Content uploaded by Eugen Oros
Author content
All content in this area was uploaded by Eugen Oros on Jul 27, 2023
Content may be subject to copyright.
1
Asupra relației dintre tensiunile crustale, structura geologică și activitatea
seismică în zona Banloc-Voiteg
Eugen Oros, Mihaela Popa, Anca Otilia Placintă, Iren-Adelina Moldovan, Maria Rogozea,
Mihail Diaconescu, Daniel Paulescu
4.1. INTRODUCERE
Modelarea relației cauzistice dintre câmpul de tensiuni specific unui mediu geologic complex
ca structura si compoziție și modul în care acesta reacționează și se manifestată prin
deformații specifice, observabile si măsurabile (fracturare și propagarea fracturilor, falieri
seismice, seismicitate) reprezintă cheia înțelegerii proceselor seismogenice dintr-un ciclu
seismic definit simplist prin acumulare și eliberare de energie seismică și constutuie, implicit,
suportul științific necesar evaluării realiste a hazardului și riscului seismic. Am investigat
această relație în zona structurii seismogene Banloc-Voiteg, una dintre cele mai importante
surse de hazard seismic asociat cutremurelor de pamânt crustale de pe teritoriul țării noastre.
Activitatea seismică a structurii Banloc-Voiteg, o structură bine identificată în spațiul Zonei
Seismogene Banat (Radulian et al., 2000), este marcată de două secvențe seismice majore
(Imax=VIII0MSK). Prima secvență, documentată pe baza unui număr mic de date
macroseismice și instrumentale (Oros si Oros, 2009; Oros, 2011), s-a produs în anul 1915 cu
șocul principal din 19.10.1915 (Mw=5,3) precedat de două pre-șocuri produse într-un interval
de câteva minute cu Mw=5,1 (09.10.1915, Ho=21:24:59.3) și respectiv Mw=4,7 (09.10.1915,
Ho=21:31:19.2) (Oros și Oros, 2009). Cea de a doua secvență, cu o evoluție deosebit de
complexă în spațiu și timp, monitorizată instrumental cu stații temporare și studiată
macroseismic în detaliu (Oros et al., 1994) se caracterizează prin două faze distincte definite
de două cutremure puternice produse în 12.07.1991 (Mw=5,6, Imax=VIII0MSK) și respectiv în
02.12.1991 (Mw=5,5, Imax=VIII0MSK).
Studiile efectuate pană în prezent asupra vestului Romaniei s-au concentrat pe seismicitate,
tectonică și câmpul de tensiuni (ex. Bălă et al., 2015; Bălă și Răileanu, 2017; Oros, 2011;
Polonic, 1985; Radulian et al., 2000), investigarea caracteristicilor fractale a parametrilor de
sursă (ex. Popescu și Radulian, 2001), modelarea tectonicii active și a hazardului seismic (ex.
Oros și Oros, 2009; Oros, 2011; Oros et al., 2018; Polonic, 1985; Polonic și Malița, 1997).
În aceast capitol prezentăm o analiză detaliată zonei Banloc-Voiteg concentrată asupra
secvenței seismice din 1991-1992, a seismicitații și a câmpului de tensiuni crustale
contemporan în relația lor cu tectonica și geologia locală și regională cu scopul prioritar de a
elabora un model seismotectonic realist și de a evalua potențialul de reactivare a tuturor
structurilor faliate identificate sub acțiunea unui câmp de tensiuni particular defint prin
tensorul tensiune, orientarea SHmax, regimul tectonic.
4.2. CONSIDERAȚII GENERALE
Zona Banloc-Voiteg este situată pe marginea de Sud-Est a Bazinului Panonic format în Miocen în
urma unor procese tectonice de extensie (Miocen Mediu) urmate de o fază post-rift (Miocen Superior)
și apoi de evenimente de contracție Pliocen-Cuaternare în timpul translației spre Nord și a rotației în
sens invers acelor de ceasornic ale Microplăcii Adria din zona de coliziune dintre Africa si Europa. În
Fig. 1 sunt prezentate elementele tectonice principale care au avut și au un rol important în evolutia
tectonică și geodinamica a zonei investigate. În faza de extensie inițială a formării bazinului
2
Fig. 1. Seismicitatea Bazinului Panonic (dupa Oros et al., 2018): Mw>2,5 (cercuri roșii), Mw>5,5 (înainte de
1900 – albastru; după 1901 – galben); BV-structura seismogenă Banloc-Voiteg. Tectonica si neotectonica după
Horvath et al., 2006; Polonic, 1985; Săndulescu, 1984. STF-Falia Sud Transilvană, NTF-Falia Nord Transilvană,
SCF-Falia Sud Carpatică, PaZ-Falia Periadriatică, MHSZ-Zona de Forfecare Mid Hungarian, MMZZ, Falia
Mur-Murz-Zilina, MSMG-Grabenul Mako-Sînnicolau Mare, BZG, Grabenul Bekeș-Zarand, SGG-Sistemul
Grabenelor Sînnicolau-Galoșpetreu, SG-Grabenul Satu Mare; Șagețile albe arată direcția de deplasare a
blocurilor tectonice cu dezvoltare regională. Linia punctată reprezintă limitele relative ale bazinului.
sistemele de falii orientate NE-SV până la E-V au controlat translațiile și rotațiile blocurilor
Alpaca și Tisa-Dacia care sunt delimitate printr-o zonă de forfecare (Mid Hungarian Share
Zone), iar faliile transcrustale (ex. Falia Sud Transilvană, Falia Sud Carpatică), faliile
normale, listrice și planele de detașare intra-crustale au favorizat formarea mai multor sisteme
bazinale asimetrice adânci. Acestea sunt alcătuite din structuri de tip grabene sau semi-
grabene a căror activitate neotectonică se manifestă contemporan prin activitate seismică
intensă.
Structura geologică și tectonică a vestului României prezintă o serie de particularități
specifice unitaților de fundament pre-Alpine și de cuvertură Neogen-Cuaternare. Fundamentul
este alcătuit structuri ale Dacidelor Interne și ale Transivanidelor reprezentate prin pânze de
șariaj și respectiv de obducție delimitate de plane tectonice și falii în general inverse de unghi
mic, orientate preferențial ENE-VSV până la E-V (Fig. 2). Structurile neotectonice alcătuite
din formațiuni geologice Neogen-Cuaternare fac parte dintr-un sistem bazinal larg, compus
din horsturi, grabene si semi-grabene orientate preponderent pe direcție NNW-SSW
(Grabenul Mako-Sînnicolau Mare, Grabenul Caransebeș) și, local, NE-SV (Grabenul Caras),
care sunt flancate de falii normale și listrice dezvoltate în sisteme faliate complexe, adesea de
tipul „flower structures” (Matenco et al., 2012; Polonic, 1985). În perimetrul Banloc-Voiteg
se remarcă grabenele Sînnicolau-Mare (extremitatea lui sud-estică) și Caraș, despărțite prin
ridicarea Șipet-Șodea, o apofiză sud-vestică a horstului Battonya-Buziaș (Polonic, 1985, Oros,
2011).
