background image






Geological Institute of Romania, Caransebes 1, 78344 Bucharest 32, Romania

(Manuscript received August 24, 1998; accepted in revised form March 17, 1999)

Abstract: The studies of the Neogene nannoplankton assemblages, identified in the Outer Moldavides, permitted us:

to date and to correlate the lithostratigraphic units developed in the Tarcãu, Marginal Folds and Subcarpathian nappes

of the East Carpathians; to define more nannofossil subzones and to observe a lot of nannofossil bioevents (FAD or

LAD), which may characterize the chronostratigraphic units. It was remarked that  the boundaries between the Egerian–

Eggenburgian, Karpatian–Badenian and Badenian–Sarmatian stages can be characterized by the first occurrences of

Reticulofenestra pseudoumbilicus, Discoaster exilis and Discoaster kugleri species. The boundary between the Oli-

gocene and Miocene can also be approximated, in the Outer Moldavides area, by the first occurrences of Helicosphaera


Key words: Miocene, East Carpathians, Tarcãu, Marginal Folds and Subcarpathian nappes, nannoplakton zonation,

nannofossil  assemblages.


In the Outer Carpathian area, the Miocene sedimentary suc-

cession is entirely developed only in the Outer Moldavides.

The Outer Moldavides represent the external folded zone of

the East Carpathians, being constituted, from the West (in-

side) to the East (outside) by the Tarcãu, Marginal Folds and

Subcarpathian nappes. Each tectonic unit presents a specific

lithofacies (Fig. 1).

 Tarcãu Nappe

The  Late  Oligocene-Early  Miocene  formations  of  the

Tarcãu Nappe are represented by the upper parts of the Pucio-

asa-Fusaru  and  bituminous  lithofacies  (Sãndulescu  et  al.

1995), developed in the internal, or external  areas of this tec-

tonic unit (Fig. 1).

The first lithofacies includes, in normal stratigraphic suc-

cession, the Vineþiºu and Upper Dyssodilic Shales and Meni-

lites formations (Fig. 2).

The  Vineþiºu  Formation,  Oligocene–Early  Eggenburgian

in age, shows a constant lithological composition, including

grey marls or clays and calcareous sandstones, with oblique

to convolute laminations. Two or three cineritic levels occur

within the lower half of this formation. Different mechanical

structures, such as flute-casts, groove-casts and brush-casts,

in the arenitic rocks were observed.

The Upper Dyssodilic Shales and Menilites Formation, be-

longing to the Eggenburgian (or Early Burdigalian), is com-

posed of bituminous argilitic shales (or dyssodiles) and bitu-

minous  silicolitic  rocks,  with  one  or  two  benthonized  tuff

beds interlayered. The absence of the bioglifs in this bitumi-

nous deposits is a result of the anoxic conditions, that charac-

terize the sedimentation environment.

Very well exposed in the Muntenian Subcarpathians is the

second bituminous lithofacies, composed, in the normal strati-

graphic  succession,  of  the  Podu  Morii,  Upper  Kliwa  Sand-

stones (or Buºtenari Sands), Upper Menilites and Goru Miºina


The Podu Morii Formation, Late Oligocene–Early Eggen-

burgian  in  age,  consists  of  a  rhytmic  alternation  of  sand-

stones and clays. In its uppermost part, dyssodilic shales may

be  interbedded.  Two  cineritic  interlayerings,  that  occur  in

this formation, may be used for stratigraphic correlations.

The  Upper  Kliwa  Sandstones,  Eggenburgian  (or  Early

Burdigalian)  in  age,  are  represented  by  massive  siliceous

sandstones or sands with thin bituminous shales interbedded.

In these deposits, flame shaped deformation structures  sug-

gesting  rapid sedimentation, often appear.

The  bituminous  lithofacies  ends  with  Upper  Menilites,

consisting of bituminous silicolits and dyssodilic shales and

with  Goru  Miºina  Formation,    developed  especially  in  the

Marginal Folds Nappe.

Both above mentioned lithofacies are followed by the Cor-

nu Formation, belonging to the Late Eggenburgian–Ottnan-

gian (or Early–Middle Burdigalian). The formation is very

well exposed (Figs. 1I-1,-3,-6,-7) only in the Muntenian Sub-

carpathians.  The  Cornu  Formation  starts  with  the  Lower

Gypsum  Member,  constituted  of  decimetric  gypsum  beds

with centimetric gipsiferous sandstones or clays interlayer-

ings (Fig. 2). Above this member, a sequence consisting of

middle-size conglomerates to microconglomerates, breccias,

glauconitic sandstones, silty-clays and clays, is developed. In

the arenitic and lutitic rocks, flute-marks, crescent-marks and

erosion channels were observed.

The overlying formation, Doftana Molasse (Stefãnescu &

Mãrunþeanu 1980), Ottnangian–Karpatian (or Late Burdiga-

lian–Early Langhian) in age, is developed only in the Tarcãu

Nappe (Figs. 1I-1,-2,-6,-7). It starts with the Brebu Conglom-

erates, a pile of polymictic weakly cemented conglomerates.

The ruditic elements are the result of the transport of two pa-

leorivers, which deposited the detrital material in two alluvi-

background image

314                                                                                            MÃRUNÞEANU

al  fans  (Grujinski  1971).  The  rest  of  the  Doftana  Molasse

consists of microconglomerates and coarse- to fine-grained

sandstones alternating with grey or reddish clays or marls. At

several levels, thin gypsum or cineritic beds and laminated

dolomitic  or  calcareous  shales  are  interbedded.  Among  all

these lithostratigraphic elements only one, namely a gypsum

level  (Cireºu  Gypsum),  located  in  the  middle  part  of  the

Doftana Molasse and preceded by a cineritic sequence, may

be considered as a geometric marker level.

