommodating  the  Western  Carpathians  extru-

sion  northeastwards.  The  main  brittle  structures  generating

the  earthquakes  are  the  Mur-Mürz-Leitha,  the  Dobrá  Voda

and the Považie fault systems. A maximum epicentral earth-

quake intensity of I


 = 8–9


 MSK, at the presumed hypo-

center depths as far as 15 km  is inferred in this zone.

B (1, 3) The Èertovica suture and above it situated exten-

sional  faults  which  were  reactivated  during  the  Miocene

back-arc extension and the following Pliocene isostatic uplift

of the central part of the orogen. The main brittle earthquake-

generating structure is the Hron fault system (surroundings of

Banská Bystrica). The zone is characterized by maximum ep-

icentral intensity of potential earthquakes of I


 = 8



at  presupposed hypocenter depths down to 10 km.

C (1, 2, 3) The Meliata suture and along it situated Hur-

banovo-Diósjenõ fault zone reactivated during the Miocene

extension  and  wrenching  along  the  Igal-Bükk  Zone.  This

seismogenic  zone  is  characterized  by  maximum  epicentral

intensity of  assumed earthquakes of I


 = 9


 MSK, at  in-

ferred hypocenter depths exceeding 15 km.

Acknowledgements: The authors wish to express their grati-

tude to the Grant VEGA No. 13052/96 and EQUIS Ltd. for fi-

nancial support. Constructive remarks of reviewers (L. Cson-

tos, K. Campbell and P. Labák) are gratefully acknowledged.


Bielik M. & Stríženec P., 1994: Flexure of the lithosphere beneath

the Pannonian Basin. Contr. Geophys. Inst. Slov. Acad. Sci.,

24, 87–104.

Csontos L., Nagymarosy A., Horváth F. & Kováè M., 1992: Tertia-

ry  evolution  of  the  intra  Carpathian  area,  a  model.  Tectono-

physics, 208, 221–241.

Èerv V., Pek J., Pícha B., Praus O. & Tobyášová M., 1994: Magne-

totelluric  models  of  inhomogeneity  zones.  In:  Bucha  V.  &

Blížkovský  M.  (Eds.):  Crustal  structure  of  the  Bohemian

Massif and the West Carpathians. Academia, Prague, Spring-

er-Verlag, Heidelberg, 147–157.

Fuchs K., Binjer K.P. & Bock G. et al., 1979: The Romanian earth-

quake  of  March  4.,  1977,  II:  Afterhocks  and  migrations  of

seismic activity. Tectonophysics, 53, 225–247.

Fusán O., Ibrmajer J. & Planèár J., 1979: Neotectonics blocks of

the  West  Carpathians.  In:  Babuška  V.  &  Planèár  J.  (Eds.):

Geodynamics  investigation  in  Czechoslovakia,  Final  Report.

Veda, Bratislava, 187–192.

Fusán O., Ibrmajer J., Kvitkoviè J. & Planèár J., 1981: Block dynamic

of the West Carpathians. In: A. Zátopek (Ed.): Geophys. synthe-

ses in Czechoslovakia, Final Report. Veda, Bratislava, 153–157.

Fusán O., Biely A., Ibrmajer J., Planèár J. & Rozložník L., 1987:

Basement  of  the  Tertiary  of  the  Inner  West  Carpathians.

GÚDŠ, Bratislava, 1–123 (in Slovak).

Horváth F., 1993: Toward a kinematic model for the formation of

the Pannonian Basin. Tectonophysics, 226, 333–357.

Hrušecký I., Šefara J., Masaryk P. & Lintnerová O., 1996: The struc-

tural  and  facies  development  and  exploration  potential  of  the

Slovak  part  of  the  Danube  Basin.  In:  Wessely  G.  &  Liebl  W.

(Eds.): Oil and Gas in Alpidic Thrust belts and Basins of Central

and Eastern Europe. EAGE Special Publication. No 5, 417–430.

Gutdeutsch R. & Aric K., 1987: Tectonic block models based on

the  seismicity  in  the  East  Alpine-Carpathian  and  Pannonian

area. In: Flügel H.W. & Faupl P. (Eds.): Geodynamics of the

Eastern Alps. Deuticke, Wien, 309–324.

Jankù J., Pospíšil L. & Vass D., 1984: Contribution of remote sens-

ing  to  the  knowledge  of  West  Carpathians  structure.  Miner.

slovaca, 16, 2, 121–137.

Kováè  M.,  Nagymarosy  A.,  Soták  J.  &  Šutovská  K.,  1993:  Late

Tertiary  paleogeographic  evolution  of  the  Western  Car-

pathians. Tectonophysics, 226, 401–415.

Kováè P. & Hók J., 1993: The Central Slovak Fault System — field

evidence of a strike-slip. Geol. Carpathica, 44, 155–160.

Labák  P.,  1996:  Reinterpretation  of  the  5.6.1443  earthquake  in

Central Slovakia. In: Kaláb Z. (Ed.): Analysis of seismologi-

cal and engeneering geophysical data. Ústav geoniky AV ÈR,

Ostrava-Poruba, 83–93 (in Slovak).

Labák P. & Brouèek I., 1996: Catalogue of macroseismically ob-

served  earthquakes  on  the  territory  of  Slovakia  since  1034

(1996 version). Geophys. Inst. Slov. Acad. Sci., Bratislava.

Labák P., Brouèek I., Gutdeutsch R. & Hammerl Ch., 1996: The

June 5, 1443 Central Slovakia earthquake. In: ESC XXV Gen-

eral Assembly, Abstracts, Reykjavík, 141.

