PROVENANCE CHANGES AND SEDIMENTOLOGY OF THE EOCENE–

OLIGOCENE “MOLDOVIÞA LITHOFACIES” OF THE TARCÃU NAPPE

(EASTERN CARPATHIANS, ROMANIA)

LISA GIOCONDA GIGLIUTO

1

, CONSTANTIN GRASU

2

, FRANCESCO LOIACONO

4

,

CRINA MICLÃUª

2

, ELVIO MORETTI

3

, DIEGO PUGLISI

1* 

and GIULIANA RAFFAELLI

5

1

Dipartimento di Scienze Geologiche, University of Catania, Corso Italia 55, 95129 Catania, Italy;  geolisa@infinito.it;  dpuglisi@unict.it

2

Departamentul de Geologie, “Al. I. Cuza” University of Iaºi, Bd. Carol I, 20A, 6600 Iaºi, Romania;  grasuc@ambra.ro;  crinam@csc.ro

3

Istituto di Geologia, Campus Universitario, Località Crocicchia, University of Urbino, 61029 Urbino, Italy;  elviomoretti@tin.it

4

Dipartimento di Geologia e Geofisica, University of Bari, Via E. Orabona 4, 70125 Bari, Italy;  loiacono@geo.uniba.it

5

Istituto di Geodinamica e Sedimentologia, Campus Universitario, Località Crocicchia, University of Urbino, 61029 Urbino, Italy;

g.raffaelli@uniurb.it

*Corresponding Author:  Tel: 0039-095-7195724;  Fax: 0039-095-7195728;  dpuglisi@mbox.unict.it

(Manuscript received March 31, 2003; accepted in revised form October 2, 2003)

Abstract: Lithostratigraphic, sedimentological and petrographic data collected from the lower portion (Eocene–Oli-

gocene) of the “Moldoviþa Lithofacies” (near the stratigraphic boundary with the underlying successions of the Tazlãu

“Lithofacies”) show evidence of a turbidite system characterized by two different sedimentary supplies. Quartzarenite

and litharenite sandstones, in fact, characterize the analysed stratigraphic succession, measured along the Ovãzu River,

near the Ciumârna village (Bucovina region), thus testifying to the existence of two different provenances, linked to

sediment sources tentatively identified with external cratonic areas and with inner crystalline belts together with their

sedimentary cover, respectively. Moreover, the depositional trend, inferred by the facies analysis, shows an arenaceous

interval  interpreted  as  part  of  an  active  system  (lobe  or  channel)  included  in  thin  and  fine-grained  facies  probably

belonging to fringe or marginal areas. Fine-grained lithofacies with menilite beds, typical of basin plain, are well repre-

sented in the upper part of the succession. Similar turbiditic deposits, but Oligocene–Miocene aged, are well known

along the Betic-Maghrebian Chain (“Mixed Successions” auctorum), where they represent the stratigraphic interference

of  two  opposite  depositional  systems  closely  linked  to  the  starting  of  the  tectogenesis  preluding  the  closure  of  the

Maghrebian Flysch Basin. Nevertheless, the analysed succession, very similar in composition and in textural characters to

the Betic-Maghrebian “Mixed Successions”, cannot assume the same significance. In this case, in fact, we suppose that the

studied succession could be linked to a peculiar paleogeographical morphology of the sedimentary basin, excluding that

tectonic events could have been the main control factors of the interaction of the two recognized different depositional

systems, owing to the Eocene–Oligocene age of the lower portion of the “Moldoviþa Lithofacies”, here analysed.

Key words: Eocene–Oligocene, Eastern Carpathians, Romania, “Moldoviþa Lithofacies”, paleogeography, petrography,

sedimentology.

Introduction and objectives

The lithostratigraphy, sedimentology and mineralogical-petro-

graphic  characters  of  the  “Moldoviþa  Lithofacies”

1

  (Tarcãu

Nappe, Eastern Carpathians) show evidence of different sedi-

mentary supplies.

This particular sedimentation, occurred in the outer flysch

of the Eastern Carpathians (Sãndulescu et al. 1995), emphasiz-

es some important paleogeographical implications. The differ-

ent  petrofacies  characterizing  some  stratigraphic  intervals  of

the Tarcãu Nappe, in fact, suggest a differentiated sedimentary

supply by different sources since Eocene times linked to the

different deposits belonging to the following groups of strati-

graphic  successions:  Tarcãu,  Tazlãu  and  Doamna  “Lithofa-

cies”, from west to east (see Table 1 and references therein, af-

ter Grasu et al. 1988).

This differentiated sedimentation also continued during Oli-

gocene  times  with  the  deposition  of  three  different  succes-

sions, cropping out in the northern part of Romanian Eastern

Carpathians (north of the Trotuº Fault) and known as Fusaru

and  Kliwa  “Lithofacies”  and  “Moldoviþa  Lithofacies”,  from

west  to  east,  respectively  (Table 1).  The  “Moldoviþa  Litho-

facies” (Ionesi 1971) represents a sedimentary succession very

diversified  in  lithology,  which  continues  upwards  the  sedi-

mentation  of  the  underlying  formations  belonging  to  the

Tazlãu “Lithofacies”.

This peculiar character could be related to different prove-

nances, which must be detected in order to define a more exact

paleogeographical scenario.

Similar turbiditic successions, well characterized by differ-

ent  composition  and  provenance  (quartzarenites  and  lithic

arkoses  up  to  litharenites,  fed  from  external  cratonic  areas

GEOLOGICA CARPATHICA, 55, 4, BRATISLAVA, AUGUST 2004

299–309

1

The “lithofacies” term is here adopted according to the Romanian geological literature (sensu Ionesi 1971). It re-groups together more

geological formations on the basis of their petrographic similarities and not in observance to the international stratigraphic  criteria. In

this work we maintain this terminology waiting for to attain a stratigraphic revision of the Tarcãu Nappe.

300                                                                                             GIGLIUTO et al.

and from inner crystalline belts with their sedimentary cover,

respectively), are known along the Betic-Maghrebian Chains

as “Mixed Successions”, thus testifying a system source area-

sedimentary basin strongly affected by the initial phase of the

tectogenesis (Grasso et al. 1987; Carmisciano et al. 1987).

In particular, the identification of the different provenances

characterizing  both  the  Tazlãu  and  “Moldoviþa  Lithofacies”

successions in the Carpathian Chain might provide useful pa-

leogeographical  information  about  the  Eocene–Oligocene

evolution of source areas and depositional systems in the East-

ern Carpathians (outer Flysch Zone Domain), so representing

a key-element for the reconstruction of the geodynamic evolu-

tion of the orogen and for regional correlations.

Thus,  this  paper  aims  (i)  to  provide  new  interdisciplinary

stratigraphic, sedimentological and petrographic data from the

Eocene-Oligocene “Moldoviþa Lithofacies”

2

, (ii) to detect the

paleogeographical context of this succession and (iii) to evalu-

ate the possibility of correlation of the studied deposits with

other  similar  “Mixed  Successions”  recognized  in  the  Betic-

Maghrebian Chain, thus pointing out the real significance in

the framework of the geodynamic evolution of a convergent

orogenic system.

