GEOLOGICA CARPATHICA

, APRIL 2017, 68, 2, 147 – 164

doi: 10.1515/geoca-2017-0012

www.geologicacarpathica.com

Constraints on the depositional age and 

tectonometamorphic evolution of marbles from the Biharia 

Nappe System (Apuseni Mountains, Romania)

MARTIN KASPAR REISER

1

, RALF SCHUSTER

2

, PETER TROPPER

3

 and BERNHARD FÜGENSCHUH

1

1

Institut für Geologie, Universität Innsbruck, Innrain 52, Bruno Sander Haus, 6020 Innsbruck, Austria;  

martin.reiser@uibk.ac.at; bernhard.fuegenschuh@uibk.ac.at

2

Geologische Bundesanstalt, Neulinggasse 38, 1030 Wien, Austria; ralf.schuster@geologie.ac.at

3

Institut für Mineralogie und Petrologie, Universität Innsbruck, Innrain 52, Bruno Sander Haus, 6020 Innsbruck, Austria; peter.tropper@uibk.ac.at

(Manuscript received January 23, 2016; accepted in revised form November 30, 2016)

Abstract: Basement rocks from the Biharia Nappe System in the Apuseni Mountains comprise several dolomite and 

calcite marble sequences or lenses which experienced deformation and metamorphic overprint during the Alpine  orogeny. 

New Sr, O and C­isotope data in combination with considerations from the lithological sequences indicate Middle to Late 

Triassic deposition of calcite marbles from the Vulturese­Belioara Series (Biharia Nappe s.str.). Ductile deformation and 

large­scale folding of the siliciclastic and carbonatic lithologies is attributed to NW­directed nappe stacking during late 

Early  Cretaceous  times  (D2).  The  studied  marble  sequences  experienced  a  metamorphic  overprint  under  lower 

 greenschist­facies  conditions  (316 –370 °C  based  on  calcite – dolomite  geothermometry)  during  this  tectonic  event.   

Other marble sequences from the Biharia Nappe System (i.e. Vidolm and Baia de Arieș nappes) show similarities in  

the stratigraphic sequence and their isotope signature, together with a comparable structural position close to nappe 

 contact. However, the dataset is not concise enough to allow for a definitive attribution of a Mesozoic origin to other 

marble sequences than the Vulturese­Belioara Series.

Keywords:  marble,  Sr­isotope  stratigraphy,  calcite – dolomite  geothermometry,  Vulturese­Belioara,  Biharia,  Dacia, 

Apuseni Mountains.

Introduction

The  Permo–Mesozoic  sediments  of  the  Circum­Pannonian 

region provide important data for palaeogeographic correla­

tions  between  different  Mega­units/Megaterranes  in  the 

Alpine – Carpathian –Dinaridic orogenic system (cf. Schmid et 

al. 2008; Vozár et al. 2010). Surface outcrops in the Apuseni 

Mountains  allow  study  of  the  interaction  between  the Tisza 

Mega­Unit  and  the  Dacia  Mega­Unit,  represented  by  the 

 Biharia Nappe System, during the Alpine evolution. 

The  Mesozoic  sediments  of  the  Tisza  Mega­Unit  in  the 

Apuseni  Mountains  experienced  no  or  only  slight  meta­

morphic  overprint  and  thus  are  well  correlated  with  other 

 Permo–Mesozoic  sequences  in  the  region  (e.g.,  Kutassy 

1928a, b; Patrulius et al. 1971; Lupu 1972; Haas & Péró 2004; 

Haas et al. 2010; Kovács et al. 2010; Vozárová et al. 2010). 

The Biharia Nappe System also contains lenses of carbonate 

and  dolomite  rocks  at  different  structural  levels  and  often 

exhibits calcite and dolomite marbles at the contact between 

the  tectonic  units  (see  Fig.  1;  Mârza  1965;  Lupu  1972). 

 However, due to intense deformation and a pervasive meta­

morphic  overprint  during  the  Cretaceous,  the  age  of  these 

 marble sequences is not well constrained. 

Thus, this study presents a characterization of the marble 

sequences  within  the  Biharia  Nappe  System  based  on  

field  evidence,  Sr­isotope  stratigraphy,  calcite – dolomite 

geo thermo metry  as  well  as  analyses  of  carbon­  and  oxygen­ 

isotopy,  to  allow  for  their  attribution  to  a  Palaeozoic  or 

 Mesozoic origin. 

Geological background

Until the Early Jurassic, the Alcapa, Tisza and Dacia Mega­

units  were  located  in  neighbouring  positions,  forming  the 

northwestern  and  northeastern  Neotethys  margin  (e.g., 

 Sǎndulescu 1984; Vörös 1993; Csontos & Vörös 2004; Haas 

& Péró 2004; Schmid et al. 2008; Haas et al. 2010; Kovács et 

al.  2010).  The  Middle/Late  Jurassic  eastward  propagating 

opening  of  the  Alpine  Tethys  starts  the  separation  of  the 

Alcapa,  Tisza  and  Dacia  Mega­units  from  Europe.  Vörös 

(1993) clearly shows a Mid­ to Upper Jurassic change from 

a  European  to  a  Mediterranean  faunal  assemblage  through 

brachiopod taxa (e.g., Nucleata, Calvirhynchia contraversa) 

for  both  units,  namely  Tisza  and  Dacia.  It  is  an  ongoing 

 discussion whether the Tisza and Dacia Mega­units were sepa­

rated by an oceanic branch (e.g., Sǎndulescu 1984; Schmid et 

al. 2008; Kounov & Schmid 2013), or whether the two units 

formed part of the same microplate, which moved and rotated 

away from the European margin in the Late Jurassic (Csontos & 

Vörös 2004). Recent results indicate a comparable evolution 

in both, Tisza and Dacia Mega­units from Early Cretaceous 

148

REISER, SCHUSTER, TROPPER and FÜGENSCHUH

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

Fig. 1. a — Overview of the study area, a black square shows the position of the study area in the Alpine – Carpathian – Dinaride orogenic 

 system. Modified from Kounov & Schmid (2013). b — Simplified overview map of the Apuseni Mountains. Sample locations and abbrevia­

tions of the units described in the text are given; a black frame marks the position of Fig. 2.

149

MARBLES OF THE BIHARIA NAPPE SYSTEM, APUSENI MOUNTAINS, ROMANIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

times  onwards  and  thus  support  a  neighbouring  position 

throughout their Alpine evolution (Reiser et al. 2016).

Following  the  Late  Jurassic  emplacement  of  the  South 

Apuseni  Ophiolites,  Early  Cretaceous  deformation  (D1)  is 

shown through structural and thermochronological data (Ar–Ar 

muscovite  and  Ar–Ar  hornblende;  Dallmeyer  et  al.  1999; 

 Reiser et al. 2016). Subsequent NW­directed thrusting of the 

Biharia Nappe System on top of the Bihor and Codru Nappe 

during D2 caused greenschist­facies metamorphic overprint in 

structurally lower parts of the nappe pile, namely the Bihor 

Nappe, Codru Nappe, Baia de Arieș Nappe and Biharia Nappe 

s.str. (cf. Ianovici et al. 1976; Balintoni & Vlad 1996; Kounov 

& Schmid 2013). This late Early Cretaceous–early Late Creta­

ceous phase is well constrained through structural and thermo­

chronological data and responsible for the present­day nappe 

stack of the Apuseni Mountains (Sǎndulescu 1984; Balintoni 

1994b; Schuller 2004; Schuller & Frisch 2006; Schuller et al. 

2009; Merten et al. 2011; Kounov & Schmid 2013). 

Late  Cretaceous  extension/exhumation  (D3;  Reiser  et  al. 

2016) is associated with syn­tectonic hanging wall sedimenta­

tion of “Gosau­type” sediments which seal the nappe contacts 

of previous tectonic events (Schuller 2004; Schuller & Frisch 

2006). Compressional deformation during the late Maastrich­

tian–middle  Eocene  (“Laramian  Phase”;  D4)  caused  brittle 

reactivation of previous structures (Balintoni 1994b; Merten et 

al. 2011). Top­NW to N and subordinate top­ESE high­angle 

thrusts  along  nappe  contacts,  N–S  striking  folds,  as  well  as 

uplift and erosion of basement and post­tectonic sediments are 

attributed to this E–W compression (Balintoni 1994b; Krézsek 

& Bally 2006; Schuller & Frisch 2006; Merten et al. 2011).

The Biharia Nappe System of the Apuseni Mountains com­

prises pre­Variscan, polyphase metamorphic crystalline base­

ment (Balintoni et al. 2010), Palaeozoic granitoid intrusions, 

a late Palaeozoic cover, Mesozoic sequences of variable thick­

ness, and Jurassic ophiolites (e.g., Ianovici et al. 1976; Bleahu 

et al. 1981; Sǎndulescu 1984; Pană 1998; Balintoni et al. 2009; 

and  detail  map  in  Fig.  1).  Syn­  to  post­tectonic  deposits  of 

Early  and  Late  Cretaceous  age  unconformably  overlie  the 

nappe  contacts  between  the  Vidolm,  the  Baia  de Arieș  and 

Biharia  s.str.  nappes  (e.g.,  Bleahu  et  al.  1981;  Csontos  & 

Vörös 2004; Schuller et al. 2009; Kounov & Schmid 2013).  

Based on the fact that the Transylvanian Ophiolitic unit (which 

includes  the  South  Apuseni  Ophiolites;  Hoeck  et  al.  2009; 

Ionescu  et  al.  2009,  2010)  overlies  the  Bucovinian  Nappe 

 System and the Biharia Nappe System (cf. Sǎndulescu 1984; 

Krézsek  &  Bally  2006),  Schmid  et  al.  (2008)  attributed  the 

Biharia Nappe System to the Dacia Mega­Unit, while other 

authors (e.g., Panǎ 1998; Csontos & Vörös 2004; Haas & Péró 

2004) previously considered it to be an integral part of Tisza.

The Vulturese­Belioara Series (VBS) of the Biharia Nappe 

s.str. (cf. Mârza 1965, 1969; Ianovici et al. 1976; Balintoni et 

al. 1987) and the Sohodol Marbles of the Baia de Arieș Nappe 

(Ianovici et al. 1976; Bordea et al. 1988) are examples of such 

sequences  thought  to  represent  the  Mesozoic  cover  of  their 

respective tectonic units (pers. comm. by Trümpy in Balintoni 

1994a).  A  comparable  succession  consisting  of  siliciclastic 

sediments, calcite marbles and dolomites is also present in the 

structurally  highest  Vidolm  Nappe,  just  below  the  South 

Apuseni  Ophiolites.  Kounov  &  Schmid  (2013)  tentatively 

attributed  a  Mesozoic  age  to  this  succession.  Due  to  their 

lower  erodability,  these  calcite  and  dolomite  marbles  form 

cliffs within the surrounding basement lithologies.

Marble sequences of the Biharia Nappe System

Vulturese-Belioara Series (VBS) and marbles of the Biharia 

Nappe s.str.

The  greenschist­facies  metasedimentary  succession  of  the 

Vulturese­Belioara Series crops out at the contact between the 

Biharia Nappe s.str. and the Baia de Arieș Nappe in the south­

eastern  part  of  the Apuseni  Mountains  (cf.  Figs.  2,  3a  and 

Mârza 1965, 1969; Ianovici et al. 1976; Balintoni et al. 1987). 

