Raport intermediar de cercetare: [303048]

Universitatea București

Facultatea de Geologie și Geofizică

Raport intermediar de cercetare:

Structura geologică profundă a zonei seismogene Vrancea

Coordonator științific Doctorand: [anonimizat]. Cornel Păunescu Ing. Natalia-Silvia Chira

(Asimopolos)

– 2015 –

INTRODUCERE

Departe de a fi elucidată problema proceselor încă active de apariție a [anonimizat], zona seismogenă Vrancea suscită interesul cercetatătorilor români și străini deopotrivă.

Periodic, [anonimizat], [anonimizat] 1940 cu magnitudinea de 7.4 și adâncimea de 133 km, cel din 1977 cu magnitudinea de 7.2 și adâncimea de 100 km, cel din 1986 cu magnitudinea de 7.1 și adâncimea de 130 km, cel din 1990 cu magnitudinea de 6.7 și 6.2 și adâncimea de 90 km, respective 79 km și cel din 2004 cu magnitudinea de 6 și adâncimea de 98,6 km, [anonimizat], [anonimizat]-balcanică, dar fiind resimțite și în Polonia și Ungaria.

Astfel, regional, zona Vrancea (45,7 șN, 26,5 ș E) apare ca o [anonimizat]-[anonimizat] 30 km, similar cu cele din Bucaramanga (6,8ș N și 73,1șV) [anonimizat] (36,5ș N și 71șE) în Afganistan (Asia).

Complexitatea structurii geologice este dată de dezvoltarea amplă a [anonimizat] (evaluate pe grosimi până la 10 km), sub care se situează formațiuni mezozoice și paleozoice de platformă (pe aproximativ 8-10 km) și acoperite tectonic de pânzele flișului Carpaților Orientali.

[anonimizat], capabile să explice seismicitatea accentuată din această zonă. Elaborarea unor modele litosferice care să contribuie la explicarea structurii geologice din partea superioară a crustei, contribuind la elucidarea cauzelor care concură la producerea cutremurelor intermediare din zona Vrancea.

În cele ce urmează mă voi referi la detalierea structurii de adâncime din zona Vrancea unde se presupune a fi contactul a trei mari unități tectonice: [anonimizat], [anonimizat] – [anonimizat]-Alpină. De asemenea detalii asupra crustei din zona vrânceană și zonele adiacente.

ALCĂTUIREA GEOLOGICĂ A ZONEI VRANCEA ( DUPĂ M. SĂNDULESCU, 1984)

Zona Vrancea este situată în sectorul carpatic cunoscut sub numele de ,,Curbura Carpaților Orientali,,. În cadrul regiunii geodinamic active pot fi separate două tipuri de unități geotectonice majore (Săndulescu, 1984): orogenul și platformele (unități de vorland).

Caracetristic Carpaților Orientali este structura în pânze de șariaj atât în zonele interne cât și în zonele externe ale catenei. Astfel distingem de la interior (vest) spre exterior (est) următoarele sisteme de pânze: [anonimizat] (cu tectogeneză cretacică) și pânzele moldavidice (cu tectogeneză miocenă).

Pânzele transilvane (puse în loc la sfarșitul sau în timpul Albianului), cele mai intrne și mai înalte din zona cristalino-mezozoică a Carpaților Orientali, sunt pânze de obducție constituite din complexe ofiolitice mezozoice și/sau formațiuni sedimentare triasice, jurasice și cretacic inferioare, cu precădere calcaroase și marno-grezoase de vârstă Jurasic Mediu, grosimile fiind moderate, situate între 800-1000 m. Ele acoperă tectonic formațiunea de wildflisch a pânzei bucovinice (cea mai de sus pânză a Dacidelor mediane). Aflorează la Hăghimaș și Perșani.

Pânzele dacidice mediane (Pânzele central est-carpatice), sunt pânze de forfecare a formațiunilor metamorfice precambriene și paleozoice acoperite de formațiuni sedimentare mai ales mezozoice. Pânzele se acoperă reciproc și de sus în jos (în sensul retro-tectonic de la interior spre exterior) se disting pânza bucovinică, pânza sub-bucovinică și mai multe pânze infrabucovinice, fiecare caracterizându-se de succesiuni sedimentare specifice la unul sau mai multe nivele.

Tectogeneza, reliefată prin cateva falii, s-a realizat în intervalul Albian – Apțian, cu două momente de maxim: Intra-Apțian și sfarșitul Albianului.

Falia Dealu-Mare – falie compozită cu deplasari pe verticală și oroizontală – care limitează la sud culoarul Vlădeni, separă în partea cea mai internă a curburii a cristalinului mezozoic două sectoare, din cauza eroziunii diferite de o parte și de alta a faliei menționate – aflorează unități structural diferite. La nord de falia Dealu Mare, în compartimentul mai coborât și mai decalat spre vest al zonei cristalino-mezozoice aflorează doar pânza bucovinică și pânzele transilvane. La sud de falia Dealu Mare ce se prelungește pe sub Depresiunea Bârsei în compartimentul mai ridicat și mai decalat spre est, aflorază mai multe unități, corelabile cu cele din sistemul central est-carpatic, înglobate în linii mari în domeniul getic și supragetic. Pânza bucovinică are echivalentul pe un petec de acoperire redus, petecul Bârsa Fierului, pânza sub-bucovinică corespunde digitației Șinca, limitată la est de falia gnaiselor de Holbav, iar unitățile infrabucovinene se regăsesc în unitățile de Brașov și de Holbav.

Zona cristalino-mezozoică de la interiorul curburii păstrează în lungul ei o omogenitate reală a alcatuirii geologice (deși este fragmentată de falii transversale importante), structural nemaiexistând o limită între Carpații Orientali și Carpații Meridionali.

Unitățile moldavidelor (cu tectogeneză majoră de vârstă Miocen) sunt pânze de cuvertură, constituite numai din formațiuni sedimentare – în cea mai mare parte de tip fliș și subordonat de tip molasic – dezlipite de subasmentul lor primar și șariate spre exterior, în cea mai mare parte peste platformele din fața Carpaților. Limita exterioară a Moldavidelor coincide cu limita externă a Dacidelor, aceasta fiind marcată de fruntea Pânzei subcarpatice acolo unde aflorează, mai precis la nord de Valea Trotușului.

Dinspre interior spre exterior putem enumera următoarele unități moldavidice: pânza flișului curbicortical, pânza de Macla, Pânza de Audia, Pânza de Tarcău, Pânza cutelor marginale, Pânza subcarpatică.

