background image

GEOLOGICA CARPATHICA, 49, 5, BRATISLAVA, OCTOBER 1998

315–327

POST-OROGENIC UPLIFT-INDUCED EXTENSION:

A KINEMATIC MODEL FOR THE PLIOCENE TO RECENT

TECTONIC EVOLUTION OF THE EASTERN CARPATHIANS

(ROMANIA)

RADU GÎRBACEA

*

, WOLFGANG FRISCH and  HANS-GERT LINZER

**

Institut für Geologie, Universität Tübingen, Sigwartstr. 10, D-72076 Tübingen, Germany

(Manuscript received January 12, 1998; accepted in revised form September 1, 1998)

Abstract: We propose a new tectonic model for the Pliocene to Recent tectonic evolution of the Eastern Carpathians,

especially for the formation of the Braºov-Gheorghieni basin system in the hinterland and for the shortening in the

foreland during the “Valachian Phase” of deformation. Kinematic analysis of fault-slip data indicates the formation of

the  Braºov-Gheorghieni  basins  due  to  NW-SE  oriented  extension,  but  with  joints  displaying  varying  orientations

suggesting regional uplift as the source of extension. The trend of regional folds in the foreland indicates NW-SE

oriented shortening. The sedimentation rate of coarse material in the foreland basin reflects a high post-Miocene rate

of  uplift,  very  accelerated  during  Pliocene–Quaternary  time.  The  seismological  data  show  active  offset  along  two

strike-slip faults (the Trotuº and Intramoesian faults), which border both the region of extension in the hinterland and

the area of shortening in the foreland. A third strike-slip fault (the Sinaia Fault) is constrained south of the Braºov-

Gheorghieni basins by kinematic and seismological data. All these observations have been combined in the following

new tectonic model: succeeding the continental collision in Miocene, a very high rate of uplift occurred in the Eastern

Carpathians during Pliocene–Quaternary time. The uplift induced gravitational mass transfer from the uplifted area,

which had a high potential energy, towards the surrounding areas with low potential energy. The mass transfer took

place through the southeastward motion of a crustal block between the Trotuº sinistral and the Sinaia dextral strike-

slip faults above an older, reactivated detachment horizon of the Eastern Carpathians fold-and-thrust belt. The motion

of this crustal block resulted in extension in the hinterland and the formation of the Braºov-Gheorghieni basin system;

the extension was accommodated by shortening in the foreland.

Key  words:  Pliocene,  Recent,  Eastern  Carpathians,  Braºov-Gheorghieni  basins,  post-orogenic  uplift,  extension,

shortening.

Introduction

This paper regards the last stage of tectonic evolution of the

Eastern  Carpathians  from  Pliocene  to  Recent,  addressing

mainly  the  problem  of  the  formation  of  the  Braºov-

Gheorghieni basin system (Fig. 1a). This system consists of a

series  of  intramontaneous  basins  with  up  to  1000  m

subsidence (Bandrabur & Codarcea 1974), superimposed on

older Cretaceous-Tertiary structures. The basins were formed

in  the  Eastern  Carpathians  hinterland  in  a  “post-orogenic”

stage, after the oceanic crust was consumed and continental

collision occurred in Miocene time (Csontos 1995). Another

important  characteristic  feature  of  this  last  stage  of  tectonic

evolution is the folding of Plio-Pleistocene formations in the

Eastern Carpathians foreland during the “Valachian Phase” of

deformation,  described  and  characterized  by  Dumitrescu  &

Sãndulescu (1968) and Sãndulescu (1984). Also, in Pliocene–

Quaternary time up to 10 km of sediment accumulation is re-

corded in the Eastern Carpathians foreland (Paraschiv 1979),

while  in  the  hinterland  alkaline  basaltic  and  calc-alkaline

andesitic volcanism occurred in the Perºani and Harghita Mts.

(Peltz  et  al.  1971;  Pécskay  et  al.  1995).  The  Vrancea  Zone

must also be mentioned here as the place of strong seismicity

with both crustal and intermediate-depth earthquakes. The ac-

tive tectonics is reflected mainly by vertical movements and

seismic activity.

All the mentioned Pliocene-Quaternary features are locat-

ed in the southern Eastern Carpathians, between the Trotuº

and the Intramoesian strike-slip faults (Fig. 1a). The aim of

this  paper  is  to  interpret  the  formation  of  the  hinterland

Braºov-Gheorghieni basin system in terms of its kinematics

and  relation  with  the  folded  foreland.  Our  study  is  mainly

based on kinematic analysis of fault-slip and joint data, as

well as on reinterpretation of published profiles and seismo-

logical data. The fault-slip and joint data were collected from

Pliocene-Quaternary  sedimentary  and  volcanic  rocks  from

the Braºov-Gheorghieni basins and Perºani Mountains, but

also  from  older  rocks.  In  this  latter  case  we  used  only  the

youngest data sets which were separated on overprinting cri-

teria observed in outcrops.

Tectonic setting

The Eastern Carpathians are part of the Carpathian chain,

which extends over more than 1700 km between the Eastern

 *Present address: Rock Fracture Project, Geological and Environmental Sciences, Stanford University, Stanford, California 94305-2115;  radu@pangea.stanford.edu

**Present address: Rohöl - Aufsuchungs A.G., Schwarzenbergplatz 16, A-1015 Wien, Austria

background image

316                                                                          GÎRBACEA, FRISCH and LINZER

Alps and the Balkans. The present tectonic setting of the Car-

pathians is the result of convergence and continental collision

of two continental fragments (the Tisia-Dacia and Alcapa mi-

crocontinents, Fig. 1b) with the European Plate, following re-

treating  subduction  (Royden  1993)  and  closure  of  a  basin

floored  by  oceanic  or  thinned  continental  crust  (Csontos

1995;  Linzer  1996).  The  first  stage  of  continental  collision

between the Tisia-Dacia and the European plates is indicated

in the Eastern Carpathians by the change from flysch-type to

molasse-type  sedimentation  in  Early  Miocene  (Burdigalian)

time (Csontos et al. 1992).