This sequence of quartzites, dolomites and marbles was tradi­

tionally interpreted as the low­grade metamorphosed middle 

Palaeozoic  cover  of  the  medium­grade  metamorphic  base­

ment, but field observations by Trümpy (pers. comm. reported 

in  Balintoni  1994a)  and  Sasaran  E.  (pers.  comm.)  point 

towards a deposition during the Triassic. Based on the strati­

graphy of the Vulturese­Belioara Series, a correlation with the 

 Föderata­Struženik Series of the Western Carpathians was sug­

gested  (Dimitrescu  in  Ianovici  et  al.  1976).  The  Vulturese­ 

Belioara  Series  comprises  the  following  lithologies:  basal 

quartzitic conglomerates with white and purple quartz­compo­

nents (Fig. 3b) and sericitic schists; ~100 m of well bedded 

(0.5–2 m) black graphitic dolomites with remnants of crinoids 

(pers. comm. by Sasaran E.) passing into ~ 350 m thick, mas­

sive reddish to yellowish dolomites, followed by 0.5–5 m of 

thin­bedded  (0.5–10  cm),  red  weathered,  sericitic  and  platy 

marbles (see Fig. 3c) and finally ~ 350 m thick­bedded light 

grey, beige and white, partially dolomitic marbles (Fig. 3d, e) 

at the top. Basal quartzitic conglomerates, dolomites and mar­

bles dip to the SE and are folded around a NE–SW oriented 

fold axis (Mârza 1965, 1969; Solomon et al. 1981; Ianovici et 

al. 1976). The fold hinge is not exposed, but the relationship 

between bedding and axial plane foliation indicates a synform. 

Two  large  NNE–SSW  trending  faults  dissect  the Vulturese­ 

Belioara  Series  causing  the  present­day  geometry  of  three 

ridges:  the  Vulturese­Belioara  ridge  in  the  NE,  the  Scariţa­ 

Belioara ridge in the centre and the Leurda ridge in the SE 

(Fig.  4).  The  bedding  planes  show  a  trend  towards  steeper 

inclinations  towards  the  SW  and  their  strike  changes  from 

NE–SW in the Belioara ridge to ENE–WSW in the Scariţa­ 

Belioara ridge (Figs. 2, 3a, 4). A set of roughly N–S to NW–SE 

trending vertical joints commonly exhibits hematite­limonite 

ore  mineralization. The  mineralized  joints  provide  evidence 

for  hydrothermal  activity  in  the  Vulturese­Belioara  Series, 

although its age cannot be constrained (Ianovici et al. 1976).

The Ocoliș and Poșaga valley cross the Vulturese­Belioara 

Series and allow for comparison along two sections (Fig. 5).  

In the Ocoliș profile only the lower limb of the fold is exposed 

150

REISER, SCHUSTER, TROPPER and FÜGENSCHUH

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

and the calcite marbles and dolomites show a greater thickness 

compared to the Poșaga profile. At the top of the succession, 

a thin layer of mylonitized marbles (see Fig. 3e) cut off by 

a brittle fault associated with fault breccias mark the nappe 

contact to the overlying Baia de Arieș Nappe. Several NE–SW 

trending faults, filled with brecciated fragments in a red matrix 

cut (Fig. 3f) through the marbles towards the top of the succes­

sion. The Poșaga Profile exhibits a complete section through 

the fold: the calcite marbles are located in the core of the fold 

and the dolomites and quartzitic conglomerate as thin layers 

on both limbs. The dip of the bedding planes is slightly steeper 

than in the Ocoliș profile (Fig. 5).

Several dolomite lenses crop out within the crystalline base­

ment  rocks  in  the  eastern  part  of  the  Biharia  Nappe  s.str.  

(Fig. 3g and h). The dolomite is yellowish brown in colour and 

shows intense cross cutting by quartz veins. Lenses of pinkish 

white  quartzite  are  often  associated  with  the  dolomite.  

The pattern of these lenses reflects the fold structure of the 

Biharia  Nappe  s.str.  and  seemingly  adhere  to  a  continuous 

structural level (cf. Fig. 2).

Sohodol Marbles and marbles of the Baia de Arieș Nappe

In the western part of the Apuseni Mountains, a sedimentary 

sequence known as Sohodol Marbles (SOH in Fig. 1) overlies 

the Baia de Arieș Nappe with a discordant contact (Ianovici et 

al. 1976; Bordea et al. 1988). Basal black quartzites and gra­

phitic schists are overlain by white to dark­grey, well bedded 

(10  cm)  marbles  with  strongly  folded  quartz  lenses.  These 

white marbles are intercalated by thin reddish layers. The tran­

sition from quartzites to marbles is marked by breccias and 

cataclasites. The age of this marble succession is not well con­

strained  yet,  but  according  to  Ianovici  et  al.  (1976)  crinoid 

stems were described in the Sohodol Marbles by Lupu (1972), 

indicating a Mesozoic age of the Sohodol Marbles. 

In the eastern part of the Baia de Arieș Nappe, near the town 

of Baia de Arieș, several large marble lenses crop out in the 

vicinity of Neogene intrusive bodies (VIN in Fig. 1). The age 

of  these  coarse  grained,  white  to  yellowish  marbles  is  not 

known,  but  Kounov  &  Schmid  (2013)  tentatively  attribute 

a Mesozoic age in their map of the study area.

Fig. 2. Geological map of the Vulturese­Belioara Series. Sample locations and profile traces of Fig. 5 are given on the map.

151

MARBLES OF THE BIHARIA NAPPE SYSTEM, APUSENI MOUNTAINS, ROMANIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

Fig. 3. Field observations, locations are marked in Fig. 2: a — the Scariţa­Belioara ridge and isolated marble blocks along the fault,  picture was 

taken towards the north; b — polished section of the basal quartz conglomerate with red components;  c — the red condensed marbles separa­

ting the dolomites and calcite marbles; d — the contact between dolomites and calcite marbles in the field, picture taken towards the NE;  

e  —  image  of  outcrop  with  typical  layered  calcite  mylonites  from  which  sample  MR51  was  taken;  f  —  fault­breccia  with  red  matrix;  

g, h — isolated quartzite lenses, associated with strongly veined dolomite lenses.

152

REISER, SCHUSTER, TROPPER and FÜGENSCHUH

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

Marbles of the Vidolm Nappe

Similarly  to  the  Baia  de Arieș  Nappe,  the Vidolm  Nappe 

comprises several occurrences of calcite and dolomite marbles 

(Fig.  1).  Marble  lenses  are  located  within  basement  rocks 

(e.g., sample MR83) and a sequence of calcite and dolomite 

marbles is present below the tectonic contact with the over­

lying South Apuseni Ophiolites (VID in Fig. 1). The marbles 

at the top of the Vidolm Nappe exhibit basal quartzitic con­

glomerates  (“Meta­Psephites”;  Balintoni  et  al.  1987)  and 

black quartzitic schists (Ianovici et al. 1976). The calcite mar­

bles are grey, metre­scale to cm­scale bedded with phyllitic 

and  quartzitic  intercalations,  while  the  overlying  dolomite 

marbles  are   yellowish­white  and  massive. At  the  top  of  the 

sequence, light grey marbles are present. The Vidolm Marbles 

are directly overlain by the South Apuseni ophiolites and their 

Late  Jurassic  to  Early  Cretaceous  sedimentary  cover,  repre­

sented by non­/ low­metamorphosed shallow­water limestones 

(Ilie 1936; Sasaran 2005). The marbles exhibit isoclinal folds 

and increa sing deformation towards the contact with the over­

lying ophiolites. Several dikes with ferruginous crusts cross 

cut the marbles and vertical joints exhibit ore mineralization. 

Savu (2007) reports burial­related metamorphism at tempera­

tures from 200–400 °C for marbles in the uppermost part of 

the Vidolm Nappe. Based on their position on top of the base­

ment rocks, Kounov & Schmid (2013) assume a Mesozoic age 

of these marbles, but other than that no information on their 

age is given in published literature.    

Methods

Mechanical  sample  preparation,  X­ray  fluorescence  spec­

trometry (using a Spectro­Xepos X­ray spectrometer) and O – C 

isotope  analyses  were  performed  at  the  University  of 

 Innsbruck,  while  the  chemical  sample  preparation  for 

Sr­isotopic analyses was performed at the Geological Survey 

of Austria in Vienna. Weathered surfaces were removed from 

the samples before crushing and milling.

δ

 18

O and δ

 13

C isotopy

Stable isotope ratios from carbonates potentially yield infor­

mation about their origin, for example, allowing reconstruc­

tions  on  the  isotopic  composition  of  the  ocean  during  their 

deposition. However, processes such as deformation, volatili­

zation,  mineral  reactions  and  metasomatism  can  affect  and 

alter the isotope ratio of the samples. Thus, the source sets an 

isotopic baseline which can subsequently be shifted by isoto­

pic fractionation. This study provides a general overview of 

the δ

 18

O and δ

 13

C isotopy of the marbles, which is used for 

comparative purposes. Oxygen and carbon isotope values of 

several marbles from the Apuseni Mountains were measured  

to  distinguish  between  altered  and  original  isotopic 

compositions.  

Subsamples for stable carbon and oxygen isotope analyses 

were  obtained  using  a  handheld  drill  bit  after  removing  the 

weathered surfaces. Analyses were carried out at the Institute 

of Geology at the University of Innsbruck, using a Thermo­

finnigan  GasBench  II  equipped  with  a  CTC  Combi­Pal 

autosampler  linked  to  a  DeltaPlusXL  mass  spectrometer.  

The analytical precision (1 sigma) is typically 0.08 % for δ

 18

O 

and 0.06 % for δ

 13

C (Spötl & Vennemann 2003). The reaction 

time is 82 minutes per sample. Carbon stable isotope ratios are 

reported relative to the VPDB (Vienna­Pee Dee  Belemnite). 

The  oxygen  stable  isotope  ratios  are  given  relative  to  the 

VPDB and as well in VSMOW (Vienna­Standard Mean Ocean 

Water). 

Calcite – dolomite geothermometry

Calcite – dolomite geothermometry is based on the tempera­

ture­dependent  miscibility  between  calcite  and  dolomite. 

Increasing temperatures cause X

mg

 in calcite to increase along 

the calcite­dolomite miscibility gap (Letargo et al. 1995). The 

following equation by Anovitz and Essene (1987) describes 

the composition­temperature relation in calcite: 

T(°K) = A(X

mg

) + B/(X

mg

)

2

 + D(X

mg

)

0.5

 + E

A, B, C, D and E are coefficients with the values –2360, 

–0.01345, 2620, 2608 and 334. X

mg

 represents the concentra­

tion of mg in calcite (mg/(mg+ca)) in atoms per formula unit. 

The formula above does not account for the molar concentra­

tion of FeCO

3

 in calcite. However, due to the low Fe­content 

of the analysed limestones it is of no concern for the result. 

The  commonly  occurring  decomposition  of  dolomite  from 

calcite during cooling makes this geothermometer suitable for 

low­grade rocks. Due to the high reequilibration­rate during 

retrograde conditions, the temperature estimates represent the 

last thermal overprint and have to be considered as minimum 

temperatures (Essene 1983).

Fig.  4.  Pi­plot  of  bedding  planes  for  the Vulturese­Belioara  Series 

showing a general dip towards the SE. A subset of steeply  SSE­ dipping 

bedding  planes  from  the  Scariţa­Belioara  ridge  is  marked  with  
×

 symbols.

