background image

GEOLOGICA CARPATHICA, 49, 6, BRATISLAVA, DECEMBER  1998

415–431

THE WESTERN CARPATHIAN FOREDEEP — DEVELOPMENT

OF THE FORELAND BASIN IN FRONT OF THE ACCRETIONARY

WEDGE AND ITS BURIAL HISTORY (POLAND)

NESTOR OSZCZYPKO

Jagiellonian University, Institute of Geological Sciences, Oleandry 2a, 30-063 Kraków, Poland

(Manuscript received June 9, 1998; accepted in revised form November 3, 1998)

Abstract: The Early to Middle Miocene Carpathian Foredeep in Poland (PCF) developed as a peripheral foreland

basin related to the moving Carpathian front. The subsidence of the basin was controlled both by the sediment and

thrust-induced load. The main episodes of intensive subsidence in the PCF correspond to the period of progressive

emplacement of the Western Carpathians onto the foreland plate, with exception of the “dormant” Carpathian frontal

thrust during the “Middle Badenian” salinary event when a low subsidence or uplift took place. The important driving

force of tectonic subsidence was the emplacement of the nappe load related to the subduction roll-back. During that

time the loading effect of the thickening of the Carpathian accretionary wedge on the foreland plate increased and was

followed by progressive acceleration of total subsidence. The mean rate of the Carpathian overthrusting, and north to

north-east migration of the axis of depocentres reached 12 mm/a at that time. During the Late Badenian-Sarmatian

time the rate of advance of the Carpathian accretionary wedge was lower than that of pinch-out migration and, as a

result, the basin widened. The Miocene convergence of the Carpathian wedge resulted in the migration of depocenters

and onlap of the successively younger deposits onto the foreland plate.

Key words: Miocene, Paratethys, Outer Carpathians, Carpathian Foredeep, lithostratigraphy, overthrusting, backstripping,

subsidence, basin evolution.

Introduction

The Western Outer Carpathians were folded and thrust during

the  Early–Middle  Miocene,  when  the  oceanic  or  thinned

continental crust of the Outer Carpathian flysch basin was sub-

ducted below the Central and Inner Carpathians (Alcapa and

Tisza-Dacia microplates). The Early to Middle Miocene sub-

duction  was  accompanied  by  the  northeastward  directed  es-

cape  of  the  Alcapa  microplate,  and  post-Middle  Badenian

eastward escape of Tisza-Dacia. At the front of the moving

crustal fragments overthrusting of the Outer Carpathians and

formation of the flexural foreland basin took place (Csontos et

al. 1992; Meulenkamp et al. 1996; Oszczypko 1997; Kováè et

al.  in  press).  In  the  Polish  part  of  the  Outer  Western

Carpathians  the  relationship  between  the  folded  and  thrust

flysch  deposits  and  the  Miocene  autochthonous  molasse

deposits has been very well recognized from deep boreholes in

the belt 30–40 km wide (see Wdowiarz 1976; Oszczypko &

Tomaœ 1985; Oszczypko & Œl¹czka 1989; ¯ytko et al. 1989).

There is a lot of evidence that overthrusting of the Western

Carpathians  onto  the  foreland  plate  was  progressive  (see

Jurkova  1979;  Oszczypko  &  Tomaœ  1985)  and  could  be

palinspastically restored (Oszczypko & Œl¹czka 1985, 1989;

Oszczypko 1996; Kováè et al. 1989, in press; Tari et al. 1997).

The aim of this work is to describe the temporal and spatial

relation between the subsidence within the foredeep basin and

overthrusting of the orogenic wedge in the Polish segment of

the Western Carpathians.

Since  the  fundamental  paper  of  Price  (1973),  the

development  of  the  foreland  basins  has  been  regarded  as  a

result of lithosphere flexure caused by the loading effect of the

growing thrust belt. Although, the first modelling studies con-

firmed this concept (Beaumont 1981), later studies (e.g. in the

Carpathians  and  Appenines)  revealed  that  the  topographic

load is not always sufficient to explain the observed deflection

of the foreland plate (see Royden & Karner 1984) and it must

be connected with the deep subcrustal load of the downgoing

plate (Krzywiec & Jochym 1997).