Geological setting

The Romanian Carpathians, about 700-km long fold-thrust

belt with a striking arc structure formed during the Cretaceous

and Cenozoic tectogenesis, are subdivided into inner and outer

sectors (Fig. 1).

TARCÃU NAPPE 

Lower 

Miocene 

 

Vineþiºu Formation  

 

Vineþiºu Formation  

Fusaru Sandstones

 

 

Kliwa Sandstones + 

Fusaru Sandstones 

 

Kliwa Sandstones 

 

Lower dysodilic shales  

Lower dysodilic shales 

Lower dysodilic shales  

Brownish bituminous marls 

Brownish bituminous marls 

Brownish bituminous marls 

 

Compact Menilites 

 

Compact Menilites 

Compact Menilites 

Oligocene 

Fu

sa

ru

 “

Litho

fa

cies”

 

Lo

w

er

 

Me

ni

lit

es

 

Tãrcuþa Sandstones  

“M

ol

dovi

þa

  L

ith

of

aci

es

”  

 

Lo

w

er

 

Me

ni

lit

es

 

Lingureºti Member  

         Kliw

a 

“L

itho

fa

cies”

   

Lo

w

er

 

Me

ni

lit

es

 

Lingureºti Member  

 

Ardeluþa Formation 

 

Lupoaia Formation  

 

Lucaceºti Sandstones 

 

Podu Secu Formation  

Plopu Formation  

Bisericani Formation  

Doamna Limestones  

 

Eocene 

 

 

Tazl

ãu

 “Li

th

of

aci

es

” 

 

Tazlãu Formation  

 

D

oam

na

  “

Litho

fa

cies”

 

Suceviþa Formation  

Tarcãu Sandstones  

Straja Formation  

Paleocene 

Izvor Formation  

Tarcãu

 “Li

th

of

aci

es

” 

 

Horgazu Formation  

Hangu Formation 

Cîrnu – ªiclãu Formation  

Cretaceous 

Audia Formation  

The “lithofacies” term is derived from the Romanian geological literature, where it is used not in observance to the international stratigraphic criteria, 

but for re-grouping more geological formations with similar petrographic characters.  

Table 1: Cretaceous–Tertiary lithostratigraphic successions of the Tarcãu Nappe and their eastward lateral variations (toward right in the

scheme, after Grasu et al. 1988, modified).

2

C. Grasu and C. Miclãuº suggested the location of the studied log, D. Puglisi together with C. Grasu and C. Miclãuº are responsible for the

geological chapters and for the conclusions. Petrographic analyses have been carried out by D. Puglisi, L.G. Gigliuto and G. Raffaelli and

sedimentological data were collected by F. Loiacono, C. Miclãuº and E. Moretti.

PROVENANCE  OF  THE “MOLDOVIÞA LITHOFACIES”  (EASTERN  CARPATHIANS)                           301

The first ones, made up by crystalline basement nappes and

by  their  Mesozoic  sedimentary  cover  (Dacide  Units,  sensu

Dumitrescu et al. 1962), predominantly deformed during Cre-

taceous  times,  comprise  several  continental  blocks  (i.e.  the

North Pannonian and Tisza-Dacia blocks, this last including

the  Apuseni  Mts  and  other  basements  of  the  Eastern  and

Southern Carpathians; Balla 1984, 1986; Csontos 1995).

The Outer Eastern Carpathians (Moldavide nappe complex,

Sãndulescu 1975, 1980, 1984; Debelmas et al. 1980), instead,

characterized by mainly Tertiary deformations and consisting

mainly of Cretaceous to Tertiary flysch and molasse nappes,

form a continuous, curved belt, convex towards the foreland.

The Moldavide nappe complex also shows an outward struc-

tural  vergence  and  an  outward  propagation  of  the  deforma-

tions and of the facies migration through time, already recog-

nized many times by Romanian authors.

In the Eastern Carpathians, the tectonic units of these differ-

ent sectors (Internal Dacide and Moldavide Units) are separat-

ed by several tectonic units, mainly represented by the flysch

deposits belonging to the Outer Dacide Units (Ceahlãu Nappe,

Black  Flysch,  Baraolt  and  Bobu  Nappes),  which  underwent

mainly Cretaceous deformation (Sãndulescu 1975, 1984; Sãn-

dulescu et al. 1995).

The successions of the Moldavide Units, originally deposit-

ed in the same basin of the successions of the Outer Dacide

nappe complex, represent the tectonic-sedimentary result of a

deposition on a basin floored by oceanic or strongly thinned

continental crust, affected by Late Cretaceous to Tertiary sub-

duction under the Tisza-Dacia block, preluding the collision

of this block with the European craton during Miocene times

and  the  consequent  closure  of  the  Carpathian  flysch  basin

(Rãdulescu & Sãndulescu 1973; Royden 1993).

The Moldavide nappe complex includes sediments progres-

sively younger towards structurally lower positions. Thus, the

innermost units, the Teleajen Nappe (Curbicortical Nappe or

Convolute Flysch Nappe, in the older literature), as well as the

Macla and the Audia Nappes mainly consist of Cretaceous fly-

sch, whereas the outermost ones, Tarcãu and Vrancea Nappes

(this last also known as Marginal Fold Nappe, in the older lit-

erature) together with the Pericarpathian Nappe (Folded Mo-

lasse or Inner Molasse) and with the deformed foreland, are

formed mainly by Tertiary to Recent flysch and molasses.

The  foreland  of  the  Eastern  Carpathians  is  represented  by

several  platforms  of  different  age  (East  European  Platform,

known as Moldavian Platform on the Romania territory, and

Scythian Platform). In the Black Sea sector it includes the pe-

Fig. 1. Geological sketch map of Romania (after Dumitrescu & Sãndulescu 1968, simplified and modified). 1 — East European Platform;

2 — and 3 — Moesian and Scythian Platforms; 4 — North Dobrogea Orogen; 5 — Internal Dacides; 6 — Transylvanides; 7 — Pienide

Units; 8 — Median Dacides; 9 — External Dacide Units; 10 — Marginal Dacides; 11 — Moldavide nappe complex; 12 — Post-orogenic

covers; 13 — Neogene molasse depression and foredeep; 14 — Neogene magmatic arcs; 15 — faults, 16 — location of the study section.

302                                                                                             GIGLIUTO et al.

culiar  intracratonic  chain  of  the  North  Dobrogea  Orogen,  a

folded belt made up by deformed Paleozoic crystalline rocks

and by Triassic and Jurassic sedimentary successions together

with magmatic rocks.