Deformațiile crustale recente din perimetrul investigat se caracterizează prin vectori de
deplasare orientați spre Nord-Est până la E-V (≈ 3,6-4 mm/an) și prin mișcări verticale
recente contrastante (cca +2,0 mm/an în zona Orogenului Carpatic și cca -4 mm/an în zona
3
Fig. 2. Secvențe seismice majore (eveniment principal cu Mw>5,0) în Zona Seismogenă Banat și împrejurimi
(după Oros et al., 2018): 1-Periam-Jimbolia (Octombrie-Noiembrie 1879), 2-Timișoara (Noiembrie 1879), 3-
Vîrseț, Serbia (Iulie-August 1896), 4-Ittebej, Serbia (Aprilie 1901), 5-Jimbolia (Noiembrie 1902-Martie 1903),
6-Buziaș (August 1905), 7-Banloc (Octombrie-Noiembrie 1915), 8-Becej, Serbia (Ianuarie 1921), 9-Sînmihai
(Septembrie-Octombrie 1936), 10-Variaș (Iulie 1938), 11-Variaș (August 1941), 12-Șag (Mai-Iunie 1959), 13-
Vinga-Variaș (Aprilie 1974), 14-Banloc-Voiteg (Iulie-Decembrie 1991). Tectonica după Matenco și Radivojevic
(2012), Marovic et al. (2007), Polonic (1985) și Săndulescu (1984). BBFS-Falia Banloc-Buziaș, GIFS-Falia
Gătaia-Ittebej, TBBD-zona dislocației Trans-Banat-Backa.
Grabenului Mako-Sînnicolau Mare) (Joo, 1992), care definesc o zonă de inflexiune litosferică
pe direcție NS. Datele privind proprietățile reologice din perimetrul Banloc-Voiteg (Răileanu
și Bălă, 1999) arată o stratificație dependentă de condițiile geologice și geotermice care
influențează comportamentul crustei la acțiunea tensiunilor locale și regionale. Astfel, s-au
definit două nivele de tranziție de la comportamentul casant la cel ductil pentru tensiuni
compresive (7-12 km) și extensive (16-17 km) și două nivele de vâscozitate scăzută la h=13-
16 km și h=18-37 km. Grosimea crustei în zona de interes este de cca 30 km iar grosimea
litosferei de cca 80 km, grosimea elastică efectivă a crustei fiind Ge=10-20 km (Cloentich et
al., 2006), comparabilă cu grosimea stratului seismogen estimat din distribuția hipocentrelor
la Gs=11,7 km (Oros, 2011). Zaharia et al. (2017) notează în perimetrul investigat contraste
puternice între anomaliile pozitive și negative ale vitezelor undelor seismice sugerând
existența unor falii trans-crustale, anomaliile negative fiind asociate cu zone cu un grad ridicat
de fracturare și aport de fluide din manta. Seismicitatea Bazinului Panonic este crustală,
moderată și se concentrează în zonele marginale, de contact dintre blocurile tectonice
regionale și locale care alcătuiesc litosfera subțiată a bazinului și în zonele de maximă
mobilitate din interiorul acestora, fiind într-o strânsă corelare cu sistemele de falii formate
și/sau reactivate în diferite tectogeneze pre-Alpine și Alpine (Fig. 1). Frecvența și
magnitudinea cutremurelor puternice (Mw>5,5) scad odată cu îndepartarea de zona de
coliziune dintre Africa și Europa și pe masură ce influența forțelor tectonice din această zonă
scade iar deplasările blocurilor tectonice își schimbă direcția de la NNE spre Est și apoi spre
SE în jumătatea estică a bazinului (Bazinul Transilvaniei). În partea de Vest a României
4
(Zona Seismogenă Banat) se remarcă o activitate seismică intensa comparativ cu alte zone din
interiorul ale bazinului Panonic, fiind documentate până în prezent mai multe secvențe
seismice importante, cu impact major asupra hazardului regional și local (Fig. 2). Acestea
secvențe seismice, în majoritate sunt recurente, sunt asociate în principal cu faliile care
definesc structural Grabenul Mako-Sînnicolau Mare sau cu intersecții ale faliilor de vârste
diferite. De exemplu pentru Mw=5,3-5,6 (Imax=VIII0MSK) avem o perioadă de recurența de
76 ani în zona Banloc-Voiteg și 80 ani în zona Timișoara-Șag (Oros, 2011).
4.3. DATE SI METODE
Studiul nostru s-a bazat pe două compilații, respectiv un catalog parametric al cutremurelor de
pamânt și un catalog al mecanismelor focale. Compilațiile au fost elaborate folosind
următoarele surse de date: i) catalogul parametric de cutremure elaborat în cadrul proiectului
PN 09 30 01 06 (Oros et al., 2008; Oros, 2011), catalogul național Romplus (Oncescu et al,
1999), buletinul ISC (www.isc.ac.uk), catalogul soluțiilor mecanismelor focale elaborat în
cadrul proiectului PN 16 35 01 05 (Oros et al., 2016). Toți parametri de sursă ai
evenimentelor compilate au fost revizuiți folosind pentru relocalizare același model de viteze
iar pentru magnitudine, atât intensitățile cât și alte tipuri de magnitudini, au fost convertite la
Mw folosind relațiile elaborate de Oros (2011). În cazul în care am dispus de seismograme
digitale Mw a fost calculat prin metoda momentului seismic scalar. Ambele compilații au fost
actualizate la 31.12.2017.
În catalogul parametric final, care acoperă partea de Vest-Sud-Vest a României, s-au
înregistrat 8837 cutremure produse în perioada 1443-2017 (Mw=0,1-6,5, h=1,0-34,2 km)
(Fig. 3). În perimetrul sursei seismogene Banloc-Voiteg compilația conține 3540 evenimente
seismice produse în perioada 1793-2017 cu magnitudinea moment Mw=0,3-5,6 și adâncimea
focarelor h=1,7-30,4 km. Parametrii focali ai evenimentelor istorice puternice din prima
secvență seismică majora localizată în perimetrul Banloc–Voiteg (09.10.1915, Mw=5,1 si
19.10.1915, Mw=5,3) au fost revizuiți pe baza i) datelor macroseismice (metoda MEEP
elaborată de Musson, 2006 și calibrată instrumental la nivelul regiunii Intra-Carpatice de Oros
et al. (2019) și ii) instrumentale folosind seismogramele istorice obținute în format digital-
scanat prin participarea primului autor la proiectele EuroSeismos 2002-2006
(www.storing.ingv.it/es_web) și Neries-Sismos 2006-2010 și digitizate în cadrul proiectului
PN 09 30 01 06 de Oros (2011) (Tabelul 1).