Regional setting

The Polish Carpathians are a part of the great arc of moun-

tains, which stretches for more than 1300 km from the Vienna

Forest to the Iron Gate on the Danube (Fig. 1A). In the west,

the Carpathians are linked with the Eastern Alps and, in the

east they pass into the Balkan chain. Traditionally, the Western

Carpathians  have  always  been  subdivided  into  two  distinct

ranges. The Inner Carpathians are considered the older range

and the Outer Carpathians the younger one (Fig. 1B). Between

the  Inner  and  Outer  Carpathians  the  Pieniny  Klippen  Belt

(PKB) is situated. It is Tertiary strike-slip boundary, consinst-

ing of a strongly tectonized terrain about 800 km long and 1–

20 km wide (Birkenmajer 1986). The Outer Carpathians con-

sist of stacked nappes and thrust-sheets which reveal different

lithostratigraphy and structure (Figs. 1B, 2). The Outer Car-

pathians  are  composed  of  Late  Jurassic  to  Early  Miocene

mainly turbidite (flysch) deposits, completely uprooted from

their basement. The largest and innermost unit of the Outer

Carpathians is the Magura Nappe — a Late Oligocene/Early

Miocene accretionary wedge. The Magura Nappe is horizon-

tally overthrust onto the Moldavides (Sãndulescu 1988) — an

background image

416                                                                                            OSZCZYPKO

Early/Middle Miocene accretionary wedge, which consists of

several nappes: the Fore-Magura-Dukla group, Silesian, sub-

Silesian, Skole and Boryslav-Pokuty units. In the Outer Car-

pathians the main decollement surfaces are located at different

stratigraphic levels. The Magura Nappe was uprooted from its

substratum  at  the  base  of  the  Turonian-Senonian  variegated

shales (Oszczypko 1992), whereas the main decollement sur-

faces of the Moldavides are located in the Lower Cretaceous

black shales. All the Outer Carpathian nappes are horizontally

overthrust onto the Miocene deposits of the Carpathian Fore-

deep (see Oszczypko & Tomaœ 1985; ¯ytko et al. 1989). How-

ever, along the frontal Carpathian thrust a narrow zone of fold-

ed Miocene deposits developed [Stebnik (Sambor-Rozniatov)

and Zg³obice units (Figs. 1B, 3)]. The detachment levels of the

folded Miocene units are connected with the Lower and Mid-

dle Miocene evaporites.

The  basement  of  the  Carpathian  Foredeep  represents  the

epi-Variscan platform and its cover (Oszczypko et al. 1989).

The  depth  to  the  platform  basement,  recognized  from

boreholes, changes from a few hundred metres in the marginal

part  of  the  foredeep  up  to  more  than  7000  m  beneath  the

Carpathians (Figs. 1B, 2, 3). The magneto-telluric soundings

in  the  Polish  Carpathians  have  revealed  a  high  resistivity

horizon, which is connected with the top of the consolidated-

crystalline basement (Ry³ko & Tomaœ 1995; ¯ytko 1997). The

depth  of  the  top  of  the  magneto-telluric  basement  reaches

about 3–5 km in the northern part of the Carpathians, drops to

approximately 15–20 km at its deepest point and then peaks at

8–10 km in the southern part. The axis of the magneto-telluric

low coincides, more or less, with the axis of gravimetric mini-

mum.  South  of  the  gravimetric  minimum  and,  more  or  less

parallel  to  the  PKB,  the  zone  of  zero  values  related  to  the

Wiese  vectors,  was  recognized  by  geomagnetic  soundings

(Jankowski et al. 1982). This zone is connected with a high

conductivity body occurring at the depth of 10–25 km and is

located at the boundary between the North European Plate and

the Central West Carpathian Block (¯ytko 1997). In the Polish

Carpathians,  the  depth  to  the  crust-mantle  boundary  ranges

from 37–40 km at the front of the Carpathians and increases to

54 km towards the south and then, peaks along the PKB at 36–

38 km (Aizberg et al. 1997).