Nevertheless, Grasu et al. (2002) point to the existence of a

new foreland basin system located in front of the Eastern Car-

pathians,  strongly  controlled  by  the  Volhynian  tectonic,  thus

admitting that the Romanian area of the East European Platform

did not act as a real platform because it was reactivated during

the intra Badenian (?) and intra Volhynian tectogenesis.

The Tarcãu Nappe of the Moldavide nappe complex is the

object of this study. This nappe, in fact, includes the Tazlãu

successions and the “Moldoviþa Lithofacies” (Eocene and Oli-

gocene in age, respectively

3

) which could be comparable, as

regards  the  paleotectonic  implications,  to  those  defined  and

described in the Maghrebian Chain by Grasso et al. (1987) and

by  Carmisciano  et  al.  (1987).  The  stratigraphic  succession

sampled  and  measured  along  the  Ovãzu  River,  near  the

Ciumârna village (exactly at the confluence of the Ovãzu and

Ciumârna  Rivers;  latitude  47°43\13\\,  longitude  25°36\48\\

and  altitude  ~780 m  a.s.l.)  where  the  succession  here  de-

scribed  is  well  exposed,  could  correspond  to  the  Tazlãu-

“Moldoviþa Lithofacies” boundary (i.e. to the Lupoaia-Lower

Menilites boundary, Stoica 1944; Ionesi 1965; Ionesi & Grasu

1987, see Table 1).

Sedimentology of the “Moldoviþa Lithofacies” section

The  stratigraphic  section  of  the  “Moldoviþa  Lithofacies”,

measured in the above-mentioned locality, allows us to recog-

nize the facies characters and the vertical stacking pattern of

an up to 130 m thick succession, representing the uppermost

part of the Plopu Formation (Atanasiu 1943), the Lupoaia For-

mation, up to the Lingureºti Member and the overlying Com-

pact Menilites, both representing the so-called Lower Meni-

lites (Stoica 1944).

The  section  is  mainly  composed  of  thin-bedded  and  fine-

grained  deposits,  characterized  by  appreciable  variations  in

the  lithological  character  as  well  as  in  the  sandstone : mud-

stone ratio and in sedimentary structures (Fig. 2).

Four  stratigraphic  intervals,  corresponding  to  depositional

elements or members of a deep sea system, are distinguished

from the base:

1. Lower shale-rich interval (0–29 m). In this stratigraphic

interval, almost equivalent to the uppermost part of the Plopu

Formation, the sandstone : mudstone ratio is very low (less or

much less than 1). The sandstone beds are thin or very thin (2–

8 cm), rarely thicker than 10 cm. Two types of sandstones are

distinguished  on  the  basis  of  their  structural  characteristics

and  petrographic  composition.  The  litharenitic  type,  fine  or

very fine-grained, thinly laminated, has a transitional contact

with the overlying mudstone and is interpreted as the product

of  mud-rich  turbidity  current  (facies  C

2.2 

of  Pickering  et  al.

1989). The more quartzose type, coarse-grained (1 mm) at the

base, clearly graded, laminated at the top (Bouma sequences

type Tab), split from the upper mudstone, is referred to denser

turbidity currents. The sharp contact between sandy and mud-

dy portions may be related to different mechanism or to differ-

ent source. Further analyses might reveal some mixing of the

suspended  load.  Waning  flows  may  be  responsible  of  most

deposition of silty-shale beds, thick or very thick.

2.  Arenaceous  interval  (29–70 m).  This  interval,  equiva-

lent to the Lupoaia Formation, is characterized by (1) a sharp

contact  with  the  underlying  mudstone  member,  (2)  a

sandstone : mudstone ratio close to 1 and (3) thicker sandstone

beds (up to 80 cm). The more common structures of these beds

are: flat lower contact, sole markings (current and load), rip-up

clasts or scattered pebbles, Bouma divisions (Tad, Tbd, Tce

sequences). At the scale of outcrops the small-medium scale

geometries of the sandstone beds refer to amalgamated bodies

through wavy surfaces, even low-angle embricated (Fig. 3a),

or  with  deformation  structures  as  thick  convolute  divisions

(Fig. 3b).  In  many  cases  the  sandstone  beds  have  wavy  or

truncated  upper  surfaces  (small  scale  ripple  laminations)  in

transition to thinly laminated muds (Fig. 3c). The former tur-

bidite beds, in many cases made up by lithic and micaceous

sandstones, indicate depositional processes during the waning

stage  of  initial  highly  concentrated  mud-rich  turbidity  cur-

rents; the latter, truncated ones, quartzose type, probably sug-

gest  topping  process  (erosional  effect)  during  by-passing  of

high  energy  currents.  These  facies  are  related  to  different

types (C

2.2

, C

2.3 

and C

2.4

) of C

2

 group (Pickering et al. 1989).

Some  thinning-  or  thickening-upward  sequences  are  recog-

nized in a few meters thick packages, probably linked to auto-

cyclic processes (e.g. compensation cycles, Mutti & Sonnino

1981). An amalgamated sandstone bed, 3 m thick, shows mul-

tiple graded intervals (grain size up to 1 mm) and cross lami-

nations at the top. The recurrent tractive structures as horizon-

tal  to  wavy  parallel  laminations  (Fig. 3a,b),  climbing  and

convolute  cross  laminations  (Fig. 3c)  suggest  a  by-passing

process in the transport of clastic material. The deposits of this

interval are referred to a more proximal area and higher energy

than the underlying interval.

3.  Upper  shale-rich  interval  (70–92 m).  This  interval,

equivalent to the Lingureºti Member, is composed of thin (up

to 5 cm) sandstone beds, showing lens-shape and base cut-out

Bouma sequences (Tbe, Tce) related to facies C

2.3 

of Pickering

et  al.  (1989).  The  dominant  facies  is  represented  by  black

mudstones  or  shales.  The  sandstone : mudstone  ratio  is  <1,

rarely  >1.  This  interval  shows  a  gradual  decrease  of  sandy

supply and energy of the flows. The facies relationships with

the underlying interval allow us to connect these deposits with

the switching of an active depositional or feeding system (lobe

or channel).

4.  Mudstone  interval  with  siliceous  beds  (95–127 m).

Very  thin  fine-grained  silty  beds  (2–7 cm),  interbedded  to

thicker mud intervals are the main lithologies of this interval

3

Preliminary analyses on calcareous nannofossils observed in few samples suggest that the studied section is not older than Late Eocene

in age, Zone NP19 (Martini 1971), on the basis of  the occurrence of Isthmolithus recurvus, and seems to extend up to the Oligocene

(Zone NP21).

PROVENANCE  OF  THE “MOLDOVIÞA LITHOFACIES”  (EASTERN  CARPATHIANS)                           303

Fig. 

2. 

Sedimentological 

log 

of 

the 

Ovãzu 

river 

section.

304                                                                                             GIGLIUTO et al.

(Fig. 3d).  These  sediments  are  devoid  of  primary  current-

formed structures. Only the thin silty beds can show faint lam-

inations (facies D

2

 of Pickering et al. 1989).