Pânza flișului curbicortical are o structură caracterizată de dezvoltarea unor cute lungi bine exprimate, adesea cu flanc invers, răsturnate spre est. Volumul cel mai important în alcătuirea pânzei îl constituie seria flișului curbicortical, gresii și arenite, cu abundente granule de cuarț.

Pânza de Macla – găsită la vedere în zona de curbură în fața pânzei Flișului Curbicortical, are în componență cu precădere depozite cretacice superioare predominant pelitice sub care se dezvoltă, pe alocuri, secvențe de fliș curbicortical (de vârstă Albian) cu grosimi ce nu depășesc 1200 m.

Pânza de Audia – se dezvoltă în tot cuprinsul zonei flișului cu o lățime de aflorare destul de redusă, are în componență Seria Șisturilor Negre (Hauterivian – Albian), pelitice cu character grezos cuarțos glauconitic în Albian. În intervalul Vraconian – Turonian se dezvoltă o secvență pelitică de argile vărgate, peste care se așează discordant un fliș grezos (gresia de Siriu, gresia de Prisaca) de vârstă Senonian – Eocen. Structura pânzei se compune din formațiuni imbricate, ca niște solzi, care afectează Seria Șisturilor Negre și argilele vărgate.

Pânza de Audia, ca și Pânza de Macla și Pânza Flișului Curbicortical au fost puse în loc în Miocenul inferior (Burdigalian), depozitele Burdigalian superioare acoperă discordant urma planelor de șariaj a acestor pânze.

Pânza de Tarcău – este una din cele mai întinse pânze din zona flișului, alcătuită din formațiuni cretacic inferioare (Șisturi Negre) și superioare (Strate de Lupchianu, Strate de Hangu și de Horgazu), paleogene (gresia de Tarcău și faciesurile echivalente mai externe în Paleocen – Eocen, gresia de Fusaru și gresia de Kliwa în Oligocen), precum și miocen inferioare (conglomerate de Brebu, strate de Cornu și partea superioară a faciesului bituminous cu gresia de Kliwa).

Pânza de Tarcău are mai multe digitații – a gresiei de Tarcău, de Ciunget și Leșunț, cu litofacies specific în Paleocen – Eocen. Cea mai internă, a gresiei de Tarcău se caracterizează cel mai bine, fiind mai întinsă, prin cute simple, faliate, veriticale sau puțin deversate spre est. Digitațiile externe au o structură în solzi încălecați spre est, cu atât mai imbricați cât sunt mai apropiați de fruntea pânzei.

În fața pânzei de Tarcău se gasesc mai multe petece de rabotaj smulse din pânza cutelor marginale din partea internă. Ele sunt alcătuite din formațiuni paleogene (eocene și oligocene) și miocen inferioare cu litofaciesuri caracteristice cutelor marginale.

Pânza cutelor marginale – aflorează de sub pânza de Tarcău, în semifereastra Vrancea, alcătuită din formațiuni cretacice inferioare asemănătoare Șisturilor Negre (Strate de Streiu, strate de Sărata), cretacice superioare (cu argile vărgate cu radiolarite, urmate de depozite calcaroase pelagice senoniene – strate de Lepșa) paleogene și miocene inferioare. La nivelul Eocenului se cunosc mai multe litofaciesuri de fliș (digitația Greșu – intern). La nivelul Oligocenului și Miocenului inferior se dezvoltă un facies bituminos cu gresie de Kliwa, invadat spre exterior de conglomerate (cu elemente de șisturi verzi) și care trece și în Miocenul inferior. Este urmat de formațiunea Eocomiană și de depozite molasice (strate de Hîrja, gresia de Almașu).

În fereastra Vrancei au fost puse în evidență digitațiile Greșu, superioară și mai intense și Coza, inferioară, ce se deosebesc prin dezvoltări litofaciale mai ales în Paleocen – Eocen.

Pânza subcarpatică – este cea mai externă pânză din grupul pânzelor moldavidice, se compune din formațiuni miocene, molasice (conglomerate de Pietricica și de Pleșu, stratele de Măghirești, Tescani, Almașu, Borzești), gresii badeniene sau gipsuri. În baza lor se dezvoltă în unele sectoare formațiunea cu sare miocenă inferioară. În pânza subcarpatică se cunosc și depozite Paleocene (Oligocene cu șisturi disodilice, gresii de Kliwa și menilitele Eocene de tipul stratelor de Bisericani) antrenate continuu în procesul de șariaj. În pânza subcarpatică au fost distinse trei subunități cu rang de digitații, de la interior spre exterior: Măgirești – Perchiu, Pietricica și Valea Mare.

Pânzele de Tarcău și a cutelor marginale au fost puse în loc în timpul Miocenului mediu și eventual reluate în Sarmațian atunci când a fost șariată pânza subcarpatică (în Bessarabian).

Deformarea seriilor sedimentare aparținând acestor pânze s-a produs în două momente diferite: în primul moment producându-se dezlipirea de soclul primar iar în cel de-al doilea șarierea principală (Săndulescu, 1984, 1988). Pentru pânzele flișului curbicortical, de Macla și de Audia cele două faze au fost laramică timpurie (65 Ma) și stirică veche (20 – 18 Ma), pentru Pânzele de Tarcău și cea a cutelor marginale stirică veche (20 – 18Ma) și nouă (15.5 – 15Ma) iar pentru Pânza subcarpatică pe lângă fazele stirice se adaugă și fazele moldavă (12-11 Ma) și valahă (1,62 – 1Ma), aceasta din urmă doar pentru o suprafață restrânsă.

Avant – fosa este depresiunea molasică cea mai externă care a funcționat ca zonă de sedimenteare după terminarea proceselor tectogenetice de șariaj. Astfel, tipică este Depresiunea Focșani a cărui flanc intern mărginit de falia Cașin – Bisoca, acoperă o fâșie îngustă din fruntea pânzei subcarpatice, în timp ce mare parte a ei este suprapusă vorlandului. Deci depozitele care o alcătuiesc sunt sarmato-pliocene, formațiunile mai vechi fiind subasmentul depresiunii ce pot fi al unor unități tectonice diferite. Depresiunea Focșani are o formă asimetrică pronunțată, cu flancul intern mai îngust și redresat, iar cel extern larg și puțin înclinat, subasmentul fiind aproape exclusiv de tip platformă. Face excepție o zonă îngustă cu elemente frontale ale pânzei subcarpatice. Este foarte slab arcuită, în același sens cu întreaga curbură, se deschide către sud, lărgindu-se treptat mai ales prin dezvoltarea progresivă a lățimii flancului extern. Depresiunea se îngustează din ce în ce mai mult spre sud-vest de râul Buzău.

