background image

Eruptive history andage of magmatic processes in the

Cãlimani volcanic structure (Romania)

IOAN SEGHEDI

1

, ALEXANDRU SZAKÁCS

1

, ZOLTÁN PÉCSKAY

2

 and PAUL R.D. MASON

3

1

Institute of Geodynamics, str. Jean-Luis Calderon 19–21, 70201 Bucharest, Romania;  seghedi@geodin.ro

2

Institute of Nuclear Research of the Hungarian Academy of Sciences, P.O. Box 51, Bem tér 18/c, H-4001 Debrecen, Hungary

3

Vening Meinesz Research School of Geodynamics, Department of Earth Sciences, Utrecht University, Budapestlaan 4, 3584 CD Utrecht,

The Netherlands

(Manuscript received July 15, 2003; accepted in revised form March 16, 2004)

Abstract: The Cãlimani Mountains represent the largest and most complex volcanic structure at the northern part of the

Cãlimani–Gurghiu–Harghita  range  in  Romania.  Sixty-eight  K-Ar  ages  (thirty-three  new)  provide  constraints  on  the

eruptive history of the Cãlimani volcanic structure between 11.3 and 6.7 Ma. The oldest rocks are from shallow exhumed

intrusions, which pierced the basement between 11.3–9.4 Ma. The oldest stratovolcano was centered on the presently

recognizable main volcanoes, Rusca-Tihu and the Cãlimani Caldera and grew very large (ca. 300 km

3

), generating a

large-volume (26 km

3

) debris avalanche. Debris avalanche blocks dated between 10.2–7.8 Ma, suggest an edifice failure

event at 8.0±0.5 Ma. The Drãgoiasa Formation (9.3–8.4 Ma), Budacu Formation (9.0–8.5 Ma), Lomaº Formation (8.6 Ma),

a number of Peripheral Domes (8.7–7.1 Ma) and Sãrmaº basalts (8.5–8.3 Ma) were also active before the debris ava-

lanche event. Volcanic activity continued from the Rusca-Tihu Volcano between 8.0–6.9 Ma, generating the “Rusca-

Tihu Volcaniclastic Formation”. The Cãlimani Caldera structure including pre-caldera and post-caldera stages was gen-

erated between 7.5–6.7 Ma, with an inferred collapse event at 7.1±0.5 Ma. Monzodioritic-dioritic bodies in the central

part of the caldera show ages between 8.8–7.3 Ma, implying several episodes of intrusions. Fractional crystallization

was important in the generation of different magma series at lower crustal to shallow crustal depths, where plagioclase

was the main crystallizing phase. Crustal assimilation affected most of the analysed samples to some degree through

assimilation-fractional-crystallization (AFC) processes. Isotopic enrichment of the most basic rocks suggests that con-

tamination processes affected the source of most parental magmas, except those of the Lomaº Formation. The initial

stages of volcanism were most complex from the petrological point of view. The Drãgoiasa Formation (represented only

by felsic rocks), for instance, suggests either fractionation from a basic parental magma and mixing with partial melts of

(lower) crustal origin, or represents direct melting of the garnet bearing lower crust. The Lomaº Formation represents the

most primitive magma, which reached the surface recording minimal interaction with crustal material and most closely

characterizes the isotopic composition of the mantle source beneath the Cãlimani Volcano. The youngest volcanic rocks

represented by the Cãlimani Caldera structure were derived from magmas that show a lower degree of partial melting

and were largely affected by assimilation processes.

Key words: Eastern Carpathians, Cãlimani Mountains, petrology, volcanology, K-Ar data.

Introduction

The Cãlimani Mountains represent the northernmost and larg-

est  volcanic  area  amongst  the  160 km  long  Cãlimani–Gur-

ghiu–Harghita  range  in  Romania  (Fig. 1).  The  basement  of

this complex volcanic-magmatic centre is represented by: 1 —

metamorphic  rocks  belonging  to  the  Crystalline-Mesozoic

zone of the Eastern Carpathians in the east, 2 — Cretaceous-

Paleogene sediments in the north, pierced by a complex of shal-

low intrusions, belonging to the southern extension of the so-

called “subvolcanic zone” of the Rodna-Bârgau area, and 3 —

Neogene Molasse sediments of the Transylvanian Basin in the

west. The largest and most prominent volcanic structure is the

Cãlimani Caldera (Seghedi 1982, 1987). It is situated in the

north of the area and covers almost one third of the Cãlimani

Mountains.

K-Ar  ages  were  previously  published  by  Rãdulescu  et  al.

(1972), Peltz et al. (1987) and Pécskay et al. (1995). Petrologi-

cal studies have been performed by Peltz et al. (1974, 1984),

Seghedi (1987), Seghedi et al. (1995) and Mason et al. (1995,

1996).

The  present  study  is  based  on  33  new  K-Ar  ages  and  re-

views another 35 previously published ages produced in the

same laboratory. Age data of Rãdulescu et al. (1972) have not

been used in this study. This new extended K-Ar data-base en-

ables more constraints to be applied to the eruptive history of

the volcanic edifice, as established by previous volcanological

studies. An additional aim of this study is to discuss the petro-

logical evolution of the area on the basis of existing geochemi-

cal data (Mason 1995; Mason et al. 1996).

Analytical methods

Rock samples dated in this study (Table 1) were taken from

different types of magmatic rocks including those from lava

flows, intrusions and blocks in volcaniclastic deposits. They

were systematically collected using the methodology of Péc-

GEOLOGICA CARPATHICA, FEBRUARY 2005, 56, 1, 67–75

www.geologicacarpathica.sk

background image

68                                                                SEGHEDI, SZAKÁCS, PÉCSKAY and MASON

Fig. 1. Simplified volcanological sketch map of the Cãlimani and northernmost Gurghiu Mountains (according to Seghedi & Szakács in Sza-

kács & Seghedi 1996) with location of sampling points for K-Ar determination. 1 — Pre-volcanic basement (a — in the interior of the volca-

nic area); 2 — Early intrusions (basaltic-andesites, andesites, microdiorites); 3 — Drãgoiasa Formation (dacites, rhyolites); 4 — Lomaº For-

mation (low-K andesites and dacites); 5 — Budacu Formation (andesites); 6 — Sãrmaº basalt lavas; 7 — Rusca-Tihu stratovolcanic edifice

(basaltic andesites and andesites); 8 — Aphyric andesite lavas; 9 — Rusca-Tihu debris avalanche deposit; 10 — Rusca-Tihu Volcaniclastic