The main sedimentological characteristics are:

a. upward increase of chert with bedded cherts,

b. rhythmically interbedded thick mudstone, thin sandstones

and menilite beds,

c. the ratio between the various type of lithologies shows an

upward increase of the menilite facies and a decrease of the

sandstones.

The stratification is homogeneous: the beds are 2–7 cm thick.

This interval shows a drastic decrease of terrigenous supply

and a depositional area typical of open basin where the pelitic

component is dominant (facies G of Pickering et al. 1989).

An attempt at interpretation

A preliminary interpretation of the stratigraphic section re-

ferred to the Tarcãu Nappe of the Moldavide domain can be

based on sedimentary features and petrographic compositions.

A  more  complete  reconstruction  of  the  depositional  system

could be advanced from further studies extended to the whole

Tarcãu Nappe.

Bed  thickness,  grain  size  and  sedimentary  structures  ob-

served in the previously described intervals give some indica-

tion on the depositional mechanisms and paleoenvironments.

The lower part of the section (first interval) is composed of

stacked fine-grained facies (mudstones) and very thin, locally

well  graded  and  coarse-grained  sandstone  beds,  with  a

sandstone : mudstone  ratio  <1.  These  characteristics  suggest

dilute turbidity currents depositing in a marginal area of a tur-

bidite system (Mutti 1977) not well specifiable (lobe fringe or

outer fan?).

The  second  interval  shows  thicker  and  coarser  sandstone

beds, in some cases amalgamated, referred to relatively more

frequent and denser turbidity currents.

The abundant erosional and tractive structures may be con-

nected  with  a  more  active  approaching  source  area  (lobe  or

channel system). In fact, sole marks, scattered pebbles and rip-

up  clasts  are  discovered  in  both  amalgamated  and  medium-

thin beds.

Tractive structures (parallel, cross and wavy laminations) as

well  as  convolute  and  small  slices  or  thin  embricated  beds

(Fig. 2) can indicate down-current deformation processes and

large  sedimentary  shear  structures  connected  with  a  highly

concentrated bedload at the base of high-density turbidity cur-

Fig. 3. a — A bedset type of thin amalgamated or separated beds from wavy surfaces or very thin mudstones. In the lower part irregular ge-

ometries are visible on a small scale, suggesting weak effect of shearing. In the upper part the thick bed is a bioturbated massive fine sand-

stone. b — Thick amalgamated sandstone bed, internally wavy laminated  and partially embricated. c — Bouma sequence of C

2

 facies show-

ing a thick convolute interval. An upper sharp contact with a thin small scale ripple interval and the uppermost thick laminated mudstone bed

reveals the surge character of tractive and traction plus fallout process. d — Facies characteristics of the uppermost interval of the studied

section. In the middle part of the photo two well cemented beds are visible interbedded to thick marls: the lower one is a siliceous bed (meni-

lite facies), the upper one is a quartzose sandstone passing upward to emipelagic mudstones (facies G).

PROVENANCE  OF  THE “MOLDOVIÞA LITHOFACIES”  (EASTERN  CARPATHIANS)                           305

rents. The range of the structures observed in the beds of this

interval  of  the  “Moldoviþa Lithofacies”  section  may  be  rela-

tively common in the process of flow transformation associat-

ed to high-density turbidity currents, as shown in the classifi-

cation scheme of turbidite facies by Mutti (1992) and observed

in the Grès d’Annot (Clark & Stanbrook 2001). In a prelimi-

nary  interpretation,  the  depositional  area  of  these  turbidites

may be related to the peripheral zone of a depositional lobe or

a channel-levee system.

The  third  and  fourth  interval  may  indicate  the  recessional

trend of a turbidite system and the evolution to a basin plain

system characterized by an ever decreasing terrigenous input

and consequent increase in pelagic deposition.

Petrographic characteristics of the sandstones of the

“Moldoviþa Lithofacies”

Modal point counting in thin section (Table 2) has been car-

ried out in order to detect the composition, the petrographic

characters and the main textural features of the sandstones of

the “Moldoviþa Lithofacies”. The gross composition has also

been checked by means of qualitative mineral phase analyses

obtained with diffractometric methodologies (Table 3).

Table 2 lists the gross composition of the sandstones charac-

terizing the “Moldoviþa Lithofacies”. The samples have main-

ly been collected from the first three stratigraphic intervals ex-

cluding the fourth one because of the abundance of menilite

facies in spite of the sandstone levels.

Nevertheless, some samples of the menilite facies observed

in thin section show abundant dull-greyish to brownish variet-

ies of opal as well as, locally, cryptocrystalline and fibrous va-

rieties of quartz as chert and chalcedony, respectively. Other

samples of this menilite facies appear to be almost completely

formed by chert, made up by cryptocrystalline to, rarely, fine-

grained  microcrystalline  aggregate  of  quartz.  Finally,  other

rocks of this facies (sample ROM 29), consisting of a mixture

of clay or silty clay and a large but variable proportion of opa-

line silica, show a finely laminated structure and an abnormal-

ly high content in quartz and could be related to the family of

the “siliceous shales” (sensu Pettijhon 1975).

The mean values of the detrital modes known in literature

for the Fusaru and Kliwa Sandstones (Vinogradov et al. 1983;

Grasu et al. 1988), which can be related to the analysed rocks,

are shown in Table 2 and/or in Fig. 4, where they are com-

pared  with  the  new  petrographic  data  here  obtained  for  the

“Moldoviþa  Lithofacies”  terrigenous  arenites.  Table  2  also

gives  the  compositional  parameters  adopted  for  the  modal

analysis; these have been performed according to the criteria

suggested by Gazzi (1966), Dickinson (1970) and by Gazzi et

al.  (1973),  in  order  to  minimize  the  dependence  of  the  rock

composition on grain size. The Q

m

, F and L

t 

parameters are

also  included  in  this  Table,  as  suggested  by  Graham  et  al.

(1976) and by Dickinson & Suczek (1979) as a means of rec-

ognizing the provenance of the clastic supply (QFL and Q

m

FL

t

parameters, in fact, emphasize maturity and provenance of the

sandstones, respectively).

The analysed rocks can be referred to the quartzarenite/sub-

litharenite  and  to  the  litharenite/feldspatic  litharenite  groups

(sensu Folk 1974). In the first case (samples ROM 1, ROM 2,

ROM  8,  ROM  10,  ROM  12,  ROM  15,  Fig.  5a  and  5b)  the

rocks  show  very  high  compositional  maturity  (Q

91.8

F

3.7

L

4.5

,

Qm

51.7

F

3.7

Lt

44.6

) coupled with a poor sorting and with a mod-

erate  to  high  roundness  of  the  detrital  quartz  grains.  Other

mineralogical  components  are  rare;  however,  a  few  well

rounded  grains  of  K-feldspar  and  plagioclase  occur  in  these

rocks  as  well  as  smaller  amounts  of  fine-grained  rock  frag-

ments (mainly epimetamorphic clasts), together with moderate

amounts of glauconite (max. 12.0 %), nearly always present,

and with very low contents of micas and/or chlorites.