Declanșarea subsidenței accentuate care a generat Derpesiunea Focșani, este contemporană sau puțin ulterioară ultimei faze de deformări prin compresiune – faza moldavă. Acesteia i-a urmat în zona cutată un moment de morfogeneză importantă, cu mișcările verticale ce au afectat cu precădere zona flișului și care a continuat până în Cuaternar, fiind însoțit spre exterior de accelerarea subsidenței. De altfel abundă galeții ce alcătuiesc conglomeratele sarmato-pliocene și care provin din roci ale flișului extern, marcând începutul perioadei de morfogeneză ce a afectat această parte a flișului.

Forma asimetrică a Depresiunii Focșani datează de la redresarea flancului intern în momentul ultimelor deformări ce au afectat curbura Carpaților Orientali în Pleistocen inferior (faza valahă).

Vorlandului carpatic, regiunea din fața curburii Carpaților Orientali are o alcătuire la care participă segmente ale Platformei Moesice, Orogenului Nord-Dobrogean și Depresiunii Bârladului în subasmentul căreia se găsesc elemente ale Platformei Scitice (de vârstă epihercinică, cu o grosime mare a formațiunilor jurasice superioare).

Platforma Moesică este limitată la nord și nord-est de falia Peceneaga – Camena și de prelungirea nord-vestică a acesteia. În aria din fața curburii Carpaților Orientali interesează două sectoare principale ale Platformei Moesice: cel în al cărui subasment se găsesc larg dezvoltate șisturi verzi (Permian superior – Vanadian) ce aflorează în Dobrogea centrală și cel Sud-Dobrogean valah în subasmentul căruia se găsesc formațiunile mezometamorfice, gnaisice (Precambrian mediu) cunoscute la Palazul Mare. Între aceste două compartimente există raporturi tectonice, la nivelul fundamentului, compartimentul Sud-Dobrogean valah fiind mai ridicat și probabil încălecat peste cel al șisturilor verzi. Soclul platformei de tip Palazu Mare ajunge cu valori de maxim ale anomaliei magnetice regionale până la Buzău, contactul cu cel al șisturilor verzi având în aceasta arie o schimbare bruscă de direcție (de la NV – SE la E–V). Se deschide astfel spre NV între falia Peceneaga – Camena la NE și contactul menționat mai sus o zonă din ce în ce mai largă ce se afundă sub pânzele flișului, al cărui soclu este alcătuit din șisturi verzi.

Falia Peceneaga – Camena a avut un rol important în evoluția vorlandului carpatic prin decroșările pe care le-a permis, unele panouri ale platformei putând să se miște independent determinând prin subîmpingeri deformări de vârste diferite în diverse segmente ale orogenului.

Orogenul Nord-Dobrogean este situat la nord și nord-est de falia Peceneaga – Camena, cunoscut și sub numele de ,,Promontoriul Nord-Dobrogean,, reprezintă prelungirea nord vestică a sistemului orogenic alpin al Dobrogei de Nord. Acest sistem orogenic este cel mai vestic al catenei alpine intercratonice ce cuprinde de asemnea Crimeea de Sud și Caucazul Mare. Principalele momente de tectogeneză ale Dobrogei de Nord aparțin fazelor hercinice (bretonă și sudetă) și fazelor alpine timpurii (chimerice și eocretacice).

Depresiunea Bârladului este un tronson din depresiunea predobrogeană ce se întinde din regiunea Deltei Dunării spre nord-est până dincolo de Siret de unde intră în șariajele pânzelor din Carpații Orientali.

Complexitatea structurală a Carpaților în general și implicit a zonei de curbură este reflecatată și în evoluția tectonică. Începând cu fazele de tectogeneză din Cretacicul inferior și terminând cu cea valahă din Pleistocenul inferior regiunea de curbură a înregistrat cel mai complet registru al fazelor de tectogeneză, eșalonat în timp și spațiu, de la interior spre exterior. Fiecare tectogeneză tânără este însoțită de reluări – retrocutări sau retroîncălecari în unitățile mai interne, dar care n-au depășit niciodată intensitatea tectogenezei principale dintr-o zonă data.

Subasmentul primar al pânzelor flișului a fost treptat ,, consumat,, prin procese de tipul subducției, în acest fel vorlandul avansând tot mai mult sub edificiul cutat și șariat al Carpaților.

Procesul de subîmpingere a platformei a determinat de fapt o ,,subțiere,, de soclu în zona flișului, niciuna din pânzele ce o alcătuiesc nemaifiind suprapusă subasmentului primar al ei, ci unui soclu situat înainte de șariajul fiecăruia într-o poziție mai externă.

Zona în care s-a produs consumul unei părți sau a întregului soclu primar al pânzelor flișului are o poziție mai internă decât cea mai internă dintre acestea. Ea se găsește la verticala pânzelor din sistemul central est-carpatic cel puțin la verticala părții externe a acestora.

Fig. nr 1. Harta tectono-strucurală a României (M. Sandulescu, 1984)

GRADUL DE CUNOAȘTERE AL ZONEI DE CURBURĂ A CARPAȚILOR ORIENTALI

În raport cu celelalte elemente carpatice are particularități specifice :

Este rezultatul juxtapunerii unor grupe de unități tectonice, deformate în timpuri diferite, pentru care raza de curbură nu este mereu aceiași;

Este cea mai accentuată curbură de tip salient (curbură convexă în raport cu vorlandul);

Este locul celor mai tinere deformări carpatice, fie determinate de compresiune (deformări intrapleistocene), fie determinate de distensiune (depresiunile Bârsa, Sfântul Gheorghe, Bretcu) situate în partea internă;

Este locul cu cea mai intensă activitate seismică din țara noastră și cea mai activă.

Aici sunt cele mai profunde cutremure din întreaga zonă carpatică;

Este situat aproape de zona de curbură maximă a arcului carpatic;

Ocupă o regiune aproximativ cilindrică;

Multe dintre soluțiile mecanismulor focarelor de cutremure în Vrancea au fost interpretate ca indicând extensie pe verticală;

Tomografia seismică indică faptul că cilindrul activ seismic este asociat cu o zonă de înaltă viteză în mantaua superioară care are o mai mare mărime, atât lateral cât și în profunzime.

Fig.2.a. DEM din România, subliniind natura foarte arcuită a Orogenului carpatic, și locul de profunzime intermediară de seismicitate a zonei Vrancea și mecanismele focale ale cutremurelor (1977-2001) din catalogul CMT (Harvard, SUA) afișate ca mingi alb-negru și din catalogul ISC afișate ca puncte negre. Date topografice de la USGS GTOPO 30 (Smith și Sandwell, 1997). (Knap et. al,2005)

Cercetările gravimetrice și magnetice regionale au avut un rol major la descifrarea structurii geologice profunde și la trasarea principalelor accidente rupturale longitudinale și transversale (Socolescu 1954,1958,1964; Gavăț et al., 1963; Airinei et al., 1966;1983; Botezatu et al.,1978).