153

MARBLES OF THE BIHARIA NAPPE SYSTEM, APUSENI MOUNTAINS, ROMANIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

Sr-isotope stratigraphy

The 

86

Sr/

87

Sr  ratio  of  dissolved  Sr  in  the  world’s  oceans 

changes over time and thus allows correlation and dating of 

sediments using their 

86

Sr/

87

Sr isotopic ratio (McArthur 1994; 

Veizer et al. 1997, 1999; McArthur et al. 2012). McArthur et 

al. (2001, 2004) present a standard curve of 

86

Sr/

87

Sr variation 

over  the  last  509  Ma.  The  curve  represents  the  best­fit  on 

 measurements of 

86

Sr/

87

Sr in samples dated by biostratigraphy, 

magnetostratigraphy and astrochronology enabling the user to 

do  a  rapid  conversion  of 

86

Sr/

87

Sr  to  age  and  vice  versa 

 (McArthur  et  al.  2001).  The  reliability  of  Sr­isotope  strati­

graphy depends on the potential of the tested rocks to preserve 

depositional isotopic values, but even marbles that have expe­

rienced multiphase metamorphism (up to amphibolite­facies 

conditions)  and  deformation  may  retain  their  depositional 

Fig. 5. Profiles through the Vulturese­Belioara Series: Ocoliș­Section (above) and Poșaga­Section (below). For profile trace see Fig. 2.

154

REISER, SCHUSTER, TROPPER and FÜGENSCHUH

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

 carbon­isotope  values  and  preserve  near­primary 

87

Sr/

86

Sr 

ratios (Frank et al. 1990; Melezhik 2001, 2013; Satish­Kumar 

et al. 2008; Murra et al. 2011). 

For  Sr­isotope  analyses,  only  pure  white  marble  samples 

from the centre of at least some decimetres wide layers were 

chosen. The carbonate fractions of most samples were ana ly­

sed for Mn, Mg, Sr and Ca by X­ray spectroscopy to evaluate 

the degree of post­sedimentary alteration and to check for Rb 

contamination (geochemical screening; e.g., Brand & Veizer 

1980) according to the criteria of Melezhik et al. 2001. About 

70  mg  of  WR­powder  were  dissolved  in  0.1n  CH

3

COOH  

and  the  un­dissolved  part  of  the  sample  was  extracted  by 

a  centrifuge  immediately  after  dissolution  of  the  carbonate. 

The chemical preparation follows the procedure described by 

Sölva et al. (2005).

Sr­ratios were analysed on a Triton TI TIMS from Re  double 

filaments. Due to the fact that measurements have been per­

formed  over  three  years,  changes  in  the  hardware  of  the 

machine caused different values for the NBS987 standard for 

the individual periods of measurements: 

2010 

86

Sr/

87

Sr = 0.710252 ± 6 2σ

m

 (n = 8)

2011 

86

Sr/

87

Sr = 0.710246 ± 4 2σ

m

 (n = 10)

2012 

86

Sr/

87

Sr = 0.710278 ± 3 2σ

m

 (n = 9)  

The measured values were corrected for a standard value of 

0.710248.

Results

Thin sections

Thin  sections  of  the  marbles  were  investigated  under  the 

microscope  to  study  geometrical  relationships  between  the 

mineral  constituents  with  particular  reference  to  calcite. 

Homeoblastic  and  heteroblastic  textures  were  discriminated 

and the maximum grain size of calcite (MGS) was measured 

to characterize the marbles. Deformation twins were discrimi­

nated  to  qualitatively  determine  the  degree  of  metamorphic 

overprinting. The thin sections are discussed for each nappe 

within the Biharia Nappe System (Vidolm, Baia de Arieș and 

Biharia s.str.). In each section the thin sections are discussed 

from bottom to top: the description starts with marble lenses 

from the crystalline basement before the marbles at the top of 

the  nappes  are  discussed.  Deformation  twins  in  calcite  are 

used to provide an estimate of the thermal overprint recorded 

in  the  calcite  marbles  (e.g.,  Jamison  &  Spang  1976;  Ferrill 

1991; Burkhard 1993; Ferrill et al. 2004).

Vidolm Nappe

Sample  MR83  (Fig.  6a)  was  taken  from  a  marble  lens 

 containing  retrogressed  eclogite  bodies  (personal  comm. 

Balintoni  I.;  Fig.  6b)  within  the  crystalline  basement  of  the 

Vidolm  Nappe. A  coarse  grained  homeoblastic  texture  indi­

cates  a  high  thermal  overprint  (amphibolite  facies;  cf.  Pană 

1998) with only little retrogressive overprint. However, seri­

citic rims around mica flakes indicate a polymetamorphic evo­

lution. The thin sections from the top of the Vidolm Nappe 

exhibit  decreasing  grain  sizes  and  increasing  amounts  of 

dynamically  recrystallized  grains  towards  the  hanging  wall 

contact with the South Apuseni ophiolites (samples MR101, 

MR100, MR99 and MR89). Serrated grain boundaries in sam­

ple MR101 (Fig. 6c) indicate grain boundary migration recrys­

tallization under thermal conditions of 250–350 °C. Angular 

feldspars showing undulose extinction support this conclusion 

(Passchier & Trouw 1996). In combination with the presence 

of  thick  and  patchy  type  IV  twins  which  are  cross  cut  by  

type II and type I twins (sample MR101; Fig. 6c) a polyphase 

deformation can be inferred (cf. Ferrill et al. 2004).

Baia de Arieș Nappe

Mica flakes in sample MR23 (Fig. 6d) from a dynamically 

recrystallized  dolomite  marble  lens  within  the  crystalline 

basement are beginning to form a weak foliation. The predomi­

nantly  coarse  grained  samples  from  the  Sohodol  Marbles  

(e.g., sample MR67; Fig. 6e) show grain boundary migration 

recrystallization  and  are  interpreted  to  have  formed  under  

high  anchizonal  to  lower  greenschist  facies  temperatures 

(250–350° C). The  calcite  twins  range  from  patchy  type  IV 

twins,  bent  and  serrated  thick  twins  (type  III)  to  thin  twins 

(type  I)  crosscutting  the  former  (Passchier  & Trouw  1996). 

Thus,  a  polyphase  deformation  is  inferred. The  very  coarse 

grains (2.5 mm) from sample MR163 (Vinţa­marbles) proba­

bly  relate  to  a  thermal  overprint  during  the  intrusion  of 

 Neogene magmatics in the vicinity.

Biharia Nappe s.str.

Sample MR51 (Fig. 6f) represents a fine grained, dynami­

cally recrystallized calcite mylonite at the contact between the 

Fig. 6. Thin sections of marbles from different tectonic units. a —  sample MR83 from the Vidolm Nappe, which exhibits tapered twinning 

lamellae and coarse grained texture (crossed polarizers);  b —  garnet and amphibole minerals under crossed polarizers in a thin section of 

a presumably retrogressed eclogite (personal comm. Balintoni, I.) associated with the marbles of sample MR83; c —  thin twinning lamellae 

overprinting thick and patchy twinning lamellae in sample MR101 from the Vidolm Nappe (crossed polarizers); d —  heteroblastic texture of 

sample MR23 from the Baia de Arieș Nappe. The large, dark grey grain in the centre exhibits patchy twins (crossed polarizers); e —  sample 

MR67 from the Sohodol marbles of the Baia de Arieș Nappe with coarse grain sizes and multiple generations of twins (crossed polarizers);  

f —  fine­grained calcite mylonite of sample MR51 (Vulturese­Belioara Series; Biharia Nappe s.str.); g —  sample MR27 (Vulturese­Belioara 

Series; Biharia Nappe s.str.) exhibits triple junctions and patchy type IV twins, (crossed polarizers); h —  sample MR41 (Vulturese­Belioara 

Series; Biharia Nappe s.str.) exhibits a heteroblastic texture with small recrystallized grains and patchy type IV twins in larger grains (crossed 

polarizers).

155

MARBLES OF THE BIHARIA NAPPE SYSTEM, APUSENI MOUNTAINS, ROMANIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

156

REISER, SCHUSTER, TROPPER and FÜGENSCHUH

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

Vulturese­Belioara  Series  and  the  overthrusted  Baia  de 

Arieș  Nappe.  Most  thin  sections  from  samples  of  the 

Vulturese­ Belioara  Series  (MR9,  MR13,  MR19,  MR26, 

MR27,  MR41)  exhibit  a  heteroblastic  texture  (e.g.,  

Fig.  6g, h  and  Table  1).  Intermediate  grain  sizes  of 

~1–1.5  mm  show  well  developed  triple  junctions  and 

a se cond population of small recrystallized calcite grains 

around the bigger ones. Larger grains (e.g.,  sample MR27; 

Fig. 6g) exhibit patchy type IV twinning,  overprinted by 

recrystallization and cross cut by type II and III twins (cf. 

scheme  of   Burkhard  1993).  Sample  MR41  from  the  red, 

platy  marbles shows very small, recrystallized grains and 

larger ~1mm­sized calcite grains with patchy type IV twins.

  

δ 

18

O and δ

 13

C isotopy

Analytical data from isotope analyses (Table 2) are sum­

marized  in  Fig.  7  and  compared  with  data  from  Pană 

(1998; Table 3). Although only local names are given, the 

dataset from Pană (1998) allows for a general comparison 

with new data from this study. The studied samples cover 

a broad range of δ 

18

O values but cluster around 20–25 ‰ 

(SMOW),  typical  of  diagenetically  altered  limestones 

(Sharp 2007). Typical greenschist­facies limestones range 

from –0.3 to +5.6 for carbon isotope values and from 18.1 

to 28.1 for oxygen isotope values (Dunn &  Valley 1985). 

However, the isotopic values (Fig. 7) show an interesting 

correlation:  isolated  marble  lenses  predominantly  yield 

δ 

18

O

VSMOW

 values ≤ 20 ‰ and a large spread in δ 

13

C

VPDB

 

values, whereas samples from marble sequences located at 

or  close  to  nappe  contacts  cluster  in  a  narrow  range  of 

δ 

13

C

VPDB

 values and predominantly yield δ 

18

O

VSMOW

 values 

of more than 20 ‰.

Due  to  Cretaceous  metamorphism,  all  samples  expe­

rienced a thermal overprint and were possibly exposed to 

alteration  processes.  However,  the  δ 

18

O

VSMOW

  values  of 

most analysed samples range within the limits of typical 

unaltered  marine  limestones  (between  22.6  and  30.9 ‰; 

Veizer et al. 1999), suggesting that metamorphism did not 

significantly alter the isotopic composition of the protolith. 

According  to  Fölling  &  Frimmel  (2002),  samples  with 

δ 

18

O

VSMOW

 values between 20.6 and 16.4 (samples MR101, 

MR67,  MR161)  experienced  slight  alteration  and 

δ 

18

O

VSMOW

 ≤ 16.4 indicates considerable alte ration (sample 

MR23). All  samples  from  the  Vulturese­ Belioara  Series 

yield  δ 

18

O

VSMOW

  values  between  28.1  and  30.1 ‰  and 

a δ 

13

C

VPDB

 value between 2.1 and 2.6 ‰, which are typical 

for unaltered marine limestones (Veizer et al. 1999). The 

samples  were  taken  from  the  white  marbles  and  do  not 

cover the dolomites and the red layer between the dolomite 

and marble successions. Sample MR19 from an isolated 

marble block along the fault in the Belioara valley shows 

slightly lower δ 

18

O

VSMOW

 and δ 

13

C

VPDB

 values, but still plots 

within the range of the Vulturese­Belioara Series. The pre­

sumably Mesozoic marbles from the Baia de Arieș Nappe 

(Vinţa and Sohodol Marbles) yield slightly lower values 

Sample

Geographic Position

Tectonic Unit

Lithostrat. 

Unit

Macr

oscopic Characterisation

Mineral composition

Textur

e

Dominant 

Twinning  

Type

Max. grain  size [mm]

Latitude

Longitude

MR89

46°24'12.544" N

23°30'23.466" E

V

idolm Nappe

VID

layered and folded mylonite

Cc, Dol, Qz, Fsp, Ms

heteroblastic

2

0.5

MR99

46°27'42.078" N

23°32'23.781" E

V

idolm Nappe

VID

fine grained yellowish white marble

Cc, 

Ap, Ep, Ms

heteroblastic

2–3

0.5

MR101

46°28'03.425" N

23°32'28.572" E

V

idolm Nappe

VID

coarse grained yellowish white marble

Cc, Qz, 

Ap

heteroblastic

3

2.0

MR102

46°30'04.664" N

23°35'23.136" E

V

idolm Nappe

VID

coarse grained yellowish white marble

Cc, 

Ap, Mus, Py

heteroblastic

3

2.0

MR83

46°31'05.521" N

23°35'25.559" E

V

idolm Nappe

L

coarse grained white marble

Cc, Ms, 

Ap

homeoblastic

3

2.0

MR22

46°21'30.267" N

23°01'1

1.868" E

Baia de 

Aries N.