In  contrast,  the  litharenite/feldspatic  litharenite  rocks

(Q

58.9

F

6.5

L

34.6

,  Qm

39.9

F

6.5

Lt

53.6

,  samples ROM  9,  ROM  13,

ROM 14, ROM 18, ROM 23, ROM 27, Fig. 5c and 5d) are

characterized by the prevalence of quartz grains and of lithic

fragments,  with  a  very  low  content  of  feldspars.  The  lithic

fraction  is  mainly  represented  by  carbonate  rocks,  fossils,

epimetamorphic  lithic  clasts  as  phyllites  and  rare  quartzites

and  few  sedimentary  rocks  (quartzose  siltstones,  shales  and

rare metarenites). These sandstones usually show a low textur-

al maturity (poor sorting, abundance of angular to subangular

quartz grains, locally presence of a small amount of siliciclas-

tic  matrix,  often  pseudomatrix-like,  sensu  Dickinson  1970),

which strongly points to very short transports.

The Quartz-Feldspars-Lithic Fragments ternary plot (Fig. 4)

shows the gross composition of the “Moldoviþa Lithofacies”

sandstones together with the bulk of the compositional data of

the  Fusaru  and  Kliwa  Sandstones  (Vinogradov  et  al.  1983),

probably  corresponding  respectively  to  the  litharenite  and

quartzarenite sandstones analysed.

Quartz is by far the most abundant mineral in both the sand-

stone families recognized. The great variability of textures dis-

played  suggested  the  possibility  of  collecting  further  petro-

graphic data during the point-counting of the modal analyses,

useful for detect the provenance of the sandstones. So, accord-

Fig.  4.  Quartz-Feldspars-Lithic  Fragments  ternary  plot  showing

the  composition  of  the  analysed  sandstones  (“Moldoviþa  Lithofa-

cies”), compared with the Kliwa and Fusaru Sandstone Formations.

306                                                                                             GIGLIUTO et al.

ing  to  the  Basu’s  (1985)  criteria,  modified  by  Basu  et  al.

(1975), two different types of detrital quartz have been distin-

guished:  monocrystalline  and  polycrystalline  quartz  grains.

Each of these has been subdivided into two populations: the

monocrystalline quartz grains have been separated into variet-

ies of low and high undulosity (i.e. ≤5° or >5° apparent angle

of extinction, determined using a flat-stage) and the polycrys-

Table 2: Modal point counts of the “Moldoviþa Lithofacies” sandstones compared with the Kliwa Formation.

Symbols of the parameters adopted for the modal analysis

Q = Q

m 

+ Q

p

, where: Q = total quartzose grains including Q

m 

= monocrystalline quartzose grains subdivided into Q

m

’ = of low undulosity (< 5°)

and  Q

m

’’ =  of  high  undulosity  (> 5°)  and  Q

r 

=  quartz  in  coarse-grained  rock  fragments  (i.e.  >  0.06 mm),  Q

p 

=  polycrystalline  quartzose

grains (including Ch = chert) subdivided into Q

p

’ = with few subgrains (= 4 crystalline units per grain) and Q

p

’’ = with many subgrains (> 4

crystalline units per grain);

F = P + K, where: F = total feldspar grains, P and K = plagioclase and potassium feldspar single grains (Ps and Ks) or in coarse-grained rock

fragments (Pr and Kr);

L = Lv + Lc + Lm, where: L = unstable fine-grained rock fragments (< 0.06 mm, including: Lv = volcanic, Ls = sedimentary, Lc = carbonate,

Lm = epimetamorphic lithic fragments and Fo = fossils);

Lt = L + Q

p

, where: Lt = total lithic fragments (both unstable and quartzose);

M = micas and/or chlorites, in single grains (Ms) or in coarse-grained rock fragments (Mr);

Gl = glauconite grains, Al = other mineral grains, Mt = siliciclastic matrix; Cm = carbonate cement. Sp = sporadic occurrence.

talline quartz grains have been subdivided by the number of

crystal units contained within each grain (with few or many

subgrains, ≤4 or >4).

The data concerning the undulatory extinction and the poly-

crystallinity  of  the  detrital  quartz  grains  should  be  collected

only  from  the  medium  sand-size  fraction  (0.2–0.5 mm)  be-

cause of the well known relationship between grain size and

 

ROM  

1 

ROM  

2 

ROM  

8 

ROM  

9 

ROM 

10 

ROM 

12 

ROM 

13 

ROM 

14 

ROM 

15 

ROM 

18 

ROM 

23 

ROM 

27 

x 

ó 

x’ 

ó’ 

Kliwa Sandstones* 

Q

m

’ 

  10.3      9.9      9.5      8.1      7.8    16.5    15.5      5.2      7.1      8.3      9.8    10.6    10.3      3.04      9.6    3.14 

Q

m

’’ 

  27.7    22.9    25.9    13.6    25.1    40.2    27.6    22.4    37.9    15.2    16.6    28.1    30.0      6.62    20.5    5.81 

Q

p

’ 

    7.0       8.5    11.9      2.6    20.6    11.8      6.4      3.3    12.6      4.9      5.5      6.5    12.1      4.31      4.9    1.47 

Q

p

’’ 

  10.7    14.8    24.9      3.2    25.9    17.3    10.1      9.8    21.6    11.5      9.6    10.1    19.3      5.45      9.1    2.69 

Qr 

– 

– 

    0.8      0.5 

– 

– 

    0.8 

– 

– 

– 

– 

– 

    0.1      0.30      0.2    0.32 

Ch 

    1.1      3.5 

– 

– 

– 

– 

    0.4      0.3 

– 

    3.6      2.6      0.7      0.8      1.29      1.3    1.34 

 

Q                80–90 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Ps 

    2.7      2.7      1.1      1.4      1.6      0.5      1.1      2.1      1.7      5.7      3.3      5.2      1.7      0.80      3.1    1.78 

Pr 

– 

– 

    0.3 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

    0.5 

– 

    0.8      0.1      0.11      0.2    0.32 

Ks 

    2.1      0.9      1.4      1.1      0.8      0.7      0.9      1.2      1.4      4.1      1.3      1.0      1.2      0.48      1.6    1.12 

Kr 

– 

– 

– 

    0.5 

– 

– 

    0.2 

– 

– 

– 

– 

– 

–   

    0.1    0.19 

 

F                  5–10 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Lv 

    1.3      1.2 

– 

– 

– 

– 

    0.4 

– 

– 

    1.6      5.2      5.1      0.4      0.59      2.1    2.26 

Lc 

    1.5      1.9 

– 

  23.1 

– 

– 

    6.8    10.8      0.8      5.3      1.1 

– 

    0.7      0.77      7.9    7.70 

Ls 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

    1.7      2.4 

– 

– 

– 

    2.2 

–   

    1.1    1.07 

Lm 

    1.8      1.2      1.8      3.2      1.2      0.4      7.9      9.4      0.8    15.1    11.6    10.8      1.2      0.50      9.6    3.64 