Formation with lava intercalations (andesites, basaltic andesites); 11 — Peripheral Domes (andesites and dacites); 12 — Cãlimani Caldera

lava flows (andesites); 13 — Post-Cãlimani-Caldera rocks: a — monzodiorites, diorites, b — andesites, dacites; 14 — Upper Pliocene–Qua-

ternary sedimentary basins; 15 — Jirca volcanic edifice: a — andesites, b — diorites; 16 — Fâncel-Lãpuºna pre-Caldera rocks: a — volcani-

clastics, b — andesite and basaltic andesite lavas; 17 — Fâncel-Lãpuºna Volcaniclastic Formation (andesites, dacites); 18 — a — Caldera

rim according to present topography, b — Crater rim according to present topography; 19 — Volcanic vent; 20 — Sample location.

skay et al. (1995). Rock samples were optically examined in

thin sections and only the freshest or least altered material was

prepared (crushed and sieved) for geochemical and geochro-

nological study. One portion of the sieved fraction was used

for the Ar analysis and another portion from the same sample

was  ground  and  used  for  K  determination.  All  of  the  K-Ar

work was carried out in the Institute of Nuclear Research of

the  Hungarian  Academy  of  Sciences  (ATOMKI),  Debrecen,

Hungary, using the methods previously described by Pécskay

et al. (1995). Further details of analytical methods and calcula-

tions of analytical errors are described in Balogh (1985). The

decay  constants  used  in  the  age  calculations  are  given  in

Steiger & Jäger (1977).

Volcanic structure

The reconstruction of the volcanic structure of the Cãlimani

Mountains  has  been  carried  out  by  reinterpreting  previously

published  data  (Peltz  1969;  Teodoru  et  al.  1970;  Seghedi

1982,  1987)  using  a  set  of  5  geological  maps  at  scale  of

1:50,000.  Two  of  these  have  been  published  (ªarul  Dornei,

Poiana Stampei) whilst the other three (Bilbor, Negoiul Româ-

nesc, Topliþa) are as yet unpublished. A volcanological map of

the Cãlimani volcanic area was first proposed in Szakács &

Seghedi (1996) and is presented in Fig. 1.

The largest identifiable stratovolcanoes are represented by

Rusca-Tihu and Pietrele Roºii and are built up mostly of ba-

background image

MAGMATIC PROCESSES IN THE CÃLIMANI VOLCANIC STRUCTURE (ROMANIA)                           69

saltic andesites. They supplied huge volumes (~300 km

3

 out

of 420 km

3

 for all Cãlimani Mountains volcanics) of volcanic

deposits found all over the Cãlimani volcanic area on a surface

larger then 900 km

2

 (Szakács et al. 1997). Detailed volcano-

logical survey supports the occurrence of large-volume debris

avalanche  deposits  belonging  to  the  Rusca-Tihu  Volcano

(26 km

3

)  (Szakács  &  Seghedi  1996,  2000)  (Figs. 1, 3).  This

evidence implies that during its early history, the Rusca-Tihu

Volcano  (RTV)  was  much  more  imposing  than  today.  Its

height has been estimated at ca. 3000 m by Szakács & Seghe-

di (2000). Tectonic instability most likely led to edifice failure

and the resulting debris avalanche reached distances of up to

55 km southwards and almost 40 km westwards. After this de-

structive episode, which would have resulted in a major topo-

graphic change, the volcanic activity continued from the cen-

tral vents as well as from N–S-directed peripheral ones. The

composition remained constant with the eruption of the same

basaltic andesitic lavas, becoming more andesitic in the final

stages. The post-debris avalanche proximal facies is represent-

ed by lava flows, in places autobrecciated, pyroclastic (mainly

phreatomagmatic)  flow  and  fall  deposits  and  block-and-ash-

flow  deposits.  The  Rusca-Tihu  stratovolcano  then  supplied

debris flow deposits associated with hyperconcentrated flood-

flow  and  normal  stream  flow  deposits  or  lacustrine  deposits

(well exposed along the Mureº Valley) emplaced at intermedi-

ary to distal locations (Szakács & Seghedi 1996, 2000).

Besides the products of the Rusca-Tihu stratovolcano, other

contemporaneous complex volcaniclastic formations, such as

the  Budacu  Formation  (at  the  western  periphery),  the  Drã-

goiasa  Formation  (eastern  part)  and  the  Lomaº  Formation

(southern-central part) have been identified. They are distinct

from each another, according to their geochronological, petro-

graphical,  geochemical  and  volcanological  features  (Peltz  et

al. 1970, 1987; Peltz & Seghedi 1984; Seghedi 1987; Szakács

& Seghedi 1996). Peripheral lava centres have been found all

around the main volcanic edifices. The Drãgoiasa Formation

is a dome-complex of aphyric dacites (occasionally rhyolites),

associated with pyroclastic rocks in the east (Niþoi 1986). In

the north and east, aphyric and normal andesitic lava vents are

present (e.g. Mãgura, Scaunul), whereas in the south basaltic-

andesitic  and  dacitic  lava  domes  prevail  (e.g.  Leul,  Bãieºul,

Tarniþa, Mogoºul). They are referred to as Peripheral Domes

(PD).  In  the  south-easternmost  part  a  large  area  of  basalts

(Sãrmaº basalts — SB), which formed a shield volcano, are

found and younger volcaniclastic deposits of basaltic-andesite

composition cover them.

The  Cãlimani  Caldera  structure  represents  the  final  major

volcanic episode in this area. Its products, mainly lava flows,

partially  cover  the  series  of  NNE-trending  older  stratocones

(Rusca-Tihu, Tãmãul, Pietrele Roºii, Lucaciul) in the west, the

Drãgoiasa dacite Formation, the volcaniclastic deposits of the

older  Rusca-Tihu  Volcano  and  the  Lomaº  Formation  in  the

east  and  south.  The  pre-caldera  Cãlimani  edifice  consists  of

large-volume  andesitic  lavas,  rich  in  silica  and  alkalies  (Se-

ghedi 1987; Mason et al. 1996). Flow directions of the lavas

were dependent on local topography, with south and east-di-

rected slopes, originating from at least four independent vents

(Seghedi 1987). A huge volume of lava, estimated to be in ex-

cess  of  10 km

3

,  was  erupted  in  a  relatively  short  interval  of

time, constrained by K-Ar data at ca. 300 ka (Pécskay et al.