The Trotuº Fault (Fig. 1a) is an important structure in the

Eastern Carpathians, since the orogen displays different char-

acteristics north and south of it. In the northern Eastern Car-

pathians the crust attains up to 56 km thickness (Starostenko

&  Kharitonov 1996).  The  isostatic  response  exhumed  large

metamorphic complexes (the Median Dacides after Sãndules-

cu 1984), with the present surface reaching up to 2500 m alti-

Fig. 1. a) Location of the study area in the southern Eastern Carpathians and tectonic map showing the Pliocene-Quaternary features be-

tween the Trotuº and the Intramoesian strike-slip faults (after Bandrabur et al. 1971; Sãndulescu et al. 1978; Sãndulescu 1984). The posi-

tion of the dextral Sinaia Fault is inferred from fault-slip data from the southern Braºov Basin (site 107-95 in Fig. 2) and seismological

data (see Table 2). b) Tectonic blocks (Alcapa and Tisia-Dacia) whose convergence and continental collision with the European and Moe-

sian plates resulted in the formation of the Carpathian arc during Tertiary times (after Csontos 1995).

background image

POST-OROGENIC UPLIFT-INDUCED EXTENSION: A KINEMATIC MODEL                                        317

tude. Apatite cooling ages indicate an exhumation pulse around

10 Ma (Sanders & Andriessen 1996). Post-collisional shorten-

ing at the frontal wedge of the northern Eastern Carpathians oc-

curred until 11 Ma (i.e. Sarmatian) after Roure et al. (1993), in-

ferred from the age of the youngest sediments deposited on the

European  Plate  which  were  overthrust  by  the  orogenic  front.

The  foreland  basin  contains  only  Sarmatian  formations,  in

which no deformation has been recorded (Sãndulescu et al. 1981).

South of the Trotuº Fault  the Pliocene-Quaternary features

which  are  the  subject  of  this  work,  are  exposed:  the  Braºov-

Gheorghieni basin system and the folded foreland formations

(Fig. 1a). The foreland displays a high rate of subsidence, with

up to 10,000 m of molasse-type sedimentary rocks deposited

during Sarmatian–Quaternary time (Sãndulescu et al. 1995). In

the Vrancea Zone focal mechanism solutions of intermediate-

depth earthquakes indicate a vertical dense slab in the lithos-

phere (Fuchs et al. 1979; Oncescu 1984). The crustal thickness

in  the  southern  Eastern  Carpathians  does  not  exceed  45 km

(Rãdulescu  et  al.  1976),  with  maximum  surface  elevation

around 1800 m.

Fig. 2. Directions of extension recorded in Pliocene-Quaternary rocks or separated as the youngest recorded deformation in pre-Pliocene

rocks from the Braºov Basin. The kinematic analysis is based on fault-slip and joint data (see Table 1 and Fig. 13 for results and graphical

presentation of data sets). The rose diagram shows the orientation of all measured joint planes, indicating that most of them formed due to

NW-SE oriented extension.

background image

318                                                                          GÎRBACEA, FRISCH and LINZER

The present rate of uplift, measured by geodetic methods,

has  a  maximum  value  of  1.5–2 mm/a  in  the  Eastern  Car-

pathians, south of the Trotuº Fault (Cornea et al. 1979). Seis-

mologic  data  provided  by  M.  C.  Oncescu  from  Karlsruhe

Geophysical Institute (pers. comm.) indicate the present ac-

tivity  of  the  Intramoesian  and  Trotuº  sinistral  strike-slip

faults. A third, dextral strike-slip fault (called here the Sinaia

Fault) is constrained south of the Braºov Basin by kinematic

data (site 107-95 on Fig. 2, lower corner) and earthquake fo-

cal mechanism solutions (Fig. 1a).

 The Braºov-Gheorgheni basin system

Starting in Pliocene a series of basins (the Braºov, Ciuc and

Gheorgheni  basins)  were  superimposed  on  Cretaceous-Mi-

ocene structures in the internal part of the Eastern Carpathians

(see Fig. 1a). We performed a kinematic analysis which indi-

cates a general NW-SE direction of extension, based on meth-

ods and data presented in Appendix 1 and Figure 13, and using

the computer programs described by Sperner et al. (1993) and

Sperner (1996).

 The Braºov Basin

The Braºov Basin shows a flat topography around 400 m

elevation, surrounded by mountains of up to 1800 m. The ba-

sin sedimentary fill is up to 600 m thick and consists of: (A)

a  fluvial-lacustrine  association  (Pliocene–Middle  Pleis-

tocene), divided into a dominant, clastic facies (with gravel,

cross-stratified  sand,  clay,  silt,  and  lignite  deposits),  and  a

subordinate  carbonatic-siliceous  facies  (with  limestone,

marl, diatomite); (B) an alluvial association (Middle Pleis-

tocene–Holocene) with coarse, migrating channel and alluvi-

al-fan  deposits  (Marinescu  et  al.  1981).  At  different  strati-

graphic levels the lacustrine sediments are interbedded with

andesitic tuffs and lava flows, whose source is in the south-

ern part of the Eastern Carpathian Neogene volcanic chain

(Peltz  et  al.  1971).  The  faunal  assemblages  (Liteanu  et  al.

1962;  Samson  &  Rãdulescu  1963;  Rãdulescu  et  al.  1965)

and magnetostratigraphy (Ghenea et al. 1979) prove an age

of 3.6–3.8 Ma for the oldest sediments in the Braºov Basin.

The direction of maximum (

σ

1

) and minimum (

σ

3

) calcu-

lated paleostresses are considered parallel to the main direc-

tion of shortening and extension, respectively. Data collected

from Pliocene-Quaternary rocks reveal a NW-SE direction of

extension, with strike-slip motion along the NW-SE oriented

margins of the basin (Fig. 2; see Table 1 for the results of ki-

nematic analysis). The fault-slip data sets from pre-Pliocene

rocks are heterogeneous, indicating different tectonic events.

However, the youngest data sub-sets, separated on overprint-

ing criteria of faults of different relative age, show also a NW-

SE direction of extension. This direction is therefore assumed

to  indicate  the  same  deformation  event  as  recorded  in  the

Pliocene-Quaternary rocks, an assumption supported by pre-

vious  paleostress  analyses  which  report  no  extension  in  the

southern  Eastern  Carpathians  before  Pliocene  time  (Linzer

1996; Zweigel 1995). The joint data also show a general NW-

Fig. 3. Profile in the Braºov Basin (see location in Fig. 2) based on

well  data  from  Geolex  Harghita  Exploration  Company  (a),  and

used to assume a listric geometry of an asymmetric basin formed

above a horizontal detachment fault (b).