Fo 

    0.8      1.7 

– 

  17.1 

– 

– 

     5.7    10.5      5.3      0.9      7.0 

– 

    1.3      1.89      6.9    5.80 

 

L                    – 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Ms 

    6.7      9.2      6.9      8.4      6.5      2.2      4.2      7.8      2.9      6.3      6.2      5.5      5.8      2.43      6.4    1.39  Gl                3–10 

 

Mr 

– 

– 

– 

– 

– 

– 

    0.8      1.7 

– 

    1.6      1.1 

– 

–   

    0.9    0.68 

Gl 

  11.3    12.0      8.2      2.2      6.1      3.3      0.2      0.3      3.6 

– 

    7.2      5.2      7.5      3.41      2.5    2.76 

Op 

    0.9 

– 

– 

    1.1 

– 

– 

– 

    2.0      0.9      1.8 

– 

– 

    0.3      0.42      0.8    0.86 

Al 

    1.1 

– 

    0.6 

– 

    1.6      0.4 

– 

– 

– 

    1.2 

– 

– 

    0.6      0.58      0.2    0.45 

 

M + Al          sp 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Mt 

    8.9      5.7      5.1      3.4      0.7      4.4      3.1      1.6      2.7      2.5      1.3      8.2      3.2      1.96      3.3    2.29 

Cm 

    4.1      3.9      1.6      9.9      2.1      2.3      6.4      9.2      0.7      9.9    10.6 

– 

    2.4      1.21      7.7    3.68 

 

100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0   

100.0 

 

* Mean framework 

modes from Grasu  

et al. (1988). 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Q 

  84.7    86.2    94.2    38.1    95.7    98.1    71.1    58.8    88.8    56.7    59.9    69.1    91.8      4.99    58.9  10.73 

 

F 

    7.2      5.2      3.6      4.0      2.9      1.4      2.6      3.7      3.5    13.4      6.3      8.6      3.7      1.83      6.5    3.68 

L 

    8.1      8.6      2.2    57.9      1.4      0.5    26.3    37.5      7.7    29.9    33.8    22.3      4.5      3.32    34.6  11.50 

 

100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0   

100.0 

 

x and ó = average  

and standard 

deviation of 

quartzarenites. 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Q

m

 

  50.7     47.4    46.8    30.4    39.7    64.7    51.2    43.6    50.4    30.7    35.8    47.7    51.7      7.52    39.9    5.54 

 

F 

    7.2      5.2      3.6      4.0      2.9      1.4      2.6      3.7      3.5    13.4      6.3      8.6      3.7      1.83      6.5    3.68 

L

t

 

  36.1    47.4    49.6    65.6    57.4    33.9    46.2    52.7    46.1    55.9    57.9    43.7    44.6      8.00    53.6    7.32 

 

100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0  100.0 

 

100.0 

 

x’ and ó’ = average 

and standard 

deviation  of 

litharenites. 

 

PROVENANCE  OF  THE “MOLDOVIÞA LITHOFACIES”  (EASTERN  CARPATHIANS)                           307

Table 3: Main mineral phases recognized by X-ray diffraction in

the analysed sandstones.

Fig. 5. a — Quartzarenite (sample ROM 12) showing a big lithic fragment with schistose texture (N :); b — Very poorly sorted quartza-

renite  (sample  ROM  10)  with  well  rounded  detrital  quartz  grains  (N  11); c  —  Litharenite  (sample  ROM  9)  showing  abundant  micritic

limestone  and  fossil  fragments  (N  11);  d  —  Subangular  quartz  grains,  micas,  carbonate  rock  fragments  and  fossils  within  a  litharenite

sample (ROM 14; N :).

Sample 

Qz 

Pl 

Kf  I/M  Chl  Ca  Do  Py 

S 

ROM 1 

XXXX  X 

± 

± 

tr 

± 

  

  

  

ROM 2 

XXXX  X 

± 

± 

  

± 

  

± 

  

ROM 8 

XXXX  ± 

± 

± 

± 

± 

tr 

tr 

± 

ROM 9 

XX 

± 

tr 

± 

tr  XXX  tr 

  

  

ROM 10 

XXXX  ± 

± 

± 

± 

± 

tr 

  

  

ROM 12 

XXXX  ± 

± 

tr 

± 

± 

  

  

tr 

ROM 13 

XXX 

± 

± 

± 

± 

X 

tr 

  

  

ROM 14 

XXX 

± 

± 

X 

± 

X 

tr 

± 

  

ROM 15 

XXXX  ± 

± 

tr 

  

  

  

± 

tr 

ROM 18 

XXX 

± 

tr 

± 

± 

± 

X 

± 

  

ROM 20 

XXX 

X 

± 

X 

± 

± 

± 

± 

tr 

ROM 23 

XXX 

± 

tr 

± 

tr 

X 

X 

± 

  

ROM 27 

XXXX  X 

X 

± 

± 

tr 

tr 

± 

  

Abbreviations and symbols: Qz — Quartz, Pl — Plagioclase, Kf — K-

feldspar, I/M — Illite/Mica Group, Chl — Chlorite, Ca — Calcite, Do —

Dolomite, Py — Pyrite, S — Sulphates; XXXX — very abundant, XXX —

abundant, XX — less abundant, X — discrete, ± — minor, tr — trace.

4

Small amounts of  very alterated volcanic rocks, mainly represented by fragments of oligohyaline fine-grained groundmass, are also present.

amount  of  polycrystalline  and  undulatory  quartz  (Connolly

1965;  Basu  et  al.  1975;  Young  1976).  These  varieties  of

quartz, in fact, strongly point to selective destruction by me-

chanical agencies during prolonged transports as well as dur-

ing  successive  sedimentary  cycles  (Blatt  &  Christie  1963;

Basu 1985). Thus, as the results of the modal analyses of this

study regard all the possible grain sizes of the quartz grains

present within the sandstones and occurred during the point-

counting and since the analysed sandstones are usually medi-

um- to fine-grained, we can quite suppose that the above men-

tioned criteria have been respected.

In both the recognized clans of sandstones it is important to

underline that the monocrystalline quartz grains with high un-

dulosity and polycrystalline grains with many crystal units per

grain are more abundant than the varieties with low undulosity

and with few subgrains, thus suggesting a predominant prove-

nance from low grade metamorphic sources.

This  result  is  well  supported  for  the  litharenite/feldspatic

litharenite  sandstones  by  the  occurrence  of  abundant  fine-

grained  lithic  fragments  of  semischists,  chlorite-schists,

quartzites, locally mixed with micritic limestone and abundant

fossils

4

. In addition, the scarce content of feldspars in spite of

the abundance of quartz and lithic fragments excludes a con-

spicuous contribution from plutonic and/or high grade meta-

morphic sources.

