background image






Geophysical Institute, Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, 842 28 Bratislava, Slovak Republic

(Manuscript received February 24, 1997; accepted in revised form December 11, 1997)

Abstract: An  analysis  of  the  gravity  field  in  the  Western  and  Eastern  Carpathian  junction  area  is  based  on  local

isostasy  and  forward  density  modelling.  For  the  first  time  the  lithosphere/asthenosphere  boundary  was  taken  into

account for density modelling of long-wavelength gravity anomalies in this region. The gravity effects of the main

geological structures within the lithosphere were estimated. To give a better view of the present lithosphere structure

in  this  region,  density  cross  sections  were  calculated  along  the  profile  KP-X.  The  results  demonstrate  a  slab-like

structure under the mountain range. The slope of the underthrusted lower European Platform is very steep. Modelled

slab dips from about 60


 to 80


. Density modelling shows that the southern margin of the European basement bends

down to the soutwest into the Carpathian subduction system. The East Slovak Basin is characterized by thinning of the

crust and lithosphere. The extension process is accompained by the existence of lower crustal high-density mass.

Key words: Western and Eastern Carpathian junction zone, gravity field, density modelling, lithosphere, asthenosphere.


The Carpathian arc and the Pannonian back-arc basin are in-

terrelated  components  of  the  Mediterranean  arc-basin  com-

plex (Royden 1988). Royden & Horváth (1988), Csontos et

al. (1992), Horváth (1993) and Ratschbacher et al. (1991a,b)

have  developed  the  extrusion  hypothesis,  explaining  the  es-

cape of the Eastern Alps into the Carpathian area during Neo-

gene subduction. The formation of the Central European Al-

pides  was  influenced  by  complex  processes  such  as

riftogenesis,  crustal  thinning,  convergence,  lateral  displace-

ment, rotational movements, collisional suturing, accreation,

transpression-transtension  (Soták  1992).  The  shape  of  the

Carpathian arc was apparently dictated by the Mesozoic ge-

ometry  of  an  embayment  in  the  European  passive  margin

(Tomek et al. 1996).

Szafián  et  al.  (1997)  proposed  that  in  accord  with  active

transpressional orogens, a strong strain partitioning occurred

within the Carpathian arc, due to the oblique convergence be-

tween the escaping units of the Western Carpathians (North-

Pannonian units in the sense of Csontos et al. (1992), Tari et

al. (1992) and Horváth (1993)) towards the northeastern and

European margin areas. The process was combined with ex-

tension in the hinterland. The latest stage of development of

the  Western  Carpathian  arc  and  the  Pannonian  Basin  was

characterized by a lithospheric desintegration which occurred

as a consequence of a transition from a transpressional to an

extensional regime (Kováè et al. 1995; Fodor 1995). Most of

the  transpressional  deformations  were  associated  with  uplift

and erosion, but the final step was connected to the earliest

Miocene  sedimentation  (Fodor  1995).  The  Western  Car-

pathian (North-Pannonian) units were involved in a Late Oli-

gocene-Early  Miocene  episode  of  eastward-directed,  large-

scale continental escape, followed by extensional collapse of

the overthickened and gravitationally unstable crustal wedge

(Ratschbacher et al. 1991a,b; Tari et al. 1992; Horváth 1993).

The Intra-Carpathian area was made up of a set of tensional

and transtensional basins. A mechanism of extension varied

with depth-dependent rheology (Horváth 1993). Their initial

subsidence  and  extension  took  place  mostly  during  the  17

and  13  Ma  interval,  synchronously  with  the  deformation  of

the external parts of the Carpathians (Royden 1988; Szafián

et al. 1997). It was accompanied by both crustal thinning and,

what is more important, by thinning of the lithosphere which

was  associated  with  an  uplift  of  asthenospheric  and  partly

molten masses (Ádám 1989, 1990; Praus et al. 1990; Stegena

et al. 1975; Babuška et al. 1987, 1990; Beránek & Zátopek

1981;  Pospíšil  &  Vass  1983;  Horváth  1993;  Kováè  et  al.

1995). The mantle xenoliths transported to the surface by the

youngest alkaline basalts support this suggestion (Koneèný et

al. 1995; Šefara et al. 1996)

Investigation of the geodynamic evolution of the Western

Carpathians  was  concentrated  mainly  on  a  study  of  deep-

seated  crustal  and  lithospheric  structures  in  its  western  and

central  segments.  For  an  integrated  study  not  only  of  the

Western Carpathians but also the whole Carpathians it is also

very important to investigate their junction zone. For this pur-

pose it is useful to study the gravity field (besides other geo-

physical fields) in this region. In the present study the gravity

field was analyzed. The analysis was performed by means of

modelling in local isostatic equilibrium using not only gravity

and  topographic  data  but  also  the  thickness  of  sediments,

crust and lithosphere. This paper also utilizes gravity model-

ling for determining a preliminary density model of the litho-

sphere along the profile KP-X (Fig. 1). Several density mod-

els  have  been  constructed  in  the  Western  Carpathians  (e.g.

Fusán  et  al.  1971;  Pospíšil  &  Filo  1980;  Pospíšil  &  Vass

1983; Šefara et al. 1987; Bielik et al. 1990, 1991; Vyskoèil et

al.  1992;  Škorvanek  &  Biela  1993;  Lillie  et  al.  1994,  etc.).

New  maps  of  the  gravity  field  in  Poland  (Królikowski  &

background image

76                                                                                                   BIELIK

Petecki  1995)  and  in  Central  Europe  (Szafián  et  al.  1997),

new detailed maps of the crustal and lithosphere thicknesses

(Horváth 1993; Šefara et al. 1996), coupled with maps of the

thickness of Neogene sediments (Kilényi & Šefara 1989) and

the Carpathian Flysch Belt and Mollasse Foredeep (Rylko &

Tomas 1995) enable improvement of the density model in the

Western  and  Eastern  Carpathian  junction  zone.  The  results

contribute  to  a  more  complete  picture  of  the  lithospheric

structure, slab evolution, collision and extension in the Car-

pathian mountain arc. This is the first time the lithosphere-as-

thenosphere boundary was taken into account for density mod-

elling of long-wavelength gravity anomalies in this region.

The gravity field

Former studies of the Bouguer gravity anomalies (Fig. 2)

in eastern Slovakia were published, for example, in the pa-

pers  of  Blížkovský  (1961),  Ibrmajer  (1981),  Matoušek  &

Odstrèil  (1975),  Pospíšil  (1977,  1980),  Šutor  &  Èekan

(1965),  Škorvanek  &  Biela  (1993).  The  first  synthesis  of

gravity measurements and their interpretation was done by

Pospíšil (1980). These studies provided the first information

about crustal structure.