Secvența seismică din 1991 a fost monitorizata cu o rețea locală alcatuită din stații fixe (TIM,
SSR, BZS, GZR) și stații temporare (BANLOC, DETA, GHILAD, SOCA, FOLEA,
OFSENIȚA). Au fost relocalizate 120 de evenimente produse în perioada Iulie-Decembrie
1991 aplicând metoda JHD (Pujol, 2000) și un nou model de viteze, simplu stratificat, cu
limitele Moho la 31 km (vPn=7,98 km/s) și respectiv Conrad la 20 km (vPb=6,503 km/s),
viteza undelor directe vPg=5,582 km/s si raportul vP/vS=1,74 (Oros, 2011). Adâncimea
focarelor a fost relativ bine constrânsă prin utilizarea ambelor unde directe, P și S și
introducerea unor ponderi variabile în funcție de poziția stațiilor seismice față de epicentru
știut fiind faptul că pentru stațiile din epicentru parametrul rază este mai puțin afectat de
atenuare. Catalogul de mecanisme focale conține 137 mecanisme din care 54 de calitate A, 36
de calitate B și 47 de calitate C si D (clasele de calitate sunt cele definite de Hardebeck și
Shearer, 2002; 2003). Mecanisamele cutremurelor produse în perioada 2017-2018 s-au
determinat prin procedura elaborată de Oros et al. (2016) folosind exclusiv polaritățile
primelor unde P (Pn, Pb, Pg).
4.4. REZULTATE, DISCUȚII
5
Fig. 3. Seismicitatea zonei de Vest a Romaniei (1443-2017); elipsa delimiteaza structura Baloc-Voiteg.
Analiza activității seismice din perimetrul investigat este concentrată pe secvența seismică din
1991-1992 cu 2 cutremure puternice urmate de serii de replici care s-au extins în timp pe
durata mai multor luni. Secvența, care poate fi intrepretată ca fiind de tip roi, a fost
monitorizată instrumental și investigată macroseismic (Oros et al., 1994). Primul cutremur
principal al secvenței a avut magnitudinea Mw=5,6 (h=12 km, Imax=VIII0MSK) și s-a produs
în 12.07.1991 având un preșoc (26.06.1991, Mw=3,2) și o replică puternică cu Mw=5,1, h=5
km si Imax=VII0MSK (19.07.1991). Al doilea șoc major s-a produs în 02.12.1991 (Mw=5,5,
h=8 km, Imax=VIII0MSK) și a fost urmat de replici nesemnificative din punct de vedere
magnitudinal.
4.4.1. Seismicitate
Distribuția spațială a hipocentrelor evenimentelor relocalizate (Fig. 3 și Fig 4) arată o
tendință clară de grupare a activității seismice în perimetrul localităților Banloc și Voiteg.
Gruparea este compactă formând o zona alungită NE-SV de cca 820 Km2 (39x21 km) și
definește limitele structurii seismogene Banloc-Voiteg (Fig. 3). Densitatea epicentrală
calculată pentru cutremurele produse în perioada secvenței seismice din 1991-1992)
evidențiaza două areale cu valori maxime, unul lânga Banloc, orientat aproximativ NS pe
direcția Faliei Banloc-Buziaș, segment al Faliei Sud-Transilvane și, cealalt, langă localitatea
Voiteg alungit pe direcția ENE-VSV în lungul faliei Faliei Gătaia-Ittebej, segment al Faliei
Sud Carpatice. Distribuția epicentrelor relocalizate cu metoda JHD (Fig. 4a) arată un model
de clustere localizate cu mare acuratețe în spațiu și timp, care definesc aliniamente bine
definite, corelabile cu datele macroseismice și tectonice și care se suprapun peste zonele
definite mai sus, la intersecția faliilor Banloc-Buziaș si Gătaia-Ittebej. Este evidențiată, astfel,
existența a două zone active/faze distincte care s-au manifestat în condiții structural-tectonice
diferite, respectiv Faza Banloc (12.07-14.08.1991) și Faza Voiteg (02.12.1991-31.08.1992),
6
Tabelul 1. Parametri de sursă pentru cutremurele istorice din 1915. * magnitudinea Mw determinată
instrumental; # parametri obtinuți în acest studiu; F - cordinate fixate.
Data Ora la origine
LatitN (
0
)
LongE (
0
)
Adancime (km)
Mw Sursa
09.10.1915
21:24 45,435 21,097 6,5 5,1*
#
45,400 21,100 - 4,3 Romplus
09.10.1915
21:31 45,440F
21,115F
5,0 4,7*
#
11.10.1915
09:30 45,483 20,887 13,7 4,4 #
45,420 21,130 5,0 3,8 Zsiros (2000)
19.10.1915
08:43 45,443 21,134 5,5 5,3*
#
45,400 21,100 - 4,8 Romplus
activitatea seismică înregistrând o migrare evidentă între cele două zone de ruptura. Se
remarcă și o perioadă cu activitate seismică de tranziție între cele 2 faze, cu un eveniment
major produs la Voiteg în 14.08.1991 (Mw=4,8, Io=VII0MSK) și replici puternic dispersate în
toată structura Banloc-Voiteg.
Distribuția pe adâncime (Fig. 4b) este caracterizată printr-un grad ridicat de împrăstiere a
hipocentrelor în crusta superioară pe intervalul h=2-21 km cu 3 maxime la h=5 km, h=8-9 km
și h=12-14 km, distribuție ce sugerează un proces complex de reactivare în perioada 1991-
1992a unei structuri faliate complexe. Astfel, în cazul fazei Banloc, inclusiv în perioada de
tranziție, distribuția hipocentrelor apare relativ compactă pe intervalul 5-14 km și concentrată
în jurul focarului cutremurului principal, distribuție completată de un deficit de evenimente în
intervalul h=5-10 km în partea de Est a zonei epicentrale Voiteg (Fig. 4c, stanga). În cazul
fazei Voiteg sunt evidențiate 2 maxime la h=5 km și h=13 km (Fig. 4b) și, contrar perioadei
anterioare, deficitul de evenimente este înregistrat la adîncimi mai mai mari de cca 15 km
(Fig. 4c, dreapta).
Distribuția temporală a activitații seismice (Fig. 5a si b) scoate în evidentă diferențe
importante între cele 2 faze în ceea ce privește numărul de replici/secvențe secundare
înregistrate după șocurile principale din 12.07.1991, Mw=5,6 (faza Banloc, perioada
12.07.1991-02.12.1991) și din 02.12.1991, Mw=5,5 (faza Voiteg, perioada 02.12.1991-
31.08.1992). Se remarcă un varf al activității seismice și în perioada 1994-1996 (Fig. 5b,
inset) în care s-au înregistrat câteva evenimente cu efecte macroseismice semnificative
(exemplu 24.03.1996, Mw=4,4, Io=V-VI0MSK, Oros, 2011). Activitatea seismică scade
semnificativ după anul 2005, scadere cel mai probabil datorată algoritmilor de detecție
automată care folosesc un prag minim de 4 stații.