In contrast, the provenance of the quartzarenites is more dif-

ficult  to  hypothesize.  In  fact,  the  occurrence  of  very  few

epimetamorphic  rock  fragments  is  not  sufficient  to  justify  a

sediment supply from low grade metamorphic rocks as sug-

gested by the study of the polycrystallinity and undulatory ex-

308                                                                                             GIGLIUTO et al.

tinction  of  the  detrital  quartz  grains.  Furthermore,  the  high

compositional  maturity  together  with  the  moderate  to  high

roundness  of  the  quartz  grains  seems  to  suggest  prolonged

transports of the detritus or, more probably, a polycyclic ori-

gin,  as  strongly  emphasized  by  Suttner  et  al.  (1981)  for  the

bulk of ancient quartzarenites. In this case, the abundance of

polycrystalline and undulatory quartz grains could acquire an

important significance; in fact, taking into account the lower

stability of these varieties of quartz and assuming these rocks

as affected by more sedimentary cycles, we would quite sup-

pose the sediment sources must have been enriched in these

types of quartz and thus they may have been represented also

by low grade metamorphic rocks.

Thus, the difference from the other type of sandstone with

litharenite/feldspatic litharenite composition does not consist

only of a larger amount of fine-grained rock fragments charac-

terizing  these  last  rocks  (carbonate,  epimetamorphic  lithic

fragments and, locally, abundant fossils), but it is also related

to different modalities of sedimentary transport as well as to a

different  geological  history  including  different  sources,  to-

gether, probably, with a polycyclicity of the detritus responsi-

ble for the enrichment of quartz.

Conclusions

The  results  of  this  paper  concerning  the  study  of  a  strati-

graphic interval, not more than 130 m thick and located at the

boundary between the Tazlãu and the “Moldoviþa Lithofacies”

successions  (Late  Eocene–Early  Oligocene),  mark  the  evi-

dence of a turbiditic deposition, related to the peripheral zone

of a depositional lobe or a channel-levee system and linked to

different sedimentary supplies.

The vertical evolution of the analysed stratigraphic succes-

sion may indicate a recessional trend of the turbidite system

evolving to a basin plain system (interval four, menilite facies

with “siliceous shales”), with decrease in the terrigenous input

and consequent increase in pelitic deposition. The other strati-

graphic intervals, instead, are always characterized by turbid-

ite sandstones strongly different in composition.

Mainly  quartzarenite  and  litharenite  compositions,  in  fact,

characterize these sandstones suggesting the existence of two

different  provenances,  testified  by  the  presence  of  abundant

detrital quartz grains with moderate to high roundness in the

first type, and of abundant lithic fragments (carbonate rocks,

quartzose siltstones, shales and epimetamorphic lithic clasts)

together  with  moderate  contents  of  angular  to  subangular

quartz grains in the second type. These provenances must be

related  to  different  sediment  sources,  which  could  be  tenta-

tively identified with external cratonic areas in the first case

and with inner crystalline belts together with their sedimentary

cover in the second.

This  particular  interference  of  two  opposite  depositional

systems has already been observed in different sectors of the

Betic-Maghrebian  Chain  (Oligocene-Miocene  “Mixed  Suc-

cessions”, sensu Grasso et al. 1987; Carmisciano et al. 1987)

with the significance of a sedimentation related to the begin-

ning of the tectogenesis, aged to Upper Oligocene–Lower Mi-

ocene, antecedent to the Maghrebian Flysch Basin closure.

The older age of the study succession (Eocene–Oligocene)

can quite exclude the previous tectonic interpretation because

the deposition of the “Moldoviþa Lithofacies” is continuous up

to  the  Oligocene-Miocene  boundary.  Thus,  we  suppose  that

only peculiar paleogeographical scenarios with not very large

basins, where interference between two different depositional

systems with different provenance was possible, could permit

the deposition of the analysed succession.

Acknowledgments:  Financial  support  was  provided  by  the

Italian  MURST  as  grants  to  D.  Puglisi  and  as  Cofin  2002

(U.R.F. Lentini, University of Catania). We thank M. Sãndu-

lescu (University of Bucharest), Z. Kukal (Czech Geological

Survey, Prague) and an anonymous referee for their careful re-

vision  of  the  manuscript.  We  also  thank  Patrizia  Maiorano

(University of Bari) for the preliminary micropaleontological

analyses.

References

Atanasiu I. 1943: Les faciès du Flysch marginal dans la partie moy-

enne  des  Carpathes  moldaves.  An.  Inst.  Geol.  Romania  XXII,

146–176.

Balla Z. 1984: The Carpathian loop and the Pannonian Basin: a ki-

nematic analysis. Geophys. Trans. 30, 313–353.

Balla Z. 1986: Paleotectonic reconstruction of the central Alpine–

Mediterranean  belt  for  the  Neogene.  Tectonophysics  127,

213–243.

Basu  A.  1985:  Reading  provenance  from  detrital  quartz.  In:  Zuffa

G.G. (Ed.): Provenance of arenites. Reidel, Dordrecht, 231–247.

Basu A., Young S.W., Suttner L.J., James W.C. & Mack G.K. 1975:

Re-evaluation of the use of undulatory extinction and polycrys-

tallinity in detrital quartz for provenance interpretation. J. Sed.

Petrology 45, 873–882.

Blatt H. & Christie J.M. 1963: Undulatory extinction in quartz of ig-

neous  and  metamorphic  rocks  and  its  significance  in  prove-

nance  studies  of  sedimentary  rocks.  J.  Sed.  Petrology  33,

559–579.

Burchfiel  B.C.  &  Bleahu  M.D.  1976:  Geology  of  Romania.  Geol.

Soc. Amer. Spec. Pap. 158, 1–82.

Carmisciano R., Coccioni R., Corradini D., D’Alessandro A., Guer-

rera F., Loiacono F., Moretti E., Puglisi D. & Sabato L. 1987:

New data from the Early Miocene “mixed successions” of Al-

geria (Great Kabylia) and of Sicily (Nebrodi Mts.): comparison

with similar Turbiditic successions of the Gibraltar Arc and of

the lucanian Apennine. Mem. Soc. Geol. Ital. 38, 551–576 (in

Italian).

Clark J.D. & Stanbrook D.A. 2001: Formation of large-scale shear

structures  during  deposition  from  high-density  turbidity  cur-

rents, Grès d’Annot Formation, south-east France. In: McCaf-

frey W.D., Kneller B.C. & Peakall J. (Eds.): Particulate gravity

current. Spec. Publ. Int. Assoc. Sediment. 31, 219–232.

Connolly J.R. 1965: The occurrence of polycrystallinity and undula-

tory extinction on quartz in sandstones.  J. Sed. Petrology,  35,

116–135.

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

area: a review. Acta Vulcanol. 7 2, 1–13.