A classical lithostratigraphic succession (Popescu 1951) of

the  Badenian  deposits  is  exposed  in  the  axial  part  of  the

Slãnic  Syncline  (Figs.  1I-3,-5).  It  consists  of:  Slãnic  Tuff

(composed of tuffs and tuffites, interbedded with Globigerina

Marls),  Evaporitic  Formation  (with  salt  breccias,  gypsum

beds or lens, salt acummulations and very thin silty-clay in-

terlayerings),  Radiolarian  Shales  (represented  by  argilla-

ceous shales, rich in radiolarians, sands and sandstones) and

Spirialis Marls (developed in a predominant lutitic facies).

 Marginal Folds Nappe

In this tectonic unit, the Miocene deposits start with the up-

per part of the Dyssodilic Shales, followed by the Upper Me-

nilites and Goru Miºina Formation. The Goru Miºina Forma-

tion  (Dumitrescu  1952),  Late  Eggenburgian  (or  Early

Burdigalian) in age, is very well exposed on the Feschi Creek

(Figs. 1I-3). It consists of argillaceous and bituminous shales,

silty-clays, clays, sandstones and microconglomerates (Fig. 2).

A  peculiar  feature  of  this  formation  is  the  presence  of  the

shaped-lens gypsum. The evaporites were considered to be re-

deposited  from  a  shallow  water  area,  situated  in  the  litoral

proximity of the sedimentary basin (Sãndulescu et al. 1995).

The overlying Salt Formation, also Late Eggenburgian in

age, outcrops (Figs. 1I-8,-10) in  the Vâlcele Tectonic Window

(Sãndulescu et al. 1995). It is composed of massive argilla-

ceous  breccias  (containing    “Green  Schists”,  Jurassic  or

Eocene  limestones,  conglomerates,  sandstones  elements),

gypsum  and  thin  clay  interlayerings.  Salt  masses  are  fre-

quently developed in these breccias. Overlying the Salt For-

mation, the Condor Sandstones (Dumitrescu 1952) is repre-

sented by an alternation of microconglomerates (with “Green

Schists”  element,  that  prove  a  foreland-source),  arkosian

sandstones, clays and marls (Fig. 2).

These sequence of sedimentation continues with the Hârja

Formation (Dumitrescu 1952), belonging to the Late Eggen-

burgian–Ottnangian (or Middle Burdigalian). In the  geologi-

cal type sections (Figs. 1I-8,-11), it consists of a pararythmic

alternation of reddish or grey clays and sandstones. The sedi-

mentological features, as ripple-marks, rain-prints and foot-

prints of birds or mammals, suggest a shallow  water  deposi-

tional  environment.  The  presence  of  the  “Green  Schists”

(Dobrogean type) as elements in the arenitic rocks proves a

foreland-source for the detrital material.

The  Grey  Schlier  Formation,  Ottnangian–Karpatian  (or

Late Burdigalian) in age, overlies the previous formation in

the  continuous  sedimentation.  This  formation  outcrops  in

Vâlcele Brook (Fig. 1I-11), where is incompletely developed,

being  represented  by  several  gypsum  beds,  separated  by

gipsiferous sandstones or marls (an equivalent of the Perchiu

Gypsum from Subcarpathian Nappe). In other places of the

Marginal Folds Nappe, an alternation of grey marls or clays,

sands and sandstones with the Valea Calului Marls interlay-

erings is developed.

 Subcarpathian Nappe

The Late Oligocene-Early Miocene deposits of this tecton-

ic  unit  contain  the  same  formations  (Upper  Dyssodilic

Fig. l. Geological section positions in the Outer Moldavides (Tec-

tonic sketch according to Sãndulescu 1984). A. Inner Moldavides;

B.  Outer  Moldavides:  a—Tarcãu  Nappe,  b—Marginal  Folds

Nappe,  c—Subcarpathian  Nappe;  C.  foredeep  and  Neogene  mo-

lasse  depressions;  D.  platforms;  E.  North  Dobrogea  orogen;  F.

thrust-sheets; G. faults; H. flexure; I. geological sections (1. Pra-

hova  Valley—Breaza  town;  2.  Telega  Valley—Telega  village;  3.

Lupa  Valley—Brebu  village;  4.  Teleajen  Valley—Vãlenii  de

Munte  town;  5.  Piatra  Verde  Hill—Slãnic  Prahova  town;  6.  Te-

leajen  Valley—Homorâciu  village;  7.  Muscelu  Brook—Pãtârlage

village; 8. Pârâul lui Pãtru—Hârja village; 9. Feschi Creek—Hârja

village;  10.  Oituz  Valley—between  Grozeºti  and  Bogdãneºti  vil-

lages; 11. Vâlcele village; 12. Haloºu Mare Valley—Caºin village;

13. Caraclãu Valley—between Caraclãu and Brãteºti villages; 14.

Bârsãneºti Valley—between Bârsãneºti and Glodosu villages; 15.

Scãriga  Valley—between  Scãriga  and  Butucari  villages;  16.  Poi-

ana Valley—between Poiana and Albele villages; 17. Tescani lo-

cality;  18.  Drãgugeºti  Valley—between  Helegiu  and  Drãgugeºti

villages; 19. Brãtila Valley—between Ciortea and Brãtila villages;

20. Tazlãu Valley and Trotuº Valley—Oneºti town).

background image


Fig. 2. Neogene stratigraphy in the East-Carpathian Outer Moldavides. Upp. Dys. Shales — Upper Dyssodilic Shales; Upp. M. — Upper

Menilites; GM.Fm — Goru Miºina Formation; U.K.S. — Upper Kliwa Sandstones; U.DM — Upper Dyssodils and Menilites; pr.Gy. —

Perchiu Gypsum Member; Po.B. — Poiana Beds; VC.B. — Valea Calului Beds; C.Gy. — Cireºu Gypsum Member; S.Gy. — Stufu Gyp-

sum Member; Cl.Lim. — Clenciu Limestones; Ev.Lev. — Evaporic Level. 1— salt; 2—gypsum; 3— gypsiferous clays; 4— limestones;

5— calcareous shales; 6— marls; 7— clays; 8— argillaceous shales; 9— tuffs; 10— tuffites; 11— siltitestones; 12— breccious clays; 13—

sands;  14— sandstones;  15— microconglomerates;  16— conglomerates;  17— dyssodils;  18— menilites;  19— unconformity;  20— first

occurrence of nannofossils; 21— last occurrence of nannofossils; 22— biostratigraphic (nannoplankton) correlations.