1995). The actual caldera, with a summit rim altitude of ca.

2000 m  a.s.l.,  was  a  result  of  the  collapse  initiated  by  the

above mentioned effusive eruption. The horseshoe shape is as-

sumed  to  be  related  to  a  half-block  tilting  downward  the

southeastern part from a NE–SW oriented hinge, resulting in a

trap-door type caldera (Seghedi 1995). Post-caldera volcanism

is  represented  by  a  few  andesitic  stratocones  (e.g.  Negoiul

Românesc) in the interior of the caldera. A large monzodiorit-

ic-dioritic intrusion is exposed in an area of about 11 km

2

 in

the central part of the caldera. Dacitic domes located on the

caldera rim  (Pietricelul) and outer slopes  (Drãguºul, Puturo-

sul) are also post-caldera features. The central area has under-

gone extensive hydrothermal alteration (Teodoru & Teodoru

1966; Stanciu & Medeºan 1971a,b; Seghedi et al. 1985).

Discussion of the K-Ar ages and eruptive history

The new K-Ar age data are presented in Table 1. The volca-

nological  sketch  (Fig. 1)  shows  the  sampling  locations,  in-

cluding those of published ones, used in this study. The time

distribution  of  the  main  age  intervals  of  different  volcanic

and intrusive formations given by K-Ar data is summarized

in Fig. 2.

The time span of the magmatic activity in the whole Cãli-

mani  volcanic  area  is  between  11.3  and  6.7 Ma.  The  oldest

dated rocks are the exhumed subvolcanic intrusions of diverse

composition  —  basaltic  andesites,  andesites  and  microdior-

ites,  which  pierced  the  metamorphic  and  Cretaceous-Paleo-

gene sedimentary basement of the region (hereafter referred to

as Early Intrusions — EI), confirming previous geological in-

terpretations of their relative age (Török 1961). The ages of

Fig. 2. K-Ar age histogram and time-space distribution of Neogene

magmatic  rocks  in  the  Cãlimani  Mountains  (each  block  represents

one sample). Abbreviations: C — Cãlimani Caldera-forming event;

DA — Debris-avalanche event.

background image

70                                                                SEGHEDI, SZAKÁCS, PÉCSKAY and MASON

various  bodies  belonging  to  this  intrusive  activity  range  be-

tween 11.3–9.4 Ma, covering a 2 million years time interval

and  coeval  with  the  subvolcanic  intrusions  belonging  to  the

Bârgãu area (11.9–8.6 Ma) developed northward (Pécskay et

al. 1995). They also crop out inside the volcanic area on the

Zebrac Valley (10.1–10.6 Ma) or along the Mureº Valley in

the  Stânceni  Quarry  (9.5 Ma).  In  all  these  occurrences  the

cross-cutting relationships of the intrusive rocks with Miocene

sedimentary strata are clear (e.g. Peltz et al. 1981).

As  inferred  from  volcanological  observations,  the  oldest

stratovolcano was probably centered at the actual location of

the  main  volcanoes  —  Rusca-Tihu  and  Cãlimani  Caldera.

This  stratovolcano  shows  the  largest  age  interval  among  all

the  volcanic  structures  of  the  Cãlimani  Mountains  (10.1–

6.8 Ma). The most striking feature of the volcanic evolution of

Rusca-Tihu  is  its  synchronicity  with  the  subvolcanic  intru-

sions in the 10.1–9.1 Ma interval (Fig. 2), a critical time-peri-

od for the transition from intrusive to extrusive activity. The

Rusca-Tihu  Volcano,  built  up  mostly  of  basaltic  andesites,

grew  very  large  and  voluminous  between  10–7 Ma  when  it

supplied  a  huge  volume  of  volcaniclastic  deposits,  part  of

them related to a large debris avalanche event (Szakács & Se-

ghedi 1996, 2000). The dating of the debris avalanche blocks

gives  an  age  interval  between  10.2–7.8 Ma,  similar  to  that

found in the western side of the Gurghiu Mountains area (Se-

ghedi et al. 2004). The youngest dated block in the debris ava-

lanche suggests edifice failure of the Rusca-Tihu Volcano at

ca. 8.0±0.5 Ma.

According to our volcanological field evidence, small-vol-

ume effusive and explosive volcanic activity was active in the

surrounding area during the generation of the Rusca-Tihu Vol-

cano.  It  produced  the  dacitic-rhyolitic  Drãgoiasa  Formation

Table 1: Whole rock K-Ar ages for selected samples from Cãlimani Mountains volcanic area. The samples represent different formations or

edifices generated during the evolution of the volcanic activity. Abbreviations: vcl — volcaniclastic deposit, Aph — aphyric, B — basalts,

BA — basaltic andesite, A — andesite, D — dacite, Mzd — monzodiorite, Py — pyroxene, Am — amphibole, Ga — garnet, Bi — biotite.

No. 

Lab. No.  Sample 

No. 

Location 

Rock type  Rock body 

K (%) 

40

Ar rad (%) 

40

Ar rad 

(ccSTP/g)

´

10

–7

 

K-Ar age 

(Ma) 