Studiile efectuate prin metoda sondajelor magnetotelurice (Stănică et al., 1984) au furnizat informații asupra stratului de conductivitate și implicit asupra litosferei, au arătat anizotropia structurală după poziția hipocentrelor între cele două domenii de adâncime menționate (de la NE-SW în zona de suprafață la NNE-SSW pentru domeniul de adâncime intermediară Radu, 1965) confirmată ulterior de datele furnizate de sondajele magneto-telurice de adâncime (Stănică, 1986). Stănică et. al, 1986, au stabilit o variație laterală neobișnuită a grosimii litosferei de pe teritoriul României: aproximativ 150 km în Platforma Est-Europeană,120-130 km în Platforma Moesică și 80-90 km în Depresiunea Transilvaniei. În zona Vrancea adâncimea la astenosferă depășește 200 km. Aceste date sunt considerate argumente în sprijinul existenței pe teritoriul României a 3 compartimente litosferice distincte.

Studiul fluxului termic (Veliciu et al., 1977; Demetrescu și Veliciu, 1991) precum și realizarea unor modele de variație a temperaturii cu adâncimea au adus de asemenea informații prețioase asupra structurii litosferei. Temperaturile mici din manta sunt asociate cu volumul de viteză mare de sub zona Vrancea și cu litosfera Platformei Est-Europene. Au fost obținute temperaturi mari în colțul de SE al depresiunii Transilvaniei, în zona magmatismului neogen a Carpaților Orientali și în zona Orogenului Nord-Dobrogean.

Modelul termic a fost utilizat de Ismail-Zadeh et al. (2005) care explică pattern-ul de stress regional și seismicitatea de adâncime intermediară prin calcularea starii de tensiuni și curenții mantelici din aria cercetată, comparate cu seismicitatea de adâncime intermediară, cu concluzia că forțele de flotabilitate pot controla deformația actuală în zona Vrancea.

În 2008, Ismail-Zadeh et al. (2008), utilizând o nouă metodologie, în contextual geodinamicii regionale, au prezentat un model cantitativ al evoluției termice a volumului seismogen din zona Vrancea, de asimilare a distribuției din prezent a temperaturilor din crustă și din mantaua superioară pentru a obține informații pentru Miocen.

Pentru determinarea distribuției actuale a temperaturii în adâncime, a fost folosit procedeul descries de Ismail-Zadeh et al., 2005 pe un model tomografic mai avansat, publicat de Martin et al. ,2006. Imaginea litosferei subduse devine clară la adâncimea de 70-110 km ca o anomalie rece orientată NE-SV. Cu creșterea adâncimii, imaginea termică a fragmentului de placă subdus se lățește în direcția NV-SE. Orientarea corpului rece se schimbă de la NE-SE la N-S sub adâncimea de 200 km. Fragmentul de placă se extinde până la 280-300 km sub zona Vrancea. O anomalie rece care apare în Bazinul Transilvaniei la adâncimea de 370-440 km poate fi interpretată conform Wortel și Spakman , 2000 și Martin et al. ,2006, ca o rămășiță a litosferei subduse ce s-a detașat de-a lungul arcului carpatic în timpul Miocenului și se menține în zona de tranziție din mantaua superioară.

Studii de tomografie recente Martin et al., 2006, contureaza un corp de mare viteza sub regiunea vrânceană, corp ce se extinde până la adâncimea de ~400 km (în figura de mai jos)

Figura 2.b Imaginea tridimensionala a tomografiei seismice (Martin et al., 2006) și hipocentrele cutremurelor (punctele albe reprezintă seismicitatea de adâncime medie din Oncescu et al.(1999) iar cercurie roșii sunt evenimentele mai importante. Izosuprafața albastră reprezintă anomalia pozitivă de 2% a undelor P. Suprafața superioară reprezintă topografia.

Studiile mișcărilor pe verticală ale scoarței terestre în urma măsurătorilor de precizie au dus la elaborarea unei hărți a mișcărilor crustale recente din România (Popescu și Drăgoescu, 1986).

Alți cercetători au pus problema corelației dintre mareele gravimetrice și momentul declanșării cutremurelor de pământ cu focarul în regiunea Vrancea (Zugravescu et al., 1978, 1985, 1988 ).

Studiile seismologice au fost mai ample, și au început odată cu înființarea în 1935 a Serviciului Seismologic Român de către C. Demetrescu și totodată cu creșterea interesului a seismologilor de renume internațional, cum ar fi Jeffreys (studiul cutremurului din 1929, pentru elucidarea adâncimii focarelor) și Gutenberg și Richter, 1954 –care au evaluat evenimentele seismice din Vrancea ca fiind un remarcabil grup al șocurilor din România, energie seismică mare eliberată într-un volum foarte restrâns (având o extindere a zonei epicentrale de aproximativ 40 x 80 km2 și o dezvoltare pe verticală de până la 200 km adâncime).

Numeroase studii au fost efectuate asupra zonei de curbură a Carpaților Orientali, în legătură cu explicarea seismicității ridicate a sectorului Vrancea-Focșani, ce s-au intensificat după cutremurul din 1977.

Amintesc aici de profilul internațional II (Galați – Călărași) – Constaninescu ;I Cornea, 1972 și XI (Oradea – Galați) prin metoda undelor de reflexie, sondaje seismice pericritice în vorlandul din vecinătatea zonei de curbură a Carpaților Orientali (Enescu et. al., 1972; Rădulescu, 1989) prin sondaje reflexive și mai nou prin metoda undelor reflectate în varianta acoperirii multiple.

De-a lungul timpului s-au elaborat mai multe modele structurale având la bază principiile tectonicii globale și în particular a conceptelor de placă continentală și coliziune între plăci continentale, s-au formulat interpretări privind evoluția geodinamică a Carpaților Orientali în general și a zonei Vrancea în particular de către mai mulți cercetători: Oncescu, 1984, Constantinescu et. al., 1973, 1974; Rădulescu și Săndulescu, 1978; Constantinescu și Enescu, 1985 în contextul studiilor regionale făcute de Mc Kenzie, 1970 – studii ce cuprind bazinul mediteranean ca relict al Ocenului Tethys.

Ipotezele la nivelul României lansate în concepția autorilor St. Airinei, C. Roman, L. Constantinescu și D. Enescu, au fost de existența mai multor microplăci (unele subplăci sau chiar blocuri), situate între plăcile majore Eurasiatică (sau Est-Europeană) și Africană.