Miocene deposits of the Carpathian Foredeep

Miocene deposits have been discovered both in the Outer

Carpathians  and  in  the  Carpathian  Foredeep.  In  the  Outer

Carpathians the Lower Miocene deposits were incorporated

into the Moldavides accretionary wedge (Eggenburgian-Ott-

nangian, NN 2–3 zones). These deposits represent the young-

est part of the flysch sequence.

The Polish Carpathian Foredeep (PCF) can be subdivided

into two parts: outer and inner (Oszczypko 1982, 1997). The

width of the outer foredeep (outside the Carpathians) varies

between 30–40 km in the western segment and up to 90 km

in the eastern part (Fig. 1B). The outer foredeep is filled up

Fig. 1. A—Position of the Polish Carpathian Foredeep in the Carpathian-Pannonian region. B—Sketch-map of the Polish Carpathians and

their foredeep (after Oszczypko 1997, supplemented); 1 — crystalline core of Tatra Mts., 2 — high and sub-Tatra units, 3 — Podhale Flysch,

4 — Pieniny Klippen Belt, 5 — Outer Carpathians, 6 — Stebnik Unit, 7 — Miocene deposits upon Carpathians, 8 — Zg³obice Unit, 9 —

Miocene of the foredeep, 10 — Mesozoic and Paleozoic foreland deposits, 11 — andesites, 12 — northern extent of Lower Miocene, 13 —

axis of subsidence (EM — Early Miocene, EB — Early Badenian, LB — Late Badenian, S — Sarmatian), 14 — isobath of Miocene substra-

tum, 15 — selected boreholes, 16 — boreholes on the cross-section, 17 — geological cross-section, 18 — subsidence cross-section, 19 —

study area.

background image

THE WESTERN CARPATHIAN FOREDEEP — DEVELOPMENT OF FORELAND BASIN                              417

with Middle Miocene (Badenian and Sarmatian) marine de-

posits, which range from a few hundred metres in thickness

in the northern-marginal part up to 3500 m in the south-east-

ern part. The inner foredeep, located beneath the Carpathian

nappes, is more than 50 km wide (Figs.1B, 2, see also Oszc-

zypko & Œl¹czka 1989) and is composed of Lower to Middle

Miocene  autochthonous  deposits.  Although  these  deposits

were tectonically eroded by the Carpathian nappes, their pre-

served thickness is up to 1500 m. The Lower Miocene strata

are  mainly  terrestrial  in  origin,  whereas  the  Badenian  and

Sarmatian ones are marine.