Histogramele magnitudinilor (Fig. 5c) evidentiază i) complexitatea fazei Banloc (histogramă
bimodală) datorată secvențelor secundare asociate unor replici mai puternice (19.07.1991,
Mw=5,1 si 14.08.1991, Mw =4,8/Io=VII0MSK) și 2) deficitul de magnitudini mari (Mw>3,8)
în secvența Voiteg, cauzat de condițiile structurale diferite ale sistemului Faliei Gătaia-Ittebej.
Diferențele dintre cele 2 faze sunt remarcate și în ceea ce privește coeficienții relațiilor
Gutenberg-Richter și Omori (Oros et al., 2017d), respectiv:
logN = a + b (1)
unde a=expresia productivității activității seismice, b=raportul dintre magnitudinile mici si
cele mari/panta regresiei și
n(t) = K / (t+c)p (2)
7
Fig. 4. a) Distribuția epicentrelor relocalizate cu metoda JHD. b) Histograma adâncimilor focale pentru secvența
Banloc-Voiteg (1991-1992), fazele Banloc (12.07.1991-02.12.1991) și Voiteg (02.12.1991-31.08.1992). c)
Distribuții 3D faza Banloc (stanga) si faza Voiteg (dreapta)
unde n(t)=frecvența replicilor măsurate în timpul t, K=productivitatea secvenței, c și
p=constante.
Coeficientul b este același pentru ambele faze (b=0,95) și puțin mai mare decât valoarea lui
pentru întreaga secvența (b=0,87) sugerând existența unor mecanisme de faliere similare și
exitența unui reziduu de tensiune manifestat prin menținerea unei activități relativ intense în
anii următori secvenței. Diferențe notabile sunt notate și pentru coeficienții „a”, „p”, „c” si
„k”. Astfel, pentru faza Banloc avem: p=0,84±0,04, c=0,153±0,071, k=55,93±6,58 (Mc=2,2),
iar pentru faza Voiteg p=1,06±0,04, c=0,587±0,140, k=152,7±19.82 (Mc=1,7). Pentru
magnitudinea de commpletitudine fixata la Mc=3,0 avem la Banloc p=0,77±0,06,
c=0,056±0,066, k=12,25±2,3 si p=1,13±0,11, c=0,139±0,111, k=8,96±2,72 la Voiteg. Aceste
diferențe, expresii ale productivității secvențelor și ale evoluției lor în timp (p=rata scăderii în
timp a replicilor; c=dinamica replicilor), pot sugera particularități structurale și geologice ale
sistemelor de falii reactivate (ex. probabilitatea de propagare a rupturii mai mare în faza
Banloc), schimbări ale regimului tectonic/stilului de faliere și ale stării de tensiuni,
interconectarea fracturilor și a faliilor secundare într-o falie principală în faza Voiteg
(Kisslinger si Jones, 1991; Nanjo et al., 2007).
Variațiile lui b în timp și spațiu (Fig. 6) pot fi asociate cu variațiile tensiunilor crustale în
zonele de falie și ale regimului tectonic (Scholz, 2015). Distribuția b(t) (Fig. 6a) evidențiază o
creștere a lui b înaintea secvenței urmată de variații bruște, semnificative în amplitudine în
perioadele de început ale celor două faze după care are loc scăderea accentuată pana la b=0.67
în timpul fazei Banloc și revenirea la valoarea anterioară secvenței după faza Voiteg. Ulterior
(Fig. 6a dreapta) se înregistrează o scădere, în medie, a valorilor lui b în perioada între 1994 și
2017 pe fondul căreia se remarcă oscilatii repetate (bmin=0,65, bmax=1,1) până în 2015 când
după un maxim (b=1,3) valoare lui b scade abrupt la b=0,75. In perioada 2005-2017 calculul
8
Fig. 5. a) Distribuția Mw=f(t) pentru zona Banloc-Voiteg. b) Histogramele magnitudilor pentru faza Banloc
(12.07.1991-02.12.1991) și faza Voiteg (02.12.1991-31.08.1992); inset: zona Banloc-Voiteg, perioada 1783-
2017. c) Histograme temporale pentru fazele Banloc și Voiteg; inset: zona Banloc-Voiteg, perioada 1993-2017
valorilor b în funcție de timp s-a facut pe eșantioane mai mici, cu N=75 evenimente și o
acoperire de 10 evenimente per nod-grila ceea ce impune intrepretarea rezultatelor cu
precauție, doar studii viitoare putând aduce date noi, clarificatoare. Cartarea 3D a
coeficientului b (Fig. 6b) a fost realizată folosind catalogul de cutremure pe care l-am
decontaminat prin eliminarea seriilor de replici cu metoda Gardner si Knopoff (1977) pentru a
evidenția starea de tensiune de fond, neafectată de transformările datorate secvenței din 1991-
1992. Am folosit o rețea de tip grilă (1x1 km) și un număr constant de evenimente N=150
pentru fiecare nod al grilei, ceea ce a impus variații ale razelor în funcție de densitatea
epicentrelor. Catalogul decontaminat conține pentru întreaga regiune 2896 evenimente (36%
din totalul evenimentelor din catalogul inițial) cu Mw=0,4-6,5 și h=1,0-30,2 km, produse în
perioada 1443-2017. Variația largă a valorilor coeficientului b sugerează existența unui câmp
de tensiuni heterogen, iar valorile foarte scăzute (b<0,8) reflectă o stare tensionată la nivel
crustal în zona structurilor faliate care au generat cutremure istorice puternice (1901, 1959,
1991). Pe de altă parte se observă și o variație a lui b cu adâncimea (Fig. 6b, mijloc) cu valori
minime extreme ale lui b bine distribuite în ariile focale ale celor două șocuri principale ale
secvenței, sugerand existența unei stari tensionate cu potențial de reactivare (asperitati).
9
Fig. 6. a) Distribuții b=f(t): 1990-2010 (stanga), 1991-2017 (dreapta). b) Distribuția 2D și secțiuni pe
adâncime (catalog decontaminat, perioada 1900-2017, faza Banloc); elipsa alba=limite aproximative ale
structurii seismogene Banloc-Voiteg; stanga sus = pozițiile secțiunilor.
Profilul pentru faza Banloc, realizat în lungul faliei Banloc-Buziaș, ne arată că la finalul
acestei faze s-au dezvoltat doua zone de asperitati, una la Voiteg, intervalul de adancime h=5-
10 km în care s-a și produs cel de al doilea șoc al secvenței (Mw=5,5 / 02.12.1991) și una mai
adancă (h>15 km) în care nu s-au produs încă evenimente semnificative, dar care se menține
astfel ca o zonă cu potențial de reactivare.