Fig. 3. Sistemul segmentelor litosferice de pe teritoriul României în pozițiile și cu sensurile de mișcare actuală, privit în contextul conceptului tectonicii plăcilor (după St. Airinei, 1977).

1. limită de anomalie gravimetrică regională de maxim

2. limită de anomalie gravimetrică regională de minim

3. axe de rninim gravimetric

4. câmp de fracturi crustale

5. direcții de mișcare a plăcilor si microplăcilor litosferice

A -extremitatea de SV a plăcii Euroasiatică; B- microplaca interalpină;

C -microplaca Moesică; D – microplaca Mării Negre.

In fig.nr. 3 se arată că microplaca turcă este în mișcare de la SE spre NV, microplaca Mării Negre, are o mișcare sensibil asemănătoare microplăcii turce, microplăcii Moesice i se atribuie o mișcare oscilantă de la S spre N sau dinspre SE spre NV; iar microplaca transilvană (sau interalpină) este inactivă sau are o mișcare lentă. Existența acestor microplăci nu a fost susținută de argumente geologice sau geofizice – dar ele continuă să fie admise de autorii modelelor ca o necesitate.

Astfel C. Roman (1973) bazându-se și pe supoziția existenței microplăcii a Mării Negre lansate de Mc Kenzie (1972), consideră că activitatea seismică din zona Vrancea ar putea fi rezultatul subducției microplăcii Mării Negre tocmai în substratul acestei zone.

L. Constantinescu et al., (1973) stabilește că distribuția focarelor cutremurelor normale și intermediare din regiunea Vrancea are loc de-a lungul unui plan ruptural de tip Benioff, ale cărui caracteristici sunt definite de mecanismul de producere a cutremurelor din aceste focare, sugerându-se un amplu process de subducție în substratul regiunii.

Tot L. Constantinescu (1975) stabilește aliniamentul unei fracturi crustale majore de mare amploare – ce continuă din Marea Neagră și până dincolo de Carpații Nordici, fractură care provoacă la nivelul discontinuității Moho o săritură de 10-20 km în domeniul continental și 1-10 km sub Marea Neagră, fractură activă seismic dovedită de numeroase focare de cutremure.

În consecință, pe teritoriul României distingem trei unități litosferice distincte: placa Est- Europeană, subplaca Moesică și subplaca Intraalpină, care se întâlnesc direct în substratul regiunii Vrancea. Contactul mutual al subplăcilor alpină și moesică prezintă relații clare de subducție, associate sistemului ruptural de tip Benioff. Intensificarea subducției din segmentul Vrancea se datorează înaintării mai rapide a microplăcii Mării Negre, împinsă de microplaca turcă, care are viteza de deplasare cea mai mare în tot estul bazinului mediteranean.

Una din ipoteze, a lui Fuchs et al., (1979) implică o paleosubducție NE-SV, marginea de sud-est a plăcii fiind decuplată de restul plăcii. Oncescu M.C., (1984) presupune producerea cutremurelor vrâncene nu în interiorul fragmentului de placă în cădere gravitațională, ci în zona de separație (aproximativ vertical) dintre el și restul plăcii, ca urmare a studierii distribuției spațiale a cutremurelor vrâncene. Cu toate acestea, cele două ipoteze prezintă lacune în privința materialului de deasupra suprafeței de rupere a fragmentului de placă în cădere gravitațională până la restul plăcii (între 40 și 70 km adâncime), adâncimi care nu admit material astenosferic și nici litosferic.

O ipoteză propusă de Constantinescu și Enescu implică o plaeosubducție SE – NV în zona Vrancea și producerea cutremurelor în interiorul fragmentului de placă rupt și aflat în astenosferă. Astfel se elimină deficiențele enumerate mai sus și are la bază existența în trecut a Oceanului Tethys (Marea Neagră și Marea Mediterană ca ramașițe) a cărei dispariție se datorează convergenței plăcilor Africană și Eurasiatică, care a facut posibilă subducerea plăcii oceanice sub placa continentală a Carpaților, proces datorat probabil antrenării în mișcare descendentă a unui curent de convecție.

Procesul de coliziune însoțit de subducție a plăcii litosferice oceanice și de reducere a oceanului inițial marchează începutul perioadei de activitate seismică în regiune, ca și nașterea munților în mod adițional producându-se și ruperea și detașarea crustei oceanice de cea continentală mai ușoară.

Ruptura crustei oceanice are loc la începerea procesului de coliziune. Placa de crustă izolată la o poziție cvasi-verticală atât datorită pe de o parte din placa ce i-a dat naștere cât și datorită acțiunii forțelor gravitaționale. În acest fel se poate explica de ce aceasta lespede este verticală. Separarea acestei lespezi oceanice este un martor al paleosubducției. Un rol important în acest proces l-a avut și subplaca Mării Negre puternic împinsă de microplaca Anataloiei proces ce a generat un stress puternic apt să rupă litosfera oceanică. Cu o intensitate mai mică microplaca Mării Negre continuă să fie împinsă de placa Arabă prin intermediul microplăcii Anatolice.Nu există argumente convingătoare în privința direcției paleosubducției: NE către SV în zona de suprafață sau SE către NV, incertitudine data de distribuția spațială ale hipocentrelor vrâncene, care precizează totuși câteva elemente:

Existența în zona Vrancea a trei zone distincte din punct de vedere al adâncimii cutremurelor:

Cutremure crustale cu adâncimea focarului ce nu depășește 40-45 km ce aparține litosferei continentale;

Cutremure intermediare cu adâncimea focarului cuprinsă între aproximativ 70-80 km și aproximativ 200 km;

Activitate seismică minimă situată între 40 70 km ce aparține litosferei continentale.

Focarele cutremurelor intermediare se situează într-o zonă ce reprezintă parte a unui corp vertical având limita superioară la o adâncime de 80 km și la limita inferioară la 200 km, care se presupune a fi un fragment de litosferă oceanică ruptă dintr-o placă a cărei subducție în astenosferă a fost întreruptă de un proces de coliziune.

Ridicarea Carpaților include două structuri majore: una în timpul Cretacicului și Paleogenului timpuriu si altă ridicare care rezultă din subducția Neogenă a flișului molasic din Cretacic si Miocen – Sandulescu, 1975.

Linzer (1996) propune un model kinematic care are la baza subducția retrogradă a unei placi oceanice, presupune că un relict de litosfera oceanică a Tethysului, antrenată în subducție s-a rupt și a migrat lateral, din poziția inițială, de sub cei mai tineri munți vulcanici (Perșani) până la poziția actuală de sub zona seismică Vrancea. Ipoteza explică vulcanismul calc-alcalin, dar decuplarea dintre lespede și crustă nu oferă argumente privind subsidența intensă din avanfosa situată în fața regiunii Vrancea, ca și seismicitatea puternică a regiunii. Ratschbacher et al. (1993) propune ca mecanism de formare a panzelor Carpatice, interacțiunea dintre platforma Est Europeană și placa Moesică.