Shales, Upper Menilites, Goru Miºina, Salt formations and

Condor  Sandstones)  as  the  Marginal  Folds  Nappe.  In  the

Subcarpathian Nappe (constituted by Mãgireºti-Perchiu, Pi-

etricica and Valea Mare digitations), the Miocene succession,

deposited after the Condor Sandstones sedimentation, is rep-

resented in two lithofacies (Sãndulescu et al. 1980): internal,

background image

316                                                                                            MÃRUNÞEANU

Fig. 3. Stratigraphic distribution of nannofossils in the Miocene deposits from the Outer Moldavides.

background image


developed  in  the  Mãgireºti-Perchiu  digitation  (Figs.  1I-10,

1I-13–16)  and  external,  typical  for  the  Pietricica  digitation

(Figs. 1I-12, 1I-18–20).

The  first  lithofacies  starts  with  the  Mãgireºti  Formation,

Ottnangian  (or Middle Burdigalian) in age, represented by

irregular alternations of conglomerates, sandstones, reddish

or green clays and marls (Fig. 2). The conglomeratic interly-

ers are a distal effect of the Pietricica Conglomerates from

the Pietricica digitation. The Poiana Marls level was distin-

guished  in  the  uppermost  part  of  this  formation  (Olteanu

1953). The same sedimentological structures, as in the Hârja

Formation, were observed. The sedimentation continues with

the Grey Schlier Formation, Late Ottnangian–Karpatian (or

Late  Burdigalian–Early  Langhian)  in  age,  and  presents  a

great lithological variability (clays, marls, sands, sandstones,

gypsum beds or lenses, tuffs, tuffites and thin laminated do-

lomitic  or  calcareous  shales  —  Fig.  2).  In  its  succession,

some  lithostratigraphic  marker  levels  were  distinguished

(Olteanu 1953; Sãndulescu 1962): the Perchiu Gypsum in the

base; two Valea Calului Marls levels (represented by reddish

clays) in the lower part of the succession and the Stufu Gyp-

sum (a massive evaporitic sequence) in the upper part of the

Grey  Schlier  Formation.  Between  the  Valea  Calului  levels

and just below the Stufu Gypsum, two cineritic levels, very

important  in  the  lithostratigraphic  correlation,  can  be  ob-

served (Fig. 2). The sedimentological features (flute marks,

crescent-marks, detritic ridge moulds, current ripples, mud-

cracks,  rain-prints,  etc.)  together  with  the  presence  of  the

evaporitic  rocks  and  the  rarity  of  the  marine  nannofossils

suggest the alternation of continental and marine sedimenta-

tions, in a sea shore environment.

Transgressively deposited above the Grey Schlier Forma-

tion,  the  Badenian  sequence  is  composed,  in  the  normal

stratigraphic  succession,  of  the  Slãnic  Tuff  (which  differs

from  its  equivalent  developed  in  the  Tarcãu  Nappe  only

through  the  glauconitic  sandstones  intercalations),  the

Evaporitic Level (consisting of gypsum beds associated with

thin laminated calcareous shales), the Brãteºti Formation (an

irregular alternation of clays, sands and sandstones) and the

Clenciu Limestones (constituted of organogeous limestones

interbedded with tuffs and tuffites).

The last lithostratigraphic unit of the Mãgireºti-Perchiu digi-

tation is represented by the Sipoþel Formation, Early Sarma-

tian in age. It consits of clays, marls and sandstones (Fig. 2).

The external lithofacies of the Subcarpathian Nappe, de-

veloped in the Pietricica digitation and very well exposed in

the Central Moldavian Subcarpathians (Figs. 1I-12,-18,-19,

-20), starts with the Pietricica Conglomerates, which cover in

discontinuity of sedimentation the older deposits. This for-

mation is represented by massive conglomerates with “Green

Schists”,  Eocene  and  Jurassic  limestones,  red  sandstones,

quartz and quartzite elements. Some sandstones or silty-clay

levels are interbedded into the upper part of the conglomerat-

ic succession (Fig. 2). The petrographic and sedimentologi-

cal studies (Mãrunþeanu 1985) prove that the conglomerates

are the result of the paleoriver transport, which deposited the

detrital  material,  coming  from  the  foreland-sources,  in  the

great alluvial fans.

Seated in continuity of sedimentation over Pietricica Con-

glomerates, the Tescani Formation, belonging to the Ottnan-

gian–Early Karpatian (or Middle–Late Burdigalian), is devel-

oped. It consists of reddish or grey-greenish clays interbedded

with coarse- to fine-grained sandstones. The uppermost part of

this  formation,  contains  a  cineritic  level,  stratigraphically

equivalent to the first cineritic level of Grey Schlier Formation

from the Mãgireºti-Perchiu digitation (Fig. 2).

The next lithostratigraphic unit, the Grey Schlier Forma-

tion, Late Karpatian (or Early Langhian) in age, presents a

similar lithological composition to the upper part of the Grey

Schlier  Formation  from  the  Mãgireºti-Perchiu  digitation

(Fig. 2).

Overlying these deposits, after a sedimentary gap, the Bad-

enian sequence (Fig. 2) is represented (in the normal strati-

graphic succession) by the Rãchitaºu Sandstones (composed

of glauconitic sandstones with Lithothamnium,  Globigerina

Marls  and  dacitic  tuffs  and  tufittes),  the  Evaporitic  Level

(with a similar lithological composition to the Mãgireºti-Per-

chiu  digitation)  and  Haloº  Formation.  The  last  lithostrati-

graphic unit, Kossovian in age, is represented by an irregular

alternation of clays, sands (more frequent in the lower part of

the succession) and sandstones.