Dimensiunile fractale calculate pentru perioade diferite variază în limite largi (D=0,7-2,66)
evidențiind diferite grade de grupare a activitații seismice într-un camp de tensiuni heterogen
(variații ale coeficientului b) care acționeaza asupra unui volum crustal complex, puternic
fracturat. Se remarcă grupări ale seismicității (clustere) în plane 2D (falii bine individualizate)
după 1991 până în 1994; ex. D=0,88 în faza Banloc (12.07.1991-13.08.1991), D=1,29 în faza
Voiteg (02.12.1991-12.12.1991). Ulterior, activitatea seismică este dispersata într-un volum
heterogen, cu mai multe plane de falii intersectate (D=1,92-2,66), reactivate intr-un câmp de
tensiuni aparent invariabil, caracterizând în final seismicitatea de fond a zonei investigate
(D=1,92 în perioada 01.01.2000-31.12.2017). Se poate nota de asemenea un nivel scăzut al
corelației dintre valorile coeficientului b și dimensiunea fractală ca efect posibil al
complexității structurale din zona de deformație și a câmpului de tensiuni rezultat în urma
interferențelor diferitelor surse locale si regionale.
4.4.2 Câmpul de tensiuni crustale
Pentru obținerea unei imagini generale asupra câmpului de tensiuni din perimetrul investigat
atât în timpul secvenței seismice din perioada 12.07.1991-31.08.1992 cât și pentru o perioadă
mai lungă înainte și dupa terminarea secevenței s-a procedat la o analiză detaliată a
mecanismelor focale și a tensorului tensiune determinat prin inversia formala a acestora.
10
Fig. 7. Diagrame Frohlich pentru mecanismele focale de calitate A determinate pentru zona Banloc-Voiteg
(12.07.1991-31.12.2017) și pentru cele 2 zone seismic active, Banloc și Voiteg. FN-faliere normală, FI-faliere
inversă, FD-faliere de decroșare, DN-faliere de decroșare cu componentă normală, DI-faliere de decroșare cu
componentă inversă, U-mecanism nedefinit.
Pentru o descriere simplistă a stilului de faliere am folosit diagrama ternară a lui Frohlich
(1992) (Fig. 7) pe care am modificat-o folosind parametrii axelor P, T si B definiți de Zoback
(1992). Distribuția fiecărui mecanism pe diagramă depinde doar de unghiul de cădere al
acestor axe cu sin2T + sin2B + sin2P = 1, unde axa T corespunde direcției de maximă dilatare,
axa P corespunde direcției de maximă compresie, iar axa B este axa nulă. În diagramele din
Fig. 7 sunt reprezentate doar mecanismele focale de calitate A. Se remarcă la nivelul structurii
Banloc-Voiteg o mare varietate a tipurilor de faliere: 46% falieri transcurente /de decroșare cu
alunecare pe direcție și 19% faliere normală cu alunecare pe înclinare în regim extensional.
Falierea în regim compresiv (faliere inversă) este întâlnită la 9% din evenimente, iar falierea
mixtă, de decroșare cu componente normale și inverse sau falierea normală și inversă cu
componente de decroșare este observată la 11% din mecanisme. Falierile nedefinite sau
11
Fig. 8. Diagrame circulare pentru planele nodale (NP1 si NP2) ale mecanismelor focale (mecanisme calitatea A),
axele P, T, Shmax și Shmin. Tensiunile orizontale Shmax și Shmin au fost determinate folosind algoritmul lui
Zoback (1992)
incerte sunt relativ numeroase (15%). Diagramele Frohlich arată diferente semnificative între
zonele de rupere Banloc si Voiteg. În cazul acestor zone de falie activă se observă o evoluție
de la falierea din zona Banloc, predominant transcurentă și secundar normală, la o faliere în
regim dominat extensional (faliere normală și transcurenată oblică) și doar în cazuri extrem de
puține în regim compresiv (faliere inversă 10%). Aceiași situație se întâlnește și în cazul
mecanismelor independente din catalogul de mecanisme decontaminat, sugerând persistența
falierilor de decroșare cu componentă inversă în zona Banloc și a falierilor de decroșare în
regim extensiv în zona Voiteg. Statistica parametrilor planelor nodale (direcție, înclinare,
alunecare), a geometriei axelor P si T și a tensiunilor orizontale, SHmax și Shmin este
prezentată în Fig. 8. Planele nodale sunt orientate pe direcțiile celor două sisteme de falii
principale din perimetrul investigat. Alunecările pe aceste plane sunt pe transcurente,
predominant dextre sau normal/inverse-oblic dextre și normal-oblic senestre, și au loc sub
acțiunea unei tensiuni maxime orizontale, SHmax orientată pe direcție NE-SV, particularități
conforme cu activitatea neotectonică a faliilor transcurente lateral-dreapta Sud Carpatică și
Sud Transilvană și cu orientarea tensiunilor crustale de ordinul I controlate de coliziunea
Africa-Europa și deplasarea și rotirea microplăcii Adria (Bada et al., 2007). Din catalogul
decontaminat al mecanismelor focale am obținut o sinteza a parametrilor utili în interpretarea
seismotectonica a datelor de seismicitate (Tabelul 2). Mecanismele focale ale evenimentelor
principale ale secvenței au fost corelate cu elipticitatea câmpurilor macroseismice (isoseistele
de intensitate maximă) în vederea discrimnării planelor nodale asociate cu faliile reactivate
12
Tabelul 2. Valorile medii ale parametrilor mecanismelor focale calculate pentru evenimentele independente
(catalog decontaminat, calitatea mecanismelor focale A) localizate in zonele Banloc si Voiteg
Nr.
date
Mw
Max
Min
h(km)
Media
Devstd
Az P
Media
DevStd
Cadere
P
Media
DevStd
Az T
Media
DevStd
Cadere
T
Media
DevStd
Plan N1
Azimut
Inclinare
PlanN2
Azimut
Inclinare
Zona Banloc
11 5,6
1,7
10,5
2,8
202
36
24
15
142
27
30
15
149
53
118
77
Zona Voiteg
15 5,5
2,1
13,4
4,4
94
31
31
21
190
27
27
25
149
56
206
65
(Fig. 9). Rezultă că pentru cutremurul din 12.07.1991, Mw=5,6 falia geologică reactivată are
azimutul N9OE, înclinarea de 890 și direcția alunecării -1680 (Falia Banloc-Buzias), iar în
cazul cutremurului din 02.12.1991, Mw=5,5 falia cauzativă este orientată N103OE, are
înclinarea de 720 și direcția alunecării este -50 (Falia Gătaia-Ittebej). Seismogramele istorice
ale cutremurelor puternice din 1915 au fost comparate cu seismograme sintetice calculate
pentru diferite mecanisme focale. Cea mai buna corelare s-a gasit pentru mecanismul
cutremurului din 02.12.1991 sugerand reactivarea faliei Gătaia-Ittebej în timpul secvenței
seismice din 1915.