The gravity field can be devided into two zones. The first

zone  is  characterized  by  positive  anomalies.  It  correlates

very well with the area, which includes the whole East Slo-

vak  Basin,  Zemplínske  vrchy  Upland,  Vihorlatské  vrchy

Mts. This positive zone extends far towards the Pannonian

and Transcarpathian basins. The maximum amplitude of the

gravity  field  in  the  Zemplínske  vrchy  Upland  reaches  the

values  of  about  +35  mGal  (+350 




).  The  Humenské

vrchy Upland and the Vihorlatské vrchy Mts. are accompa-

nied by a local gravity high with the maximum amplitude of

about +25 mGal. It is interesting to note that in spite of the

East  Slovak  Basin  representing  an  expressionless  relative

gravity low between the Zemplínske vrchy Upland and Vi-

horlatské vrchy Mts., it is accompanied by positive gravity

values  (about  +10  mGal).  In  general,  extensional  basins

which are filled by low-density sediments should be charac-

terized by negative observed gravity anomalies. On the ba-

sis  of  the  stripped  gravity  map  (Bielik  1988)  it  is  well

known that this is not valid for subbasins of the Pannonian

Basin (e.g. for the Danubian Basin, the Little Hungarian Ba-

sin, the Great Hungarian Basin). This map showed signifi-

cant  gravity  highs  over  the  deepest  subbasins.  Pospíšil

(1980) and Bodnár & Pospíšil (1981) were first to discover

this  phenomenon  in  the  East  and  South  Slovak  basins,  re-


Fig. 1. Tectonic sketch of the eastern part of Slovakia after Biely

et al. (1996). Thick line shows the location of the sector of the pro-

file KP-X. Legend: 1 — Gemeric Superunit, 2 — Silicic Supernit,

3 — Turnaic Superunit, 4 — Veporic Cover Superunit, 5 — Tatric

Superunit  basement,  6 —  Tatric  Cover  Superunit,  7 —  Veporic

basement, 8 — Zemplinic Cover Superunit, 9 — Fatric Superunit

of the Humenské vrchy Upland, 10 — Inner Carpathian Paleogene,

11 —  Neogene  volcanics,  12 —  Neogene  basins,  13 —  Pieniny

Klippen  Belt,  14 —  Carpathian  Flysch  Belt  [a)  Magura  Zone,  b)

Krosno Zone].

Fig.  2.  Bouguer  gravity  anomaly  map  of  the  eastern  part  of  the

Western Carpathians (after Ibrmajer 1981 and Šefara 1987). Coun-

tour  interval 50 




(5 mGal).

background image

ANALYSIS OF THE  GRAVITY FIELD                                                                          77

The second zone is characterized by negative values of the

Bouguer  gravity  anomalies.  It  covers  in  the  northern  and

northeastern parts of eastern Slovakia and includes the Low

Beskyds region and the Bukovské vrchy Mts. In the region of

eastern  Slovakia  the  amplitude  of  the  gravity  low  is  only

about  –10  mGal.  But  this  negative  gravity  zone  represents

only a part of the third segment large Carpathian gravity min-

imum (Tomek 1988). Most of the third part of the Carpathian

gravity minimum is located in Poland and mainly in Ukraine.

The anomaly runs southeast for more than 500 km along the

Eastern Carpathians. The Carpathian gravity minimum reach-

es about –100 mGal in Ukraine. According to Tomek et al.

(1979) and Pospíšil & Filo (1980) the source of this third seg-

ment of the Carpathian gravity minimum can be explained by

the gravity effect of a large accumulation of flysch sediments

and autochthonous molasse.

The stripped gravity map in the East Slovak Basin, which

has been constructed by Pospíšil in Šefara et al. (1987) shows

that  eastern  Slovakia  is  covered  only  by  a  zone  of  positive

gravity anomalies. The reason for that is removal of the nega-

tive gravity effect of basin fill and the gravity effect of higher-

density inhomogeneities of the crust (beneath the pre-Tertiary

basement), which extends outwards from the East Slovak Ba-

sin to well within the whole of eastern Slovakia.

The Western and Eastern Carpathian junction zone and its

wider  surroundings  is  characterized  by  the  long-wavelength

positive-negative  gravity  anomaly  couple  (Królikowski  &

Petecki 1995; Ibrmajer 1981; Szafián et al. 1997). It is known

that this fact is valid for the whole Carpathian belt (Royden

1993; Bielik 1995; Krzywiec & Jochym 1997) and the Alps,

Apennines  and  Appalachians,  too  (Karner  &  Watts  1983;

Royden 1993). This gravity anomaly couple was interpreted

as evidence for flexure of the continental lithosphere by sur-

face  and  subsurface  loading  (Royden  1993;  Bielik  1995;

Krzywiec & Jochym 1997).

Density modelling in local isostatic equilibrium

Calculation  of  a  simple  density  model  in  local  isostatic

equilibrium  taking  into  account  topography,  gravity  and

density data together with published maps of thicknesses of

sedimentary  fill,  crust  and  lithosphere  provides  a  clue  to

analysis of observed gravity field. The aim of density mod-

elling in local isostatic equilibrium is to offer and show the

contributions  of  the  main  anomalous  zones  to  the  free-air

and Bouguer anomalies.

Topography  was  available  from  the  topographic  map  of

Slovakia (SÚGK 1976). In Poland these data were taken from

Fig.  3.  Local  isostatic  model  showing  gravity  contributions  from

different  levels.  The  depth  of  compensation  is  250  km.  Density

contrasts are in gcm


.  The  anomaly due to the topography (a), the

Moho (b) and the  lithosphere (c). Free-air gravity effect (d) calcu-

lated  by summing the three components. For this model a Bouguer

reduction densities of –2.67 gcm


 for crust, –2.47 gcm


 for Neo-

gene  sediments,  –2.62  gcm


  for  outer  flysch  and  molasse  sedi-

ments  remove  the  effect  of  topography,  resulting  in  a  Bouguer

anomaly which is similar to the observed Bouguer anomaly in the

studied area.