SOH

coarse grained light grey marble

Cc

heteroblastic

1

2.0

MR67

46°21'03.372" N

22°50'19.371" E

Baia de 

Aries N.

SOH

coarse grained light grey marble

Cc

homeoblastic

2

2.0

MR163

46°21'45.709" N

23°15'54.1

11" E

Baia de 

Aries N.

VIN

very coarse white marble

Cc

homeoblastic

4

2.5

MR23

46°24'19.178" N

23°13'04.455" E

Baia de 

Aries N.

L

fine to medium grained, beige dolomite marble

Cc, Dol, Qz, Ms

heteroblastic

2

1.0

MR51

46°29'15.245" N

23°22'13.576" E

Biharia N. s.str

.

VBS

fine grained mylonite with dark layers

Cc, Qz, Py

homeoblastic

n.a. 

0.05 

MR26

46°30'23.343" N

23°26'33.964" E

Biharia N. s.str

.

VBS

medium grained layered marble

Cc, Ms, Qz

heteroblastic

2

1.2

MR27

46°30'27.1

14" N

23°26'30.332" E

Biharia N. s.str

.

VBS

medium grained layered marble

Cc, Ms, Qz

heteroblastic

2

1.2

MR9

46°29'46.972" N

23°25'53.775" E

Biharia N. s.str

.

VBS

medium grained white marble

Cc

heteroblastic

2

1.2

MR13

46°27'33.207" N

23°23'51.913" E

Biharia N. s.str

.

VBS

medium grained white marble

Cc, 

Ap

heteroblastic

2

1.5

MR19

46°27'47.404" N

23°22'29.406" E

Biharia N. s.str

.

VBS

fine to medium grained white marble

Cc, Qz, Ser

, Py

heteroblastic

2

1.2

MR41

46°30'34.50" N

23°26'19.42" E

Biharia N. s.str

.

VBS

red weathered, platy marble

Cc

heteroblastic

n.a./ 4

1.0

MR161

46°31'49.002" N

23°34'31.059" E

Biharia N. s.str

.

L

yellowish dolomite breccia

Cc, Dol

heteroblastic

3

0.4

Table 

1: 

Important 

sample

 parameters 

based 

on 

the 

petrographic 

analysis 

of 

the 

thin 

sections. 

Abbreviations: 

L = marble 

lens 

within 

the 

crystalline 

basement; 

VID = marble 

sequence 

from 

the 

upper

­

most part of the 

V

idolm Nappe; SOH = Sohodol marbles from the Baia de 

Arieș Nappe; 

VIN = V

inţa marbles of the Baia de 

Arieș Nappe; 

VBS = V

ulturese Belioara Series (Biharia Nappe s.str

.).

157

MARBLES OF THE BIHARIA NAPPE SYSTEM, APUSENI MOUNTAINS, ROMANIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

for δ 

13

C

VPDB

 (1.6–2.5 ‰) and considerably lower δ 

18

O

VSMOW

 

values (20.1–23.8 ‰). 

The δ 

13

C

VPDB

 values of the whole Vidolm Nappe dataset range 

between 1.7 and 3.2 ‰ the values of δ 

18

O

VSMOW

 range between 

20.4 and 27.5 ‰. The presumably Palaeozoic marble lens from 

the crystalline basement of the Vidolm Nappe  (sample MR83; 

yellow triangle with red rim in Fig. 7) also yields stable isotope 

values compatible with only slightly altered marbles.

Sample

Geographic position

Tectonic Unit

Lithostrat. 

Unit

Type

C–isotopes 

VPDB

O–isotopes 

VSMOW

O–isotopes 

VPDB

Latitude

Longitude

MR89

46°24'12.544" N

23°30'23.466" E

Vidolm Nappe

VID

C

2.23

27.53

–3.28

MR99

46°27'42.078" N

23°32'23.781" E

Vidolm Nappe

VID

C

3.19

26.45

–4.32

MR100

46°27'31.955" N

23°32'28.795" E

Vidolm Nappe

VID

D

2.33

25.70

–5.05

MR101

46°28'03.425" N

23°32'28.572" E

Vidolm Nappe

VID

C

1.73

20.37

–10.23

MR102

46°30'04.664" N

23°35'23.136" E

Vidolm Nappe

VID

C

2.10

22.99

–7.68

MR83

46°31'05.521" N

23°35'25.559" E

Vidolm Nappe

L

C

2.31

22.38

–8.27

MR22

46°21'30.267" N

23°01'11.868" E

Baia de Aries N.

SOH

C

2.48

23.85

–6.85

MR67

46°21'03.372" N

22°50'19.371" E

Baia de Aries N.

SOH

C

1.87

20.05

–10.53

MR163

46°21'45.709" N

23°15'54.111" E

Baia de Aries N.

VIN

C

1.62

22.67

–7.98

MR23

46°24'19.178" N

23°13'04.455" E

Baia de Aries N.

L

C

1.37

14.91

–15.52

MR14

46°27'33.207" N

23°23'51.913" E

Biharia N. s.str.

VBS

C

2.48

29.10

–1.75

MR51

46°29'15.245" N

23°22'13.576" E

Biharia N. s.str.

VBS

C

2.43

28.21

–2.62

MR26

46°30'23.343" N

23°26'33.964" E

Biharia N. s.str.

VBS

C

2.63

29.75

–1.13

MR27

46°30'27.114" N

23°26'30.332" E

Biharia N. s.str.

VBS

C

2.06

28.11

–2.72

MR9

46°29'46.972" N

23°25'53.775" E

Biharia N. s.str.

VBS

C

2.35

29.29

–1.57

MR13

46°27'33.207" N

23°23'51.913" E

Biharia N. s.str.

VBS

C

2.64

30.09

–0.8 

MR19

46°27'47.404" N

23°22'29.406" E

Biharia N. s.str.

VBS

C

1.97

26.32

–4.46

MR161

46°31'49.002" N

23°34'31.059" E

Biharia N. s.str.

L

D

0.76

18.19

–12.34

Table 2: Overview of the results from δ

 

18

O and δ

 

13

C isotope analyses. Type refers to the lithology type: D for dolomite or C for calcite. 

 Abbreviations: L = marble lens within the crystalline basement; VID = marble sequence from the uppermost part of the Vidolm Nappe;  

SOH = Sohodol marbles from the Baia de Arieș Nappe; VIN = Vinţa marbles of the Baia de Arieș Nappe; VBS = Vulturese Belioara Series 

(Biharia Nappe s.str.).

Fig. 7. Plotted results of the data from δ

 

18

O and δ

 

13

C isotope analyses. Data from the present study and data from Pană (1998) are discriminated 

by a red frame.

158

REISER, SCHUSTER, TROPPER and FÜGENSCHUH

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

Calcite – dolomite geothermometry

Equilibrium temperatures were calculated for four samples 

from  the  Vidolm  Nappe  and  the  Biharia  Nappe  s.str.  (see  

Table 4; representative analyses are given in the Supplemen­

tary  data;  Table  S1).  All  temperature  estimates  plot  within 

greenschist­facies  thermal  conditions.  Samples  MR26  and 

MR161,  both  from  the  Biharia  Nappe  s.str.,  yield  slightly 

higher  temperatures  than  the Vidolm  samples  (~ 354 ± 54 °C 

and 370 ± 45 °C versus ~ 316 ± 52 °C and 336 ± 37 °C; Table 4). 

Samples MR100 and MR89 were both taken from the calcite 

marble succession in the uppermost part of the Vidolm Nappe. 

The thermal  conditions indicate lowermost greenschist­facies 

metamorphism and are in agreement with their relative struc­

tural position in the Biharia Nappe System. A comparison with 

data from Pană (1998) turned out to be difficult, because only 

peak temperatures of the samples are given and not the tem­

perature  range  as  in  the  dataset  of  this  study. A  conversion 

using the values given in figs. 5–10 in Pană (1998) seemed to 

be  unreliable, thus only the peak temperatures of Pană (1998) 

are shown in Fig. 1.

Sr-isotope stratigraphy

A total number of seven samples were prepared and ana­

lysed regarding their Sr­isotopy: four samples of fine grained 

white marbles of the Vulturese­Belioara Series (MR9, MR13, 

MR26,  MR27),  two  samples  from  a  presumably  Mesozoic 

marble succession of the Vidolm Nappe (MR99 and MR102) 

and one coarse grained sample from a marble lens within the 

crystalline  basement  of  the  Baia  de Arieș  Nappe  (MR23b). 

87

Sr/

86

Sr isotopic ratios are corrected for a NBS987 standard of 

0.710248 and presented in Table 5 and Fig. 8. Geochemical 

screening  of  Mn,  Mg,  Sr  and  Ca  provides  estimates  on  the 

degree of alteration and allows discriminating samples which 

are likely to yield a primary Sr­isotope composition (Table 5). 

Additional data on the geochemical composition is shown in 

the Supplementary data (Table S2). Values lower than 0.010 

for Mg/Ca and lower than 0.10 for Mn/Sr are indicative for 

a more or less primary isotopic signal with no or only insigni­

ficant  alteration  (Melezhik  et  al.  2001;  Murra  et  al.  2011). 

With the exception of MR23b, all samples show no­ or only 

slight alteration and plot within the range of possible values 

for  marine  Sr­isotopy  during  the  Phanerozoic  (Howarth  & 

McArthur 1997). MR23b yields an isotopic ratio of 0.709541, 

which is significantly higher than the rest of the samples. This 

elevated value can be explained by the low Sr/Rb ratio (~ 50; 

corresponding to a 

87

Rb/

86

Sr ratio of ~ 0.06; see Table 5), and 

the contribution of radiogenic 

87

Sr due to the decay of 

87

Rb.  

Sr/Rb ratios of the other samples is >100 (corresponding to 

87

Rb/

86

Sr  ratios  of  about  0.02)  and  the 

87

Sr/

86

Sr  ratios  range 

between  0.708449  and  0.707655.  Generally,  the  primary 

Sample 

Tectonic Unit

Lithostrat. Unit

Locality

Type

C-isotopes 

VPDB

O-isotopes 

VSMOW

O-isotopes 

VPDB

13892

Biharia N. s.str.

L

Sagacea Valley

C

0.57

15.89

–14.57

13789

Biharia N. s.str.

L

Avram Iancu Village

D

–1.10

11.66

–18.67

13324

Biharia N. s.str.

L

Caselor Valley (Cimpeni)

D

1.51

16.45

–14.03

13324

Biharia N. s.str.

L

Caselor Valley (Cimpeni)

D

1.58

17.11

–13.39

11203

Biharia N. s.str.

L

Lupsei Valley S

D

–6.33

14.35

–16.06

13933

Biharia N. s.str.

L

Baisori Valley

C

–3.44

16.08

–14.39

13933

Biharia N. s.str.

L

Baisori Valley

D

–5.68

14.60

–15.80

13904

Biharia N. s.str.

L

Ocolis Valley

D

0.59

13.38

–17.00

13980

Vidolm Nappe

L or VID

Iara Valley (Surduc)

C

2.63

20.41

–10.19

9947

Vidolm Nappe

L or VID

Iara Valley (Surduc)

C

1.70

19.57

–11.00

9947

Vidolm Nappe

L or VID

Iara Valley (Surduc)

D

2.70

22.75

–7.92

11116

Baia de Aries N.