In the external lithofacies of the Subcarpathian Nappe, the

sedimentation ceased at the end of the Kossovian or the low-

er  Sarmatian  deposits  were  eroded.  The  Suºiþa  Formation,

Middle Sarmatian in age, is represented by post-tectonic de-

posits,  which  cover  the  external  part  of  the  Subcarpathian

Nappe. It consists of conglomerates, clays and sands.

Biostratigraphy — calcareous nannoplankton

For  the  stratigraphic  study  of  the  Early  and  Middle  Mi-

ocene deposits, a lot of representative geological sections in

the  Muntenian  (for  Tarcãu  Nappe)  and  Central  Moldavian

(for  Marginal  Folds  and  Subcarpathian  nappes)  Subcar-

pathians were selected (Fig. 1).

In the deposits of the Outer Moldavides, the whole biozone

succession, from NN 1 to NN 9 zones, of the Standard Nan-

noplankton  Zonation (Martini 1971; Martini & Müller 1986)

was identified.

The Triquetrorhabdulus carinatus-NN 1 Zone  was remarked

only in the Vineþiºu and Podu Morii formations. The nanno-

plankton assemblages of this zone (Pl. IA) consist of species

with Oligocene–Miocene ranges, as Coccolithus pelagicus, C.

eopelagicus, Cyclicargolithus abisectus, Cy. floridanus, Dis-

coaster adamanteus, D. deflandrei, Helicosphaera euphratis,

H. intermedia, H. paleocarteri, Sphenolithus conicus, Reticu-

lofenestra  minuta,  R.  minutula  and  rare  appearances  of  Tri-

quetrorhabdulus carinatus. Helicosphaera mediterranea also

has its first occurrence in these communities. It was supposed

that  this  bioevent  marks  the  boundary  between  the  NP 25–

NN 1 zones (or between Oligocene and Miocene), because: (1)

the disappearances of Helicosphaera recta, Sphenolithus cipe-

roensis and Zygrablithus bijugatus are not simultaneous (Fig.

3) and consequently the lower boundary of NN 1 Zone cannot

be marked by the above mentioned bioevents; (2) the first oc-

background image

318                                                                                           MÃRUNÞEANU

currences  of  Helicosphaera  mediterranea  are  simultaneous

with the first appearances of Globigerinoides primordius (For-

aminifera),  the  last  one  marking  the  Oligocene-Miocene

boundary (Bizon & Bizon 1972; Cita 1976;  Berggren et al.

1997; etc.).

The  Discoaster  druggii-NN 2  Zone  was  subdivided

(Mãrunþeanu  1992)  into  the  Sphenolithus  dissimilis-NN 2a

and Helicosphaera kamptneri-NN 2b subzones, on the basis

of the first occurrence of Helicosphaera ampliaperta, which

corresponds to the disappearance of Sphenolithus dissimilis.

The  NN  2a  Subzone,  identified  in  the  Vineþiºu  and  Podu

Morii  formations,  contains  Reticulofenestra  pseudoumbili-

cus, Discoaster druggii, Sphenolithus dissimilis (Pl. IB) and

the  whole  species    community  of  the  NN  1  Zone  (Fig.  3).

The  NN  2b  Subzone,  with  Helicosphaera  ampliaperta,  H.

kamptneri  (Pl.  IB)  and  all  species,  excepting  Sphenolithus

dissimilis, of the NN 2a Subzone (Fig. 3), in the Vineþiºu,

Podu Morii, Upper Kliwa Sandstones, Goru Miºina forma-

tions,  Lower  Gypsum  Member,  Salt  Formation  and  in  the

lower part of Condor Sandstones. It is very probably that the

boundary between NN 2 and NN 3 zones is situated within

the  Lower  Gypsum  Member  or  within  the  Condor  Sand-

stones Formation.

The Sphenolithus heteromorphus-NN 3 Zone is character-

ized by Sphenolithus belemnos, Helicosphaera ampliaperta,

H. kamptneri, H. intermedia, Coccolithus pelagicus, C. mio-

pelagicus,  Cyclicargolithus  abisectus,  Cy.  floridanus,  Dis-

coaster  adamanteus,  Reticulofenestra  pseudoumbilicus,  R.

gelida, etc. (Fig. 3; Pl. IIA). These nannofossils were identi-

fied only in the lower parts of the Cornu, Hârja and Mãgireºti


The Helicosphaera ampliaperta-NN 4 Zone was subdivid-

ed  (Mãrunþeanu  1992)  into  two  subzones:  Discoaster  ada-

manteus-NN 4a and Calcidiscus leptoporus-NN 4b subzones.

The boundary between these two subzones is marked by the

first  occurrence  of  Calcidiscus  leptoporus.  Assemblages

with Helicosphaera ampliaperta, H. kamptneri, H. paleocar-

teri, Discoaster adamanteus, D. deflandrei, Cyclicargolithus

floridanus, Pontosphaera multipora, Braarudosphaera big-

elowii, Coccolithus pelagicus, C. miopelagicus, Sphenolithus

moriformis, Reticulofenestra pseudoumbilicus, etc. (Fig. 3),

belonging  to  the  NN  4a  Subzone,  are  developed  in  the

Doftana Molasse (just below Cireºu Gypsum), in the lower

part of the Grey Schlier Formation and in the Tescani Forma-

tion (below the first cineritic level). The NN 4b Subzone was

identified only in the Doftana Molasse (above Cireºu Gyp-

sum)  and  in  the  upper  part  of  the  Grey  Schlier  Formation

(above the first cineritic level). It is characterized by a nan-

noplankton  content  with  Calcidiscus  leptoporus,  Heli-

cosphaera ampliaperta, Calcidiscus macintyrei, C. annula,

Discoaster musicus, Discoaster variabilis and Sphenolithus

heteromorphus (Fig. 3; Pl. IIB).