background image

78                                                                                                   BIELIK

the Atlas of average topography in Europe (Geodätischen Di-

enste 1979). The thicknesses of Neogene sedimentary fill of

the  East  Slovak  Basin  and  Pannonian  Basin  were  modified

after  Kilényi  &  Šefara  (1989).  Depths  of  the  Outer  Car-

pathian  Flysch Belt and Molasse Foredeep basement in Po-

land  were  available  from  the  results  of  Rylko  &  Tomas

(1995). In Slovakia, they were extrapolated on the basis of

Polish data. Input data on crustal thickness were taken from

the  map  of  Moho  depths  in  Slovakia  (Beránek  &  Zátopek

1981; Mayerová et al. 1985; Šefara et al. 1996), in Hungary

(Horváth 1993) and in Poland (Guterch et al. 1986; Bojdys

& Lemberger 1986). For the thickness of the lithoshere were

adopted the depths published by Horváth (1993) and Šefara

et al. (1996). These authors constructed a lithospheric thick-

ness map for the Pannonian Basin and surrounding territo-

ries  on  the  basis  of  seismological  (Babuška  et  al.  1987,

1990; Spakman 1990), geothermal (Èermák et al. 1991) and

magnetotelluric (Praus et al. 1990; Ádám et al. 1989, 1990)

data. Bouguer anomalies were taken and modified from the

gravity  maps  published  by  Ibrmajer  (1981),  Szafián  et  al.

(1997) and Królikowski & Petecki (1995).

For analysis of relatively long-wavelength gravity anoma-

lies  it  is  useful  to  simplify  density  models  into  anomalous

zones  characterizing  major  density  contrasts  (Lillie  et  al.

1994).  In  the  paper  density  contrasts  are  relative  to  typical

crustal materials. The study prefers density contrasts to abso-

lute densities. This approach has the effect of approximating

normal density increases with depth. Density contrast for sed-

iments is relative to upper crustal materials, while the lower

lithosphere and asthenosphere are relative to the lower crust.

The mean densities for the upper (2.75 gcm


= 2750 kgm



and  the  lower  crust  (2.95  gcm


),  the  lower  lithosphere

(3.25 gcm


)  and  asthenosphere  (3.22  gcm


)  are  estimated

by  using  formulae  published  by  (Rybach  &  Bunterbarth

1984; Lachenbruch & Morgan 1990). The mean densities of

the  anomalous  bodies  in  the  upper  crust  were  defined  after

Eliᚠ& Uhmann (1968), Pospíšil (1980), Šefara et al. (1987),

Bielik et al. (1990, 1991), Vyskoèil et al. (1992). In spite of

knowledge  that  the  density  of  Neogene  sediments  increases

with depth (Planèár in Biela 1978; Šefara et al. 1987; Bielik

1988; Meskó 1988; Kovácsvölgyi 1994) for our purpose it is

sufficient  to  suggest  mean  densities  for  both  Neogene  sedi-

ments of the East Slovak Basin and the Pannonian Basin and

the Outer Carpathian Flysch  Belt and Molasse Foredeep.

In this study the following anomalous zones and their den-

sity contrasts are considered:

(1) Neogene sediments filling the East Slovak Basin and

the Pannonian Basin (–0.20 gcm



Fig. 4 . Two-dimensional density models of the lithosphere along  profile KP-X. Density contrasts are in gcm


. Density  models: variant I

(a), II (b) and III (c). Legend: 1 — Neogene sediments, 2 — Carpathian Flysch Belt and Molasse Foredeep sediments, 3 — Pieniny Klip-

pen  Belt, 4 — Mesozoic of the Humenské vrchy Upland, 5 — Neogene volcanics, 6 — high-density anomalous  body.

background image

ANALYSIS OF THE  GRAVITY FIELD                                                                          79

(2)  Flysch  and  molasse  sediments  of  the  Outer  Car-

pathians (–0.05 gcm



(3) Mantle part of the lithosphere (+0.30 gcm



(4) Asthenosphere (+0.27 gcm


, i.e. –0.03 gcm



contrast with the lower lithosphere).

The elements assigned zero density contrasts include crust-

al rocks. In local isostatic modelling density contrasts are for

topographic relief relative to air (–2.67 gcm


for crust; –2.47



for  Neogene  sediments;  –2.62  gcm


  for  outer  flysch

and molasse sediments).

The three average topographic data are:

a) 0.2 km for the region of the East Slovak Basin and the

Pannonian Basin;

b) 0.6 km for the collision region;

c)  0.4  km  for  the  region  of  the  Outer  Carpathian  Flysch

Belt and molasse Foredeep.

The  density  contrast  between  crust  and  upper  mantle

(+0.30 gcm


)  and  lower  lithosphere  and  asthenosphere

(–0.03 gcm


) results in isostatic equilibrium (Fig. 3d) for an

approximately  10  km  deeping  of  Moho  discontinuity

(Fig. 3b) and about 70 km deeping of the lithosphere/astheno-

sphere boundary from the Pannonian Basin to the European

Platform  (Fig. 3c).  The  maximum  gravity  contribution  of

Moho  to  the  free-air  gravity  effect  is  about  –105  mGal

(Fig. 3c). This effect is not fully compensated by the gravity

effect of topography (Fig. 3a). The compensation in the Outer

Carpathians is about half (+50 mGal). In the collision region

it is a little bit more (about +70 mGal). For the second part of

compensation is also necessary to consider the gravity effect

of the lithosphere/asthenosphere boundary. Its gravity effect

on the free-air gravity effect is about +50 mGal (Fig. 3c). The

total  of  all  anomalous  zones  gives  free-air  gravity  effects

(Fig. 3d),  which  are  positive  over  the  Pannonian  Basin  and

the  East  Slovak  Basin  and  negative  over  the  Outer  Car-

pathians. In spite of rough approximation of crustal and litho-

spheric geometry the calculated Bouguer anomaly correlates

relatively well with the observed gravity effect.

Lithosphere density cross section

To obtain a better view of the present lithosphere structure

in the Western and Eastern Carpathian junction zone a densi-

ty  cross  section  was  calculated  along  the  profile  KP-X

(Fig. 4). The line of profile KP-X (Fig. 1) starts in the Pan-

nonian  Basin  150  km  southwest  of  the  Slovak-Hungarian

border. In a northeastern direction the profile runs across the

Zemplínske vrchy Upland and through the East Slovak Basin.