SOH

Sohodol Marble

C

1.96

23.28

–7.40

11119

Baia de Aries N.

VIN

Vinta

C

1.96

23.32

–7.36

13812

Baia de Aries N.

VIN

Cioara Valley

C

0.52

20.02

–10.56

13860

Biharia N. s.str.

VBS

Belioara Valley

C

2.33

26.01

–4.75

13863

Biharia N. s.str.

VBS

Posaga Valley

C

2.44

29.54

–1.33

13914

Biharia N. s.str.

VBS

Ocolis Valley

D

2.09

26.89

–3.90

Table 3: Overview of the results of δ

 

18

O and δ

 

13

C isotope analyses by Pană (1998). Type refers to the lithology type: D for dolomite or C for 

calcite. Abbreviations: L = marble lens within the crystalline basement; VID = marble sequence from the uppermost part of the Vidolm Nappe; 

SOH = Sohodol marbles from the Baia de Arieș Nappe; VIN = Vinţa marbles of the Baia de Arieș Nappe; VBS = Vulturese Belioara Series 

 (Biharia Nappe s.str.).

Sample

Tectonic Unit

Lithostrat. 

Unit

Analysed  

Cc-Dol pairs

T [in °C]

2σ

MR89

Vidolm Nappe

VID

5

336

37

MR100

Vidolm Nappe

VID

4

316

53

MR161

Biharia N. s.str.

L

4

370

45

MR26

Biharia N. s.str.

VBS

4

354

55

Table 4: Results of calcite­dolomite geothermometry. Abbreviations: 

L = marble  lens  within  the  crystalline  basement;  VID = marble 

sequence  from  the  uppermost  part  of  the  Vidolm  Nappe;  

VBS = Vulturese Belioara Series (Biharia Nappe s.str.).

159

MARBLES OF THE BIHARIA NAPPE SYSTEM, APUSENI MOUNTAINS, ROMANIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

87

Sr/

86

Sr  isotopic  ratio  of  marine  carbonate  rocks  situated 

within the continental crust can only increase to higher values 

due  to  post­depositional  alteration  during  diagenesis  and 

metamorphism (Brand & Veizer 1980, 1981). Consequently, 

the  lowest 

87

Sr/

86

Sr  ratios  of  MR26  (0.707677)  and  MR13 

(0.707655) have been accepted as the best proxy for the sea­

water composition (Table 5 and Fig. 8) and allow narrowing 

down of the range of possible sedimentation periods. While 

the Mg/Ca ratio of sample MR26 (0.014) indicates little alte­

ration, the ratio of MR13 (0.008) indicates a primary signal. 

Low Mn/Sr ratios of 0.04 for sample MR26 and 0.05 for sam­

ple  MR13  also  point  to  a  primary  signature  with  very  little 

alteration  (e.g.,  Jacobsen  &  Kaufman  1999;  Melezhik  et  al. 

2001; Fölling & Frimmel 2002). Higher 

87

Sr/

86

Sr ratios (see 

other samples) yield a high number of intercepts with the marine 

Sr­isotope curve and thus inhibit further interpretation.

Discussion

Biharia Nappe s.str.

Stratigraphic correlation of the Vulturese Belioara Series

The  clastic  meta­sediments  (meta­sandstones,  quartzitic 

conglomerates  and  sericitic  schists)  at  the  base  of  the 

 Vulturese­Belioara series (Figs. 3b, 5) show similarities to other 

Permian to Lower Triassic deposits of the Circum ­   Pannonian 

Sample Tectonic Unit Lithostr. 

Unit

87

Sr/

86

Sr 

measured ±1Sigma

87

Sr/

86

Sr 

cor(0.710248)

± 2Sigma 

cor(0.710248)

Rb 

[ppm]

Sr 

[ppm]

Ca  

wt. %

Mg  

wt. %

Mn 

[ppm] Mg/Ca Mn/Sr Alteration

MR9 Biharia N. s.str.

VBS

0.707948 0.000004

0.707950

0.000008

1

163

39.0869 0.2774

7.7*

0.007

0.05

no

MR13 Biharia N. s.str.

VBS

0.707653 0.000005

0.707655

0.000009

1

167

39.0655 0.3076

7.7*

0.008

0.05

no

MR23 Biharia N. s.str.

L

0.709539 0.000004

0.709541

0.000008

2

99

20.5619 10.1803 69.7

0.500

0.70

–

MR26 Biharia N. s.str.

VBS

0.707681 0.000004

0.707677

0.000008

1

184

38.3008 0.5549

7.7*

0.014

0.04

little

MR27 Biharia N. s.str.

VBS

0.708038 0.000004

0.708034

0.000008

1

153

38.5080 0.3679

7.7*

0.010

0.05

little

MR99 Vidolm Nappe

VID

0.708326 0.000004

0.708296

0.000007

1

244

38.4437 0.2412

7.7*

0.006

0.03

no

MR102 Vidolm Nappe

VID

0.708479 0.000003

0.708449

0.000007

1

207

38.1578 0.2231 15.5

0.006

0.07

no

*at or below detection limit

Table 5: Results of Sr­isotope measurements corrected for a standard value of 0.710248 for the NBS987 (see text). Abbreviations: L = marble 

lens within the crystalline basement; VID = marble sequence from the uppermost part of the Vidolm Nappe; VBS = Vulturese Belioara Series 

(Biharia Nappe s.str.). Analyses marked with an asterisk (Mn values) are at or below the limit of detection. Alteration is estimated according to 

the criteria of Melezhik et al. (2001).

Fig. 8. Plotted 

86

Sr/

87

Sr ratios (horizontal lines) of samples MR13 and MR26 which intersected with the variation of 

86

Sr/

87

Sr through the 

 Phanerozoic time modified from McArthur et al. (2004). Samples MR26 and MR13 from the Vulturese­Belioara Series were selected as they 

provide a low Sr­ratio which allows for a meaningful discrimination of depositional intervals. The Cretaceous interval is excluded due to 

intense nappe stacking and metamorphic overprinting of the Biharia Nappe System.

160

REISER, SCHUSTER, TROPPER and FÜGENSCHUH

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

region (Burchfiel 1976; Vozárová et al. 2010; Kovács et al. 

2010).  Ianovici  et  al.  1976,  correlate  the  red,  laminated 

meta­conglomerates  of  the  Biharia  Nappe  with  Permian 

deposits of the Codru Nappe System. Balintoni et al. (2002) 

also discuss the occurrence of red, Permian meta­conglomerates 

in both, the Biharia and Codru nappe systems.

In the Anisian, dark grey dolomites are documented for the 

Bucovinian, the Transilvanides, the Pădurea Craiului (Bihor 

Unit) the Arieșeni Nappe (Biharia Nappe System) and several 

nappes of the Codru Nappe System (e.g., Finiș­Gîrda Nappe; 

Patrulius et al. 1971; Burchfiel & Bleahu 1976; Vörös 2000; 

Kovács et al. 2010). Together with the presence of crinoids 

(pers.  comm.  Emanoil  Sasaran  and  field  observations  by 

Trümpy  in  Balintoni  1994a)  we  infer  a  Middle  Triassic 

 (Anisian) depositional age for the black and grey dolomites. 

Increasing thickness of the dolomites towards the NE, possi­

bly relates to variations in the primary thickness of the dolo­

mites  or  to  tectonic  omission  (compare  Fig.  2  and  Fig.  5). 

During  the  Triassic,  the  Tisza  and  Dacia  Mega­units  were 

 situated in neighbouring positions on the European continental 

margin (e.g., Sǎndulescu 1984; Vörös 1993; Csontos & Vörös 

2004; Haas & Péró 2004; Schmid et al. 2008) and thus allow 

for a correlation between the Permo–Mesozoic sediments of 

their nappe systems. Ianovici et al. (1976) already published 

correlations  between  the  Bucovinian  Nappes, Transylvanian 

Nappes and Codru Nappe System. Following the aforemen­

tioned  model  and  using  the  distribution  of  Lower  Triassic–

Liassic  facies  zones,  Kovács  (1982)  correlated  the Arieșeni 

Nappe (Biharia Nappe System; Balintoni et al. 2002,  Balintoni 

& Puște 2002) with the Finiș Nappe (Codru Nappe System). 

However,  due  to  intense  facies  differentiation  from Anisian 

times onwards, a correlation between the  Triassic  sediments of 

the aforementioned units is  difficult to undertake (c.f. Burchfiel 

& Bleahu 1976; Vörös 2000). The thin layer (0.5–5 m; Fig. 3c) 

of  red,   sericite­rich,  platy  marbles  which  separates  grey  to 

 reddish dolomites and white marbles could correspond to red, 

condensed limestones of Upper Triassic (possibly Carnian?) 

age. All  δ 

18

O  and  δ 

13

C  values  from  the   Vulturese­Belioara 

Series plot within the field of unaltered marine marbles (accor­

ding to Veizer et al. 1999). δ 

18

O and δ 

13

C isotopy also allows 

for a clear distinction between the Vulturese­ Belioara Series 

and  calcite/ dolomite  marble  lenses  from  structurally  lower 

parts of the Biharia Nappe s.str. (Fig. 7). The studied samples 

from the VBS show mostly homogeneous distributions of C, 

O  and  Sr  isotope  ratios,  which  do  not  suggest   obvious 

post­depositional  alte ration.  This  is  supported  by  the  high 

δ 

18

O   values,  which  are  commonly  more   sensitive  to  post­ 

depositional resetting than the carbon isotope system. Inter­

secting  the  results  of  Sr­isotope  analyses  with  the  marine 

Sr­isotope curve (Table 5 and Fig. 8) allows for the discrimi­

nation  of   several  possible  deposition  intervals  for  the  light 

 calcite marbles of the Vulturese­ Belioara Series. 

Using the lowest 

87

Sr / 

86

Sr­values from MR13 and MR26, 

the  Silurian,  Devonian  and  Carboniferous  intervals  can  be 

excluded and three intervals for deposition during the  Permian, 

Triassic and Jurassic/Cretaceous remain (Fig. 8). The Permian 

interval can also be  virtually excluded since no comparable 

carbonate  sequences   (consisting  of  quartzite  conglomerates, 

dolomite  and   calcite  marbles)  are  present  in  the  Circum­ 

Pannonian realm during this time span (cf. Seghedi et al. 2001; 

Vozárová et al. 2010). Furthermore, the clastic meta­ sediments 

at the base of the sequence are already interpreted as Permo– 

Triassic deposits (see text above). It is possible to conclude 

that the results of Sr­isotope analyses support the interpreta­

tion  of  the  Vulturese­ Belioara  Series  as  Mesozoic  cover  of  

the Biharia Nappe s.str. Possible age intervals for deposition 

of the light grey calcite marbles are 231–220 Ma (Ladinian to 

 Carnian),  and  195–72  Ma  (Jurassic  and  Cretaceous).  Given 

that  the  Biharia  Nappe  System  experienced  Late  Jurassic 

emplacement of the South Apuseni Ophiolites (e.g., Csontos 

et  al.  2002;  Schmid  et  al.  2008;  Kounov  &  Schmid  2013; 

 Gallhofer et al. 2016), followed by deformation and metamor­

phism during the Early Cretaceous, the Jurassic–Cretaceous 

interval can be further restricted to 145–195 Ma. Assuming 

a  primary  isotopic  signal  with  no  or  only  a  little  alteration  

(Fig. 7 and Table 5) for the samples MR13 and MR26 a Mid 

 Triassic or Early Jurassic deposition of the light grey calcite 

 marbles is indicated. Thus, depending on the interpre tation of 

the  red,  condensed  marbles  as  possible   Carnian  deposits, 

a Jurassic deposition of the overlying grey marbles has to be 

favoured. 