The Sphenolithus heteromorphus-NN 5 Zone  was recog-

nized in the top of the Doftana Molasse or in the top of the

Grey Schlier Formation and in the Slãnic Tuff or Rãchitaºu

Sandstones. Its very rich nannofossil content (Pl. IIIA) con-

sists  of  Sphenolithus  heteromorphus,  Discoaster  exilis,  D.

variabilis,  D.  formosus,  D.  musicus,  Holodiscolithus

macroporus,  Calcidiscus  annula,  etc.  (Fig.  2).  Discoaster

brouweri,  Helicosphaera  wallichii  and  Sphenolithus  abies

have simultaneous first occurrences before the disappearence

of Sphenolithus heteromorphus, that is in the upper part of

NN 5 Zone. It was observed that these nannofossil bioevents

correspond  to  the  first  appearances  of  Globigerina  druggii

(Foraminifera),  index  fossil  for  the  Moravian-Wieliczian

boundary (Popescu & Gheþa 1984). Consequently the NN 5

Zone  can  be  subdivided,  at  least  in  the  extra-Carpathians

area, into two subzones: the Calcidiscus annula-NN 5a Sub-

zone, developed between the FAD of Discoaster exilis and

the FAD of Discoaster brouweri or of Helicosphaera walli-

chii, characterizing the top of Karpatian Stage and the Mora-

vian Substage; the Helicosphaera wallichii-NN 5b Subzone,

defined between the FAD of Discoaster brouwerii or of Heli-

cosphaera  wallichii  and  the  LAD  of  Sphenolithus  hetero-

morphus, corresponding to the lower part of the Wieliczian


The Discoaster exilis-NN 6 Zone with Discoaster brouweri,

D. variabilis, D. exilis, Helicosphaera wallichii, Sphenolithus

Plate I: Nannoplankton assemblages of the NN 1 and NN 2 zones.


 — Nannofossils from the Vineþiºu Formation—NN 1 Zone. Fig.

1.  Coccolithus  pelagicus  (Wallich);  1a-NII,  1b-N+;  Lupa  Valley.

Fig. 2. Helicosphaera intermedia Martini; N+; Lupa Valley. Fig. 3.

Helicosphaera  euphratis  Haq;  N+;  Lupa  Valley.  Fig.  4.  Heli-

cosphaera mediterranea Müller; 4a-N+, 4b-NII; Teleajen Valley—

Homorâciu.  Fig.  5.  Reticulofenestra  lockeri  Müller;  N+;  Teleajen

Valley—Homorâciu.  Fig.  6.  Helicosphaera  scissura  Müller;  N+;

Teleajen  Valley—Homorâciu.  Fig.  7.  Cyclicargolithus  abisectus

(Müller);  7a-NII,  7b-N+;  Lupa  Valley.  Fig.  8.  Triquetrorhabdulus

carinatus Martini; 8a-NII, 8b-N+; Lupa Valley. 


 — Nannofossils

from the Podu Morii Formation—NN 2 Zone. Fig. 1. Discoaster de-

flandrei  Bramlette  &  Riedel;  Teleajen  Valley—Valenii  de  Munte.

Fig.  2.  Discoaster  druggii  Bramlette  &  Wilcoxon;  Teleajen  Val-

ley—  Valenii  de  Munte.  Fig.  3.  Reticulofenestra  pseudoumbilicus

(Gartner); 3a-NII; 3b-N+; Teleajen Valley—Valenii de Munte. Fig.

4.  Helicosphaera  ampliaperta  Bramlette  &  Wilcoxon;  4a-NII;  4b-

N+; Teleajen Valley—Valenii de Munte. Fig. 5. Helicosphaera ka-

mptneri Hay & Mohler; 5a-NII, 5b-N+; Teleajen Valley—Valenii de

Munte.  Fig.  6.  Helicosphaera  mediterranea  Müller;  N+;  Teleajen

Valley—Valenii de Munte. Fig. 7. Sphenolithus dissimilis Bukry &

Percival; 7a-NII, 7b,c-N+; Teleajen Valley—Valenii de Munte.

Plate II: Nannoplankton assemblages of the NN 3 and NN 4 zones.


 — Nannofossils from the Hârja Formation—NN3 Zone.  Fig. 1.

Sphenolithus  cf.  belemnos  Bramlette  &  Wilcoxon;  1a-NII,  1-bN+;

Pârâul  lui  Patru.  Fig.  2.  Helicosphaera  ampliaperta  Bramlette  &

Wilcoxon;  N+;  Pârâul  lui  Patru.  Fig.  3.  Reticulofenestra  minuta

Roth; N+; Pârâul lui Patru. Fig. 4. Helicosphaera kamptneri Hay &

Mohler;  4a-NII,  4b-N+;  Pârâul  lui  Patru.  Fig.  5.  Reticulofenestra

pseudoumbilicus (Gartner); 5a-NII; 5b-N+; Pârâul lui Patru. Fig. 6.

Braarudosphaera  bigelowii  (Gran  &  Braarud);  6a-NII,  6b-N+;

Pârâul  lui  Patru.  Fig.  7.  Pontosphaera  multipora  (Kamptner);  7a-

NII, 7b-N; Pârâul lui Patru. 


 — Nannofossils from the Grey Schli-

er Formation—NN 4 Zone. Fig. 1. Coccolithus pelagicus (Wallich);

1a-NII,  1b-N+;  Bârsaneºti  Valley—Bârsaneºti.  Fig.  2.  Calcidiscus

leptoporus (Murray & Blackmann); 2a-NII, 2b-N+; Drãgugeºti Val-

ley—Helegiu.  Fig.  3.  Calcidiscus  macintyrei  (Bukry  &  Bramlette)

3a-NII, 3b-N+; Drãgugeºti Valley—Helegiu. Fig. 4. Helicosphaera

ampliaperta Bramlette & Wilcoxon; 4a-NII, 4b-N+ ; Bârsaneºti Val-

ley—Bârsaneºti. Fig. 5. Cyclicargolithus floridanus (Roth & Hay);

6a-NII, 6b-N+; Drãgugeºti Valley—Helegiu.

background image

PLATE   I                                                                                               319

background image

320                                                                                               PLATE  II

background image

PLATE  III                                                                                         321

background image

322                                                                                               PLATE  IV

background image


Plate  III:  Nannoplankton  assemblages  of  the  NN  5  and  NN  6



—Nannofossils from the Rãchitaºu Sandstone and Slãnic

Tuff—NN 5 Zone. Fig. 1. Sphenolithus heteromorphus Deflandre;

1a-NII,  1b,c-N+;  Rãchitaºu  Sandstone;  Tazlau  Valley—Oneºti.