Then it enters the Vihorlatské vrchy Mts. and passes the Out-

er Carpathian Flysch Belt and Molasse Foredeep and termi-

nates in the European Platform (200 km from the Slovak-Pol-

ish  border).  The  Fig.  4  shows  a  sector  of  the  interpretation

profile with a length of 450 km. The GMSYS software pack-

age,  which  was  used  for  calculation  of  density  models,  en-

ables avoidance of the marginal effects and to use the lithos-

phere/asthenosphere  boundary  for  density  modelling  by

prolonging both ends of the profile by several hundred kilo-


 The method of density modelling, like every geophysical

method of interpretation, is ambiguous from the mathemati-

cal point of view. Even the best correlation between observed

and  calculated  gravity  anomalies  does  not  guaranty  that  the

density model reflects real geological structure. It is only one

possibility from many solutions. On the other hand additional

geophysical data bind the modelling due to ambiguity of the

gravity field. Taking into account these facts three “most opti-

mal” solutions corresponding most with current geophysical

and geological knowledge are presented.

  Density  models  are  based  on  consideration  of  the  four

anomalous zones mentioned above. Moreover, the models in-

clude and interpret other crustal anomalous bodies, of which

the sizes and density contrasts effect observed gravity anoma-

lies more than about ±5 mGal (e.g. Mesozoic of the Humen-

ské vrchy Upland together with the Pieniny Klippen Belt). A

significant anomalous body of high-density mass beneath the

East Slovak Basin basement is also a result of density model-

ling.  To  give  a  better  image  of  the  influence  of  anomalous

zones  and  bodies  (density  inhomogeneities)  upon  the  total

gravity field some chosen gravity effects are shown in Fig. 5.

The picture illustrates that the largest contribution to the Bou-

guer anomalies comes from the Moho discontinuity. The dif-

ferences between gravity effects of the Moho and lithosphere/

asthenosphere boundary from the Pannonian Basin to the Eu-

ropean  Platform  are  about  –200  mGal  and  +130  mGals,  re-

Fig. 4c.

background image

80                                                                                                   BIELIK

spectively.  The  Carpathian  Flysch  Belt  and  Molasse  Fore-

deep give a maximum gravity effect of about –30 mgal. The

gravity  effects  of  the  Neogene  sediments  in  the  Pannonian

Basin and East Slovak Basin vary from about 0 to –42 mGal.

The results of density modelling (Fig. 4) demonstrate that,

a slab-like structure appears to be required under the moun-

tain range with dipping to the southwest to obtain a good fit

between the calculated and observed gravity anomalies. The

slope of the underthrusted lower European Platform is very

steep. The modelled slab dips from about 60


 (Fig. 4a,b) to



  (Fig.  4c).  Density  modelling  shows  that  the  southern

margin of the European basement bends down to the south-

west into the Carpathian subduction system. The bending is

in  accord  with  the  seismic  results  obtained  in  the  Western

Carpathians  (Tomek  et  al.  1989,  1996)  and  with  density

modelling results obtained by Szafián et al. (1997) and Bie-

lik  &  Mocanu  (1998)  in  the  Eastern  and  Southern  Car-

pathians.  For  the  Carpathian  system  Royden  (1993)  sug-

gests that the crustal slab dips about 60



Under the East Slovak Basin region it was necessary to in-

terpret a striking high-density anomalous body (density con-

trast +0.30 gcm


). It is located within the lower crust (gravity

effect is about +37 mGal) and it compensates for the isostati-

cally low-density basin fill (–42 mGal). The geometry of the

anomalous  body  was  interpreted  by  two  approaches.  In  the

first case the body has an almost symmetrical shape (Fig. 4a),

while in the second case it has a elonqated shape with a slope

toward southwestern (Fig. 4b,c). The upper boundary of the

anomalous body is at a depth of 12–14 km. This study con-

firmed the results obtained by Pospíšil (1980).

Starting cross sections showed varying degrees of agree-

ment  between  observed  and  calculated  gravity  anomalies.

For the Western Carpathian and the Pannonian Basin region

(Lillie  et  al.  1994)  it  was  found  that  most  of  the  disagree-

ment could be corrected simply by adjusting Moho depths.

Existing maps of crustal thickness (e.g. Beránek & Zátopek

1981; Mayerová et al. 1985; Guterch 1986; Èekunov et al.

1988) were mainly constructed by seismic refraction experi-

ments.  While  these  maps  are  useful  in  showing  general

changes in crustal thickness (e.g. crustal thinning from the

European Platform to the Pannonian Basin), they do not ad-

equately  portray  shorter-wavelength  changes  in  Moho

depth.  These  shorter-wavelength  changes  are  important  in

presenting  geometries  that  can  be  interpreted  in  terms  of

tectonic  evolution  (Lillie  et  al.  1994).  Therefore  the  dis-

agreement was partly corrected by adjusting the Moho con-

figuration. This approach is significant supported by the fact

that  in  the  eastern  part  of  Slovakia  the  published  Moho

depths  were  only  extrapolated.  Seismic  refraction  and  re-

flection data are not available. Moreover, discrete points at

which the Moho depths were determined from industrial ex-

plosions do not exist either (Mayerová et al. 1985). Density

modelling shows that the adjusted Moho correlates, in gen-

eral, with published Moho maps (Beránek & Zátopek 1981;

Èekunov et al. 1988; Horváth 1993; Šefara et al. 1996). It

means that the thickness of the crust increases gradually in

the direction from the Pannonian Basin (26 km) to the Euro-

pean Platform (35–50 km). A sharp thickness contrast is in-

terpreted  between  the  colliding  plates.  The  results  of  the

modelling also demonstrate that the relief of the Moho under

the outer flysch and molasse zone has a rolling character.

Investigation of the lithospheric structure in the junction

of the Western and Eastern Carpathians by means of density

modelling is only the first step in complex geophysical and

geological interpretation. Unfortunately, the presented inter-

pretation  cannot  be  supported  by  available  seismic  refrac-

tion and reflection profiling observations or seismic tomog-

raphy, because they are missing here.

Discussion and conclusions

The  view  of  the  current  structure  of  the  lithosphere  ob-

tained by density modelling in the junction of the Western

and  Eastern  Carpathians  appears  to  be  compatible  with

lithosphere geometry in the thrust belts formed at retreating

subduction  boundaries  which  were  defined  by  Royden

(1993).  At  retreating  plate  boundaries  the  rate  of  overall

plate convergence is slower than the rate of subduction. Lin-

zer (1996) has estimated between the stable East European

and Moesian plates and the Carpathian nappe systems that

the hanging-wall plate is convergence rate of 2 cm/yr is less

than  the  subduction  rate  of  the  foot-wall  plate.  These  oro-

genic systems (e.g. the Apeninnes, the Carpathians and the

Fig. 5. Illustrating contributions to gravity from different  density

inhomogeneities for density model (variant I) along  profile KP-X.