Thermotectonic evolution

Based  on  calcite – dolomite  geothermometry,  the  thermal 

overprint can be constrained to 354 ± 55 °C in the light grey 

marbles  of  the  Vulturese­Belioara  Series  (sample  MR26; 

Table 4). Marble lenses in the structurally lower parts of the 

Biharia Nappe s.str. show slightly higher thermal conditions 

(370 ± 45 °C see sample MR161 and data by Pană 1998). Late 

Cretaceous zircon fission track ages (82–89 Ma; Kounov & 

Schmid  2013)  allow  constraining  of  the  thermal  conditions 

during the Late Cretaceous to ≤ 300 °C (cf. Reiser et al. 2016). 

Whereas Ar–Ar muscovite data (113 Ma; Reiser et al. 2016) 

from the basement in the footwall of the Vulturese­Belioara 

Series indicate thermal conditions around 425° C (Harrison et 

al. 2009) during Early Cretaceous times. Thus, the overprint of 

the Vulturese­Belioara Series, as indicated by calcite – dolomite 

geothermometry (~ 350 °C), can be constrained to late Early 

Cretaceous  or  mid  Cretaceous  times  (NW­directed  nappe 

stacking  during  D2;  sensu  Reiser  et  al.  2016).  Recrystal­

lization processes visible in the thin sections presumably relate 

to  this  thermal  imprint  (see  Fig.  6f).  NE–SW  trending  fold  

axes  and  SE­dipping  bedding  planes  from  the  Vulturese­ 

Belioara  Series  also  correlate  with  NW­directed  thrusting  

and  nappe  stacking  during  D2  (e.g.,  Ianovici  et  al.  1976; 

 Balintoni  et  al.  1996).  Thin  type  I  twins  which  form  at 

 temperatures ≤ 200 °C (Burkhard 1993), together with brittle 

deformation  and  apatite  fission  track  data  around  60  Ma 

(Sanders 1998; Merten et al. 2011; Kounov & Schmid 2013) 

constrain the late Maastrichtian–middle Eocene (D4) thermal 

imprint.

161

MARBLES OF THE BIHARIA NAPPE SYSTEM, APUSENI MOUNTAINS, ROMANIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

Baia de Arieș Nappe

Although the quartzitic conglomerates and sericitic schists 

at the base of the Sohodol  marble sequence resemble typical 

Permo–Early Triassic sequences, our dataset does not allow 

for  a  meaningful  interpretation  as  a  Mesozoic  sequence  (as 

proposed  by  Ianovici  et  al.  1976).  However,  the  O  and  C 

 isotopic  values  which  plot  within  the  frame  of  greenschist­ 

facies altered marbles do not inhibit this interpretation (Fig. 7). 

The presence of several different types of twinning in the thin 

sections  allows  us  to  infer  a  polyphase  deformation  of  the 

Sohodol  Marbles with the last stage at low temperatures, less 

than  200 °C  (Passchier  &  Trouw  1996;  Ferrill  et  al.  2004).  

The  presence  of  Late  Cretaceous  post­tectonic  sediments 

(Schuller  2004;  Schuller  et  al.  2009)  overlying  the  marbles 

indicate   thermal  conditions  for  the  Sohodol  Marbles  of 

≤ 200 °C during Late Cretaceous times. 

Vidolm Nappe

The  isotopic  values  of  marble  lenses  within  the  Vidolm 

basement are close to the values of the Mesozoic cover, the 

structural position (Fig. 1) and the presence of eclogitic bodies 

associated with the marbles indicate a Palaeozoic origin. Pană 

(1998) reported thermal conditions of about 500 °C (Cc – Dol 

thermometry)  from  the  aforementioned  marbles.  It  follows 

that their isotopic composition did not significantly change, 

even under high­grade conditions.  Furthermore, the Sr­ratios 

of  the  marbles  from  the  top  of  the  Vidolm  Nappe  (Fig.  8) 

turned out to be too high to allow for a meaningful distinction 

between a Palaeozoic and Mesozoic deposition age and thus 

are not considered for further interpretation. The attribution of 

a depositional age to the other dolomite and calcite marbles is 

difficult. However, the clastic sequence at the base of the mar­

bles  allows  for  a  tentative   correlation  with  the  Vulturese­ 

Belioara  Series  (Fig.  9).  The  results  of  calcite – dolomite 

geothermometry  provide  evidence  for  a  greenschist­ facies 

overprint  (reaching  temperatures  of  ~ 320 °C;  Fig.  4)  of  the 

calcite and dolomite marbles at the top of the Vidolm Nappe. 

Since  samples  from  the  Vidolm  basement  already  cooled 

below the zircon partial annealing zone (PAZ) at about 100 Ma 

(Kounov & Schmid 2013), the thermal imprint recorded by the 

samples MR89 and MR100 occurred during Early Cretaceous 

times, namely during an early stage of D2 or already during 

D1 (sensu Reiser et al. 2016; i.e. presumably E­ or NE­ directed 

deformation  following  the  obduction  of  the  South  Apuseni 

Ophiolites

).

Conclusions

The new isotopic and geochemical dataset in combination 

with field observations on the stratigraphic sequences and the 

correlation  with  Mesozoic  sequences  in  the  Circum­Panno­

nian region allow for an attribution of the siliciclastic and car­

bonatic lithologies of the Vulturese­Belioara Series to different 

depositional  periods  during  the  Permo–Mesozoic  interval. 

Sr­isotope  analyses  from  pure  white  marbles  of  the 

 Vulturese­Belioara Series provide evidence for a Middle/Late 

Triassic or a Jurassic deposition. However, the results of this 

study can only provide basic information on the depositional 

age  of  the  Vulturese  Belioara  Series.  In     order  to  provide 

a detailed stratigraphy, a larger number of samples has to be 

analysed. The  Biharia  Nappe  s.str.  experienced  greenschist­ 

facies  metamorphic  overprint  and  large­scale  folding  of  the 

Vulturese­Belioara Series around NE­SW trending fold axes 

during  late  Early/early  Late  Cretaceous,  top­NW  directed 

nappe stacking (D2). The results from other marble sequences 

(Vidolm and Baia de Arieș nappes) do not allow for a clear 

Fig. 9. Stratigraphic columns to allow for a tentative correlation of the 

sedimentary sequences of the Biharia Nappe System. Dashed lines 

indicate  tentative  correlations  between  the  lithostratigraphic  units. 

For the Vidolm occurrences, only the relative  succession is given in 

the figure.

162

REISER, SCHUSTER, TROPPER and FÜGENSCHUH

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

attribution; however the new data might provide helpful infor­

mation for future studies. Correlating the thermal data from 

the marble sequences with the tectonothermal evolution of the 

Apuseni  Mountains  constrains  greenschist­facies  conditions 

during  the Alpine  event  in  late  Early/early  Late  Cretaceous 

times.

Acknowledgements:  Fruitful  discussions  with  Stefan  M. 

Schmid, Liviu Matenco, Alex Kounov and Hannah Pomella as 

well as support in the field from Emanoil Sasaran and Ioan 

Balintoni are highly appreciated. We thank Manuela Wimmer 

for help with the C and O isotope studies, Richard Tessadri for 

help with the XRF­analyses and Monika Horschinegg for Sr 

isotopic analysis. The authors would like to thank the reviewers 

for comments and suggestions that have significantly improved 

the  manuscript.  Financial  support  by  the  Austrian  Science 

Fund (FWF): I138­N19 granted to Bernhard Fügenschuh and 

through  the  doctoral  grant  by  the  University  of  Innsbruck 

(office  of  the  vice  rector  for  research)  is  gratefully 

acknowledged.

References

Anovitz  L.M.  &  Essene  E.  1987:  Phase  equilibria  in  the  system 

CaCO

3

–MgCO

3

–FeCO

3

. J. Petrol. 28, 389–415.

Balintoni I. 1994a: Some new data about the Structure of the Apuseni 

Mountains. Studia Univ. Babeș-Bolyai, Geologia 39, 1–2.

Balintoni I. 1994b: Structure of the Apuseni Mts. ALCAPA II. Field 

Trip Guidebook. Rom. J. Tecton. Reg. Geol. 75, 51–58.

Balintoni I. & Iancu V. 1986: Lithostratigraphic and tectonic units in 

the  Trascǎu  Mountains,  north  of  Mânǎstirea  Valley.  DS Ins. 

Geol. Geofz. 70–71, 45–56.

Balintoni  I.  &  Vlad  C.  1996:  Tertiary  magmatism  in  the Apuseni 

Mountains  and  related  tectonic  setting.  Studia  Univ.  Babeș-

Bolyai, Geologia 41, 115–126.

Balintoni I. & Puște A. 2002: New lithostratigraphic and structural 

aspects in the southern part of the Bihor Massif (Apuseni Moun­

tains). Studia Univ. Babeș-Bolyai, Geologia 47, 13–18.

Balintoni I., Lupu M., Iancu V. & Lazár C. 1987: Geological map of 

Romania,  scale  1:50,000;  sheet  Poșaga.  Inst. Geol. Geof., 

București (in Romanian).

Balintoni I., Puște A. & Stan R. 1996: The Codru nappe system and 

the Biharia Nappe System: A comparative argumentation. Studia 

Univ. Babeș-Bolyai, Geologia 41, 101–113.

Balintoni I., Ghergari L. & Băbuț T. 2002: The Arieseni Nappe, or the 

Moma and Poiana Nappes?. Studia Univ. Babeș-Bolyai, Geolo-

gia 47, 2, 19–26.

Balintoni I., Balica C., Cliveti M., Li L.Q., Hann H.P., Chen F.K. & 

Schuller V.  2009: The  emplacement  age  of  the  Muntele  Mare 

Variscan granite (Apuseni Mountains, Romania). Geol. Carpath. 

60, 95–504.

Balintoni I., Balica C., Ducea M.N., Zaharia L., Chen F.K., Cliveti 

M., Hann H.P., Li L.Q. & Ghergari L. 2010: Late Cambrian–

Ordovician northeastern Gondwanan terranes in the basement of 

the  Apuseni  Mountains,  Romania.  J. Geol. Soc.  167, 

1131–1145.

Bleahu M., Lupu M., Patrulius D., Bordea S., Stefan A. & Panin S. 

1981: The structure of the Apuseni Mountains. In: XII Congress 

(Bucharest, Romania). Guide to Excursion­B3, Carpatho­Balkan 

Geological Association.  Institute  Of  Geology  and  Geophysics, 

Bucharest, 103.

Bordea S., Dimitrescu R., Mantea G., Stefan A., Bordea J., Bleahu M. 

& Costea C. 1988: Geological map of Romania, scale 1:50,000; 

sheet Biharia. Inst. Geol. Geof., București (in Romanian) .

Brand U. & Veizer J. 1980: Chemical diagenesis of a multicomponent 

carbonate  system­1:  Trace  elements.  J. Sediment. Res.  50, 

1219–1236.

Brand U. & Veizer J. 1981: Chemical diagenesis of a multicomponent 

carbonate  system­2:  Stable  isotopes.  J. Sediment. Res.  51, 

987–997.

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

Am. Spec. Pap. 158, 1–82.

Burkhard  M.  1993:  Calcite  twins,  their  geometry,  appearance  and 

 significance as stress­strain markers and indicators of tectonic 

regime: a review. J. Struct. Geol. 15, 351–368.

Csontos L., Benkovics L., Bergerat F., Mansy J.L. & Wórum G. 2002: 

Tertiary deformation history from seismic section study and fault 

analysis  in  a  former  European  Tethyan  margin  (the  Mecsek­

Villány area, SW Hungary). Tectonophysics 357, 81–102.