Early intrusions 

2879 

CL-71 

Pietroasa Valley 

B-A 

dyke 

1.21 

52.3 

  4.468 

    9.47±0.4 

3762 

CLM-22  Colibiþa Valley 

Am-A 

sill 

0.88 

  9.0 

  3.299 

    9.65±1.0 

2867 

CL-54 

12 Apostoli Valley 

Am,Ga-A  dome 

1.50 

70.9 

  6.621 

11.3±0.4 

Drãgoiasa Formation 

2857 

CL-46 

Drãgoiasa Valley 

lava 

2.74 

66.1 

  9.338 

    8.75±0.34 

Budacu Formation 

3213 

CL-69 

Pietroasa Valley 

Am-A 

vcl. block 

0.95 

46.2 

  3.321 

    8.97±0.39 

Sarmaº basalts 

3521 

4182 

Filpea Valley 

lava 

1.36 

47.7 

  4.516 

    8.52±0.36 

3522 

4219 

Ciºcu Valley 

lava 

1.50 

58.0 

  4.837 

    8.28±0.33 

Peripheral Domes 

3520 

4159 

Zencani Peak 

lava 

1.63 

49.1 

  5.120 

    8.06±0.34 

Rusca-Tihu volcanic edifice 

2855 

CL-60 

Piatra Dornei Peak 

Aph-A 

lava 

1.43 

41.5 

  3.885 

    6.98±0.32 

10 

3765 

CLM-42  Repedea Valley 

Py-Ba 

lava 

0.99 

37.4 

  2.958 

    7.68±0.37 

11 

2869 

CL-55 

12 Apostoli summit 

Py-A 

vcl. block 

2.05 

68.5 

  6.190 

    7.75±0.30 

12 

3761 

CLM-21  Podiºorenilor Hill 

Py-AB 

lava 

1.35 

50.5 

  4.181 

    7.98±0.34 

13 

2876 

CL-59 

Negriºoara Valley 

BA 

vcl. block 

1.08 

11.3 

  3.412 

    8.10±1.00 

14 

3523 

4237 

Hurdugaº Valley 

BA 

vcl. block 

1.52 

37.3 

  4.824 

    8.14±0.39 

15 

3764 

CLM-34  Piatra lui Orban Peak 

BA 

lava 

1.87 

70.8 

  6.005 

    8.24±0.32 

16 

2858 

CL-61 

Haitei Valley 

Py-A 

lava 

1.51 

42.7 

  4.871 

    8.27±0,37 

17 

2880 

CL-56 

Ascuþit Peak 

Aph-A 

lava 

1.80 

35.0 

  5.885 

    8.39±0.41 

18 

3763 

CLM-31  ªoimul de Jos Valley 

Am-A 

intrusion 

1.08 

79.6 

  3.579 

    8.48±0.32 

19 

2863 

CL-53 

Buza ªerbii-Pinþii Crest  Py-BA 

lava 

1.69 

21.4 

  5.611 

    8.52±0.59 

20 

3766 

CLM-61  Secu Valley 

BA 

lava 

1.03 

27.3 

  3.509 

    8.72±0.51 

21 

2859 

CL-58 

Prislop Valley 

BA 

lava 

1.66 

31.5 

  5.668 

    8.77±0.46 

22 

2875 

CL78 

Tihu Valley 

Am-BA 

dyke 

1.40 

50.2 

  4.808 

    8.80±0.37 

23 

2864 

CL-64 

Neagra Valley 

Am-A 

dyke 

1.46 

56.8 

  5.077 

    8.92±0.36 

24 

3214 

CL-70 

Pietroasa Crest 

Py-AB 

vcl. block 

0.75 

37.7 

  2.680 

    9.17±0.44 

25 

3217 

CL77 

Rastoliþa Valley 

Py-A 

lava 

1.45 

37.9 

  5.267 

    9.32±0.44 

26 

2999 

CL-73 

Bolovanul Valley 

BA 

vcl. block 

0.86 

54.4 

  3.149 

    9.35±0.38 

27 

3215 

CL-74 

Gãlãoaia Mica Valley 

Py-AB 

lava? 

0.74 

17.5 

  2.806 

    9.76±0.79 

28 

3760 

CLM-4 

Pietroasa Valley 

Py-AB 

vcl. block 

0.80 

27.9 

  3.116 

    9.99±0.57 

29 

2661 

VO-1 

Voivodeasa Valley 

lava 

0.63 

15.8 

  2.434 

    9.99±0.88 

30 

3216 

CL-75 

Gãlãoaia Mica Valley 

Py-A 

lava? 

0.81 

27.6 

  3.212 

  10.17±0.58 

Cãlimani Caldera  

31 

2878 

CL-49 

Tomnatec Valley 

Py-Am-A  lava 

2.66 

67.1 

  7.359 

    7.10±0.28 

32 

3976 

CL-97 

Cãlimani Quarry 

Bi-Mzd 

intrusion 

3.72 

58.8 

10.052 

    7.26±0.29 

33 

3758 

CL-12A 

Cãlimani Quarry 

Mzd 

intrusion 

2.19 

39.5 

  6.834 

    8.02±0.37 

 

 

 

background image

MAGMATIC PROCESSES IN THE CÃLIMANI VOLCANIC STRUCTURE (ROMANIA)                           71

lated lavas, and secondary reworked sequences (debris flow,

hyperconcentrated flood flow and fluvio-lacustrine deposits).

Depositional  environments  ranged  from  terrestrial  to  lacus-

trine. The Cãlimani Caldera is the youngest and most impor-

tant post-debris-avalanche volcanic feature and partially cov-

ers  a  series  of  NNE  trending  older  stratocones  of  the  RTV,

toward  the  west.  The  pre-caldera  volcanic  rocks  (PC)  have

been  dated  between  7.1–6.8 Ma,  while  volcanologically  rec-

ognized  post-caldera  volcanic  events  (CP)  suggest  a  similar

age interval between 7.3–6.7 Ma (Fig. 3). The short time-in-

terval  of  pre-  and  post-caldera  evolution  is  notable  (several

hundred thousand years). However, the monzodioritic-dioritic

intrusion  exposed  in  the  central  part  of  the  caldera  shows  a

larger age interval, between 8.0–7.3 Ma, which in part over-

laps  with  the  pre-  and  post-caldera  volcanic  events  (Fig. 2).

Taking into account the youngest age of pre-caldera lava flows

we can infer the caldera collapse event around 7.1±0.5 Ma.

Fig. 3. Cartoons (A, B, C, D) showing the evolution of volcanism in the Cãlimani and northern Gurghiu Mountains (according to Szakács &

Seghedi 1995, with modifications). Areas of active volcanic processes are represented by grey shadings for each time interval. A.  EI — Ear-

ly intrusions, DF — Drãgoiasa Formation, LF — Lomaº Formation, BF — Budacu Formation, RTV — Rusca-Tihu Volcano, SB — Sãrmaº

basalts, PD — Peripheral Domes, J — Jirca Volcano. B.  Generation of Rusca-Tihu debris avalanche and volcanic activity at PD — Periph-

eral Domes, SB — Sãrmaº basalts, J — Jirca Volcano. Thick cross in B cartoon indicates tectonic uplift. Arrows show assumed dispersion

path directions of volcaniclastics. C.  RTF — Rusca-Tihu Volcaniclastic Formation, FL — Fâncel-Lãpuºna Volcano. Arrows show assumed

dispersion path directions of volcaniclastics. D.  CC — Cãlimani Caldera Volcano, PD — Peripheral Domes, FL — Fâncel-Lãpuºna Volca-

niclastic Formation, B — Bacta Dome Complex.