Legend: 1 — observed Bouguer anomaly, 2 — calculated Bouguer

anomaly,  3 —  gravity  effect  of  the    lithosphere/asthenosphere

boundary, 4 — crustal gravity  contribution, 5 — gravity effect of

the  Moho,  6 —  gravity    anomaly  due  to  high-density  anomalous

body, 7 — stripped  gravity anomaly (the Bouguer gravity anoma-

ly  corrected  by    gravity  effect  of  sedimentary  fill),  8 —  gravity

contributions  of Neogene sedimentary fill of the East Slovak Ba-

sin and the Pannonian Basin and Carpathian Flysch Belt and Mo-

lasse  Foredeep.

background image

ANALYSIS OF THE  GRAVITY FIELD                                                                          81

Hellenides  —  Royden  1993)  are  evidenced  by  significant

back arc extension contemporaneous with subduction. Pre-

sented lithospheric cross sections show clearly the presence

of  regional  extension  both  beneath  the  East  Slovak  Basin

and the Pannonian Basin within the overriding plate.

Interpretation of the gravity field also suggests the exist-

ence  of  a  slab-like  structure  in  an  area  of  colliding  plates

with dipping under the overthrusted plate. The existence of

the subducted slab is also assumed, for example, by Giese

&  Morelli  (1977),  Royden  (1993)  and  proved  by  Linzer

(1996). Similar results were also obtained by Száfian et al.

(1997)  and  Bielik  &  Mocanu  (1996)  in  the  Eastern  and

Southern  Carpathians.  In  this  study  the  crustal  slab  was

modelled  as  the  anomalous  body  which  is  submerged  at  a

depth  of  about  40  km.  This  depth  was  required  to  obtain

good agreement between the observed and calculated Bou-

guer anomalies. It is very probably that during initial stage

of  subduction  the  slab  submerged  into  the  deeper  parts  of

the lower lithosphere and asthenosphere. During subduction

the  slab  in  oceanic  form  resulted  in  melting  of  andesite

magma  at  a  depth  of  about  100  km  (Tomek  —  personally

communication). It is speculated that modelled crustal slab

is only a remnant after breaking and submerging of the sub-

ducted  plate.  Using  implications  for  the  crustal  structure

variation  along  the  Carpathian  arc  (Szafián  et  al.  1997)  it

could be assumed that the subducted slab has detached and

sunk  into  the  deeper  asthenosphere  or  has  been  heated  up

and largely assimilated to the surrounding asthenosphere. In

the Vrancea region the dipping of rigid subducted plate goes

on, probably, into large depths (170) km and it is still active

(Oncescu  1984,  1987).  It  is  documented  and  accompanied

by recent strong intermediate earthquakes. The latter are li-

mitted to the Vrancea area and are distributed along a verti-

cal plane. These intermediate earthquakes are not observed

in  the  Western  and  Eastern  Carpathian  junction  zone

(Kárnik 1968). Underthrusting of the Vrancea plate beneath

the  Eastern  Carpathians  is  almost  vertical  (Oncescu  1984,

1987; Tomek et al. 1996).

It is also assumed that the current shape of the crustal slab

and its slope results from considerable rollback effect (Balla

1981;  Tomek  et  al.  1996)  which  is  connected  with  Krosno-

Menilite subduction (Tomek et al. 1989). It means that the dip

of  the  slab  could  be  flatter  at  the  beginning  of  subduction.

The existence of the rollback process along the Carpathians

was clearly shown by Linser (1996). The andesic volcanism

started in the Western Carpathians and the Apuseni Mts. dur-

ing the Middle Miocene (16 Ma) and migrated continuosly to

the east, ending in the Eastern Carpathians at 0.2 Ma (Vass et

al.  1988;  Kalièiak  &  Pospíšil  1990;  Szakács  &  Seghedi

1995).  Therefore,  the  rollback  process  of  the  ratreating  slab

occurred between 16 Ma and the Holocene over a distance of

600 km, indicating an average displacement velocity of 3.75

cm/yr and the width of the rollback area about 50 km (Linzer


It seems that the collision process in the Western and East-

ern Carpathian junction zone has finished or is coming to its

end (Vass et al. 1988), even though in this region and its sur-

roundings  shallow  crustal  earthquakes  can  be  observed

(Zsiros  et  al.  1988;  Labák  &  Brouèek  1996).  There  is  evi-

dence that the Upper Miocene and Pliocene collision (11.0–

1.8  Ma)  of  the  European  Platform  and  the  Carpathian-Pan-

nonian  plate  in  the  region  investigated  is  older  than  in  the

Vrancea area of the Eastern Carpathians. The established K-

Ar  dates  of  the  Carpathian  volcanic  rocks  show  decreasing

age toward the southeast (Szakács & Seghedi 1995). The oro-

genic activity of the Alpine-Carpathian chain is also charac-

terized by a continuous eastward progression of deformation

along the leading thrust systems (Linzer 1996). The present

east-south  and  east-directed  convergence  in  the  easternmost

part  of  the  Carpathians,  the  Vrancea  area  (Schmitt  et  al.

1990),  probably  marks  the  final  stage  of  retreating  subduc-

tion.  This  convergence  is  accompanied  by  recent  earth-

quakes  of  crustal  and  intermediate  depth  (Linzer  1996).

Tomek et al. (1996) also speculates that the Vrancea seis-

mic zone is related to a more-or-less detached lithospheric

slab,  perhaps  the  final  expression  of  Carpathian  subduc-

tion along the European margin.

Two-dimensional density models of the lithosphere struc-

ture  presented  in  the  paper  indicate    that  the  Western  and

Eastern Carpathian junction zone is a very complicated area

in  which  interaction  of  compression,  strike-slip  and  exten-

sion can be observed. This interplay led to the formation of

the  East  Slovak  Basin  (Kalièiak  &  Pospíšil  1990;  Soták

1992; Soták et al. 1995; Kováè et al. 1995). The basin cross

section is characterized by a larger thickness of sediments,

both crustal and lithospheric thinning. The extensional pro-

cess is accompanied by the existence of high-density (upper

mantle?,  eclogical?)  mass  within  the  lower  crust.  Pospíšil

(1980) suggested that the high-density anomalous body can

be explained by a suture associated with basic and ultraba-

sic rocks and/or a diapiric intrusion of upper mantle material

into the thin crust along the axis of the East Slovak Basin. It

is also possible (Soták — personal communication) that the

anomalous body could also represent a detached part of an

older and shallower dipping of the subducted plate, when its

higher crustal position is a result of the tectonic exhumation

and extensional unroofing, which culminated in the formation

of the East Slovak Basin. Similar tectonics are suggested by

Tomek  et  al.  (1997)  for  the  Danube  Basin.  All  extensional

movements  have  been  placed  on  older  Alpine-Carpathian

thrust faults and have made the tectonic exhumanation of the

Kolárovo enigmatic lower crustal body possible.