Csontos L. & Vörös A. 2004: Mesozoic plate tectonic reconstruction 

of  the  Carpathian  region.  Palaeogeogr. Palaeoclimatol. 

 Palaeoecol. 210, 1–56.

Dallmeyer R.D., Pană D.I., Neubauer F. & Erdmer P. 1999: Tectono­

thermal  evolution  of  the Apuseni  Mountains,  Romania:  Reso­

lution  of Variscan  versus Alpine  events  with  40Ar/39Ar  ages.  

J. Geol. 107, 329–352.

Dunn  S.  &  Valley  J.  1985:  Fluid  infiltration  of  the  Tudor  gabbro 

during regional metamorphism. Geol. Soc. Am. Abstr. Prog. 17, 

570.

Essene E.J. 1983: Solid solutions and solvi among metamorphic car­

bonates  with  applications  to  geologic  thermobarometry.  Rev. 

Mineral. Geochem. 11, 77–96.

Ferrill D.A. 1991: Calcite twin widths and intensities as metamorphic 

indicators in natural low­temperature deformation of limestone. 

J. Struct. Geol. 13, 667–675.

Ferrill  D.A.,  Morris A.P.,  Evans  M.A.,  Burkhard  M.,  Groshong  Jr. 

R.H.  &  Onasch  C.M.  2004:  Calcite  twin  morphology:  a  low­ 

temperature  deformation  geothermometer.  J. Struct. Geol.  26, 

1521–1529.

Fölling P. & Frimmel H. 2002: Chemostratigraphic correlation of car­

bonate successions in the Gariep and Saldania Belts, Namibia 

and South Africa. Basin Res. 14, 69–88.

Frank  W.,  Hammer  St.,  Popp  F.,  Scharbert  S.  &  Thöni  M.  1990: 

 Isotopengeologische Neuergebnisse zur Entwicklungs geschichte 

der  Böhmischen  Masse:  Proterozoische  Gesteinsserien  und 

Variszische  Hauptorogenese.  Publikation Zentralanstalt für 

Meteorologie und Geodynamik 1990/3, 185–228.

Gallhofer D., von Quadt A., Schmid S.M., Guillong M., Peytcheva I. 

& Seghedi I. 2016: Magmatic and tectonic history of Jurassic 

ophiolites  and  associated  granitoids  from  the  South  Apuseni 

Mountains  (Romania).  Swiss J. Geosci.  doi:  10.1007/

s00015­016­0231­6

Haas J., Kovács S., Karamata S., Sudar M., Gawlick H.J., Grădinaru 

E., Mello J., Polák M., Péró C., Ogorelec B. & Buser S. 2010: 

Jurassic  environments  in  the  Circum­Pannonian  region.  In: 

Vozár J., Ebner F., Vozárová A., Haas J., Kovács S., Sudar M., 

Bielik M., Péró C. (Eds.): Variscan and Alpine terranes of the 

Circum­Pannonian Region. Geol. Inst. SAS, Bratislava, Chapter 

5, 157–202.

Haas J. & Péró C. 2004: Mesozoic evolution of the Tisza Mega­Unit. 

Int. J. Earth Sci. 93, 297–313.

Howarth R. & McArthur J. 1997: Statistics for strontium isotope stra­

tigraphy: a robust LOWESS fit to the marine Sr­isotope curve 

for 0 to 206 Ma, with look­up table for derivation of numeric age 

(look­up table version 4: 08/03). J. Geol. 105, 441–456.

Ianovici V., Borcoș M., Bleahu M., Patrulius D., Lupu M., Dimitrescu 

163

MARBLES OF THE BIHARIA NAPPE SYSTEM, APUSENI MOUNTAINS, ROMANIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

R. & Savu H. 1976: Geology of the Apuseni Mountains. Acad. 

R.S.R., București, 1–631.

Ilie M. 1936. Recherches geologiques dans les Monts Trascǎu et dans 

le bassin de l’Aries. AIGR, București, XVII, 329–466.

Jacobsen S.B. & Kaufman A.J. 1999: The Sr, C and O isotopic evolu­

tion of Neoproterozoic seawater. Chem. Geol. 161, 37–57.

Jamison W.R.  &  Spang  J.H.  1976:  Use  of  calcite  twin  lamellae  to 

infer differential stress. Geol. Soc. Am. Bull. 87, 868–872.

Kounov A. & Schmid S. 2013: Fission­track constraints on the ther­

mal and tectonic evolution of the Apuseni Mountains (Romania). 

Int. J. Earth Sci. 102, 207–233.

Kovács S. 1982: Problems of the „Pannonian Median Massif “and the 

plate tectonic concept. Contributions based on the distribution of 

Late Paleozoic—Early Mesozoic isopic zones. Geol. Rundsch. 

71, 2, 617–639.

Kovács S., Sudar M., Karamata S., Haas J., Péró C., Grădinaru E., 

Gawlick  H.J.,  Gaetani  M.,  Mello  J.,  Polák  M.,  Aljinović  D., 

Ogorelec B., Kolar­Jurkovšek T., Jurkovšek B. & Buser S. 2010: 

Triassic environments in the Circum­Pannonian region related to 

the  initial  Neotethyan  rifting  stage.  In:  Vozár  J.,  Ebner  F., 

Vozárová A., Haas J., Kovács S., Sudar M., Bielik M., Péró C. 

(Eds.): Variscan and Alpine terranes of the Circum­Pannonian 

Region. Geol. Inst. SAS, Bratislava, Chapter 4, 87–156.

Kräutner H. 1980: Lithostratigraphic Correlation of Precambrian In 

The  Romanian  Carpathians.  Annu. Inst. Geol. Geog.  57, 

229–296.

Krézsek C. & Bally A.W. 2006: The Transylvanian Basin (Romania) 

and its relation to the Carpathian fold and thrust belt: Insights in 

gravitational salt tectonics. Mar. Petrol. Geol. 23, 405–442.

Kutassy  A.  1928a:  Die  Ausbildung  der  Trias  in  Moma­Gebirge 

(Ungarn­Siebenbürgen). Centralbl. F. Min. Geol. U. Pal., Abt. 

B, 320–325.

Kutassy A. 1928b: Die Triasschichten des Bêler und Bihargebirges 

(Siebenbürgen, Ungarn) mit besonderer Rücksicht auf die strati­

graphische Lage ihres Rhätikums. Verh. Geol. Bundesanst. Wien.

Letargo  C.M.,  Lamb  W.M.  &  Park  J.S.  1995:  Comparison  of  cal­

cite+dolomite  thermometry  and  carbonate+silicate  equilibria: 

Constraints  on  the  conditions  of  metamorphism  of  the  Llano 

uplift, central Texas, USA. Am. Mineral. 80, 131–143.

Lupu M. 1972: Stratigraphy and structure of the Mesozoic formations 

in the Trascău Mountains. Summary of PhD thesis, University of 

Bucharest, 1–56 (in Romanian).

Mârza I. 1965: Petrographic and palaeostratigraphic units of meta­

morphic carbonate massifs: Vulturese­Scărisoara­Leurda (Arieș 

Basin).  Analele Universităţii București:  Seria  știinţele naturii. 

Geologie-Geografie 14, 9–17 (in Romanian).

Mârza  I.  1969:  Evolution  of  the  crystalline  units  southeast  of  

the  Muntele  Mare.  Ed. Acad. Rom.,  Bucharest,  1–168  

(in Romanian).

McArthur J. 1994: Recent trends in strontium isotope stratigraphy. 

Terra Nova 6, 331–358.

McArthur J., Howarth R. & Bailey T. 2001: Strontium isotope strati­

graphy:  LOWESS  version  3:  best  fit  to  the  marine  Sr­isotope 

curve for 0–509 Ma and accompanying look­up table for deri­

ving numerical  age. J. Geol. 109, 155–170.

McArthur  J.,  Mutterlose  J.,  Price  G.,  Rawson  P.,  Ruffell  A.  & 

 Thirlwall  M.  2004:  Belemnites  of  Valanginian,  Hauterivian  

and  Barremian  age:  Sr­isotope  stratigraphy,  composition 

(

87

Sr/

86

Sr, δ13C, δ18O, Na, Sr, Mg), and palaeo­oceanography. 

 Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 202, 253–272.

McArthur J., Howarth R. & Shields G. 2012: Strontium isotope stra­

tigraphy. A geologic time scale, 127–144.

Melezhik V., Gorokhov I., Fallick A. & Gjelle S. 2001: Strontium and 

carbon isotope geochemistry applied to dating of carbonate sed­

imentation: an example from high­grade rocks of the Norwegian 

Caledonides. Precambrian Res. 108, 267–292.

Melezhik V.A., Roberts D., Gjelle S., Solli A., Fallick A.E., Kuznetsov 

A.B.  &  Gorokhov  I.M.  2013:  Isotope  chemostratigraphy  of 

high­grade marbles in the Rognan area, North­Central Norwe­

gian  Caledonides:  a  new  geological  map,  and  tectonostrati­

graphic  and  palaeogeographic  implications.  Nor. J. Geol.  93, 

107–139.

Merten  S.,  Matenco  L.,  Foeken  J.P.T.  & Andriessen  P.A.M.  2011: 

Toward understanding the post­collisional evolution of an oro­

gen influenced by convergence at adjacent plate margins: Late 

Cretaceous–Tertiary  thermotectonic  history  of  the  Apuseni 

Mountains. Tectonics 30, TC6008.

Murra  J.A.,  Baldo  E.G.,  Galindo  C.,  Casquet  C.,  Pankhurst  R.J., 

Rapela C.W. & Dahlquist J. 2011: Sr, C and O isotope composi­

tion of marbles from the Sierra de de Ancasti, Eastern Sierras 

Pampeanas, Argentina: age and constraints for the Neoprotero­

zoic–Lower Paleozoic evolution of the proto­Gondwana margin. 

Geol. Acta 9, 1, 79–92.

Pană D. 1998: Petrogenesis and tectonics of the basement rocks of the 

Apuseni Mountains, significance for the alpine tectonics of the 

Carpathian­Pannonian region. PhD thesis. Univ. of Alberta, 1–712.

Passchier  C.W.  &  Trouw  R.A.  1996:  Microtectonics.  Volume  256. 

Springer, Berlin, 1–289. 

Patrulius D., Bleahu M., Popescu E. & Bordea S. 1971: The Triassic 

Formation of the Apuseni Mountains and the East Carpathians 

Bend. Guidebook to excursions 8, 1–86.

Reiser M.K. 2015: The tectonometamorphic evolution of the Apuseni 

Mountains  during  the  Cretaceous.  Ph.D. thesis. University of 

Innsbruck, 1–156.

Reiser M.K., Schuster R., Spikings R., Tropper P. & Fügenschuh B. 

2016: From nappe stacking to exhumation: Cretaceous tectonics 

in  the Apuseni  Mountains  (Romania).  Int J. Earth Sci. (Geol. 

Rundsch.), doi:10.1007/s00531­016­1335­y

Sanders C.A.E. 1998: Tectonics and Erosion, Competitive forces in a 

compressive  orogen.  A  fission  track  study  of  the  Romanian 

 Carpathians. Published PhD thesis. Vrije Universiteits, Amster­

dam, 1–204.

Savu H. 2007: Genesis of Mureș ophiolitic suture and of its N­type 

MORB rocks and island arc  volcano­plutonic association. Proc. 

Rom. Acad., Series B 1, 23–32.

Satish­Kumar M., Miyamoto T., Hermann J., Kagami H., Osanai Y. & 

Motoyoshi Y. 2008: Pre­metamorphic carbon, oxygen and stron­

tium  isotope  signature  of  high­grade  marbles  from  the 

 Lützow­Holm  Complex,  East  Antarctica:  apparent  age  con­

straints of carbonate deposition. In: Satish­Kumar M., Motoy­

oshi Y., Osanai Y., Hiroi Y. and Shiraishi K. (Eds.): Geodynamic 

evolution of East Antarctica: a key to the East–West Gondwana 

connection. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 308, 147–164.