La începutul și mijlocul Miocenului lanțul Carpatic a avut o orogeneză transpresională. Coliziunea oblică dreaptă a sudului Carpaților cu platforma Moesică a fost rezolvată în mare parte prin penetrări oblice mai degrabă decât prin fracturi de alunecare. În Miocenul târziu, când centura majoră a lanțului muntos s-a ciocnit de-a lungul platformei Moesice și de-a lungul zonei de pătrundere (liniei) Tornquist-Teissere care a acționat ca o barieră, subducția a fost posibilă numai în întro zonă îngustă în sud-estul Carpaților. Sistemul de deformare a fost forțat să se rotească în sens orar pentru o perioadă scurtă de convergență de la sfârșitul Miocenului până în Cuaternar. Cutele valahe reprezintă această etapă finală de scurtare, dar care include și cute- falii în sudul Carpaților, Hyppolite et al, 1999.

Sperner et al., 1999, a propus un scenariu tectonic de evoluție geodinamică a zonei Vrancea asemănător, în care între ~17 Ma ( Ottnangian-Karpatian) și ~12 Ma (Sarmațian) blocul Tisa-Dacia a suferit o rotație de ~40° în sensul acelor de ceasornic. Sperner et al. (2001) introduce modelul de ruptură pentru o placă subdusă pentru a explica atat distribuția hipocentrelor din zona Vrancea cât și mișcările observate în suprafața în zonele adiacente.

Fig. 4. Evoluția geodinamică a regiunii Carpato –panoniene în timpul Miocenului bazat pe date kinematice, sedimentare și paleomagnetice (Sperner et al., 1999).

Seismicitatea particulară din regiunea Vrancea, deformările crustale și lipsa vulcanismului asociat de obicei zonelor de subducție s-au canalizat pe trei direcții în concepția diverșilor cercetători: subducție a crustei oceanice „in place”, ruperea crustei oceanice și retragerea ei ( roll-back), respectiv delaminare litosferică.

Ponderea cea mai mare în literatură o au lucrările în care este susținut scenariul unei subducții a unei litosfere oceanice (ex. Gutenberg și Richter, 1954, Roman, 1970, Rădulescu și Săndulescu, 1973, Constantinescu et al, 1973, Airinei, 1977, Fuchs et al., 1979, Constantinescu și Enescu, 1984, Oncescu, 1984, Linzer, 1996), se bazează pe studii seismologice și sunt în general modele de viteză care iau în calcul modele geologice simplificate fără a lua în considerație complexul de posibile surse de anizotropie de la interfața crustă – manta- și mantaua litosferică – astenosferă.

Având la bază în principal sondajele seismice, au fost elaborate modele de ruperea lespezii litosferice, urmată de o delaminare a mantalei litosferice de-a lungul unui plan orizontal, aflat sub crustă, și roll-backului spre SE asociat cu mărirea pantei litosferei subduse (Girbacea and Frisch, 1998; Seghedi et al., 1998; Sperner et al., 2001, Gvirtzman Z, 2002, Knapp et al, 2005), sau de existența unei triple joncțiuni instabile (Beșuțiu., 2001, 2006).

Cele mai populare trei scenarii geodinamice sunt (A) subducția unei plăci oceanice și ruperea sa (break-off), (B) subducția unei plăci oceanice și (C) sfâșierea (tearing) laterală progresivă sub vorlandul carpatic și delaminarea litosferei continentale.

Fig. 5 . (după Knapp et al.,2005)

O soluție alternativă la modelele bazate pe ipoteza subducției a fost propusă de Beșuțiu (2001), Beșuțiu (2006). În concepția autorului, geometria volumului seismogen din Vrancea este cvasiverticală, prismatică și este rezultatul interacțiunii unei plăci majore și a două sub-plăci (Placa Est Europeană, sub-Placa Moesică si sub-Placa intra- Alpina) aflate în condiții geodinamice de triplă joncțiune instabilă. Triplul contact este conturat de trei discontinuități majore: zona Tornquist-Tesseyre, Falia Peceneaga – Camena și Falia Trans-Getică. Caracterul instabil al triplei joncțiuni a fost impus de excesul de viteză oferit Microplăcii Moesice la începutul Cretacicului Superior de deschiderea bazinului de vest al Mării Negre. Colapsul segmentului litosferic central al triplei joncțiuni ar putea explica și absența vulcanismului din «spatele» zonei Vrancea, simetria bazinului Focșani și prezența unor falii normale pe flancurile sale, precum și rata de subsidență neobișnuită a Neogenului din zona de curbură a Carpaților Orientali, mai mare decât în restul catenei de cca 5 ori (fig 6).

Seismicitatea intermediară ar aparține fenomenelor mai complexe de acomodare termo-barică apărute în compartimentul litosferic (mai rece) împins în mantaua superioară de forțele tectonice care pun în mișcare cele trei plăci menționate. Modelul explică astfel de ce maximele de frecvență ale cutremurelor se situează în domeniul de adâncime la care compartimentul litosferic scufundat al triplei joncțiuni intră în contact cu astenosfera (recunoscută ca discontinuitate termică) celor trei plăci tectonice : 80-90 km în microplaca Intra-Alpină, 120-130 km în Microplaca Moesică și peste 150 km în Placa Est-Europeană.

Fig 6. Modelul triplei joncțiuni instabile și poziția astenosferei (după Beșuțiu, Zlăgnean 2006); IaP-Microplaca Intra-alpină (Intracarpatică); MoP-Microplaca Moesică; EEP-Placa Est-Europeană; PCF-Falia Peceneaga-Camena; TTZ Zona Tornquist-Teysseire; TGF-Falia Transgetică.

Transformarea bazaltelor prin eclogitizare din crusta inferioară (d = 2.87 g/cm3) în eclogite (d = 3.2 g/cm3) duce la apariția unei forțe gravitaționale care acționează în jos compartimentul central al triplei joncțiuni, expunând noi volume de litosferă dezechilibrului termo-baric, iar prin întinderea litosferei duce și la apariția cutremurelor crustale prezente doar în arealul presupusei triple-joncțiuni.

În cadrul litosferei subcrustale s-a evidențiat seismic caracterul cvasiorizontal al stratificației cu structuri de viteze reduse și cu strate de viteză mare.