Pentru calcularea tensorului tensiune redus, definit prin cele 3 axe principale (σ1>σ2>σ3),
forma elipsoidului de deformație sau raportul tensiunilor R=σ2-σ3/σ1-σ3, componentele
orizontale SHmax si Shmin și regimul tensiunilor tectonice sau regimul tectonic R’, am
aplicat metoda lui Delvaux si Sperner (2003). Această metodă permite si discriminarea
obiectivă a faliilor seismice pe baza relației cauzistice dintre orientarea tensiunilor maxime și
geometria faliei. Rezultatele obținute sunt prezentate în Fig. 10. S-au folosit pentru inversie
toate mecanismele disponibile de calitate A atât pentru a evita alterarea datelor inițiale daca
eliminam mecanismele incompatibile cu soluția finală cât și pentru a estima variația
inversiunii ca o masură a heterogenității câmpului de tensiune.
Fig. 9. Discriminarea „macroseismică” a faliei cauzative din soluțiile mecanismelor în focar pentru cutremurele
puternice din 12.07.1991 (Mw=5,6) si 02.12.1991 (Mw=5,5) (hărtile macroseismice dupa Oros et al., 1994)
13
Fig. 10. Schița seismotectonică a zonei seismogene Banloc-Voiteg (dupa Oros et al. 2018, cu completări). BBFS,
sistemul Faliei Banloc-Buziaș, GIFS sistemul Faliei Gătaia-Ittebej, GCV vulcanul Cuaternar de la Gătaia; la
baza hărții sunt diagramele radiale ale tensorului tensiune obtinut prin inversia formala a mecanismelor focale
(σi – axele principale); Săgețile duble roșii simbolizează stilul de faliere cel mai probabil pentru planele nodale
NP1 în condițiile SHmax local (stanga si mijloc) si SHmax regional (dreapta).
Valorile obținute pentru întregul set de date selectat pentru structura Banloc-Voiteg, respectiv
σ1=2510/220±36,6, σ2=440/650±36,3, σ3=1560/100±33,7, R=0,74, sunt comparabile cu cele
determinate de Oros (2011) pentru zona seismică Banat și sugerează influența puternică a
tensiunilor de compresie din zona de coliziune dintre Placa Africană si cea Europeană.
La nivelul structurii Banloc-Voiteg s-a obținut SHmax=N50OE±19O, Shmin=N140OE,
R’=1,22±0,29 (regim de tensiune transtensiv). Variația inversiunii este mare (±44,80)
specifică unui câmp de tensiune puternic heterogen, cel mai probabil reflectând intreferențe
importante ale unor surse de tensiuni locale cu cea regională, inclusiv interacțiuni complexe
tensiuni-structura geologică și structurală (ex. intersecții de falii, fracturi și falii secundare
neconectate încă într-o falie principală). În aceste condiții în care predomină falierile cu
alunecare pe direcție, faliile orientate preferențial pe direcție NE-SV cu înclinare mai mare de
800 au cel mai mare potential de reactivare exprimat prin tendința de alunecare (90% tendința
de alunceare pentru planul NP1, Fig. 10, dreapta jos).
Pentru fazele Banloc și Voiteg tensiunile orizontale maxime sunt SHmax=N43OE (Banloc) și
respectiv SHmax=N86OE (Voiteg) iar regimul de tensiune este compresiv cu falieri
transcurente în zona Banloc și transtensiv cu falieri transcurente cu componente normale în
zona Voiteg (Fig. 10). SHmax s-a rotit în faza Voiteg în sensul acelor de ceasornic cu cca 430
fața de direcția carcateristică fazei Banloc și cea regionala (Bada et al., 2007) în urma
reactivării subsecvente a Faliei Gătaia-Ittebej în condiții tectono-structurale diferite,
favorabile dezvoltării unui regim extensiv. În condițiile de tensiune specifice fazei Banloc
14
tendința de alunecare este maximă pentru faliile aproximativ verticale cu direcții variabile de
la NNE-SSV până la NE-SV, iar în condițiile specifice fazei Voiteg faliile orientate ENE-
VSV pana la EV apar ca fiind cele cu potential maximm de reactivare (peste 80 % tendința de
alunceare pentru NP1, Fig. 10, jos).
Pentru perioada post criză (dupa anul 2005, Fig 5c, inset) câmpul de tensiuni ramâne
aproximativ neschimbat, comparativ cu cel regional, fiind caracterizat, în sistemul faliei
Banloc-Buziaș, prin SHmax=N450±7E și un regim de tensiuni compresiv (falieri
transcurente). În sistemul faliei Gataia-Ittebej tensiunea maximă orizontală s-a rotit în
continuare până la N1030±2E însa în condiții de tensiuni transtensive (falieri normale și
transcurente cu componente normale). În ambele zone câmpul de tensiuni a fost puternic
perturbat în perioada 1994-2005 când în zona Banloc SHmax s-a rotit spre Nord pană la N190
odata cu dezvoltarea regimului extensiv (falieri normale), iar în zona Voiteg SHmax s-a
orientat spre SV (N1260E), falierile inverse caracterizând un regim tectonic compresiv.
Modificările semnificative ale câmpului de tensiuni din sistemul Banloc-Voiteg, în special
după revenirea la nivelul seismicității de dinainte de criza seismică din 1991-1992
(stabilizarea coeficientului b), sugerează o structură complexa cu particularități reologice
contrastante care controlează evoluția proceselor seismotectonice, inclusiv reorientări ale
tensiunilor orizontale maxime/minime cu impact asupra propagării rupturii, extinderii și
interconectării sistemelor fracturate și de falii secundare în falii principale asociate
cutremurelor puternice.
În Figura 10 este prezentată o schiță seismotectonică construită pe baza rezultatelor obținute
în studiul nostru și din analiza căreia se pot desprinde câteva concluzii importante pentru
întelegerea proceselor seismogenice din zona structurii Banloc-Voiteg și pentru evaluarea
hazardului seismic asociat acesteia. Astfel, secvența seismică 1991-1992 a fost generată prin
reactivarea celor doua falii regionale reprezentate în perimetrul investigat prin două segmente,
respectiv:
1) Falia Banloc-Buziaș, orientată NE-SV, inclusiv sistemul de falii secundare dezvoltat la
contactul dintre grabenele Sinnicolau Mare si Caraș. Această falie este, in interpretarea
noastra, un segment al Faliei Sud-Transilvane care reprezintă contactul tectonic dintre
blocurile geodinamice Panonian (Tisa) și Geto-Danubian (Dacia). Intr-o alta interpretare Falia
Banloc-Buziaș poate reprezenta o falie de transfer între Falia Sud Carpatică și Falia Sud
Transilvană, cea din urmă fiind în acest caz prelungită spre Vest în zona dislocației Trans-
Banat-Backa din Sebia (Fig. 2). Activitatea seismică recentă (Oros si Diaconescu 2015) este
caracterizată prin gruparea epicentrelor pe un aliniament îngust situat pe direcția Faliei
Banloc-Buziaș validând astfel ipoteza prin care această falie este considerata activă pe toată
lungimea ei (Oros, 2011). 2) Falia Gătaia-Ittebej, orientată VNV-ESE,
apare ca fiind un segment al faliei Sud Carpatice, reactivat în faza a doua a secvenței (Faza
Voiteg). Rotirea tensiunii maxime orizontale spre SV și existența unor conditii specifice de
extensie crustală (falieri normale) sugerează o evolutie a procesului de faliere controlaată cel
mai probabil de translațiile blocurilor Tisa și Dacia spre Est și aportul de fluide sub presiune
din zona vulcanului Cuaternar de la Gătaia, localizat pe această falie la 10 km Est de zona
Voiteg.