The  oldest  autochthonous  Lower  Miocene  strata,  up  to

1000 m thick, have been drilled by the Zawoja-1 borehole

(Moryc1989; Po³towicz 1995). The lowermost portion of this

sequence,  159  m  thick,  known  as  the  Zawoja  Fm.  has

recently been regarded as autochthonous Paleogene deposits

(Oszczypko 1997), similar to those described from Southern

Moravia (Picha 1979, 1996). The Zawoja Fm. is covered by a

260 to 370 m thick flysch-derived olistoplaque, referred to the

Sucha Fm., and known from the: Sucha IG 1, Zawoja 1 and

Lachowice  1,  2  boreholes  (Figs.  1B,  2,  4;  see  also  Œl¹czka

1977;  Moryc  1989;  Baran  et  al.  1997).  In  the  Sucha  IG 1

borehole this formation is composed of a few separate flysch

olistoliths  of  varying  age  (Paleocene  to  Lower  Cretaceous),

showing connections with the Silesian and sub-Silesian suc-

cessions (Œl¹czka 1977). In the Zawoja 1 borehole, the olis-

tostrome formation is represented by a uniform sequence of

dark,  calcareous-free  shales  with  rare  intercalations  of  thin-

bedded,  very  fine-grained  sandstones.  These  deposists  cor-

respond to the Veøovice Shales and Lgota Formation of the

sub-Silesian–Silesian units and the Spas Shales of the Skole

Unit.  The  age  of  the  black  deposits  from  the  Zawoja 1

borehole has been determined by the Dinoflagellata studies as

the Aptian-Late Albian (Gedl 1997). In the Sucha-Zawoja area

the age of the flysch olistoplaque development could be esti-

mated  as  Ottnangian-Karpatian?  (Garecka  et  al.  1996).  This

formation  is  overlapped  by  the  Stryszawa  Formation  that

reaches the thickness of 360–566 m (Fig. 4, see also Œl¹czka

1977; Moryc 1989). These deposits are composed of coarse to

medium-grained, polimictic conglomerates with carbonate and

locally gypsum-anhydrite cement. The thickness of these con-

glomerates  varies  from  140  m  (Sucha  IG  1)  to  229 m  (La-

chowice 2), rising up to 650 m in borehole Œlemieñ 1 (Baran et

al. 1997). The material was derived both from the crystalline

and Paleozoic basement of the Carpathian Foredeep, as well as

from  the  front  of  the  Carpathian  nappes  (see  Moryc  1989).

These conglomerates show features of alluvial deposits, pass-

ing  upwards  into  variegated,  conglomeratic-sandy-mudstone

strata (Oszczypko 1997). The upper part of the Stryszawa For-

mation  (Bielsko  Mb.  according  to  Moryc  1989)  is  210  to

240 m thick. This part of the formation was probably deposit-

ed as an alluvial fan. The Stryszawa Fm. contains relatively

frequent recycled flysch microfauna of the Lower Cretaceous–

Oligocene age, showing a connection with the sediments of

the sub-Silesian development (E. Malata pers. comm. 1997).

In  the  Sucha  IG-1  borehole  (Strzêpka  1981;  Garecka  et  al.

1996), the Lower Miocene (Ottnangian-Karpatian?) microfau-

na has been found in the sporadic samples. Recently, M. Gon-

era (pers. comm. 1997) has found in the borehole Zawoja-1

(depth 4271–4278 m) an assemblage which allows us to as-

sume that its age is Eggenburgian–Ottnangian (N 5-N 6). This

microfauna  is  representative  for  the  middle-upper  bathyal

depths.  There  is  a  contradiction  between  the  sedimentary

record of the Stryszawa Fm., which reveals both shallow-wa-

ter and/or terrestrial origin, and a deep-water character of mi-

crofauna. This suggests that the above-mentioned microfauna

Fig. 2. Geological cross-section A–B (Andrychów-Chy¿ne, location see Fig. 1) through Polish Outer Carpathians (after Oszczypko 1997,

supplemented); 1 — crystalline basement, 2 — Paleozoic, 3 — Paleogene, 4 — Outer Carpathians, 5 — Pieniny Klippen Belt, 6 — Inner Car-

pathian units, 7 — Podhale Flysch, 8 — Lower Miocene, 9 — Badenian, 10 — Upper Miocene. Abreviations: FP — Podhale Flysch, IC — In-

ner Carpathians, PKB — Pieniny Klippen Belt, M — Magura, G — Grybow, O — Obidowa-Slopnice, S — Silesian, SS — sub-Silesian units.

background image

418                                                                                            OSZCZYPKO

was also recycled from the youngest (Lower Miocene) flysch

strata?. Karpatian calcareous nannoplankton (NN 4 zone) has

also  been  reported  from  the  Stryszawa  Fm.  (Garecka  et  al.

1996).  In  the  Bielsko-Cieszyn  area,  green-grey  mudstones

with intercalations of conglomerates occur (Bielsko and ? Ze-

brzydowice formations, see Bu³a & Jura 1983). These could

be  interpreted  as  a  marine  equivalent  of  the  Stryszawa  Fm.

(see Garecka et al. 1996; Oszczypko 1997).