Fig. 4. a) Area-balanced kinematic model for asymmetric basin for-

mation above a horizontal detachment fault (after Groshong 1989). b)

This model allows calculation of the amount of extension and depth

of the detachment fault, based on simple geometric data: a — near-

surface plunge of the main detachment fault; b — dip of the antithetic

zone; h — basin depth; L — basin width; d — depth of the detach-

ment fault, d = h(L–e)/e; e — amount of extension, e = 2h/tan

α

. For

the Braºov Basin d = 8.7 km and e = 14 %.

background image

POST-OROGENIC UPLIFT-INDUCED EXTENSION: A KINEMATIC MODEL                                        319

Fig. 5. Geological map of the Ciuc and Gheorghieni Basins (after Alexandrescu et al. 1968; Sãndulescu et al. 1968) and directions of ex-

tension recorded in Pliocene-Quaternary rocks or separated as the youngest recorded deformation in pre-Pliocene rocks (see Table 1 for

results of the kinematic analysis). The fault planes are graphically represented in equal area, lower hemisphere stereonets as great circles,

with arrows showing the direction of slip of the hangingwall. The joint planes are plotted in equal area, lower hemisphere stereonets as

poles. The calculated stress tensor from fault slip data is defined as the orientation and magnitude of principal stresses 

σ

σ

σ

3

, where

the main direction of shortening is parallel with 

σ

1

 and the main direction of extension is parallel with 

σ

3

.

SE direction of extension in places, but some joint sets have

varying orientation (see Fig. 12) which indicates a stress re-

gime with radial extension. The relative age relationship be-

tween  these  structures  suggests  that  the  joint  sets  with

varying orientation are older than the normal faults.

Well  data  of  a  Romanian  exploration  company  (Geolex

Harghita) were used to infer the geometry of the Braºov Basin.

The profile in Figure 3 shows an asymmetric basin shape and

tilted blocks, characteristic for listric fault geometry. Therefore,

we used a model of asymmetric basin formation along listric

faults and above a horizontal detachment fault (Fig. 4a; Gros-

hong 1989) to calculate the amount of extension and the depth

of the detachment fault in the Braºov Basin. Figure 4b shows

the geometric elements of this model. The basin asymmetry re-

sults from the difference between the dip a of the main listric

fault on one basin margin and the dip b of the so-called “anti-

background image

320                                                                          GÎRBACEA, FRISCH and LINZER

Table 1: The results of the kinematic analysis of data collected in the Braºov

Basin  (fault-slip  and  joint  data).  Ages:  Pz —  Paleozoic;  J —  Jurassic;  Cr —

Cretaceous; Mc — Miocene; Pl — Pliocene; P — Pleistocene; H — Holocene;

E —  Early;  L —  Late. 

Data  sets  consisting  exclusively  of  joints  are  those

where only 

σ

3

 is given, as the direction of maximum density of joint poles. 

2

 R

is the ratio between the stress magnitudes [R = (

σ

2

–

σ

3

)/(

σ

1

–

σ

3

)]. R defines the

regime  of  deformation,  as: —  plain  strain,  with  R = 0.5  (deformation  occurs

only parallel to 

σ

and 

σ

3

, and 

σ

=

€σ

3

σ

= 0); — axial extension (constriction),

with  R=1  (shortening  occurs  parallel  to  both 

σ

and 

σ

2

); —  axial  shortening

(flattening),  with R=0 (extension  occurs  parallel  to  both 

σ

and 

σ

3

). 

3

 F  indi-

cates the average value of the differences between the measured striae on fault

planes and the orientation of the calculated maximum compressive stress (

σ

1

).

No.

Age

Location

Lat. N/Long E

Bed

Dip

No.

of

data

I1

I2

I31

R2

F3

1-95

Cr

45°46'38"/25°40'30" 054/12 4 074/11 325/59 170/29 0.546 10°

3-95

EP

45°48'00"/25°40'27" 220/12 61

132/9

8a-95

EP

45°52'27"/25°36'32" 124/07 11 124/76 247/08 338/02 0.307 16°

8b-95

EP

45°51'03"/25°37'42" 128/10 36

316/2

10-95

ECr

45°52'24"/25°54'31" 284/37 49

320/20

11-95

EP

45°57'53"/25°50'46"

3 347/76 252/1 162/14 0.499 1°

12-95

ECr

45°57'39"/24°48'56" 125/46 46

320/8

13-95

EP

45°55'00"/25°47'28"

29

313/2

14a-95

EP

45°52'30"/25°46'38" 119/05 8 100/86 234/3

324/3

0.434 12°

14b-95

EP

45°52'30"/25°46'38" 119/05 32

302/10

15-95

EP

45°46'23"/25°45'18"

23

307/5

16-95

ECr

45°55'22"/25°59'00" 021/16 35

127/3

17-95

EP

45°55'49"/26°00'08"

52

307/27

18a-95

Cr

45°58'46"/26°00'52" 274/70 9 307/84 59/2

150/5

0.444 10°

18b-95

Cr

45°58'46"/26°00'52" 274/70 22

140/5

19-95

ECr

46°00'04"/26°01'10" 199/24 33

139/6

20-95

ECr

46°01'52"/26°02'02" 215/61 24

137/3

21-95

EP

46°03'01"/26°02'09"

3 163/15 3/74

254/5

0.501 2°

22-95

ECr

46°03'01"/26°01'48" 234/55 28

315/2

23a-95

Ec

46°03'01"/26°07'54" 291/24 4 144/77 48/2

317/18 0.504 2°

23b-95

Ec

46°02'56"/26°07'54" 291/24 28

308/9

24-95

Ec

46°04'59"/26°09'55" 283/19 18

136/2

26-95

ECr

45°53'32"/25°36'02" 293/60 23

321/3

28-95

EP

46°04'42"/25°36'49" 102/15 25

308/7

29-95

EP

46°06'50"/25°34'31" 128/16 16 226/89 41/1

131/0

0.401 12°

103-95 ECr

45°54'18"/25°28'32" 140/65 9 308/89 47/0

137/1

0.474 8°

103o-95 ECr

45°54'18"/25°28'32" 140/65 10 129/22 284/63 34/10

0.866 13°

104-95 ECr

45°51'22"/25°29'00" 230/17 12 150/86 47/1

317/4

0.510 18°

104o-95 ECr

45°51'22"/25°29'00" 230/17 12 295/2 29/86

295/4

0.525 5°

105-95 ECr

45°50'02"/25°27'08" 135/19 11 253/85 51/5

141/2

0.431 15°

105o-95 ECr

45°50'02"/25°27'08" 135/19 8 300/6 44/67 208/20 0.261 13°

107a-95 Ec

45°33'21"/25°18'10" 160/47 12 206/65 19/48

113/3

0.591 8°

107b-95 Ec

45°33'21"/25°18'10" 160/47 9 156/14 31/66 251/19 0.556 9°

110-95

J

45°37'40"/25°29'58"

9 127/79 238/4 329/11 0.377 10°

115a-95

J

45°38'31"/25°37'00"

13 19/78 243/98 151/8

0.336 21°

115b-95

J

45°38'31"/25°37'00"

23 105/28 313/59 202/12 0.358 21°

thetic zone” on the opposite basin margin. At the first

increments  of  strain  the  conjugate  fault  (BC)  to  the

main  listric  fault  (ADCG)  is  formed,  and  extension

moves the segment BC to a new position JG. The fold-

ing of the footwall initiates with BC and JG as axial sur-

faces.  This  model  is  area-balanced  when  the  area  of

ABC equals the area of DIJEGC. From this condition

one obtains the amount of simple shear extension (and

total displacement on the horizontal detachment fault)

as  e = 2h/tan

α

.  The  depth  of  the  detachment  fault  is

d = h(L–e)/e. For the Braºov Basin a calculation along

the line A–A’ (shown in Fig. 2) — with L = 16.5 km,

h = 1222 m, and a assumed to be 50

o

 (from field obser-

vation)  —  yields  a  minimum  value  of  extension  e =

2 km and depth of the detachment fault d = 8.7 km. A

value  of  14  %  extension  is  calculated  from  the

“stretched” length L of 16.5 km after 2 km extension.