Acknowledgements: Author is thank Prof. Ján Šefara, Dr.

Èestmír  Tomek,  Dr.  Vladimír  Bezák,  Dr.  Adrián  Panáèek

and anonymous reviewer for their critical comments, valu-

able suggestions and fruitful discussion which helped to im-

prove  the  quality  of  the  manuscript.  This  research  (Grant

No.  95/5305/418)  was  supported  by  the  Scientific  Grant

Agency (VEGA) of the Ministry of Education of the Slovak

Republic and the Slovak Academy of Sciences.


Ádám A., Landy K. & Nagy Z., 1989: New evidence for the elec-

tric conductivity in the Earth’s crust and upper mantle in the

Pannonian basin as a hotspot. Tectonophysics, 164, 361–368.

background image

82                                                                                                   BIELIK

Ádám A., Nagy Z., Nemesi L. & Varga G., 1990: Electrical con-

ductivity  anomalies  along  the  Pannonian  Geotraverse  and

their geothermal relation. Acta Geod. Geophys. Mont. Hung.,

25, 291–307.

Babuška  V.,  Plomerová  J.  &  Granet  M.,  1990:  The  deep  lithos-

phere in the Alps: a model inferred from P residuals. Tectono-

physics, 176, 137–165.

Babuška V., Plomerová J. & Šílený J., 1987: Structural model of the

subcrustal  lithosphere  in  Central  Europe.  In:  K.  Fuchs  &  C.

Froidevaux (Eds.): Composition, Structure and Evolution of the

Lithosphere-Asthenosphere  System,  AGU  Geodyn.  Ser.,  16,


Balla  Z.,  1981:  The  problem  of  the  Neogene  volcanites  and  they

significance  for  the  geodynamic  reconstruction  in  the  Car-

pathian region. Geotektonika, 3, 79–93 (in Russian).

Beránek B. & Zátopek A., 1981: Earth’s crust structure in Czecho-

slovakia and in Central Europe by methods of explosion seis-

mology.  In:  A.  Zátopek  (Ed.):  Geophysical  syntheses  in

Czechoslovakia. VEDA, 243–270.

Bezák V., Šefara J., Bielik M. & Kubeš P., 1995: Lithospheric struc-

ture in the Western Carpathians: geophysical and geological in-

terpretation.  Miner.  slovaca,  27,  169–178  (in  Slovak,  English


Bezák  V.,  Šefara  J.,  Bielik  M.  &  Kubeš  P.,  1997:  Models  of  the

Western Carpathian lithosphere. Miner. slovaca (in press).

Biela  A.,  1978:  Regional  geology  of  the  Western  Carpathians.

GÚDŠ, Bratislava, 1–224 (in Slovak).

Bielik M., 1988: Analysis of the stripped gravity map of the Pan-

nonian Basin. Geol. Zbor. Geol. Carpath., 39, 99–108.

Bielik M., 1991: Density modelling of the Earths’s crust in the in-

tra-Carpathian  basins.  In:  Geodynamic  evolution  of  the  Pan-

nonian Basin. SASA, Beograd, 123–132.

Bielik M., 1995: Estimation of the effective elastic thickness and

flexure rigidity in the Western Carpathians. Contr. Geophys.

Instit. Slov. Acad. Sci., 25, 81–93.

Bielik M., Fusán O., Burda M., Hübner M. & Vyskoèil V., 1990:

Density models of the West Carpathians. Contr. Geophys. In-

stit. Slov. Acad. Sci., 20, 103–113.

Bielik M., Majcin D., Fusán O., Burda M., Vyskoèil V. & Trešl J.,

1991: Density and geothermal modelling of the Western Car-

pathian Earth’s crust. Geol. Carpathica, 42, 6, 315–322.

Bielik M. & Mocanu V., 1998: Deep lithospheric structure of the

Eastern Carpathians: density modelling. Contribution of geo-

physics and geodesy (in press).

Biely A., Bezák V., Eleèko M., Kalièiak M., Koneèný V., Lexa J.,

Mello J., Nemèok J., Potfaj M., Rakús M., Vass D., Vozár J. &

Vozárová A., 1996: Geological map of Slovakia. MŽP SR– GS

SR, Bratislava.

Blížkovský M., 1961: Final report on a detailed gravimetric survey

of the eastern Neogene in year 1960. Manuscript, archív ÈND,

Hodonín (in Slovak).

Bojdys G. & Lemberger M., 1986: Gravimetric modelling as a method

of lithosphere examinations on example of Carpathians. Geolo-

gia, Zeszyt, 33, 7–106 (in Polish, English summary).

Bodnár J. & Pospíšil L., 1980: Geophysical indication of diapirism in

Neogene basins. Manuscript, Geofond, Bratislava (in Slovak).

Csontos L., Nagymarosy A., Horváth F. & Kováè, M. 1992: Tertiary

evolution of the Intra-Carpathian area: a model. In: P.A. Ziegler

(Ed.): Geodynamics of Rifting, I. Tectonophysics, 208, 221–241.

Èekunov A.V., Ádám A.A., Blížkovský M., Bormann P., Guterch A.,

Daèev  Ch.,  Kornea  I.,  Kutas  R.J.,  Magnickij  V.A.,  Sollogub

V.B., Chain V.E., Sollogub N.V. & Starostenko V.J., 1988: Lito-

sphere  of  Central  and  Eastern  Europe:  Geotraverses  I,  II,  V.

Naukova dumka, Kijev, 1–165 (in Russian).

Èermák  V.,  Král  M.,  Krešl  M.,  Kubík  J.  &  Šafanda  J.,  1991:  Heat

Flow, Regional Geophysics and Lithosphere Structure in Czech-

oslovakia and Adjacent Part of Central Europe. In: E. Hurtig &

L.  Rybach  (Eds.):  Terrestrial  Heat  Flow  and  the  Lithosphere

Structure. Springer, Berlin Heidelberg New York, 133–165.

EliᚠM. & Uhmann J., 1968: Densities of the rocks in Czechoslo-

vakia. Geological Survey, Prague, 84.

Fodor L., 1995: From transpression to transtension: Oligocene-Miocene

structural evolution of the Vienna basin and the East Alpine-West-

ern Carpathian junction. Tectonophysics, 242, 151–182.