Fig.  2.  Calcidiscus  annula  (Cohen);  NII;  Rãchitaºu  Sandstone;

Tazlau  Valley—Oneºti.  Fig.  3.  Discoaster  variabilis  Martini  &

Bramlette;  Rãchitaºu  Sandstone;  Tazlau  Valley—Oneºti.  Fig.  4.

Discoaster exilis Martini & Bramlette; Slãnic Tuff; Caraclãu Val-

ley—Brãteºti. Fig. 5. Discoaster brouweri Tan; Slãnic Tuff; Cara-

clãu  Valley—Brãteºti.  Fig.  6.  Holodiscolithus  macroporus  (De-

flandre);  Slãnic  Tuff;  Caraclãu  Valley—Brãteºti.  Fig.  7.

Helicosphaera  wallichii  (Lohmann);  7a-NII,  7b-N+;  Slãnic  Tuff;

Caraclãu  Valley—Brãteºti.  Fig.  8.  Sphenolithus  abies  Deflandre;

8a-NII,  8b-N+;  Rãchitaºu  Sandstones;  Tazlau  Valley—Oneºti.


 —Nannofossils from Brãteºti, Haloº and Clenciu formations—

NN 6 Zone. Fig. 1. Triquetrorhabdulus farnsworthi (Gartner); NII;

Haloº Formation; Haloºu Mare Valley. Fig. 2. Discoaster musicus

Stradner; Haloº Formation; Haloºu Mare Valley. Fig. 3. Discoast-

er  brouweri  Tan;  Haloº  Formation;  Haloºu  Mare  Valley.  Fig.  4.

Umbilicosphaera  jafari  Müller;  NII;  Haloº  Formation;  Haloºu

Mare  Valley.  Fig.  5.  Reticulofenestra  pseudoumbilicus  (Gartner);

5a-NII,  5b-N+;  Haloº  Formation;  Haloºu  Mare  Valley.  Fig.  6.

Helicosphaera  walbersdorfensis  Müller;  6a-NII,  6b-N+;  Brãteºti

Formation;  Caraclãu  Valley—Brãteºti.  Fig.  7.  Holodiscolithus

macrosporus  (Deflandre);  Brãteºti  Formation  Caraclãu  Valley—

Brãteºti.  Fig.  8.  Scapholithus  fossilis  Deflandre;  8a-NII,  8b-N+;

Haloº Formation; Haloºu Mare Valley. Fig. 9. Calcidiscus patae-

cus (Gartner); Clenciu Limestones; Caraclãu Valley—Brãteºti.

Plate IV: Nannoplankton assemblages of the NN 7, NN 8, NN 9 and

NN10? zones. 


 — Nannofossils from the Sipoþel and lower part of

Suºiþa formations—NN 7, NN 8, NN 9 zones. Fig. 1. Discoaster ku-

gleri Martini & Bramlette; Sipoþel Formation; Brãteºti Hill. Fig. 2.

Catinaster  coalitus  Martini  &  Bramlette;  Sipoþel  Formation;

Brateºti Hill. Fig. 3. Catinaster sp.; Sipoþel Formation; Brãteºti Hill.

Fig.  4.  Catinaster  calyculus  Martini  &  Bramlette;  Sipoþel  Forma-

tion;  Brãteºti  Hill.  Fig.  5.  Discoaster  variabilis  Martini  &  Bram-

lette; Sipoþel Formation; Brãteºti Hill.  Fig.  6. Discoaster brouweri

Tan;  Sipoþel  Formation;  Brãteºti  Hill.  Fig.  7.  Discoaster  hamatus

Martini & Bramlette; Suºiþa Formation; Trotuº Valley—Oneºti. Fig.

8.  Discoaster  calcaris  Gartner;  Suºiþa  Formation;  Trotuº  Valley—

Oneºti.  Fig.  9.  Discoaster  challangeri  Bramlette  &  Riedel;  Suºiþa

Formation; Trotuº Valley—Oneºti. Fig. 10. Triquetrorhabdulus rug-

osum  Bramlette  &  Wilcoxon;  Suºiþa  Formation;  Trotuº  Valley—

Oneºti.  Figs.  11,  12.  Reticulofenestra  pseudoumbilicus  (Gartner);

11-NII; 12-N+; Suºiþa Formation; Trotuº Valley—Oneºti. 



nofossils  from  upper  part  of  the  Suºiþa  Formation—NN10?  Figs.

1, 2. Toracosphaera heimii (Lohmann); 1-NII; 2-N+; Trotuº Val-

ley—Oneºti.  Fig.  3.  Toracosphaera  deflandrei  Kamptner;  NII;

Trotuº Valley—Oneºti. Figs. 4, 5. Toracosphaera saxea Stradner;

4-NII; 5-N+; Trotuº Valley—Onesti. Fig. 6. Toracosphaera alba-

trosina  Kamptner;  NII;  Trotuº  Valley—Onesti.  Figs.  7,  8.    Scy-

phosphaera  amphora  Deflandre;  7-NII,  8-N+;  Trotuº  Valley—

Oneºti. Fig. 9. Scytosphaera conica Kamptner; NII; Trotuº Valley


abies, etc. (Pl. IIIB) characterizes the rest of the Badenian suc-

cession, beginning with the uppermost part of the Slãnic Tuff

or of the Rãchitaºu Sandstones and ending with the Clenciu

Limestones or Haloº Formation. More first occurrences were

observed in the distinct stratigraphic levels of this zone (Syra-

colithus dalmaticus at the base of Spirialis Marls, Brãteºti For-

mation and Haloº Formation; Scapholithus fossilis in the Spir-

ialis  Marls  and  Haloº  Formation,  as  well  as  at  the  base  of

Clenciu  Limestones;  Calcidiscus  pataecus  in  the  uppermost

part of the Badenian succession) (Fig. 3). In the NN 6 Zone,

the following subzones, corresponding to the Middle and Late

Badenian,  can  be  defined:  the  Discoaster  variabilis-NN 6a

Subzone, from the LAD of Sphenolithus heteromorphus to the

FAD  of  Syracolithus  dalmaticus;  the  Syracolithus  dalmati-

cus— the NN 6b Subzone, between the FAD of Syracolithus

dalmaticus and the FAD of Calcidiscus pataecus; the Calcidis-

cus  pataecus-NN 6c  Subzone,  from  the  FAD  of  Calcidiscus

pataecus to the LAD of Cyclicargolithus floridanus.