For the whole width of the Braºov Basin the amount of

extension is probably not larger than 5 km.

 The Ciuc and Gheorgheni basins

Both  basins  show  the  same  type  of  sedimentary

fill: a fluvial-lacustrine facies with gravel sand, clay

and coal, with an important amount of volcano-sedi-

mentary  deposits;  and  an  alluvial  facies,  with  river

terraces  and  recent  alluvium.  The  sedimentary  pile

reaches up to 800 m thickness in the Ciuc Basin and

1000  m  in  the  Gheorghieni  Basin,  with  an  age  of

Pliocene–Early Pleistocene for the fluvial-lacustrine

facies and Middle Pleistocene–Recent for the alluvial

facies (Bandrabur & Codarcea 1974). K/Ar dating of

the youngest lava flow situated below the first sedi-

ments deposited in the Ciuc Basin yielded an age of

4.0±0.4 Ma (Pécskay et al. 1995).

Similar to the Braºov Basin, the kinematic analysis

indicates  NW-SE  extension,  with  strike-slip  motion

along the NW-SE oriented basin margins (Fig. 5).

The Foreland

North of the Trotuº Fault the subsidence in the East-

ern Carpathians foreland occurred only in Sarmatian

time. South of this fault the subsidence started in Early

Sarmatian (Sãndulescu et al. 1981) and continued until

Quaternary time. During this period the foreland for-

mations record a change from silty, sandy and gravelly

to  gravel-dominated  sedimentation  (Marinescu  et  al.

1981; Sãndulescu et al. 1981). The deposition rate in-

creased from up to 5000 m thickness in Early Sarma-

tian–Pliocene time (with a mean value of 0.42 mm/a

between  13.6–1.9 Ma),  to  3000  m  in  the  Pleistocene

(1.6 mm/a,  after  Liteanu  et  al.  1972).  The  age  and

thickness of sediments deposited in the Eastern Car-

pathians  foreland  were  used  by  Artyushkov  et  al.

(1996) to infer an uplift curve (Fig. 6) with a very rap-

id rate during Pliocene–Quaternary time. The young

background image

POST-OROGENIC UPLIFT-INDUCED EXTENSION: A KINEMATIC MODEL                                        321

uplift of the southern Eastern Carpathians is indicated

also by fission-track data which yielded 2 Ma for the

youngest cooling ages (Sanders et al. 1997).

The foreland area situated between the Trotuº and

the Intramoesian faults was folded in Pliocene–Pleis-

tocene time, during the “Valachian Phase” (Sãndules-

cu 1984). The absence of good exposure in this area

makes a paleostress analysis, based on fault-slip data,

impossible; but published geological maps (Motaº et

al. 1967; Dumitrescu et al. 1968a; Dumitrescu et al.

1968b) show NNE-SSW (in the N) to ENE-WSW (in

the S) trending regional fold axes (Fig. 1a) which indi-

cate a general NW-SE oriented shortening.

The Perºani volcanics

Alkali basaltic volcanism was active in the Perºani

Mts.,  NW  of  the  Braºov  Basin  (Fig. 1a),  during

Pliocene–Quaternary time. K/Ar analyses yielded ages

of 2.25–0.35 Ma for the volcanic activity (Casta 1980;

Mihãilã & Kreutzer 1981; Downes et al. 1995). The ki-

nematic  analysis  of  fault-slip  data  collected  from  the

Perºani basalts shows a general NW-SE direction of ex-

tension  (Fig. 7),  expressed  in  outcrop-scale  normal

faults, domino and horst-and-graben structures (Fig. 8).

The ubiquitous distribution of these extensional struc-

tures within the volcanic chain and their constant orien-

tation excludes, in our opinion, the possibility that they

were  formed  due  to  “non-tectonic”  processes,  for  in-

stance caldera collapse or updoming due to shallow in-

trusions (as argued by Seghedi & Szakács 1994). The

calculated direction of extension and the NE-SW orient-

ed alignment of the eruption centres indicate the em-

placement of the basalts along a NE-SW-trending crust-

al fracture.

The kinematic model

Our kinematic data prove that the extension initiated

in  the  Braºov  Basin  through  jointing,  because  the

joints are older than the normal faults. According to

general  accepted  genetical  interpretations  for  joints

Continuation of Table 1

No.

Age

Location

Lat. N/Long E

Bed

Dip

No.

of

data

I1

I2

I31

R2

F3

1-96

Pl

46

°18'02"/25°47'24"

22

123/24

2a-96

Pl

46

°19'41"/25°49'16"

11 20/84

218/5

128/2

0.486 10

°

2b-96

Pl

46

°19'41"/25°49'16"

8 138/14 337/75 229/5

0.485 7

°

2c-96

Pl

46

°19'41"/25°49'16"

19

144/7

3-96

Cr

46

°15'53"/25°58'39" 144/43 10 106/87 208/1 298/3 0.443 14°

4-96

Cr

46

°05'42"/25°04'22" 111/16 20

158/8

5-96

Pl

46

°04'58"/25°50'04"

12 340/1 232/86

70/4

0.556 10

°

7-96

LMc-Pl

46

°20'18"/25°48'10"

21

138/3

8-96

LMc-Pl

46

°21'52"/25°42'02"

22

139/4

9a-96

LMc-Pl

46

°27'53"/25°46'57"

7 327/8 210/74 59/14

0.534 14

°

9b-96

LMc-Pl

46

°27'53"/25°46'57"

28

325/24

10a-96

LMc-Pl

46

°27'39"/25°42'21"

14 46/83

217/7

307/1

0.453 12

°

10b-96

LMc-Pl

46

°27'39"/25°42'21"

29

322/3

12-96

LMc-Pl

46

°30'45"/25°44'52"