Fusán O., Ibrmajer., Planèár J., Slávik J. & Smíšek M., 1971: Geo-

logical  structure  of  the  basement  of  the  covered  parts  of

southern part of inner Western Carpathians. Západ. Karpaty,

15, 5–173 (in Slovak with English summary).

Geodätischen Dienste der VRB, UVR, DDR, PVR, SRR, UdSSR

und ÈSSR 1976: Atlas von Karten mit mittleren geoländeho-

hen nad Trapezen mit den Massen 5°


7.5°, 10°


15° und 1°


fur  die  Länder  Europas  und  ein  Teil  von  Asien  und  Afrika.

VRB KFEK Sofia, 36.

Giese  P.  &  Morelli  C.,  1977:  Details  in  crustal  structure  in  some

Mediterranean orogenic system. Naukova dumka, 194–200 (in


Guterch A., Grad M., Materzok R., Perchuè E. & Toporkiewicz S.,

1986: Results of seismic crustal studies in Poland. Publications

of the Institute of Geophysics Polish Academy of Sciences A–17

(192), Pañstwowe wydawnictwo naukowe, Warszawa-LódŸ, 84,

9 (in Polish with English summary).

Horváth F., 1993: Towards a mechanical model for the formation

of the Pannonian basin. Tectonophysics, 226, 333–357.

Ibrmajer  J.,  1981:  Geological  interpretation  of  gravity  maps  of

Czechoslovakia. In: A. Zátopek (Ed.): Geophysical syntheses

in Czechoslovakia. VEDA, Bratislava,135–148.

Kalièiak  M.,  &  Pospíšil  L.,  1990:  Neogene  magmatism  in  Tran-

scarpathian  depression:  geological  and  geophysical  evalua-

tion.  Miner.  slovaca,  22,  481–498  (in  Slovak,  English


Karner G.D. & Watts A.B., 1983: Gravity anomalies and flexure of

the  lithosphere  at  mountain  ranges.  J.  Geophys.  Res.,  88,


Kárník  V.,  1968:  Seismicity  of  the  European  area.  Part  1.  Aca-

demia, Praha, 1–364.

Kilényi E. & Šefara J., (Eds.), 1989: Pre-Tertiary basement coun-

tour map of the Carpathian Basin beneath Austria, Czechoslo-

vakia and Hungary. ELGI, Budapest.

Koneèný V., Lexa J., Balogh K. & Koneèný P., 1995: Alkali basalt

volcanism  in  Southern  Slovakia:  volcanic  forms  and  time

evolution. Acta Vulcanologica, 7, 167–171.

Kovácsvölgyi  S.,  1994:  Interpretation  of  gravity  and  magnetic

anomalies in the Bekes basin in the light of recent data. Mag.

Geofiz., 35, 90–94 (in Hungarian with English abstract).

Kováè M., Kováè P., Marko F., Karoli S. & Janoèko J., 1995: The East

Slovak  Basin  —  A  complex  back–arc  basin.  Tectonophysics,

252, 453–466.

Królikowski  C.  &  Petecki  Z.,  1995:  Gravimetric  atlas  of  Poland.

Pañstwowy instytut geologiczny, Warszawa, 1–12.

Krzywiec  P.  &  Jochym  P.,  1997:  Characteristics  of  the  Miocene

subduction zone of the Polish Carpathians: results of flexural

modelling.  Przeglad  Geologiczny,  45,  785–792  (in  Polish

with English summary).

Labák P. & Broèek I., 1996: Catalogue of macroseismically observed

earthquakes on the territory of Slovakia. (Version 1996). Manu-

script, Geophys. Instit. Slov. Acad. Sci. Bratislava, 15.

Lachenbruch  A.H.  &  Morgan  P.,  1990:  Continental  extension,

magmatism  and  elevation.  Formal  relations  and  rules  of

thumb. Tectonophysics, 174, 39–62.

Lillie J.R., Bielik M., Babuška V. & Plomerová J., 1994: Gravity model-

ling of the lithosphere in the Eastern Alpine-Western Carpathian-

Pannonian Basin region. Tectonophysics, 231, 215–235.

background image

ANALYSIS OF THE  GRAVITY FIELD                                                                          83

Linzer H.G., 1996: Kinematics of retreating subduction along the

Carpathian arc, Romania. Geology, 24, 167–170.

Matoušek L. & Odstrèil J., 1975: Gravimetric survey in the eastern

Slovak  flysch,  Prešov  region.  Manuscript,  Geofyzika  n.p.

Brno (in Slovak).

Mayerová M., Nakládalová Z., Ibrmajer I. & Herrmann H., 1985:

Planary distribution M-discontinuity in Czechoslovakia from

the results of DSS profiling measurements and technical ex-

plosion. In: Sbor. Referatù 8. Celostat. Konference geofyzikù,

Èeské  Budejovice,  Sekce  S1,  Manuscript,  Geofyzika  Brno,

41–53 (in Czech).

Meskó A., 1988: Reduced regional Bouguer-anomaly map of Hun-

gary. Acta Geod. Geophys. Mont. Hung., 23, 89–95.

Oncescu M.C., 1984: Deep structure of the Vrancea region, Roma-

nia, inferred from simultaneous inversion for hypocentres and

3-D velocity structure. Ann. Géophys., 2, 22–28.

Oncescu M.C., 1987: On the stress tensor in Vrancea region. J. Geo-

phys., 62, 62–65.

Pospíšil L., 1977: The eastern Slovak flysch — 1976. Detailed gravity

measurements. Manuscript, Geofyzika, n.p., Brno (in Slovak).

Pospíšil L., 1980: Interpretation of gravity field in the East Slovak

Neogene  area.  Miner.  slovaca,  12,  421–440  (in  Slovak  with

English summary).

Pospíšil L. & Filo M., 1980: The West Carpathian central gravity

minimum and its interpretation. Miner. slovaca, 12, 149–164

(in Slovak with English summary).

Pospíšil L. & Vass D., 1983: Influence of the lithosphere structure

on  origin,  evolution  of  the  intracarpathian  molasse  basins.

Geol. Práce, Spr. 79, 169–184.

Praus  O.,  Pìèová  J.,  Petr  V.,  Babuška  V.  &  Plomerová  J.,  1990:

Magnetotelluric  and  seismological  determination  of  lithos-

phere-asthenosphere transition in Central Europe. Phys. Earth

Planet. Inter., 60, 212–228.

Ratschbacher L., Frisch W., Linzer H.G. & Merle O., 1991a: Later-

al  extrusion  in  the  Eastern  Alps,  Part  2.  Structural  analysis.