4.4.3. Potențialul seismogen al structurii Banloc –Voiteg
Pentru estimarea potențialului seismogen, exprimat prin magnitudinea maximă posibilă, am
aplicat metoda lui Kijko-Sellevol (Kijko, 2004) pentru partea de Vest și Sud Vest a României
(Oros et al., 2018a). S-a obținut Mmax=6,1±0.3 comparabilă cu Mw=6,5, valoare calculată cu
15
relația dintre magnitudine și dimensiunile planului de rupere (Wells si Coppersmith, 1994) și
luând în calcul grosimea stratului seismogenic (11,6±4,4 km dupa Oros, 2011).
Perioada medie de recurența calculată pentru sursa Banloc-Voiteg, așa cum a fost definită în
acest studiu este de 75 de ani dacă folosim magnitudinea maximă observată Mw=5,3-5,6
(echivalentă cu Io=VIII0MSK) și două seturi de date diferite, respectiv un catalog
decontaminat pentru perioada anterioara anului 1991 și catalog complet pentru perioada 1950-
2017. Valoarea obținută este comparativă cu perioada de 76 de ani dintre secvențele majore
din 1915 și 1991.
4.5. CONCLUZII
Rezultatele obținute în acest studiu contribuie la cunoașterea și înțelegerea proceselor
seismotectonice din partea de Vest a României și, în particular, contribuie la evaluarea
potențialului seismogen al sursei Banloc-Voiteg prin 1) revizuirea parametrilor de sursă
pentru toate cutremurele înregistrate in noul catalog modelarea spațio-temporală a activității
de grupare (clustering) în timpul secvenței seismice din 1991-1992, 2) evidențierea
particularitatilor geometrice ale structurilor geologice în relație cu tensiunile maxime
orizontale ca factor determinant în estimarea tendinței de alunecare pe falii, 3) identificarea
zonelor de asperități ca zone de acumulare de tensiuni pentru viitoarele cutremure puternice.
Structura Banloc-Voiteg, cu cele doua falii intr-crustale, Falia Banloc-Buziaș si Falia Gătaia-
Ittebej, este cea mai activă structură crustală din țara noastră, istoria ei seismică fiind marcată
de două secvențe seismice majore (Imax=VIII0MSK, Mw=5,3-5,6) produse la un interval
timp de 76 de ani (Octombrie 1915 si Iulie-Decembrie 1991). Perioada medie de recurență
calculată pentru aceasta structură tectonică este de 75 ani, iar magnitudinea maximă posibilă
calculată prin diferite metode și validată cu date de observație este Mw=6,1±0,3.
Structura Banloc-Voiteg se află sub acțiunea unui câmp de tensiuni tectonice regional orientat
NE-SV, care în vestul României apare ca fiind puternic perturbat de surse de tensiuni locale
(falii active, intersecții de falii, aport de fluide sub presiune, contraste reologice) care
determină rotiri ale tensiunilor orizontale maxime cu până la cca 650 în sensul acelor de
ceasornic.
Evoluția procesului de rupere a fost marcată în timpul secventei seismice din 1991-1992 de o
migrare a activității seismice între cele două sisteme de falii ortogonale a căror complexitate
structurala scade odată cu creșterea adâncimii, grupările de tip clustere fiind localizate
succesiv pe plane 2D bine individualizate sau în volume fracturate, cu mai multe plane
intersectate, migrare însoțită de rotiri ale tensiunilor orizontale maxime și schimbări de regim
tectonic.
Sub actiunea campului de tensiuni contemporan, așa cum a fost modelat la nivelul regiunii din
vestul României sau la nivelul structurii Banloc-Voiteg, sistemele de falii orientate pe direcții
care variază de la NNE-SSV pâna la ENE-VSV au cel mai mare potențial de reactivare
exprimat prin 90% tendința de alunecare, zonele de maximă vulnerabilitate fiind asperitățile
localizate cu predilecție în zonele focale ale cutremurelor istorice puternice cunoscute pâna în
prezent.
Studiul nostru a actualizat două baze de date fundamental importante pentru cercetarea
seismogenezei din vestul țarii, respectiv catalogul parametric de cutremure și catalogul
mecanismelor focale și a valorificat rezultatele obținute în proiecte anterioare asigurând
continuitatea necesară cercetărilor din cea mai importantă zonă seismogenă crustală a țării.
BIBLIOGRAFIE
16
Bada G., F. Horvath, P. Doveny, P. Szafian, G. Windhoffer, S. Cloetingh., 2007, Present-day
stress field and tectonic inversion in the Pannonian basin. Global and Planetary Change,
58, 165–180.
Bala A., Raileanu V., Dinu C., Diaconescu M., 2015, Crustal seismicity and active fault systems
in Romania. Romanian Reports in Physics, 67, 3, 1176–1191.
Bala A., Raileanu V., 2017, Assessing the crustal models and active faults systems in the western
part of Romania-applications in seismic hazard. Romanian Reports in Physics, 69, 704.
Cloetingh S., L. Matenco, G. Bada, Dinu C., Mocanu V., 2006,The evolution of the Carpathians
system: Interaction between neotectonics, deep structure, polyphase orogeny and
sedimentary basins in a source to sink natural laboratory. Tectonophysics, 410, 1–4, 1-14.
Delvaux D., Sperner B.., 2003, Stress tensor inversion from fault kinematic indicators and focal
mechanism data: the TENSOR program. In: New Insights into Structural Interpretation and
Modelling (Ed. Nieuwland). Geological Society London, Special Publ., 212, 75-100.
Frohlich C., 1992, Triangle diagrams: ternary graphs to display similarity and diversity of
earthquakes focal mechanisms. Phys. Earth. Planet. Inter., 75, 193-198, 1992.
Gardner J K, Knopoff L., 1974, Is the sequence of earthquakes in southern California, with
aftershocks removed, Poissonian? Bulletin of Seismological Society of America, 6, 5,
1363-1367.
Hardebeck, J. L., Shearer P. M., 2002, A new method for determining first-motion focal
mechanisms. Bulletin of Seismological Society of America, 92, 2264-2276.