21

136/4

13-96

Pz

46

°36'02"/25°48'04"

5 323/3 203/84

53/5

0.455 13

°

14-96

Pz

47

°37'30"/25°44'14"

8 136/13 331/76 227/3

0.481 9

°

15a-96

Pz

47

°37'53"/25°37'27"

12 336/3 239/69 67/21

0.534 7

°

15b-96

Pz

47

°37'53"/25°37'27"

35

137/12

16a-96

Pz

46

°50'22"/25°29'03"

4 163/87

40/2

310/3

0.362 16

°

16b-96

Pz

46

°50'22"/25°29'03"

9 90/15 242/73 358/8

0.493 5

°

17-96 LMc- 46

°51'22"/25°25'54"

9 111/20 262/67 17/10

0.474 3

°

18-96

P-H

46

°04'44"/25°50'33"

36

306/17

19-96

Pl

46

°06'30"/25°50'44"

47

319/20

20-96

Pl

46

°07'22"/25°51'13"

29

304/4

22-96

Pl-P

46

°01'51"/25°25'52"

25 245/86 48/4

138/1

0.452 12

°

23-96

Pl-P

46

°01'45"/25°24'32"

11 215/86

59/4

329/2

0.524 6

°

24-96

Pl-P

46

°01'14"/25°24'31"

6 359/85 220/4

130/3

0.456 10

°

25-95

Pl-P

45

°57'22"/25°21'17"

17 23/87

221/3

131/1

0.476 10

°

26-96

Pl-P

45

°59'26"/25°19'35"

12 123/85 232/2

322/4

0.478 6

°

27-96

Pl-P

45

°53'30"/25°53'10"

18 9/88

226/2

136/1

0.427 11

°

34-96

Cr

45

°42'02"/25°18'14"

11 188/40 347/48 88/11

0.623 21

°

No.

Date

Y ear, Mo, Dy

Lat. N

Long. E

Depth

Magnitude

MB, MS, ML

Nodal

plane A

s, d, r

Nodal

plane B

s, d, r

P  axis

a, p

B  axis

a, p

T  axis

 a, p

35

1960, 01, 04

46.260

26.770

41

5.4 MS

220, 90

130, 65

88, 18

220, 65

352, 18

44

1967, 02, 27

44.860

26.690

32

5.0 MB

187, 71

289, 61

145, 36

337, 53

239, 8

46

1969, 04, 18

45.300

25.100

10

5.2 ML

137, 83

231, 60

90, 26

304, 60

187, 16

48

1975, 02, 08

45.100

26.000

23

4.7 ML

144, 74

48, 70

7, 27

179, 63

274, 3

49

1975, 03, 07

44.900

26.600

21

5.1 ML

237, 83

143, 60

6, 15

247, 60

104, 26

Table 2: Seismological data of earthquakes occurred along the Trotuº, Sinaia, and Intramoesian strike-slip faults. The data were provided by

M.C. Oncescu (Karlsruhe University), and calculated after the P wave first motion signs. Each focal mechanism solution is accompanied by

an information set, consisting of: — earthquake number, used to identify the plot on the map in Figure 1a; — date when the earthquake

occurred, (year, month, day); — epicenter co-ordinates (in decimal values); — focal depth; — magnitude (MB — body wave magnitude;

MS — surface wave magnitude; ML — local magnitude, based on duration of seismic oscillations); — focal plane data: strike (s), dip (d),

and rake (r) of the nodal planes, and orientation of the P, B, and T axes (a — azimuth, p — plunge). The P and T axes are assumed parallel to

the directions of the maximum shortening and extension, respectively.

background image

322                                                                          GÎRBACEA, FRISCH and LINZER

(see  Ramsay  &  Huber  1987,  and  references  therein),  we

suggest that regional uplift was the driving mechanism for

the  formation  of  the  vertical  extensional  fractures  in  the

Braºov Basin. The potential energy stored in rocks in a re-

gion subjected to uplift increases with increasing elevation

and, later, a deviatoric horizontal stress will result from the

potential energy contrast between the uplifted area and the

surroundings (Houseman & England 1986). When the up-

lift-induced horizontal deviatoric stress is large enough to

exceed rock strength, extension begins in terms of “gravity

spreading”  (Neugebauer  1978),  due  to  gravitational  mass

transfer from the area with higher potential energy towards

the area with lower potential energy. For the Braºov Basin

we suggest that the magnitude of extensional strain was ini-

Fig. 6. Uplift curve in the Eastern Carpathians (after Artyushkov

et al. 1996). The presence of 3000 m thick Pleistocene formations

in  the  Eastern  Carpathians  foreland  basin  (Liteanu  et  al.  1972)

suggests  a  higher  pre-Quaternary  elevation  of  the  Eastern

Carpathians than the present elevation.

Fig. 7. Geological map of the Perºani Mts. (after Patrulius et al. 1967; Sãndulescu et al. 1968; Seghedi & Szakács 1994) and directions of

extension recorded in Pliocene-Quaternary alkaline basalts. For further explanation, see Figure 5.

I

background image

POST-OROGENIC UPLIFT-INDUCED EXTENSION: A KINEMATIC MODEL                                        323

tially small and the extension had rather a radial orientation,

since joints with varying orientation formed; in a later stage

the normal faults developed, accomodating increasing exten-

sional  strain  due  to  an  increasing  topographic  gradient.  The

dominance of NW-SE oriented extension may be directly re-

lated to the presence of available space in the corner between

the European and the Moesian plates (see Fig. 1a). This avail-

able space is considered a free boundary which allowed mass

transfer from the uplifted area. Thus, the uplift-related exten-

sion from the hinterland was accommodated by shortening in

the foreland.

A kinematic model is presented here (Fig. 9) taking into ac-

count the observed strike-slip faults on the basin borders. In

our  model  the  gravitational,  uplift-induced  southeastward

motion of a crustal block between the sinistral Trotuº and the

dextral  Sinaia  strike-slip  faults  resulted  in  extension  in  the

hinterland accommodated by shortening in the foreland. The

calculated amount of extension in the Braºov Basin is e = 14

% (probably not larger than 5 km), above a detachment fault

at  ca.  8.7  km  minimum  depth  (our  calculation).  This

detachment may have been connected with older detachment

horizons at 10–15 km depth, shown by ªtefãnescu (1985) in

the  Eastern  Carpathians  flysch  nappes  (Fig.  10).  These

detachment  horizons  were  reactivated  in  Pliocene  time  and

transferred the deformation from the hinterland to the foreland.