Prelungirea NV-SE a fracturii Peceneaga-Camena, permite separarări regionale majore în privința structurii de adâncime. În partea de SV a fracturii Peceneaga – Camena, în domeniul Platformei Moesice crusta terestră este mai subțire, sub 40 km, iar la aproximativ 12-15 km sub limita Mohorovicic este prezentă o limită subcrustală la nivelul căreia V=8,2 km/s. În manataua superioară există o zonă de viteze reduse (7,9 km/s), în intervalul de adâncime de 65-95 km.

Pe teritoriul situat la NE, ce ține de tipul de platforme din estul Europei, crusta este sensibil mai groasă, peste 40 km, la partea ei inferioară situându-se un orizont seismic characteristic v=7,5 – 7,7 km/s, care se află la 10-15 km față de limita subcrustală de viteză 8,2 km/s. Scaderea vitezelor undelor seismice este remarcată la 95-150 km. La aprox 170 km se trece într-o zonă de creștere a vitezei v=8,25 km/s, probabil la limita litosferă/astenosferă.

Fig. 7. Crustal P-wave cross section along the west-east profile VRANCEA 2001. P-wave velocity in km/s (from Hauser, 2007).

Interpretarea datelor de est ale segmentului lung seismicVrancea 2001 (450 km) (Hauser et al., 2007) au indicat o structură multi-strat cu grosimi și viteze variabile. Stiva sedimentară cuprinde până la 6 straturi (L1-L6), cu viteze seismice de 2.0-5.9 km/s și a ajuns la o grosime maximă de peste 15 km în Zona Bazinului Focșani. Crusta stă la baza (L7-L10) a arătat în total variații de grosime considerabilă, precum și în subdiviziunile sale individuale. Modelul arată structura acestor blocuri cu viteză laterală de-a lungul liniei seismice care a rămas aproape constantă cu aproximativ 6.0 km/s și cu 7.0 km/s deasupra Moho.

Sub bazinul Transilvaniei crusta părea să fie 34 km grosime, iar sub Carpați Moho se adâncește sub 41 km, ajungând 46 km în bazinul Focșani, dar crusta cristalină să nu depășească 25 km în grosime și este acoperită de până la 15 km de roci sedimentare. Crusta în nordul Dobrogei ajunge la o grosime de aproximativ 43 km și a fost interpretată ca fiind crusta groasă din Europa de Est, care de regulă este subțire de 1 km pană la 2 km (Hauser, 2007).

De-a lungul fracturii Peceneaga – Camena, cât și în prelungirea sa către NV, pe la Sud de Focșani, vin în contact două porțiuni litosferice continentale cu particularități net diferite asemănătoare celor de la contactul dintre platformele epicareliană și epipaleozoică, realizat prin cunoscuta zonă Teyssere – Tornquist. Diferențierile se regăsesc și în prelungirea sud-estică a fracturii în ceea ce privește grosimea crustei consolidate (fără sedimentar), din Marea Neagră până aproape de țărmul turcesc.

Falia Peceneaga – Camena și prelungirea ei către NV și SE se regăsește atât în domeniul crustal cat și subcrustal, este o fractură majoră active, în apropierea ei de-a lungul vecinătății contactului respective datele seismologice arată că există cutremure, atât normale cât și mai adânci de 60 km.

Zona Vrancea este afectată de un sistem de fracturi crustale și de manta, de orientare NE-SV, delimitând între Focșani și Covasna o zonă scufundată care se poate urmari până la București și Ploiești.

Fig.8. Harta tectonică a Carpaților de Curbură și zonele adiacente în Koulakov et al.,2010 (modificată după Bădescu 2005)..

Zona epicentrală a seismelor intermediare vrâncene este restrânsă (aprox 50×20 km). Extinderea orizontală mică, în direcție SE-NV, a activității seismice intermediare sugerează orientarea SV-NE a planului de rupere.

Pe ansamblu regiunea Vrancea se reamarcă printr-un mix de evenimente compresive și extensionale, cu planurile focale având diferite direcții ceea poate fi pus pe seama posibilității coexistenței mai multe procese fizice, geodinamice și reologice, fiecare acționând la diverse scări de timp și spațiu (scufundare gravitațională, tranziții de faze și deshidratări ale rocilor (Ismail-Zadeh et al.,. 1998, 1999), acomodări termo-barice (Besutiu,2006 ) etc

Zona geodinamică activă seismic Vrancea (frecvența mare a șocurilor putrenice într-o arie atât de redusă) se prezintă din punct de vedere spațial prin cutremurele intermediare vrâncene ce se produc în mediu intra-continental, geometria volumului hipocentral având forma unei coloane alungite pe verticală și cu extindere mică pe orizontală, unde se regăsește o distibuție neuniformă a seismicității în adâncime, cu maxime ale numărului de cutremure la 90, 130 și 150 km și creștere a magnitudinii cu adâncimea, care implică și o creștere a energiei eliberate cu adâncimea.

Activitatea seismică se poate grupa în două (cu limite la 90 și 150 km) sau trei domenii majore (cu limita la 100, 110 sau 120 km) în funcție de diverși autori, cu o migrare a activității seismice în adâncime pe direcție NE-SV.

Bibliografie

Airinei, St., 1977. Microplăcile litosferei de pe teritoriul României reflectate în anomaliile gravimetrice regionale, St. Cercetări Geologice,Geofizice, Geografice, 15 (1), 19-30

Beșuțiu, L., 2001. Vrancea active seismic area: a continental unstable unstable triple junction. Revue Roumaine de Geophysique, 45, 59-72

Beșuțiu, L., Zlăgnean, L., 2006. Vrancea intermediate-depth seismicity within the geodynamic framework of the SE Carpathians foreland: in Sledzinski et. al (Eds) Geodynamics of the Balkan Peninsula, A Monograph Reports on Geodesy, 5 (80), 399-403

Constantinescu, L., Cornea, S., Lazarescu, D., 1973. An approach to the seismotectonics of the Romanian Eastern Carpathians. Rev. Roum. Geol. Geophys. Geogr., Ser. Geophys. 17 (2), 133–143.

Constantinescu, L., Enescu D., 1984. A tentative approach to posibily explaining the occurrence of Vrancea earthuaque, Revue Roumaine de Geophysique, 28

Constantinescu, L., Enescu D., 1985. Cutremurele din Vrancea în cadrul științific și tehnologic, Ed. Academiei, 322 p

Cornea, I., I. Dragoescu, M. Popescu, and M. Visarion, 1979, Harta miscarilor crustale vertical recente pe teritoriul R. S. Romania, Stud. Cercet. Geol. Geofiz. Geogr. Geofiz., 17, 3-20.

Girbacea, R., and Frish, W., 1998. Slab in the wrong place: lower lithospheric mantle delamination in the last stage of the eastern Carpathian subduction retreat. Geology, 26, 611-614.