Tectonics, 10, 257–271.

Ratschbacher L., Merle O., Davy Ph. & Cobbold P., 1991b: Lateral

extrusion  in  the  Eastern  Alps,  Part  1.  Boundary  conditions

and experiments scaled for gravity. Tectonics, 10, 245–256.

Royden L.H., 1988: Late Cenozoic tectonics of the Pannonian ba-

sin  system.  In:  L.H.  Royden  &  F.  Horváth  (Eds.):  The  Pan-

nonian  Basin,  a  study  in  Basin  Evolution.  Am.  Assoc.  Pet.

Geol. Mem., 45, 27–48.

Royden L.H., 1993: The tectonic expression slab pull at continen-

tal convergent boundaries. Tectonics, 12, 303–325.

Rybach L. & Bunterbarth G., 1984: The variation of heat genera-

tion, density and seismic velocity with type in the continental

lithosphere. Tectonophysics, 103, 335–344.

Rylko W. & Tomas A., 1995: Map of pre-Tertiary basement of the

outer Western Carpathians in Poland. Unpublished manuscript.

Schmitt G., Moldoveanu T., Nica V. & Jäger R., 1990: Deforma-

tion analysis of a local terrestrial network in Romania with re-

spect  to  the  Vrancea  earthquake  of  August  30,  1986.  In:

International Association of Geodesy Symposium 101, Global

and Regional Geodynamics, Edinburgh, Scotland, 211–222.

Soták J., 1992: Evolution of the Western Carpathian suture zone  —

pricipal geotectonic events. Geol. Carpathica, 43, 355–362.

Soták  J.,  Biroò  A.,  Kotulová  J.,  Rudinec  R.  &  Spišiak  J.,  1995:

Geological structure of the East Slovak basin basement in the

light  of  facts  and  regional  tectonic  context.  Miner.  slovaca,

27, 1–8 (in Slovak with English summary).

Spakman W., 1990: Tomographic images of the upper mantle be-

low  central  Europe  and  the  Mediterranean.  Terra  Nova,  2,


Stegena L., Géczy B. & Horváth F., 1975: Late Cenozoic evolution

of the Pannonian basin. Tectonophysics, 26, 71–90.

SÚGK 1976: Slovak socialistic republic — Basic map (in Slovak).

Szafián P., Horváth F. & Cloetingh S., 1997: Gravity constrains on

the  crustal  structure  and  slab  evolution  along  a  trans-Car-

pathian transect. Tectonophysics, 272, 233–247.

Szakács A. & Seghedi I., 1995: Time-space evolution of Neogene-

Quaternary  volcanism  in  the  Calimani-Gurgiu-Harghita  vol-

canic chain. Romanian Journal of Stratigraphy, 76, 24.

Šefara J., Bielik M., Bodnár J., Èížek P., Filo M., Gnojek I., Grecula

P., Halmešová S., Husák ¼., Janoštík M., Král M., Kubeš P., Kur-

kin M., Leško B., Mikuška J., Muška P., Obernauer D., Pospíšil

L., Putiš M., Šutora A. & Velich R., 1987: Structural-tectonical

map of the Inner Western Carpathians for the purposes of prog-

nose deposits — geophysical interpretations. Text to the colec-

tion of maps. Manuscript, Geofond, 1–267 (in Slovak).

Šefara J., Bielik M., Koneèný P., Bezák V. & Hurai V., 1996: The

latest stage of development of the lithosphere and its interac-

tion with the astenosphere (Western Carpathians). Geol. Car-

pathica, 47, 339–347.

Škorvanek  M.  &  Biela  A.,  1993:  Density  distribution  along  geo-

logical  profiles  KP-VIII  and  KP-IX.  Contr.  Geophys.  Inst.

Slov. Acad. Sci., 23, 118–125.

Šutor A. & Èekan V., 1965: Regional gravimetric and geomagnetic

survey in the eastern Slovak region. Sb. geol. vìd, øada UG,

4, 35–55 (in Slovak).

Tari G., Horváth F. & Rumpler J., 1992: Styles of extension in the

Pannonian Basin. In: P.A. Ziegler (Ed.): Geodynamics of Rift-

ing, I. Tectonophysics, 208, 203–219.

Tomek  È.,  1988:  Geophysical  investigation  of  the  Alpine-Car-

pathian arc. In: M. Rakus, J. Dercourt & A.E.M. Nairm (Eds.):

Evolution of the Northern Margin of Tethys, I. Mém. Soc. Géol.

Fr. Paris, N.S., 154, 167–199.

Tomek È., 1993: Deep crustal structure beneath the central and in-

ner West Carpathians. In: S. Cloetingh, W. Sasi & F. Horváth

(Eds.),  The  origin  of  Sedimentary  Basins:  Inferences  from

Quantitative  Modelling  and  Basin  Analysis.  Tectonophysics,

226, 417–431.

Tomek È., Bielik M. & Sitárová A., 1997: Kolárovo gravity high

and  its  relationship  to  the  Miocene-recent  extension  of  the

Danube basin. Abstracts, EUG 9, Strasbourg, 159.

Tomek È., Ibrmajer I., Koráb T., Biely A., Dvoøáková L., Lexa, J.

& Zboøil A., 1989: Crustal structures of the West Carpathians

on deep seismic line 2T. Miner. slovaca, 21, 3–26 (in Slovak

with English summary).

Tomek È. & PANCARDI colleagues 1996: PANCARDI, Dynamics

of ongoing Orogeny. In: D.G. Gee & H. Zeyen (Eds.): Lithos-

pere  Dynamics,  Origin  and  evolution  of  Continents.  EURO-

PROBE, Uppsala, 15–23.

Tomek È., Švancara J. & Budík L., 1979: The depth and the origin

of the West Carpathian gravity low. Earth Planet. Sci. Lett.,

44, 39–42.

Vass D., Kováè M., Koneèný V. & Lexa J., 1988: Molasse basins

and volcanic activity in west Carpathian Neogene — its evo-

lution and geodynamic character. Geol. Zbor. Geol. Carpath.,

39, 539–561.

Vyskoèil V., Burda M., Bielik M. & Fusán O., 1992: Further densi-

ty models of the Western Carpathians. Contr. Geophys. Inst.

Slov. Acad. Sci., 22, 81–91.

Zsiros T., Mónus P. & Tóth L. 1988: Hungarian earthquake cata-

logue (456–1986). Geodet. and Geophys. Res., Inst. Hungari-

an Academy of Sciences, Budapest, 182.