The present subsidence in the Braºov Basin (up to 4 mm/a af-

ter Cornea et al. 1979) and seismicity along the Trotuº and Si-

naia faults, together with the shallow earthquakes indicating

NW-SE  horizontal  compression  within  the  fold-and-thrust

belt, fit in this model and can be explained by it.

The NW-SE to N-S oriented Pliocene-Quaternary shorthen-

ing from the outer southern Eastern Carpathians has been re-

lated to a southward displacement of the orogen relative to its

foreland (Hippolyte & Sãndulescu 1996). However this short-

ening  may  have  partly  accomodated  the  extension  from  the

Braºov-Gheorghieni basins, as we propose in our model.

Conclusion

Rapid uplift in the Eastern Carpathians starting in Pliocene

time resulted in gravity-induced southeastward motion of a

crustal  block  above  reactivated  detachment  horizons  from

the fold-and-thrust belt, in an area between the Trotuº and

the Sinaia strike-slip faults. The motion of this crustal block

resulted in NW-SE oriented extension and the formation of

the Braºov-Gheorghieni basins in the hinterland, accommo-

dated by shortening and folding of the foreland formations in

the foreland, in the available space inside the corner between

the European and Moesian plates. The amount of Pliocene-

Quaternary hinterland extension (and, consequently, of fore-

land  shortening)  is  around  5  km.  The  zone  of  folded

Pliocene-Quaternary foreland formations between the Sinaia

and the Intramoesian faults (see Fig. 1a) still can not be ex-

Fig. 8.

 

Tectonic structures from the Perºani Mts. indicating NW-SE oriented extension in the Pliocene-Quaternary basaltic/volcano-sedi-

mentary rocks (in quarries): a) Hegheº (outcrop 21-96); b) Mateiaº (outcrop 24-96); c, d) La Brazi (outcrop 22-96).

background image

324                                                                          GÎRBACEA, FRISCH and LINZER

Fig. 9. a) Kinematic model for the Pliocene to Recent tectonic evolution of the Eastern Carpathians. The uplift-induced southeastward

motion of a crustal block between the Trotuº and Sinaia strike-slip faults resulted in extension and basin formation in the hinterland, ac-

commodated by coeval shortening and folding in the foreland; b) the crustal motion may have been taken place above a detachment hori-

zon within the fold-and-thrust belt (profile after ªtefãnescu 1985).

Fig. 10. Geometric assumptions used for kinematic analysis. For a

given fault plane and striae (with known sense of slip), the shorten-

ing axis P (parallel to 

σ

1

) and the extension axis T (parallel to 

σ

3

) lie

in  a  plane  normal  to  the  fault  plane,  containing  the  slip  line  (after

Turner 1953). The B axis (parallel to 

σ

2

) is normal both to P and T

axes. The angle 

θ

 is a function of the slope of the Mohr envelope.

Fig. 11. Example of kinematic interpretation of joint data (outcrop

3-95): a) graphical presentation of joint planes in equal area, low-

er hemisphere stereonets; b) poles of the joint planes; c) contoured

density  intervals  using  the  Kamb  method  of  contouring  (Kamb

1959). Maximum density (the black area) is assumed to be parallel

to the main direction of extension (

σ

3

).

background image

POST-OROGENIC UPLIFT-INDUCED EXTENSION: A KINEMATIC MODEL                                        325

Fig. 12. Graphical presentation of fault-slip and joint data collected in the Braºov Basin. The fault planes are represented in equal area,

lower hemisphere stereonets as great circles, with arrows showing the direction of slip on the hangingwall. The joint planes are plotted in

equal area, lower hemisphere stereonets as poles. See data locations in Fig. 2.

background image

326                                                                          GÎRBACEA, FRISCH and LINZER

plained with this model. The shortening there may be related

to  the  general  N-S  compression  recorded  in  the  Moesian

Platform by Bergerat et al. (1995) and Maþenco (1997). An-

other open question remains the mechanism which induced

the accelerated rate of uplift in Pliocene time, 5–6 Ma after

the Miocene oceanic closure. A model presented by Gîrbacea

& Frisch (1998) suggests delamination of the lower lithos-

pheric  mantle,  following  continental  collision  and  slab

break-off, as the uplift-triggering mechanism.

Acknowledgments:  Financial  support  was  given  by  the

German Science Foundation. We had stimulating discussions

with  Horst-Peter  Hann,  Lothar  Ratschbacher,  Franz  Moser,

Blanka Sperner, and Peter Zweigel. Helpful reviews were giv-

en by Franz Neubauer and Michal Kováè. All this is gratefully

acknowledged.

Appendix

The methods and results of kinematic analysis

The orientation of faults and associated striae can be used to de-

termine  the  stress  tensor,  defined  as  the  orientation  of  principal

stresses 

σ

σ

σ

and the ratio R between the stress magnitudes

[R  =  (

σ

–

€σ

3

)/(

σ

–

€σ

3

)],  during  a  brittle  episode  of  deformation.

Although  the  kinematic  analysis  calculates  the  main  directions  on

which  “strain”  (deformation)  occurred,  the  term  “stress”  is  used

here (paleostress analysis, stress tensor, stress ratio, etc.) because it

is used in most of the publications, in fact dealing with strain analy-

sis.  The  geometric  assumption  used  for  the  kinematic  analysis  of

fault-slip data is presented in Figure 11. For a given fault plane and

associated striae (defined by their direction and sense of slip), the 

σ

1

axis lies in the plane defined by the slip direction and the normal to

the  fault  plane.  The  angle

  θ

  between  the 

σ

1

  and  the  slip  direction

(which  is,  in  fact,  the  angle  between  the  developing  fault  and  the

principal axis of the compression) is a function of the slope of the

Mohr  envelope  and  has  a  maximum  value  of  45

o

  due  to  the  Cou-

lomb failure criterion. The fault planes are graphically represented

in equal area, lower hemisphere stereonets as great circles, with ar-

rows showing the direction of slip of the hangingwall. The aim of

the kinematic analysis is to calculate the best fitting stress tensor for

a  fault  population,  applying  these  geometrical  conditions  to  each

fault (see Allmendinger et al. 1989, and references therein for fur-

ther discussions on this topic).

For the kinematic analysis of joint data the joint planes were plot-

ted in equal area, lower hemisphere stereonets as poles (see Figs. 5

and 12). The maximum density of poles to joint planes was assumed

to indicate the direction of maximum extension, i.e. 

σ

3

. A contour-

ing procedure was applied to each data set to derive the maximum

density of joint poles, following the method of Kamb (1959). This

method calculates the magnitude of standard deviation “ 

σ

” (not to

relate to stress terminology) for a uniform distribution of points on

the projec

t

ion. The resulting plot shows fields of point density, the

maximum density being assumed to indicate the direction of maxi-

mum extension

 

(Fig. 12). The data sets with joints with varying ori-

entation were assumed to indicate a stress regime with radial exten-

sion and flattening geometry (i.e. with extension occurring parallel

to both 

σ

and 

σ

3

).