Lankreijer A.C., 1998: Rheology and basement control on exten-

sional basin evolution in central eastern Europe: Variscan and

Alpine-Carpathian-Pannonian  tectonics.  PhD  thesis,  Nether-

lands Res. School Sediment. Geol., Amsterdam, 1–158.

Lankreijer A.C., Bielik M., Cloething S. & Majcin D., 1998: Rhe-

ology predictions across the Western Carpathians, Bohemian

Massif  and  the  Pannonian  Basin:  Implications  for  tectonics

scenario. Tectonics, in press.

Nemesi L., Šefara J., Varga G. & Kovácsvölgyi S., 1997: Results

of  deep  geophysical  survey  within  the  framework  of  the

DANREG project. Geophys. Transact., 41, 143–159.

Pìèová J., Petr V. & Praus O., 1976: Depth distribution of the elec-

tric  conductivity  in  Czechoslovakia  from  electromagnetic

studies. In: Ádam A. (Ed.): Geoelectric and geothermal Stud-

ies. KAPG Geophys. Monogr., Budapest, 517–537.

Plašienka D., Putiš M., Kováè M., Šefara J. & Hrušecký I., 1997:

Zones of Alpidic subduction and crustal underthrusting in the

Western Carpathians. In: Grecula P., Hovorka D. & Putiš M.,

(Eds.):  Geological  evolution  of  the  Western  Carpathians.

Miner. Slovaca, Monography, 35–42.

Pospíšil L., Schenk V. & Schenková Z., 1985: Relation between seis-

moactive zones and remote sensing data in the West Carpathians.

Proc. 3rd Symp. Anal Seis. Risk. Liblice, Prague, 256–263.

Praus O., 1967: Electric conductivity of the Earth in the Czechoslo-

vakia studied by magnetotelluric and geomagnetic methods. In:

Upper  mantle  project  programme  in  Czechoslovakia  1962–

1970. Geophysics, Final report. Academia, Praha, 162–186.

Procházková D., Schenk V. &  Schenková Z., 1994: Earthquakes in

Central Europe. In: Blížkovský M. & Bucha V. (Eds.): Crustal

Structure  of  the  Bohemian  Massif  and  the  West  Carpathians,

Academia, Prague, Springer-Verlag, Heidelberg, 63–71.

background image

260                                                                          ŠEFARA, KOVÁÈ, PLAŠIENKA and ŠUJAN

Schenk V., Schenková Z., Pospíšil L. & Zeman A., 1986: Seismo-

tectonic model of the upper mantle part of the Earth´s crust of

Czechoslovakia. Stud. Geoph. Geod. Prague, 30, 321–330.

Schenk V., Procházková D. & Schenková Z., 1994: Seismotectonic

studies in the Bohemian Massif and the West Carpathians. In:

Bucha  V.  &  Blížkovský  M.  (Eds.):  Crustal  structure  of  the

Bohemian Massif and the West Carpathians. Academia, Pra-

gue, Springer-Verlag, Heidelberg, 76–84.

Šefara J., Bielik M., Bodnár J., Èížek P., Filo M., Gnojek I., Grecula

P.,  Halmešová  S.,  Husák  ¼.,  Janoštík  M.,  Král  M.,  Kubeš  P.,

Kurkin  M.,  Leško  B.,  Mikuška  J.,  Muška  P.,  Obernauer  D.,

Pospíšil  L.,  Šútora  A.  &  Velich  R.,  1987:  Structural-tectonic

map of the Inner Western Carpathians for the purpose of prog-

nosis of ore-deposits — geophysical interpretations. Text to the

collection of maps, 1–267 (in Slovak).

Šefara J., Bielik M., Koneèný P., Bezák V. & Hurai V., 1996: The

latest stage of development of the lithosphere and its interac-

tion with the astenosphere (Western Carpathians). Geol. Car-

pathica, 47, 339–347.

Šimùnek  et  al.,  1991:  Results  of  the  Czechoslovak-Soviet  exper-

tise  —determination  of  sesmic  risk.  Energoprojekt  Praha,

1988,  MS, Archive JEBO (in Czech).

Šteinberg V. et al., 1988: Conclusions about seismic safety of the

nuclear power plant Bohunice. Moskva–Praha, 1988, MS, Ar-

chive JEBO (in Russian).

Tari G., 1996: Extreme crustal extension in the Rába River exten-

sional  corridor  (Austria/Hungary).  Mitt.  Ges.  Geol.  Berg-

baustud. Österr., 41, 1-17.

Tomek È., 1993: Deep crustal structure beneath the central and in-

ner West Carpathians. Tectonophysics, 226, 417–431.

Tomek È. & Hall J., 1993: Subducted continental margin imaged

in the Carpathians of Czechoslovakia. Geology, 21, 535–538.

Tomek  È.  &  Thon  A.,  1988:  Interpretation  of  seismic  reflection

profiles  from  the  Vienna  Basin,  the  Danube  Basin  and  the

Transcarpathian Depression in Czechoslovakia. Amer. Assoc.

Petrol. Geol. Mem., 45, 171–182.

Tomek È., Ibrmajer I., Koráb T., Biely A., Dvoøáková L., Lexa J.

&  Zboøil  A.,  1989:  Crustal  structures  of  the  Western  Car-

pathians on deep reflection seismic profile 2T. Miner. slova-

ca, 21, 3–26 (in Slovak).

Varga G. & Lada F., 1988: Magnetotelluric measurement on the pro-

file 2T. Unpublished report, ELGI Budapest, Geofyzika Brno.

Vozár J.,  Tomek  È., Vozárová A. & Dvoøáková V., 1995: Deep

seismic  profile  G:  geological  interpretation  (Inner  Western

Carpathians, Slovakia). 15 Congr. Carpath.-Balkan Geol. As-

soc., Spec. publ. 4/1, Geol. Soc. Greece, Athens, 37.