(9.3–8.4 Ma),  andesitic-dacitic  Budacu  Formation  (9.0–

8.5 Ma), low-K andesitic-dacitic Lomaº Formation (8.6 Ma),

andesitic-dacitic Peripheral Domes (8.7–7.1 Ma) and Sãrmaº

basalts  (8.7–8.3 Ma).  All  these  peripheral  volcanic  centres

were active before the main debris avalanche event (Fig. 3).

Following the inferred debris avalanche event (at ca. 8 Ma),

the  volcanic  activity  continued  from  the  same  Rusca-Tihu

Volcano, as well as other peripheral vents during an interval

between  8.0–6.8 Ma.  The  deposits  of  post-debris-avalanche

volcanic activity have been denominated as the “Rusca-Tihu

Volcaniclastic  Formation”  —  RTVF  (Szakács  &  Seghedi

1996)  and  RTF  hereafter  (Fig. 3).  On  the  basis  of  the  K-Ar

data presented here we have split the RTV and the RTF units.

Basaltic andesites and other andesites were generated in this

interval and a peripheral volcaniclastic apron was constructed

consisting of a complex lithological assemblage of proximal

pyroclastics (of both fall and flow origin) with several interca-

background image

72                                                                SEGHEDI, SZAKÁCS, PÉCSKAY and MASON

One  sample  of  an  amphibole-pyroxene-bearing  andesite,

collected from volcaniclastic deposits attributed to the Fâncel-

Lãpuºna Volcaniclastic Formation — FLVF (Szakács & Seg-

hedi 1996) yields an age of 7.1 Ma, which is in the same range

with dated samples of this formation from the northern Gur-

ghiu  Mountains,  which  designate  the  moment  of  Fâncel-

Lãpuºna Caldera generation, as a consequence of a major Plin-

ian eruption (Szakács & Seghedi 1996; Seghedi et al. 2004).

Caldera-type  edifices  Cãlimani  and  Fâncel-Lãpuºna  are  the

most important of the Cãlimani–Gurghiu–Harghita range, be-

ing generated in a short time interval at around 7 Ma, almost

contemporaneously (Fig. 3).

Petrological evolution in the light of K-Ar dating

This  section  discusses  the  geochemical  and  petrological

evolution  of  the  distinct  volcanic  formation  identified  using

K-Ar geochronology. We use the geochemical data-base from

Mason, (1995) consisting of 67 rock samples, most of them

collected from the same outcrops as the K-Ar samples used for

this  study.  Seghedi  (1987),  Mason  (1995)  and  Mason  et  al.

(1996) already pointed out that the Cãlimani volcanic area is

petrogenetically very complex and is a result of various contri-

butions of mantle and crust materials in the genesis of primary

mafic magmas. In spite of the fact that the area displays huge

volumes of basalt and basaltic andesite, the low-K dacites be-

longing to the Lomaº Formation have been found as the most

isotopically primitive (Mason et al. 1996). The Cãlimani ba-

salts in general show low MgO (<7 wt. %), Ni (<70 ppm) and

Cr (<210 ppm), suggesting fractionation of mafic phases such

as olivine and clinopyroxene during magma ascent.

The TAS (total alkali vs. silica) diagram (Fig. 4) indicates a

broad range of rocks from basalt to rhyolite, dacites and rhyo-

lites are specific for Drãgoiasa Formation and Lomaº Forma-

tion (almost exclusive) and some post-caldera rocks. EI, RTV

and  RTF  volcanic  products  range  from  basalts  to  andesites.

Pre-  and  post-caldera  rocks  are  mostly  andesitic,  but  with  a

slightly  higher  alkali  content  in  Budacu  Formation  and  Pe-

ripheral  Domes  rocks,  which  plot  in  the  andesitic  field.  SB

rocks have a slightly elevated alkali content. Incompatible ele-

ment abundances of Cãlimani calc-alkaline basalts normalized

to primitive mantle (Fig. 5) are variably enriched in large ion

lithophile  elements  (LILE)  and  light  rare  earth  elements

(LREE) and also show variable Nb depletion, a characteristic

feature  for  subduction-related  magmas.  The  SB  basalts  are

most enriched and show a negative spike of Sr as compared to

other basalts.

Correlation of 

87

Sr/

86

Sr with SiO

2

 provides evidence for the

occurrence of both source contamination and assimilation in

the volcanic suites of the Cãlimani region (Fig. 6). The frac-

tionating mineral assemblage (i.e. plagioclase, olivine and py-

roxenes) mainly caused the increase in SiO

2

, whereas the shift

toward higher 

87

Sr/

86

Sr ratios is related to assimilation. Source

contamination  is  linked  to  the  increasing 

87

Sr/

86

Sr  ratio  of

most primitive rocks (basalts and basaltic andesites). The large

range of geochemical and isotopic characteristics observed be-

tween rocks of the different volcanic formations may have re-

sulted as a consequence of magma evolution at multiple loca-

tions in small-volume pockets. These magmas evolved inde-

pendently  from  each  other  on  the  way  to  the  surface.  The

Lomaº  Formation  dacites  show  minimal  interaction  with

crustal material and may represent the evolved composition of

a primitive magma, which did not reach the surface, but which

is  isotopically  closest  to  the  mantle  source.  The  plot  of  the

most  primitive  RTV,  RTF  and  SB  (along  with  an  inferred

composition  for  the  Lomaº  Formation  group)  suggests  vari-

able  source  contamination.  Increasing 

87

Sr/

86

Sr  ratios  from

this  source  contamination  trend  may  be  related  to  variable

crustal  contamination.  The  progressive  increase  of 

87

Sr/

86

Sr

Fig. 4. TAS diagram for Cãlimani Mountain samples. Symbols and

abbreviations as in Fig. 3. Further symbols: PC — pre-caldera stage,

CP — post-caldera stage. Data from Mason (1995).

Fig. 5. Primitive mantle normalized incompatible trace element dia-

grams for calc-alkaline basalts from Cãlimani Mountains, using the

normalizing  coefficient  of  Sun  &  McDonough  (1989).  Data  from

Mason (1995).

background image

MAGMATIC PROCESSES IN THE CÃLIMANI VOLCANIC STRUCTURE (ROMANIA)                           73

Fig. 6. 

87

Sr/

86

Sr vs. SiO

2

 diagram for Cãlimani Mountains samples.

Symbols as in Fig. 4. Symbols and abbreviations as in Figs. 3 and 4.