References

Alexandrescu  Gr.,  Mureºan  G.,  Peltz  S.  &  Sãndulescu  M.,  1968:

Geological Map of Romania, Scale 1:200,000, Odorhei Sheet.

Geological Institute, Bucharest.

Allemendinger R.D., Gephard L.W. & Marrett R.A., 1989: Notes on

fault  slip  analysis.  Geological  Society  of  America,  Short

Course, 1–68.

 Artyushkov E.V., Baer M.A. & Mörner N.-A., 1996: The East Car-

pathians:  indications  of  phase  transitions,  lithospheric  failure

and  decoupled  evolution  of  thrust  belt  and  its  foreland.  Tec-

tonophysics, 262,  101–132.

Bandrabur  T.,  Ghenea  C.,  Sãndulescu  M.  &  ªtefãnescu  M.,  1971:

Neotectonic  Map  of  Romania,  Scale  1:1,000,000.  Geological

Institute, Bucharest.

Bandrabur T. & Codarcea V., 1974: Contribuþii la cunoaºterea de-

pozitelor  plio-cuaternare  din  regiunea  cursului  superior  al

Mureºului. Studii Tehnice ºi Economice, Bucharest, H, 5,  23–60.

Bergerat F., Martin P. & Dimov D., 1995: The Moesian Platform as a

piece  of  the  Carpatho-Balkan  puzzle  in  the  framework  of  the

Tethys evolution. Terra Nova, 7, Abstract Suppl.1, 181.

Casta  I.,  1980:  Les  formation  Quaternaires  de  la  depression  de

Braºov. Thèse Univ. D’Aix Marseille, 1–256.

Cornea  I.,  Drãgoescu  I.,  Popescu  M.  &  Visarion  M.,  1979:  Harta

miºcãrilor crustale verticale recente pe teritoriul R.S. România.

Studii  ºi  Cercetãri  de  Geologie,  Geofizicã,  Geografie,  Seria

Geofizicã, Bucharest, 17, 1,  3–17.

Csontos L., 1995: Tertiary tectonic evolution of the Intra-Carpathian

area. Acta Vulcanologica, 7, 2, 1–13.

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

evolution  of  the  intra-Carpathian  area;  a  model.  Tectonophys-

ics, 208, 1–3,  221–241.

Downes H., Seghedi I., Szakács A., Dobosi G., James D.E., Vaselli

O., Rigby I.J., Ingram G.A., Rex D. & Pécskay Z., 1995: Pe-

trology and geochemistry of late Tertiary/ Quaternary mafic al-

kaline volcanism in Romania. Lithos, 35, 1–2,  65–81.

Dumitrescu I. & Sãndulescu M., 1968: Problémes structuraux fon-

damentaux  des  Carpathes  roumaines  et  de  leur  Avant-pays.

Anuarul Comitetului Geologic, XXXVI.  Geological Institute,

Bucharest,195–218,

Dumitrescu  I.,  Sãndulescu  M.,  Bandrabur  T.  &  Sãndulescu  J.,

1968a: Geological Map of Romania, Scale 1:200,000, Covas-

na Sheet. Geological Institute, Bucharest.

Dumitrescu  I.,  Mirãuþã  O.,  Sãndulescu  M.,  ªtefãnescu  T.  &  Ban-

drabur  T.,  1968b:  Geological  Map  of  Romania,  Scale

1:200,000, Bacãu Sheet. Geological Institute, Bucharest.

Fuchs K., Bonjer K., Bock G., Cornea I., Radu C., Enescu D., Jianu

D., Nourescu A., Merkler G., Moldoveanu T. & Tudorache G.,

1979: The Romanian earthquake of March 4, 1977; II, After-

shocks  and  migration  of  seismic  activity.  Tectonophysics,  53,

3–4,  225–247.

Ghenea C., Andreescu I., Bandrabur T., Cepalîga A., Mihãilã N. &

Trubihin V., 1979: Bio- and magnetostratigraphic correlations

on the Pliocene and Lower Pleistocene Formations of the Dacic

Basin  and  Braºov  Depression  (East  Carpathians).  Dãri  de

Seamã  ale  Institutului  de  Geologie  ºi  Geofizicã  (Bucharest),

LXVI,  139–156.

Gîrbacea  R.  &  Frisch  W.,  1998:  Slab  in  the  wrong  place:  Lower

lithospheric mantle delamination in the last stage of the Eastern

Carpathian subduction retreat. Geology, 26, 7,  611–614.

Groshong R.H., Jr., 1989: Half-graben structures; balanced models

of extensional fault-bend folds. Geol. Soc. Amer. Bull., 101, 1,

96–105.

background image

POST-OROGENIC UPLIFT-INDUCED EXTENSION: A KINEMATIC MODEL                                        327

Houseman G. & England Ph., 1986: A dynamical model of lithos-

phere extension and sedimentary basin formation. J. Geophys.

Res., 91, B1,  719–729.

Kamb  W.B.,  1959:  Theory  of  preferred  crystal  orientation  devel-

oped by crystallization under stress. J. Geol.,  67, 2,  153–170.

Linzer  H.-G.,  1996:  Kinematics  of  retreating  subduction  along  the

Carpathian Arc, Romania. Geology, 24, 2, 167–170.

Liteanu E., Mihãilã N. & Bandrabur T., 1962: Contribuþii la studiul

stratigrafiei Cuaternarului din bazinul mijlociu al Oltului. Stu-

dii ºi Cercetãri de Geologie, (Bucharest), 1, VII, 485–511.

Liteanu  E.,  Feru  M.  &  Ghenea  A.,  1972:  Cuaternarul  din  zona  de

curburã  a  Carpaþilor  Orientali  dintre  vãile  Cîlnãu  ºi  Milcov.

Studii Tehnice ºi Economice,  Geological Institute, Bucharest,

H, 4,  7–27.

Marinescu  F.,  Ghenea  C.  &  Papaianopol  I.,  1981:  Stratigraphy  of

the Neogene and the Pleistocene Boundary. Guide to Excursion

A6,  Carpatho-Balkan  Geological  Association,  Geological  In-

stitute, Bucharest, 111.

Maþenco L.C., 1997: Tectonic evolution of the outer Romanian Car-

pathians. PhD thesis, Vrije University, Amsterdam, 1–160.

Mihãilã N. & Kreutzer H., 1981: Contribuþii la cunoaºterea cronolo-

giei vulcanitelor bazaltice din Perºanii centrali ºi sudici. Terra,

4,  37–43.