Hardebeck J. L., Shearer P. M., 2003, Using S/P amplitude ratios toconstrain the focal
mechanisms of small earthquakes. Bulletin of Seismological Society of America, 93,
2434–2444.
Horvath F., G. Bada, P. Szafian, G. Tari, A. Adam, Cloetingh S., 2006, Formation and
deformation of the Pannonian Basin: constraints from observational data. In: European
Lithosphere Dynamics. Geological Society of London (editori Gee and Stephensen), pp.
191–206.
Joo I., 2004, Recent vertical surface movements in the Carpathian Basin. Tectonophysics, 202, 2–
4, 129-134.
Kijko A., 2004, Estimation of the Mmax. Pure Applyied Geophysics, 161, 1655–1681.
Kisslinger C, Jones L.M., 1991, Properties of Aftershock Sequences in Southern California,
Journal of Geophysical Research, 96, 947-958.
Matenco L., Radivojevic D., 2012, On the formation and evolution of the Pannonian Basin:
Constraints derived from the structure of the junction area between the Carpathians and
Dinarides. Tectonics, 31, 6, TC6007.
Marovic, M., I. Djokovic, L. Pesic, S. Radovanovic, M. Toljic, Gerzina N, 2002,
Neotectonics and seismicity of the southern margin of the Pannonian basin in
Serbia, EGU Stephan Mueller Spec. Publ. Ser., 3, 277-295.
Musson, R. M. W., Jimenez M-J., 2008, Macroseismic estimation of earthquake parameters,
NERIES project report, Module NA4, Deliverable D3 (Edinburgh), 41 pp.
Nanjo, K.Z., Enescu, B., Shcherbakov, R., Turcotte, D.L., Iwata, T. Ogata, Y., 2007, Decay of
Aftershock Activity for Japanese Earthquakes, Journal of Geophysical Research
Atmospheres 112(B8). http://dx.doi.org/10.1029/2006jb004754, 2007.
Oncescu M.C., Mârza V., Rizescu M., Popa M., 1999, The Romanian earthquakes catalogue, 984-
1997. In Vrancea Earthquakes: Tectonics, Hazard Risk Mitigation (ed. Wenzel si Lungu),
pp. 43-47, Kluwer Publication.
Oros E., Nitoiu L., Zsiros T., 1994. Distribuția intensităților observate pe teritoriul României și
Ungariei pentru cutremurele de pamînt produse în Banat în anul 1991. Aspecte
tectonostructurale. Raport INFP, Decembrie 1994, Bucuresti. 11 pag.
Oros E., Popa M., Moldovan I. A., 2008, Seismological DataBase for Banat Seismic Region
(Romania). The Parametric Earthquake Catalogue. Romanian Journal of Physics, 53, 7–8,
955–964.
17
Oros E., Oros V., 2009, New and updated information about the local hazard seismic sources in
the Banat Seismic Region. Proc. 4th National Conference of Seismic Engineering, Hazard,
vulnerability and risk, Bucuresti, Romania, 1, 133-139.
Oros E., 2011, Cercetari privind hazardul seismic pentru Regiunea Seismica Banat. Teza de
doctorat, Univesitatea Bucuresti, Fac. De Fizica.
Oros E., Diaconescu M., 2015, Recent vs. historical seismicity analysis for Banat Seismic Region
(western part of Romania). Mathematical Modelling in Civil Engineering, 11/1, 24-32,
2015.
Oros E., Popa M., Ghita C., Rogozea M., Rau-Vanciu A., Neagoe C., 2016, Catalog of focal
mechanism solutions for crustal earthquakes in Intra-Carpathian region of Romania. 35th
General Assembly of the European Seismological Commission. 4-11.07.2016, Italy,
ESC2016-142.
Oros E., Popa M., Diaconescu M., Radulian M., 2017, Active stress field and seismotectonic
features in Intra-Carpathian region of Romania. EGU General Assembly 2017, 23–28
April 2017, Viena, Austria, Abstracts, Vol. 19, EGU2017-13103, 2017.
Oros E., Moldovan I. A., Popa M., Diaconescu M., Ghita C., 2018, Seismicity and seismotectonic
peculiarites in the south-eastern part of Pannonian Basin: Banloc-Voiteg seismogenic
structure (Romania). 18th -SGEM 2019 Conf, Proceedings, 18, 971-980.
Oros E., Popa M., Diaconescu M., 2018a, The Seismogenic Sources from the West and South-West
of Romania. in Seismic Hazard and Risk Assessment (editori Vacareanu R. si Ionescu C),
pp. 53-69, Editura Springer.
Oros E., Placinta A. O., Popa M., 2019, Calibration and validation of MEEP method for location
and magnitude estimation of historical earthquakes from Intra-Carpathian region of
Romania. 2019 IOP Conference Series, Earth and Environmental Science 221:012057,
DOI:10.1088/1755-1315/221/1/ 012057.
Polonic G., 1985, Neotectonic activity at the Eastern Border of the Pannonian Depression and its
seismic implications. Tectonophysics, 47, 109-115.
Polonic G., Malita Z., 1997, Geodynamic processes and seismicity in Banat (Romania). Revue
Roumaine de Geophysique, 41, 67-78.
Popescu E., Radulian M., 2001, Fractal characteristics of time, space and size distributions of the
Banat earthquake sequences occurred in 1991. Romanian Journal of Physics, 46 (7-8),
485-498.
Pujol J., 2000, Joint Event Location-The JHD Technique and Applications to Data from Local
Seismic Networks. In: Advances in Seismic Event Location. Modern Approaches in
Geophysics (editori Thurber C.H., Rabinowitz N), 18. Editura Springer.
Radulian M., Mandrescu N., Panza G. F., Popescu E., Utale A., 2000, Characterization of
Seismogenic Zones of Romania, Pure and Applied Geophysics, 157, 57-77.
Raileanu V., Bala A., 1999, A correlation between focal depth intervals and crustal rheological
parameters in the Banat and Crisana zones. Revue Roum. Geoph, 43, 31-43.
Sandulescu M., 1984, Geotectonica Romaniei. Ed. Tehnica, Bucuresti.
Scholz C. H., 2015, On the stress dependence of the earthquake b value. Geophys. Res. Letter, 42,
399–1402.
Zaharia B., Grecu B., Popa M., Oros E., Radulian M., 2017, Crustal structure in the western part
of Romania from local seismic tomography. IOP Conf. Series: Earth and Environmental
Science 95:032019, doi: 10.1088/1755-1315/95/3/032019.
Zoback, M. L., 1992, First and second order patterns of stress in the lithosphere: The World
Stress Map project. Journal of Geophysical Research., 97(B8), 11,703–11,728.
Wells DL, Coppershmith K. J., 1994, New empirical relationships among magnitude, rupture
length, width, area and displacement. Bulletin of Seismological Society of America, 84(4),
974–1002.