Debelmas  J.,  Oberhauser  R.,  Sãndulescu  M.  &  Trumpy  R.  1980:

L’arc  alpino-carpathique  (Colloque  C5:  Geologie  des  châines

alpines  issues  de  la  Tethys-Thème  2,  26e  Congr.  Géol.  Inter.,

Paris). Mém. Bur. Rech. Géol. Min. 115, 86–96.

Dickinson W.R. 1970: Interpreting detrital modes of graywacke and

arkose. J. Sed. Petrology 40 2, 695–707.

PROVENANCE  OF  THE “MOLDOVIÞA LITHOFACIES”  (EASTERN  CARPATHIANS)                           309

Dickinson W.R. & Suczek C.A. 1979: Plate tectonics and sandstone

composition. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 63, 2164–2192.

Dumitrescu I. & Sãndulescu M. 1968: Problèmes structuraux fonda-

mentaux  des  Carpathes  roumaines  et  de  leur  avant-pays.  An.

Com. Geol. Rom. XXXVI, 195–218.

Dumitrescu I., Sãndulescu M., Lãzãrescu V., Mirãuþã O., Pauliuc S.

& Georgescu C. 1962: Mémoire à la carte tectonique de la Rou-

manie. An. Com. Geol. Romania XXXIII, 5–96.

Folk R.L. 1974: Petrology of sedimentary rocks. Hemphill’s, Austin,

Texas, 1–182.

Gazzi P. 1966: The upper Cretaceous flysch sandstones of the north-

ern Apennines (Modena) and their comparison with the Mong-

hidoro Flysch. Mineral. Petrogr. Acta (Bologna) 12, 69–97 (in

Italian).

Gazzi P., Zuffa G.G., Gandolfi G. & Paganelli L. 1973: Provenance

and  dispersal  of  the  Adriatic  beach  sands  between  the  Isonzo

and  Foglia  rivers:  regional  framework.  Mem.  Soc.  Geol.  Ital.

12, 1–37 (in Italian).

Graham  S.A.,  Ingersoll  R.V.  &  Dickinson  W.R.  1976:  Common

provenance  for  lithic  grains  in  Carboniferous  sandstone  from

the Ouachita Mountains and Black Warrior Basin. J. Sed. Pe-

trology 46, 620–632.

Grasso M., Guerrera F., Loiacono F., Puglisi D., Romeo M., Balen-

zano F., Carmisciano R., Di Pierro M., Gonzàles-Donoso J.M.

&  Martín-Algarra  A.  1987:  Sedimentological,  biostratigraphic

and  mineralogical-petrographic  characterization  of  Early  Mi-

ocene “mixed successions” cropping out in Spain (Betic Chain)

and  in  southern  Italy  (Nebrodi  Mts.  and  lucanian  Apennine).

Boll. Soc. Geol. Ital. 106, 475–516 (in Italian).

Grasu  C.,  Catanã  C.  &  Grinea  D.  1988:  Carpathian  flysch:  petro-

graphic and economic remarks. Editura Tehnicã, Bucureºti, 1–

208 (in Romanian).

Grasu C., Miclãuº C., Brânzilã M. & Boboº I. 2002: Sarmatian from

the  foreland  basin  system  of  the  Eastern  Carpathians.  Editura

Tehnicã, Bucureºti, 1–407 (in Romanian).

Ionesi  L.  1965:  The  Paleogene  flysch  between  Boului  Valley  and

Seaca Valley. An. ªtiinþ. Univ. Al. I. Cuza Iaºi,  N. S. Secþ. II,

Geol.-Geogr. XI, 53–72 (in Romanian).

Ionesi  L.  1971:  The  Paleogene  flysch  from  drainage  basin  of  the

Moldova River. Editura  Academiei Române, Bucureºti, 1–250

(in Romanian).

Ionesi  L.  &  Grasu  C.  1987:  Lithostratigraphic  remarks  on  the

Eocene-Oligocene  boundary  within  the  Tarcãu-Fusaru  lithofa-

cies.  Stud.  Cerc.  Geol.  Geofiz.  Geogr.,  Ser.  Geol.  (Bucureºti)

32, 84–98 (in Romanian).

Mutti  E.  1977:  Distinctive  thin-bedded  turbidite  facies  and  related

depositional environments in the Eocene Hecho Group (South-

central Pyrenees, Spain). Sedimentology 24, 107–131.

Mutti E. 1992: Turbidite sandstones. Agip S.p.A, Milano–Istituto di

Geologia, Università di Parma, 1–275.

Mutti  E.  &  Sonnino  M.  1981:  Compensation  cycles:  a  diagnostic

feature of turbidite sandstone lobes. Abstract, IAS 2

nd

 Eur. Mtg,

Bologna, 1981, 120–123.

Pettijohn  E.J.  1975:  Sedimentary  rocks.  Harper  International  Edi-

tion, Harper & Row, Publishers, Inc., New York, 1–628.

Pickering K.T., Hiscott R.N. & Hein F.J. 1989: Deep-marine envi-

ronments:  Clastic  sedimentation  and  tectonics.  Unwin Hyman,

London, 1–352.

Rãdulescu D.P. & Sãndulescu M. 1973: The plate-tectonics concept

and the geological structure of the Carpathians. Tectonophysics

16, 3–4, 155–161.

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

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

Sãndulescu  M.  1975:  Essai  de  synthèse  structurale  des  Carpathes.

Bull. Soc. Géol. France XVII, 3, 299–358.

Sãndulescu  M.  1980:  Analyse  géotectonique  des  châines  alpines

situées  autour  de  la  mer  Noir  occidentale.  An.  Inst.  Geol.

Geofiz. Romania LVI, 5–54.

Sãndulescu  M.  1984:  Geotectonics  of  Romania.  Editura  Tehnicã,

Bucharest, 1–336 (in Romanian).

Sãndulescu  M.,  Mãrunþeanu  M.  &  Popescu  G.  1995:  General  out-

look on the East Carpathians structure. In: Guide to excursion

B1  (Post-congress)/Lower-Middle  Miocene  formations  in  the

folded  area  of  the  East  Carpathians.  X

th

  RCMNS  Congress,

Bucureºti (România), 1995.

Stoica C. 1944: Paleogene from the Sibiciu Valley (Buzãu District).

Rev. Muz. Geol.-Mineral. Univ. Cluj-Napoca VIII, 1, 64–85 (in

Romanian).

Suttner L.J., Basu A. & Mack G.H. 1981: Climate and the origin of

quartz arenites. J. Sed. Petrology 51, 4, 1235–1246.

Vinogradov C., Pârvu G., Bomboe P. & Negoiþã V. 1983: Applied

petrology  of  detrital  rocks.  Editura  Academiei  Române,

Bucureºti, 1–327 (in Romanian).

Young  S.W.  1976:  Petrographic  textures  of  detrital  polycrystalline

quartz as an aid to interpreting crystalline source rocks. J. Sed.

Petrology 46, 595–603.