Data from Mason (1995).

ratios  for  similar  SiO

2

,  may  suggest  increasing  assimilation,

along with fractional crystallization trend (FC), of successive

magma  batches,  in  the  evolution  of  Cãlimani  Caldera.  The

highest 

87

Sr/

86

Sr  ratios  and  SiO

2

  of  Drãgoiasa  Formation

rocks  indicate  a  strong  crustal  influence.  Since  these  rocks

also show HREE depletion (Mason 1995) indicating the direct

implication of garnet in their genesis, it is likely that their pa-

rental magma may have mixed with, or represent partial melts

of  a  garnet-bearing  lower  crust.  The  distinction  between

source  contamination  and  crustal  assimilation  can  be  more

easily  recognized  using  Sr-Nd  and  O  isotopic  modelling

(James 1981; Ellam & Harmon 1990), since oxygen isotope

enrichment  is  a  sensitive  indicator  of  crustal  contamination

(Mason et al. 1996) (Fig. 7). Assimilation-fractional crystalli-

zation (AFC) curves have been modelled using the most isoto-

pically primitive compositions, which belong to samples C65

(RTV) and C10 (EI) and a crustal assimilant, represented by

the average value for Eastern  Carpathians local crust (Mason

et al. 1996). Between 5 and 20 % upper crustal contaminant is

required in the AFC modelling (EI, RTF, Drãgoiasa Forma-

tion, pre-caldera volcanic rocks). Up to 2 % source contamina-

tion can explain the 

87

Sr/

86

Sr variability of the basaltic compo-

sition  belonging  to  various  formations.  Lomaº  Formation

dacites  are  the  most  unaffected  by  source  contamination.

These variable source contamination processes suggested for

the Cãlimani magmas are perhaps related to differences in the

mantle wedge composition affected by variable sediment and

fluid addition. Extreme 

87

Sr/

86

Sr and δ

18

O values of the Drã-

goiasa Formation rocks suggest a crustal origin of their mag-

mas is most likely.

The ratio of high field strength elements (HFSE) such as Nb

and Zr, can provide insight into variations in magma source

composition (e.g. Davidson 1996; Singer et al. 1996). Nb and

Zr  are  depleted  in  subduction-related  magmas  and  are  as-

sumed to be dominantly mantle-derived, being relatively im-

mobile under hydrothermal conditions. However, a small de-

gree  of  modification  to  these  ratios  may  be  possible  during

bulk crustal assimilation, to lower Nb/Zr ratios (crustal Nb/Zr

is  ~0.06  —  Mason  1995)  corresponding  to  higher  or  lower

Th/La (crustal Th/La is ~0.36 — Mason 1995).  The Nb/Zr-

Th/La  diagram  (Fig. 8)  shows  Nb/Zr  values  starting  from

~0.05  (close  to  a  typical  MORB  value).  Higher  Nb/Zr  ratio

characterizes only the Drãgoiasa Formation rocks. However,

in the same range of Nb/Zr, Th/La is much higher for the Cãli-

mani Caldera rocks. This suggests either lower-degree partial

melting of a similar source, or crustal assimilation, or both. If

crustal  assimilation  did  play  a  role  (as  suggested  by  high

87

Sr/

86

Sr) then the local assimilated crustal component has not

yet been identified in this area (highest crustal Th/La = 0.5; Ma-

son 1995). Co-variance of Ni with Rb (Fig. 9) is considered to

result  from  partial  melting  along  the  Rb  trend  and  fractional

Fig. 7. 

87

Sr/

86

Sr vs. δ

18

O variation for Cãlimani Mountains samples.

Assimilation-fractional crystallization (AFC) and bulk mixing mod-

els  intend  to  explain  Sr  and  O  isotope  variation  of  Cãlimani  mag-

mas. For AFC: r = 0.4 trend (degree of assimilation/degree of frac-

tionation)  is  shown  with  tick  marks  for  every  5 %  of  consumed

crust. D

Sr 

= 1.2 in all calculations. Symbols and abbreviations as in

Figs. 3 and 4. Data from Mason (1995).

Fig. 8.  Nb/Zr  vs.  Th/La  diagram  for  Cãlimani  Mountains  samples.

Symbols as in Fig. 4. Data from Mason (1995). Symbols and abbre-

viations as in Figs. 3 and 4. Data from Mason (1995).

background image

74                                                                SEGHEDI, SZAKÁCS, PÉCSKAY and MASON

crystallization along the Ni trend. As the highest Ni content of

Cãlimani basalts does not exceed 60 ppm, it is clear that all the

magmas  were  affected  by  fractionation  before  rising  to  the

surface and are far from primary melts in their composition.

Crystal fractionation most likely started to occur at the deep

levels, maybe at the crust — mantle boundary. Rb variation,

however,  suggests  higher  degrees  of  partial  melting  for  EI

(11.5–9.5 Ma), RTV, Lomaº Formation and most of the volca-

nic activity between 10–8 Ma. Cãlimani Caldera resulted from

magmas,  which  for  the  whole  Cãlimani  Mountains  volcanic

structure resulted from a lower degree of partial melting, re-

flecting  a  general  decrease  of  partial  melting  through  time.

This may imply a temperature decrease in the mantle-source

toward the end of volcanic activity in the Cãlimani volcanic

area, but in parallel it suggests a temperature increase in the

upper crustal magma chamber (i.e. Cãlimani Caldera), as re-

sult of the ascent of successive magma batches, significant for

increased assimilation along with fractionation.

Conclusions

The  Cãlimani  volcanic  area  was  active  between  11.3  and

6.7 Ma, with a complex magmatic history involving eruptions

from multiple vents. The earliest volcanic activity developed

between 10.5–9.5 Ma, partially overlapping previous intrusive

magmatism. We suggest the following scenario for the evolu-

tion of this volcanic structure:

1  —  Shallow  intrusions  pierced  along  a  NNW–SSE  trend

the metamorphic and Cretaceous-Paleogene sedimentary base-

ment rocks of the region between 11.3–9.4 Ma, representing

the southern extension of the intrusive activity in the Bârgau

area (11.9–8.6 Ma) in the north. Enriched mantle source, frac-

tionation  and  assimilation  at  crustal  levels  were  important

petrogenetic processes in the generation for these rocks.