The Discoaster kugleri-NN 7 Zone  was identified only in

the lower part of the Sipoþel Formation, being characterized

by a poor nannoplankton assemblages (Fig. 3) with Cocco-

lithus pelagicus, C. miopelagicus, Sphenolithus moriformis,

S.  abies,  Calcidiscus  leptoporus,  C.  macintyrei,  Reticu-

lofenestra pseudoumbilicus, R. gelida, R. minuta, R. minutu-

la,  Umbilicosphaera  jafari,  Discoaster  brouweri  and  very

rare appearances of Discoaster kugleri (Pl. IVA).

In the upper part of the Sipoþel Formation, a nannofossil

community, belonging to the Catinaster coalitus-NN 8 Zone

was recognized. The first occurrences of Catinaster coalitus

and C. calyculus (Pl. IVA)  characterize this zone.

The Discoaster hamatus-NN 9 Zone, containing Discoast-

er  hamatus,  D.  brouweri,  D.  calcaris,  D.  challangeri,  Tri-

quetrorhabdulus rugosus, etc. (Pl. IVA; Fig. 3) was identi-

fied  only  in  the  lower  part  of  the  Suºiþa  Formation.  In  the

upper part of this formation, a poor nannoplankton content,

composed only of Thoracosphaera and Scyphosphaera spe-

cies (Pl. IVB), was observed.

Nannofossil bioevents and chronostratigraphic units

In the stratigraphic distribution of the Miocene nannofos-

sils, from the Outer Moldavides deposits, a lot of bioevents

(first and last occurrences) were observed. Comparing these

bioevents with the nannofossil species distribution from the

stratotypes  of  the  Paratethys  (Lehotayová  1974;  Müller

1974;  Lehotayová  &  Báldi-Beke  1975;  Martini  &  Müller

1975b,c;  Lehotayová  &  Molciková  1975,  1978;  etc.)    and

global (Martini 1968, 1988; Lizaud 1972; Martini & Müller

1975a;  Müller  &  Pujol  1979;  Demarque  &  Perrieux  1984;

etc.) Miocene stages, may be remarked: (1) the FAD of Heli-

cosphaera mediterranea approximates the boundary between

Oligocene and Miocene; (2) the FAD of Discoaster druggii

or of Reticulofenestra pseudoumbilicus characterize the be-

ginning of the Eggenburgian; (3) FAD of Helicosphaera am-

pliaperta  marks  the  boundary  between  the  Aquitanian  and

Burdigalian;  (4)  FAD  of  Calcidiscus  leptoporus  approxi-

mates the beginning of Langhian; (5) LAD of Helicosphaera

ampliaperta or FAD of Discoaster exilis characterize the be-

ginning of the Badenian; (6) the FAD of Discoaster kugleri

or the LAD of Cyclicargolithus floridanus show the bound-

ary between the Badenian and Sarmatian.

Consequently, from the nannoplankton point of view,  the

following  correlations  between  Mediterranean  and  Para-

tethys Neogene stages are possible: (1) the Aquitanian corre-

▲ ▲

background image

324                                                                                            MÃRUNÞEANU

sponds to the Late Egerian and Early Eggenburgian (NN 1

Zone and NN 2a Subzone); (2) the Burdigalian can be corre-

lated with the Late Eggenburgian, Ottnangian and probably

Early  Karpatian  (NN  2b  Subzone,  NN  3  Zone  and  NN  4a

Subzone);  (3)  the  Early  Langhian  corresponds  to  the  Late

Karpatian  (NN  4b  Subzone)  and  the  Late  Langhian  to  the

Early Badenian (Moravian and the basal Wieliczian—NN 5

Zone); (4) the Serravallian can be correlated with the Middle

and Late Badenian (Wieliczian and Kossovian—NN 6 Zone)

and Early Sarmatian (Volhynian—NN 7 and the beginning

of the NN 8 zones); (5) the beginning of the Tortonian corre-

sponds to the Middle Sarmatian (or Early Bassarabian — up-

per part of the NN 8 and lower part of the NN 9 zones).


The sedimentological features of the Outer Moldavides de-

posits  and  their  fossiliferous  contents  characterize  the  fol-

lowing sedimentation types: marine by the beginning of the

Early Miocene and Badenian, marginal-marine in the Early

Miocene  and  brackish  in  the  Sarmatian.  In  the  Early  Mi-

ocene,  the  detrital  material  proceeded  predominantly  from

foreland-sources  and  in  the  Middle  Miocene  from  Car-

pathian-sources.  The  continuous  and  discontinuous  strati-

graphic distributions of the calcareous nannoplankton, in the

above  mentioned  deposits,  suggest  paleogeographical  con-

nections of long (by the beginning of the Miocene and in the

Badenian) or of short (in the Early Miocene and Sarmatian)

duration between the Outer Moldavides (constitutive part of

the Central Paratethys) and Tethys environments.


Bizon G. & Bizon J.J., 1972: Atlas des principeaux foraminiféres

planctoniques  du  bassin  Méditerranéan  Oligocéne  á  Quater-

naire. Ed. Techip, Paris, 1–316.

Berggren W.A., Kent D.V., Swisher C.C. & Aubry M.P., 1997: A

revised  Cenozoic  geochronology  and  chronostratigraphy.

Soc. Sed. Geol., Spec. Publ., 54, 129–212.