Motaº I., Bandrabur T., Ghenea C. & Sãndulescu M., 1967: Geolog-

ical Map of Romania, Scale 1:200,000, Ploieºti Sheet. Geolog-

ical Institute, Bucharest.

Neugebauer H.J., 1978: Crustal doming and the mechanism of rift-

ing. Part 1, Rift formation. Tectonophysics, 45,  159–186.

Oncescu M.C., 1984: Deep structure of the Vrancea region, Romania,

inferred  from  simultaneous  inversion  for  hypocenters  and  3-D

velocity structure. Annales Geophysicae, 2, 1,  23–27.

Paraschiv  D.,  1979:  Romanian  oil  and  gas  fields.  Tech.  Econ.  St.,

Ser. A, 13,  382.

Patrulius  D.,  Gherasi  N.,  Sãndulescu  M.,  Popescu  I.,  Popa  E.  &

Bandrabur  T.,  1967:  Geological  Map  of  Romania,  Scale

1:200,000, Braºov Sheet. Geological Institute, Bucharest.

Pécskay Z., Edelstein O., Seghedi I., Szakács A., Kovacs M., Crihan

M. & Bernad M., 1995: K-Ar datings of Neogene-Quaternary

calc-alkaline  volcanic  rocks  in  Romania.  Acta  Vulcanologica,

7, 2, 53–62.

Peltz S., Vasiliu C. & Bratosin I., 1971: Petrologia rocilor bazaltice

Plio-Cuaternare din România. Anuarul Institutului de Geologie

ºi Geofizicã,  Bucharest, XXXIX,  111–175.

Ramsay J.G. & Huber M.I., 1987: The techniques of modern struc-

tural geology. Volume 2: Folds and fractures. Academic Press

Limited, London, 1–393.

Rãdulescu C., Kovacs Al., Mihãilã N. & Samson, 1965: Contribu-

tions à la connaissance des faunes de mammifères pléistocènes

de  la  Dépression  de  Braºov  (Roumanie).  Eiszeitalter  und  Ge-

genwart, Öhringen, 16,  132–188,

Rãdulescu  D.,  Cornea  I.,  Sãndulescu  M.,  Constantinescu  P.,

Rãdulescu F. & Pompilian Al., 1976: Structure de la croúte ter-

restre  en  Roumanie—essai  d’interprétation  des  études

seismiques  profonds.  Anuarul  Institutului  de  Geologie  ºi

Geofizicã, Bucharest, L, 5–36.

Roure F., Roca E. & Sassi W., 1993: The Neogene evolution of the

outer Carpathian flysch units (Poland, Ukraine and Romania):

kinematics  of  a  foreland/fold-and-thrust  belt  system.  Sed.

Geol., 86, 1–2,  177–201.

Royden  L.H.,  1993:  Evolution  of  retreating  subduction  boundaries

formed during continental collision. Tectonics, 12, 3,  629–638.

Samson  P.  &  Rãdulescu  C.,  1963:  Les  faunes  mammalogiques  du

Pléistocéne  inférieur  et  moyen  de  Roumanie.  Compte  Rendus

Hebdomadaires des Seances de l’Academie des Sciences, 257,

5,  1122–1124.

Sanders C.A.E. & Andriessen A.M., 1996: The relation between tec-

tonics and morphology in a thrust belt: a fission track study from

the Eastern Carpathians in Romania. International workshop on

fission-track dating, Gent, Belgium. Abstract Volume,  96.

Sanders C., Huismans R. & Bertotti G., 1997: The East Carpathians:

Deformation  in  a  double  vergent  orogenic  wedge:  European

Union of Geosciences EUG-9 Conference. Terra Nova 9, Ab-

stract Suppl. No. 1,  154.

Sãndulescu M., 1984: Geotectonica României. Editura Tehnicã, Bu-

charest, 1–336.

Sãndulescu  M.,  Vasilescu  A.l.,  Popescu  A.,  Mureºan  M.,  Arghir-

Drãgulescu A. & Bandrabur T., 1968: Geological Map of Roma-

nia,  Scale  1:200,000,  Topliþa  Sheet.  Geological  Institute,

Bucharest.

Sãndulescu  M.,  Kräutner  H.,  Borcoº  M.,  Nãstãseanu  S.,  Patrulius

D., ªtefãnescu M., Ghenea C., Lupu M., Savu H., Bercia I. &

Marinescu,  F.,  1978:  Geological  Map  of  Romania,  Scale

1:1,000,000. Geological Institute, Bucharest.

Sãndulescu  M.,  ªtefãnescu  M.,  Butac  A.,  Pãtruþ  I.  &  Zaharescu,

1981:  Genetical  and  structural  relations  between  flysch  and

molasse (the East Carpathians model). Guide to Excursion A5,

Carpatho-Balkan Geological Association, Geological Institute,

Bucharest, 1–95.

Sãndulescu M., Mãrunþeanu M. & Popescu Ghe., 1995: Lower-Mid-

dle  Miocene  formations  in  the  folded  area  of  the  East  Car-

pathians. Romanian Journal of Stratigraphy, 76, 5, 1–32.

Seghedi I. & Szakács A., 1994: Upper Pliocene to Quaternary Ba-

saltic  volcanism in the Perºani Mountains.  Romanian  Journal

of Petrology, 76,  101–108.

Sperner B., Ratschbacher L. & Ott R., 1993: Fault-striae analysis; a

Turbo  Pascal  program  package  for  graphical  presentation  and

reduced  stress  tensor  calculation.  Computers  &  Geosciences,

19, 9,  1361–1388.

Sperner B., 1996: Computer programs for the kinematic analysis of

brittle  deformation  structures  and  the  Tertiary  tectonic  evolu-

tion of the Western Carpathians (Slovakia). Tübinger Geowis-

senschaftliche Arbeiten (TGA), A, 27, 1–120.

Starostenko  V.I.  &  Kharitonov  O.M.,  1996:  East  Carpathian-Pan-

nonian connection according to geophysical data. Mitteilungen

der Gesellscahft der Geologie-und Bergbaustudenten in Öster-

reich, 41,  134–135.

ªtefãnescu  M.,  1985:  Geologic  Profile,  Scale  1:200,000,  A-14.

Geological Institute, Bucharest.

Turner F.J., 1953: Nature and dynamic interpretation of deformation

lamellae in calcite of three marbles. Amer. J. Sci., 251, 4,  276–

298.

Wagner-Zweigel P., 1995: Structure and kinematics of a bent fold-

and-thrust belt; the oil-bearing outer Eastern Carpathians (Ro-

mania). AAPG Bull., 79, 8,  1255.