2  —  Several  major  volcanic  formations  were  formed

throughout the whole Cãlimani area during the initial stages of

the extrusive activity between ~10–8 Ma: Rusca-Tihu Volca-

no  (which  covers  the  entire  interval),  Drãgoiasa  Formation

(9.3–8.4 Ma),  Budacu  Formation  (9.0–8.5 Ma),  Lomaº  For-

mation (8.6 Ma), Peripheral Domes (8.7–7.1) and Sãrmaº ba-

salts (8.7–8.3). The main stratovolcano, centered on the actual

location  of  the  Rusca-Tihu  and  Cãlimani  Caldera  structures

was the largest and most voluminous. Its instability led to a

large debris avalanche event at 8.0±0.5 Ma. The magmatic ac-

tivity at this time was complex, with different volcanic forma-

tions resulting as a consequence of magma evolution at multi-

ple  locations.  Drãgoiasa  Formation  rocks  either  fractionated

from a more basic, but enriched parental magma, and mixed

with partial melts from a garnet-bearing lower crust, or repre-

sent direct partial melts of a garnet-bearing lower crust. Lomaº

Formation magmas fractionated in deep-seated magma cham-

bers, but ascended to the surface with minimal interaction with

crustal  material.  The  Rusca-Tihu  Volcano  suite  is  the  most

representative  for  the  Cãlimani  area,  suggesting  both  source

contamination and AFC processes, in shallower larger-volume

magma chambers. The Budacu Formation magmas are similar

to  the  Rusca-Tihu  magmas,  but  are  more  fractionated.  The

Sãrmaº  basalts  magmas  experienced  the  largest  source  con-

tamination.

3  —  Following  the  debris  avalanche  event,  between  ~8–

7.5 Ma  volcanic  activity  continued  at  the  same  Rusca-Tihu

Volcano and other peripheral vents, generating the RTF For-

mation.  These  magmas  represent  a  new  batch  and  exhibit  a

larger degree of source contamination, lower degree of partial

melting and AFC processes in shallow magma chambers. The

magmatic activity at this time tends to concentrate in one ma-

jor volcano as a consequence of magma system evolution to-

wards smaller number of locations.

4  —  The  Cãlimani  Caldera  was  generated  between  ~7.5–

6.7 Ma  (collapse  at  7.1±0.5 Ma)  and  is  the  most  important

post-debris avalanche volcanic structure. Pre-caldera volcanic

products  show  ages  between  7.1–6.8 Ma,  while  post-caldera

volcanic events are dated between 7.3–6.7 Ma. A post-caldera

monzodioritic-dioritic intrusion exposed in the central part of

the caldera shows a larger age interval, between 8.8–7.3 Ma

and,  according  to  field  evidence,  was  probably  emplaced  in

several intrusive episodes. Some Peripheral Domes were gen-

erated  in  this  interval.  These  rocks  are  envisaged  as  a  new

batch  of  magma  giving  the  pre-  and  post-caldera  stages,  as

well as some of the Peripheral Domes. This magma fractionat-

ed  from  a  source  characterized  by  more  significant  enrich-

ment,  evolved  AFC  and  lower  degree  of  partial  melting,  as

compared with earlier magmas. This implies lower tempera-

Fig. 9. Ni vs. Rb diagram for Cãlimani Mountains samples. Symbols

as  in  Fig. 4.  Symbols  and  abbreviations  as  in  Figs. 3  and  4.  Data

from Mason (1995).

background image

MAGMATIC PROCESSES IN THE CÃLIMANI VOLCANIC STRUCTURE (ROMANIA)                           75

tures at the source and higher temperatures in a unique upper

crustal magma chamber, at the termination of volcanic activity.

Acknowledgments: Fieldwork was supported by the Geolog-

ical Institute of Romania. K-Ar analytical work was supported

by ATOMKI in the inter-Academy cooperation projects dur-

ing  1992`2001.  We  thank  the  Institute  of  Geodynamics  for

the support during the preparation of this article. We acknowl-

edge critical and helpful review of the paper by J. Ulrych, J.

Lexa and T. Berza.

References

Balintoni I., Gheuca I., Nedelcu L., Szasz L., Niþoi E. & Seghedi I.

1982:  Geological  map  of  Romania  scale  1:50,000,  Sheet  ªarul

Dornei.

Balogh K. 1985: K-Ar dating of Neogene volcanic activity in Hunga-

ry. Experimental technique, experiences and methods of chrono-

logical studies. ATOMKI Reports D/1, 277–288.

Davidson J.P. 1996: Deciphering mantle and crustal signature in sub-

duction  zone  magmatism.  In:  G.E.  Bebout,  D.W.  Scholl,  S.H.

Kirby  &  J.P.  Platt  (Eds.):  Subduction  top  to  bottom.  Geophys.

Monograph 96, 251–262.

James  D.E.  1981:  The  combined  use  of  oxygen  and  radiogenic  iso-

topes  as  indicators  of  crustal  contamination.  Ann.  Rev.  Earth

Planet. Sci. 9, 311–344.

Ellam R.M & Harmon R.S. 1990: Oxygen isotope constraints on the

crustal contribution to the subduction-related magmatism of the

Aeolian Islands, southern Italy. J. Volcanol. Geotherm. Res. 44,

105–122.

Mason  P.R.D.  1995:  Petrogenesis  of  subduction-related  magmatic

rocks from the East Carpathians. University of London, Birkbeck

College, Ph.D. Thesis, 1–264.

Mason P.R.D., Downes H., Seghedi I., Szakács A. & Thirlwall M.F.

1995:  Low-pressure  evolution  of  magmas  from  the  Cãlimani,

Gurghiu and Harghita Mountains, East Carpathians. Acta Vulca-

nol. 7, 43–53.

Mason P., Downes H., Thirlwall M.F., Seghedi I., Szakács A., Lowry

D. & Mattey D. 1996: Crustal assimilation as a major petrogenet-

ic process in the East Carpathian Neogene and Quaternary conti-

nental margin arc, Romania. J. Petrology 37, 4, 927–959.

Niþoi E. 1986: Contribution a l’etude de la dacite de Drãgoiasa (monts

Cãlimani)-District Suceava. D. S. Inst. Geol. Geof. 70–71, 81–95.

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

& Bernad A. 1995: K-Ar datings of the Neogene-Quaternary calc-

alkaline volcanic rocks in Romania. Acta Vulcanol. 7, 53–63.

Peltz S. 1969: Petrographic study of the south-eastern part of Cãlimani

Mountains. St. Teh. Economice, Seria I–4, 1–124 (in Romanian).