Cita M.B., 1976: Planktonic foraminiferal biostratigraphy of Med-

iterranean  Neogene.  An.  Mus.  Natur.  Hist.,  Spec.  Publ.,  Mi-

cropal. Press., 47–68.

Demarque G. & Perrieux J., 1984: Synthése géologique du sud-est

de la France. Mém. Bur. Rech. Géol. Min. (Paris), 125, 223–


Dumitrescu I., 1952: Geological study of the region between Oituz

and Coza. An. Com. Geol., XXIV, Bucuresti, 115–170 (in Ro-


Grujinski  C.,  1971:  Contributions  to  the  knowledge  of  Early  Mi-

ocene rudites from Slãnic and Drajna synclines.  Bul. Rom. St.

Geol., XIII,  201–212 (in Romanian).

Lehotayová  R.H.,  1974:  Kalkige  Nannoflora  des  Sarmatian.  In:

Papp A., Marinescu Fl. & Seneš J. (Eds.), 1974: Chronostrati-

graphie  und  Neostratotypen.  Miozan  der  Zentralen  Parat-

ethys, M5, Sarmatian. Veda, Bratislava, 492–515.

Lehotayová R.H. & Báldi-Beke M., 1975: Kalkige Nannoflora der

Sedimente des Egerien. In: Báldi T. & Seneš J. (Eds.), 1975:

Chronostratigraphie  und  Neostratotypen.  Miozän  der  Zen-

tralen Paratethys. OM Egerien. Veda, Bratislava, 479–529.

Lehotayová R.H. & Molciková V., 1975: The present research re-

sults of calcareous nannoflora in relation to biozones of Neo-

gene  of  Central  Paratethys.  Proc.  VI-th  Congr.  RCMNS,

Bratislava, 82–86.

Lehotayová  R.H.  &  Molciková  V.,  1978:  Das  Nannoplankton  in

der Tschechoslowakei. In: Papp A., Seneš J. & Steininger F.

(Eds.),  1978:  Chronostratigraphie  und  Neostratotypen.  Mio-

zan der Zentralen Paratethys, Badenien M4. Veda, Bratislava,


Lizaud  L.  1972:  Étude  des  nannofossils  calcaires.  Proc.  V-the

Congr. RCMNS, III, Bull. BRGM, 2, 4, (Paris), 67–69.

Martini E., 1968: Calcareous nannoplankton from the type Lang-

hian. G. Geol., 2, 35, 163–172.

Martini  E.,  1971:  Standard  Tertiary  and  Quaternary  calcareous

nannoplankton. In: Farinacci A. (Ed.), 1971: Proc. II Plankt.

Conf. Roma, 1970, 2, 739–785.

Martini  E.,  1988:  Late  Oligocene  and  Early  Miocene  calcareous

nannoplankton. Newslett. Stratigr. (Stuttgart), 18, 75–80.

Martini  E.  &  Müller  C.,  1975  a:  Calcareous  nannoplankton  from

trhe  type  Chattian.  Proc.  VI-th  Congr.  RCMNS,  Bratislava,


Martini E. & Müller C., 1975 b: Calcareous nannoplankton and sili-

coflagellates from the type Ottnangian and equivalent strata in

Austria. Proc. VI-th Congr. RCMNS, Bratislava, 121–124.

Martini  E.  &  Müller  C.,  1975c:  Calcareous  nannoplankton  from

Karpatian in Austria. Proc. VI-th Congr. RCMNS, Bratislava,


Martin E. & Müller C., 1986: Current Tertiary and Quaternary cal-

careous  nannoplankton  stratigraphy  and  correlation.  News-

lett. Stratigr. (Stuttgart),16, 2, , 99–112.

Mãrunþeanu  M.,  1985:  Sedimentological  studies  in  Pietricica  Con-

glomerates. D.S. Inst. Geol. Geofiz. (Bucuresti), LXII, 5, 72–89.

Mãrunþeanu  M.,  1992:  Distribution  of  the  Miocene  calcareous

nannofossils  in  the  Intra-  and  Extra-Carpathian  areas  of  Ro-

mania. Knihovnièka ZPN, 14b, 2, 247–261.

Müller C., 1974: Nannoplankton aus dem Mittel Miozan von Wal-

bersdorf. Senckberg. Lethaea, 55, 389–405.

Müller C. & Pujol C., 1979: Étude de nannoplankton et des foramin-

iféres planctoniques dans l’Oligogéne et le Miocéne en Aquita-

nie (France). Geologie Mediterraneenne, 6, 2, 357–368.

Olteanu F., 1953: Les faciés et la téctonique du Miocene subcarpa-

tique  de  la  région  de  Berzunt.  D.S.  Com.  Geol.  (Bucuresti),

XXXVII,  76–93.

Popescu Gr., 1951: Observatii asupra “breciei sarii” si a unor ma-

sive de sare din regiunea paleogena-miocena a judetului Pra-

hova. D.S. Inst. Geol. (Bucuresti), XXXII, 3–12.

Popescu G. & Gheta N., 1984: Comparative evolution of the ma-

rine  Middle  Miocene  calcareous  microfossils  from  Car-

pathian  and  Pannonian  areas.  D.S.  Inst.  Geol.  Geofiz.

(Bucuresti), 69, 4, 125–133.

Sãndulescu  M.,  1962:  Stratigraphy  and  tectonics  of  the  Miocene

molasse  from  Valea  Mare-Berzunt-Oneºti.  D.S.  Com.  Geol.,

(Bucuresti), XLVI, 273–292 (in Romanian).

Sãndulescu  M.,  Micu  M.  &  Popescu  B.,  1980:  La  structure  et  la

paléogéographie  des  formations  miocénes  des  Subcarpathes

Moldaves. Mat. XI-th Congr. Carp.-Balk. Congr., Gheol. As-

soc., Tektonika, Kiev, 184–197.

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

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

pathians. Rom. J. Stratigraphy, 76, 5, 1–37.

Stefanescu M. & Mãrunþeanu M., 1980: The age of the Doftana Mo-

lasse. D.S. Inst. Geol. Geofiz. (Bucuresti), LXV, 4, 169–182.