Gvirtzman, Z., 2002. Partial detachement of a lithospheric root under the southeast Carpathian: Toward a better definition of the detachement concept. Geology; v. 30, no. 1, p. 51-54

Fuchs, K., Bonjer, K.-P., Bock G., Cornea I., Radu C., Enescu D.,Jianu D., Nourescu A., Merkler G., Moldoveanu T., Tudorache G., 1979. The Romanian earthquake of March 4, 1977: II. Aftershocks and migration of seismic activity. Tectonophysics 53, 225–247.

Hauser F.,Raileanu V., Fielitz W.,.Dinu C., Landes M.., Bala A.,. Prodehl C., 2007. Seismiccrustal structure between the Transylvanian Basin and the Black Sea, Romania.,Tectonophysics, 430, 1-25.

Hippolyte, J-C., Badescu, D.,Constantin, P., 1999. Evolution of the transport direction of the Carpathian belt during its collision with the east European Platform, Tectonics, vol. 18, no. 6, pages 1120-1138

Knapp J. H., Knapp Camelia C., Raileanu, V., Matenco, L., Mocanu V., Dinu C. , 2005 – Crustal constraints on the origin of mantle seismicity in the Vrancea Zone, Romania: The case for active continental lithospheric delamination – Tectonophysics 410 , 311 –323

Ismail-Zadeh, A., Mueller, B., Schubert, G., 2005. Three-dimensional numerical modeling of contemporary mantle flow and tectonics stresses beneath he earthquake-prone southeastern Carpathians based on integrated analysis of seismic, heat flow and gravity data. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 149, 81-98.

Ismail- Zadeh, A., Schubert, G., Tsepelev, I., and Korotkii, A., 2008. Thermal evolution and geometry of the descending lithosphere beneath the SE-Carpathians: an insight from the past., Earth and Planetary Science Letters, 273, 68-79.

Koulakov, B. Zaharia, B. Enescu, M. Radulian, M. Popa, S. Parolai, J. Zschau, 2010 – Delamination or slab detachment beneath Vrancea? New arguments from local earthquake tomography – Geochemistry, Geophysics, Geosystems – Volume 11, Number 3

Linzer, H. G.: Kinematics of retreating subduction along the Carpathian arc (Romania), Geology, 24, 2, 167–170, 1996.

McKenzie, D. P., 1972. Plate tectonics, The nature of the solid Earth, p. 323, ed. Eugene C. Robertson, McGraw-Hill, Inc., New York.

Martin, M., Wenzel, F., and the CALIXTO Working group, 2006. High resolution tele-seismic body wave tomography beneath SE Romania, II. Imaging of a slab detachment scenario, Geophysical Journal International, 164, 579–595

Oncescu, M. C., 1984, Deep structure of Vrancea region, Romania, inferred from simultaneous inversion for hypocenters and 3-D velocity structure, Ann. Geophys., 2, 23–28.

Radu, C. ,1965. Le regime seismique de la region de Vrancea. Rev. Roum. Géol., Géophys. Géogr., Géophysique, Tome 9, No. 1, p. 49-64.

Radulescu Fl., 1988. Seismic models of the crustal structure in Romania, Rev.Roum.Geol.Geophys.Geogr.Ser.Geophys., 32, 13–17

Raileanu V., Hauser F., Bala A., Fielitz W., Prodehl C., Dinu C., Landes M., 2007. Deep seismic sounding across he Vrancea Region, International Symposium on Strong Vrancea Earthquakes and Risk Mitigation Oct. 4-6, 2007, Bucharest, Romania

Ratschbacher, L., Linzer, H.-G., Moser, F., Strusievicz, R.-O., Bedelean, H., Har, N., Mogos, P.-A., 1993. Cretaceous to Miocene thrusting and wrenching along the central South Carpathians due to a corner effect during collision and orocline formation. Tectonics 12, 855–873.

Roman C., 1970. Seismicity in Romania – evidence for the sinking lithosphere, Nature, 228, 1176

Roman C., 1973. Rigid Plates, Buffer Plates and Sub-Plates-Comment on ‘ Active Tectonics of the Mediterranean Region ’by D. P. McKenzie, Gcophys. J. R. astr. Soc. (1973) 33, 359—373

Sandulescu M, .1975, Essai de synthese structural des Carpathes, Bull. Soc. Geol. Fr., 17, 299-358.

Săndulescu M., 1984. Geotectonica României, Ed. Tehnică, 336 p

Sandulescu, M., and M. Visarion, 1988, La structure des plate-formes situ6es dans l'avant-pays et au dessousd es nappe sd u flysch des Carpathes orientalesS, tud.T eh. Econ.I nst. Geol. Geofiz. Bucharest, 15, 61-70

Săndulescu M., 2009. The geotectonic framework of a peculiar seismogenetic area the Vrancea seismic zone (Romanian Carpathians) – Tectonics

Seghedi, I., Balintoni, I., Szakács, A., 1998. Interplay of tectonics and Neogene postcollisional magmatism in the Intracarpathian area. Lithos 45, 483–499.

Socolescu M., Popovici D., Visarion M., Rosșca V., 1964. Structure of the Earth crust in Romania as based on the gravimetric data, Rev.Roum.Geophys., 8, 3–11

Sperner, B., Ratschbacher, L., Zweigel, P.et al., 1999. Lateral extrusion, slab-break-off and subduction retreat: the Oligocene-Recent collision-subduction transition in the Alps and Carpathians. In: Penrose Conference: Available on-line at http://www.uncwil. edu/people/grindlayn/penrose.html.

Sperner, B., F. Lorenz, K. Bonjer, S. Hettel, B. Müller, and F. Wenzel (2001), Slab break-off – abrupt cut or gradual detachment? New insights form the Vrancea Region (SE Carpathians,Romania), Terra Nova, 13, 172-179.

Stănică, D., Stănică, M., 1984. Crust and upper mantle investigation by magnetotelluric soundings in Romania. Acta Geodetica, Geophysica et Montanistica Hungariae 19, 147–152.

Stanica, D., Stanica, M., Visarion, M. 1986. The structure of the crust and upper mantle in Romania as deduced from magnetotelluric data. Rev. roum. Geophysique, 30, p. 25-35.

Visarion, M., Săndulescu, M., Stănică, D., Veliciu, S., 1988. Contribution a la connaissance de la structure de la Plateforme Moesienne en Roumanie. Studii Tehnice și Economice, Seria D 15, 211–222.

Wortel, M. J. R., and Spakman, W., 2000. Subduction and slab detachment in the Mediterranean-Carpathian region, Science, 290, 1910–1917