Peltz S., Peltz M. & Vasiliu C. 1970: Dacites from the south-eastern

part  of  the  Cãlimani  Mountains.  St.  Cerc.  Geol.  Geogr.  Geof.,

Ser. Geol. 15, 2, 409–418 (in Romanian).

Peltz S., Stefãnescu M., Balla Z. & Gheorghiu A. 1981: New data con-

cerning the geological structure of the Zebrac-Mermezeu region

—  Stînceni,  southern  Cãlimani  Mountains.  D.  S.  Inst.  Geol.

Geofiz. LXVI (1979), 75–90 (in Romanian).

Peltz S., Grabari G., Stoian M., Tãnãsescu A. & Vajdea E. 1984: REE,

Rb,  Sr  and  K  distribution  in  volcanic  rocks  from  the  East  Car-

pathians  (Cãlimani-Gurghiu-Harghita  and  Perºani  Mountains).

Petrogenetic significance. In: Vozár J. (Ed.): Magmatism of the

Molasse Forming Epochs and its relation with edogenous miner-

alization. Geologický Ústav Dionýza Štúra, Bratislava, 47–58.

Peltz  S.  &  Seghedi  I.  1984:  The  structure  of  the  Cãlimani  Volcanic

Mountains. In: Vozár J. (Ed.): Magmatism of the Molasse Form-

ing Epochs and its relation with edogenous mineralization. Geo-

logický Ústav Dionýza Štúra, Bratislava, 35–45.

Peltz S., Vâjdea E., Balogh Kad. & Pécskay Z. 1987: Contribution to

the chronological study of the volcanic processes in the Cãlimani

and Harghita Mountains (East Carpathians, Romania) D. S. Inst.

Geol. Geof.  72–73/1, 323–338.

Rãdulescu  D.,  Pãtraºcu  S.  &  Bellon  H.  1972:  Pliocene  geomagnetic

epochs: New evidence of reversed polarity around the age of 7

m.y. Earth Planet. Sci. Lett. 14, 114–128.

Seghedi I. 1982: Contribution to the petrologic study of the Cãlimani

Caldera. D. S. Inst. Geol. Geofiz. Bucharest LXVII, 1, 87–126.

Seghedi I., Medeºan A & Zãmârcã A. 1985: Contribution to the study

of the postmagmatic processes associated to the intruzive monzo-

dioritic body from the central part of the Cãlimani Caldera. D. S.

Inst. Geol. Geofiz. LXIX, 1, 149–166 (in Romanian).

Seghedi I. 1987: Petrologic study of Cãlimani caldera. Ph. D. Thesis,

University of Bucharest, 1–161 (in Romanian).

Seghedi I. 1995: Cãlimani volcano: An example of trap-door caldera

in the East Carpathians, Romania. Abstract, XXI — IUGG Assem-

bly, Boulder, Colorado, A439.

Seghedi I., Szakács A. & Mason P.R.D. 1995: Petrogenesis and mag-

matic  evolutions  in  the  East  Carpathians  Neogene  volcanic  arc

(Romania). Acta Vulcanol. 7, 135–145.

Seghedi  I.,  Szasz  L.,  Szakács  A.  &  Bandrabur  T.  1998:  Geological

map of Romania, scale 1: 50,000, Sheet Poiana Stampei.

Seghedi I., Szakács A., Snelling N. J. & Pécskay Z. 2004: Evolution of

the  Gurghiu  Mountains  Neogene  Volcanic  Range  (East  Car-

pathians,  Romania),  based  on  K-Ar  geochronology.  Geol.  Car-

pathica 55, 4, 325-332.

Singer  B.S.,  Leeman  W.P.,  Thirlwall  M.F.  &  Roger  N.W.E.  1996:

Does fracture zone subduction increase sediment flux and mantle

melting in subduction zones? Trace element evidence from Aleu-

tian arc basalt. In: G.E. Bebout, D.W. Scholl, S.H. Kirby & J.P.

Platt (Eds.): Subduction top to bottom. Geophys. Monograph 96,

285–291.

Steiger  R.H.  &  Jäger  E.  1977:  Subcommisssion  on  Geochronology:

convention on the use of decay constants in geo- and cosmochro-

nology. Earth Planet. Sci. Lett. 12, 359–362.

Stanciu C. & Medeºan A. 1971a: Hydrothermal argillic alteration asso-

ciated  to  the  native  sulf  deposits  in  the  Cãlimani  Caldera.  St.

Cerc. Geol. Geof. Seria Geol. 16, 107–121 (in Romanian).

Stanciu C. & Medeºan A. 1971b: Geochemistry of of the mineraliza-

tion  and  alteration  processes  of  the  native  sulf  deposits  in  the

Cãlimani Caldera. St. Cerc. Geol. Geof. Seria Geol., 16, 321–342

(in Romanian).

Sun S. & Mc Donough W.F. 1989: Chemical and isotopic systematics

of oceanic basalts: implications for mantle compositions and pro-

cesses. In: Saunders A.D. & Norry M.J. (Eds.): Magmatism in the

ocean basins. Geol. Soc. Spec. Pub. 42, 313–345.

Szakács A. & Seghedi I. 1996: Volcaniclastic sequences around andes-

itic stratovolcanoes, East Carpathians, Romania, workshop guide,

of the IAVCEI, CEV and CVS commisions. Roman. J. Petrology

77, Supplement 1, 1–55.

Szakács, A., Ioane, D., Seghedi, I., Rogobete M. & Pécskay Z. 1997:

Rates of migration of volcanic activity and magma output along

the Cãlimani-Gurghiu-Harghita volcanic range, East Carpathians,

Romania. Abstract, Prz. Geolog. 46, 10, 1106.

Szakács  A.  &  Seghedi  I.  2000:  Large  volume  volcanic  debris  ava-

lanche in the East Carpathians, Romania. In: H. Leyrit & C. Mon-

tenat  (Eds.):  Volcaniclastic  rocks,  from  magma  to  sediments.

Gordon Breach Science Publishers, 131–151.

Teodoru  I.  &  Teodoru  C.  1966:  Hydrothermal  metamorphic  facies  in

Cãlimani caldera. D. S. Com. Geol., LII-1, 165–179 (in Romanian).

Teodoru I., Teodoru C. & Intorsureanu I. 1970: Petrographic research

in the north of Cãlimani Mountains. D. S. Inst. Geol. LXVI, 129–

150 (in Romanian).

Török Z. 1961: Consideration sur la nature des masses subvolcaniques

de Monts Cãlimani. Compt. Rendues de Sci. XL, 57–59.