Schmid S.M., Bernoulli D., Fügenschuh B., Matenco L., Schefer S., 

Schuster  R.,  Tischler  M.  &  Ustaszewski  K.  2008:  The 

Alpine­Carpathian­Dinaridic  orogenic  system:  correlation  and 

evolution of tectonic units. Swiss J. Geosci. 101, 139–183.

Schuller  V.  2004:  Evolution  and  geodynamic  significance  of  the 

Upper  Cretaceous  Gosau  basin  in  the  Apuseni  Mountains 

(Romania). Tübinger Geowiss. Arb., Reihe A70, 1–112.

Schuller  V.  &  Frisch  W.  2006:  Heavy  mineral  provenance  and 

paleocurrent data of the Upper Cretaceous Gosau succession of 

the Apuseni Mountains (Romania). Geol. Carpath. 57, 29–39.

Schuller V., Frisch W., Danisik M., Dunkl I. & Melinte M.C. 2009: 

Upper  Cretaceous  Gosau  Deposits  of  the Apuseni  Mountains 

(Romania) — Similarities and differences to the Eastern Alps. 

Austrian J. Earth Sci. 102, 133–145.

Seghedi A., Popa M., Oaie G. & Nicolae I. 2001: The Permian system 

in Romania. Permian continental deposits of Europe and other 

areas. Regional reports and correlations, Brescia, 281–293.

Sharp  Z.  2007:  Principles  of  stable  isotope  geochemistry.  Pearson 

education Upper Saddle River, NJ, 1–344.

164

REISER, SCHUSTER, TROPPER and FÜGENSCHUH

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

Solomon I., Moţoi G., Moţoi A., Mǎrgǎrit M. & Mǎrgǎrit G. 1981: 

Geological  investigations  on  the  eastern  flank  of  the  Gilǎu 

Mountains  (Apuseni  Mountains).  D.S. Inst. Geol. Geofz.  68, 

115–139 (in Romanian).

Sölva H., Grasemann B., Thöni M., Thiede R. & Habler G. 2005: The 

Schneeberg normal fault zone: Normal faulting associated with 

Cretaceous  SE­directed  extrusion  in  the  eastern  Alps  (Italy/

Austria). Tectonophysics 401, 143–166.

Spötl  C.  &  Vennemann  T.W.  2003:  Continuous­flow  isotope  ratio 

mass spectrometric analysis of carbonate minerals. Rapid com-

munications in mass spectrometry 17, 1004–1006.

Sǎndulescu  M.  1984:  Geotectonics  of  Romaniâ.  Editura  Tehnicǎ 

Bucharest, 1–366 (in Romanian).

Sǎsǎran E. 2005: Upper Jurassic–Lower Cretaceous carbonates sedi­

mentation  from  Bedeleu  nappe  (Apuseni  Mountains):  Facies, 

biostratigraphy and sedimentary evolution. PhD thesis. Babes-

Bolyai University, Cluj­Napoca, 1–317 (in Romanian).

Veizer J., Ala D., Azmy K., Bruckschen P., Buhl D., Bruhn F., Carden 

G.,  Diener A.,  Ebneth  S.  &  Godderis Y.  et  al.  1999: 

87

Sr/

86

Sr,  

δ  

13

C and δ  

18

O evolution of Phanerozoic seawater. Chem. Geol. 

161, 59–88.

Veizer J., Buhl D., Diener A., Ebneth S., Podlaha O., Bruckschen P., 

Jasper T., Korte C., Schaaf M. & Ala D. et al. 1997: Strontium 

isotope stratigraphy: potential resolution and event correlation. 

Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 132, 65–77.

Vörös  A.  1993:  Jurassic  microplate  movements  and  brachiopod 

migrations  in  the  western  part  of  the  Tethys.  Palaeogeogr. 

Palaeoclimatol. Palaeoecol. 100, 125–145.

Vörös A. 2000: The Triassic of the Alps and Carpathians and its inter­

regional correlation. Developments in Palaeontology and Stra-

tigraphy 18, 173–196.

Vozár J., Ebner F., Vozárová A., Haas J., Kovács S., Sudar M., Bielik 

M. & Péró C. (Eds.) 2010: Variscan and Alpine terranes of the 

Circum­Pannonian Region. Geological Institute SAS, Bratislava, 

1–233.

Vozárová A.,  Ebner  F.,  Kovács  S.,  Kräutner  H.G.,  Szederkényi T., 

Krstić  B.,  Sremac  J., Aljinović  D.,  Novak  M.  &  Skaberne  D. 

2010:  Late  variscan  (carboniferous  to  permian)  environments  

in  the  Circum­Pannonian  region.  In:  Vozár  J.,  Ebner  F.,  

Vozárová  A.,  Haas  J.,  Kovács  S.,  Sudar  M.,  Bielik  M.,  

Péró  C.  (Eds.):   Variscan  and  Alpine  terranes  of  the  Circum­ 

Pannonian Region. Geol. Inst. SAS, Bratislava, Chapter 3, 51–86.

i

MARBLES OF THE BIHARIA NAPPE SYSTEM, APUSENI MOUNTAINS, ROMANIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

Supplementary data

Table S1: Representative microprobe analyses of calcite and dolomite.

Tect. Unit

 

Vidolm Nappe

Biharia Nappe s.str.

Sample #

 

MR89

MR100

MR161

MR26

 

cc

dol

cc

dol

cc

dol

cc

dol

oxide wt %

Na

 

0.0204

0.0374

0.0087

0.0279

0.0188

0.026

0.0223

0.0146

Mg

 

0.7792

20.33

0.8879

20.1

0.6360

20.17

0.7174

21.91

K

 

0.0464

0.1338

–

–

–

0.0022

0.021

0.001

Ca

 

56.4

30.67

56.5

33.81

53.08

28.17

55.82

29.63

Fe

 

0.1557

1.5

0.0608

–

0.1479

1.87

0.0179

0.0165

Si

 

0.0564

0.082

0.0215

0.0577

0.0616

0.0888

0.0737

0.0468

Al

 

–

0.0012

–

–

–

–

–

–

Cr

 

–

–

–

–

–

–

–

–

Ti

 

0.0067

0.0111

0.0043

0.007

–

0.0028

–

–

Mn

 

0.1041

0.0993

0.0253

–

0.004

0.4822

–

–

P

 

–

–

–

–

0.0172

–

–

–

Zn

 

–

–

–

–

0.0429

0.0224

0.1053

0.0180

O

 

–

–

–

–

–

–

–

–

Total

 

57.57

52.87

57.51

54.00

54.01

50.84

56.78

51.64

formula calculation based on 1 oxygen

Na

 

0.0063

0.0011

0.0003

0.0008

0.0006

0.0008

0.0007

0.0004

Mg

 

0.0187

0.467

0.0213

0.4515

0.0163

0.481

0.0175

0.506

K

 

0.0009

0.0026

–

–

–

–

0.0004

–

Ca

 

0.975

0.161

0.977

0.546

0.978

0.483

0.978

0.492

Fe

 

0.0021

0.0193

0.0008

–

0.0021

0.025

0.0002

0.0002

Si

 

0.0009

0.0013

0.0003

0.0009

0.0011

0.0014

0.0012

0.0007

Cr

 

–

–

–

–

–

–

–

–

Ti

 

0.0001

–

0.0001

0.0001

–

–

–

–

Mn

 

0.0014

0.0013

0.0003

–

0.0001

0.0065

–

–

P

 

–

–

–

–

0.0003

–

–

–

Zn

 

–

–

–

–

0.0005

0.0003

0.0013

0.0002

O

 

1.000

1.000

1.000

1.000

1.000

1.000

1.000

1.000

Total

 

0.999

1.000

0.999

0.999

0.999

0.999

0.999

1.000

ii

REISER, SCHUSTER, TROPPER and FÜGENSCHUH

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 2, 147 – 164

Table S2: Supplementary data. Chemical composition of marbles used for Sr­isotope analyses.

Sampl

e

MR83

MR99

MR102

MR100

MR9

MR13

MR23b

MR26 

MR27

LLD

SiO2

0.01 %

0.49

0.13

0.24

0.08

0.03

0.04

4.86

0.24

0.09

Al2O3

0.01 %

0.15

< 0.01

0.04

< 0.01

< 0.01

< 0.01

0.47

0.18

0.09

Fe2O3

0.01 %

0.08

0.03

0.06

0.02

< 0.01

< 0.01

0.29

0.01

< 0.01

MnO

0.01 %

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.09

0.01

0.01

MgO

0.01 %

0.34

0.40

0.37

15.85

0.46

0.51

16.88

0.92

0.61

CaO

0.01 %

53.59

53.79

53.39

31.00

54.69

54.66

28.77

53.59

53.88

Na2O

0.02 %

0.05

< 0.01

< 0.01

< 0.01

< 0.01

< 0.01

< 0.01

< 0.01

< 0.01

K2O

0.01 %

0.08

< 0.01

0.01

< 0.01

< 0.01

< 0.01

0.05

< 0.01

< 0.01

TiO2

0.01 %

0.02

< 0.01

< 0.01

< 0.01

< 0.01

< 0.01

0.01

< 0.01

< 0.01

P2O5

0.01 %

0.11

0.03

0.07

0.04

< 0.01

< 0.01

0.06

< 0.01

< 0.01

L.O.I.

0.01 %

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

Total

 - - - - -

54.92

54.39

54.20

47.00

55.19

55.22

51.48

54.95

54.68

As

1 ppm

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

Ba

10 ppm

 < 10

< 10

< 10

< 10

< 10

< 10

< 10

< 10

< 10

Bi

1 ppm

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

Br

1 ppm

1

1

1

1

2

1

1

2

2

Cl

10 ppm

80

60

80

50

100

60

40

50

50

Co

1 ppm

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

Cr

1 ppm

6

6

5

5

< 2

2

4

3

< 1

Cu

1 ppm

4

< 1

< 1

3

< 1

< 1

2

2

2

Ga

1 ppm

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

Ge

1 ppm

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

Hf

1 ppm

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

Mo

1 ppm

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

Nb

1 ppm

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

Ni

1 ppm

< 1

< 1

< 1

< 1

< 2

< 2

4

< 1

< 1

Pb

1 ppm

4

3

3

2

5

5

3

2

3

Rb

1 ppm

4

1

1

< 1

1

1

2

1

1

S

10 ppm

50

60

60

140

70

40

20

40

50

Sb

3 ppm

< 3

< 3

< 3

< 3

< 3

< 3

< 3

< 3

< 3

Se

1 ppm

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

Sn

3 ppm

< 3

< 3

< 3

< 3

< 3

< 3

< 3

< 3

< 3

Sr

1 ppm

160

244

207

45

169

177

106

184

153

Ta

2 ppm

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

< 2

Th

1 ppm

4

4

2

1

< 1

2

1

3

3

Tl

1 ppm

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

U

1 ppm

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

V

2 ppm

6

< 2

6

< 2

< 2

< 2

8

< 2

< 2

W

2 ppm

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

Y

1 ppm

5

1

3

< 1

4

3

< 1

1

< 1

Zn

1 ppm

6

3

3

8

10

7

22

8

5

Zr

1 ppm

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

< 1

EDXRFA (Spectro­Xepos), calibration: SRMs – Lucas­Tooth­Modell, samples: glass discs and/or powder pellets
major elements as oxide wt. %, Fe as Fe

2

O

3

tot., trace elements in ppm, L.O.I. at 1000 °C/2h, analysis on dry basis (105 °C/24h)

L.O.I. = loss on ignition, LLD = Lower Limit of Detection, n.d. = not determined