The Middle Miocene began with the extensive Early Bade-

nian  marine  transgression  which  flooded  both  the  foredeep

and the marginal part of the Carpathians. In the foredeep, the

Badenian

1

 strata rest directly on the platform basement with

the  exception  of  the  SE  part  of  the  inner  foredeep,  where

they  cover  Lower  Miocene  deposits.  Usually  the  “Lower

Badenian”  (Ney  1968;  Ney  et  al.  1974)  begins  with  a  thin

layer of conglomerates, however, in the western part of the

Fig. 3. Geological cross-section through marginal part of Polish Outer Carpathians (Olszyny-Tarnów, location see Fig. 1).Flysch Car-

pathians:  1 —  Oligocene,  2 —  Eocene,  3 —  Senonian-Paleocene,  4 —  Cenomanian-Senonian,  5 —  Lower  Cretaceous;  Carpathian

Foredeep (Badenian): 6 — Grabowiec Beds, 7 — Chodenice Beds, 8 — evaporites, 9 — Baranów Beds; Platform basement: 10 — Tu-

ronian-Senonian, 11 — Upper Jurassic, 12 — Lower Triassic, 13 — Lower Carboniferous, 14 — boreholes.

Fig. 4. Lithostratigraphic model of the Miocene deposits of the Polish Carpathian Foredeep (after Oszczypko 1997, supplemented); chronos-

tratigraphy of the Central Paratethys after Steininger et al. (1990) and Rögl (1976), global see level oscilation after Haq et al. (1987). Lithol-

ogy: 1 — pebbly mudstones, 2 — conglomerates, 3 — sandstones, 4 — siltstones & mudstones, 5 — limestones, 6 — gypsum & anhydrites,

7 — salts, 8 — tuffites, 9 — Outer Carpathians and flysch-derived olisthostroma, 10 — folded Miocene deposits. Lithostratigraphic units:

1 — Sucha Fm., 2 — Stryszawa Fm., 3 — Zamarski Mb. of Zebrzydowice Fm., 4 — Dêbowiec Cgl., 5 — Skawina Fm. and Baranów Bds.,

6 — Wieliczka Fm., 7 — Krzy¿anowice Fm., 8 — Chodenice Bds., 9 — Grabowiec and Krakowiec Bds., 10 — Bogucice Ss., 11 — Nock-

owa Bds. and Bela Fm.; Ot — Ottnangian; K — Karpatian; EB — Early Badenian; LB — Late Badenian; S — Sarmatian; Pa — Pannonian.

1

The Badenian deposits in the outer part of the Polish Carpathian Foredeep are traditionally subdivided into “Lower Badenian” (sub-evapor-

ite), “Middle Badenian” (evaporite), and “Upper Badenian” (supra-evaporite) beds. These subdivisions are in contradiction to recent nanno-

plankton and isotope investigations (see Fig. 4).

background image

THE WESTERN CARPATHIAN FOREDEEP — DEVELOPMENT OF FORELAND BASIN                              419

foredeep  they  attain  a  thickness  of  up  to  100  m.  The  con-

glomerates pass upwards into dark, clayey-sandy sediments

(Skawina Fm.). The thickness of the “Lower Badenian” de-

posits is variable, reaching up to 1000 m in the western inner

foredeep,  whereas  in  the  remaining  parts  of  the  foredeep  it

rarely exceeds 30–40 m (see Ney et al. 1974). The sedimen-

tation of the Skawina Fm. began in the inner foredeep with

the  Praeorbulina  glomerosa  Zone  (N  8),  but  in  the  outer

fordeep  with  the  Orbulina  suturalis  (N  9  or  N  10)  Zone

(Garecka et al. 1996; see also Oszczypko 1997). According

to  the  nannoplankton  studies,  this  formation  belongs  to  the

NN 5 zone, and in its uppermost part to the NN 6 zone (An-

dreyeva-Grigorovich  1994;  see  also  Garecka  et  al.  1996).

The radiometric age of a tuffite from the uppermost part of

the  Skawina  Fm.  in  the  Wieliczka  Salt  Mine  (WT-1,  see

Bukowski & Szaran 1997) has been determined as 12.5±0.9

Ma  BP  (M.  Banaœ  &  K.  Bukowski,  pers.  com.  1997).  The

evaporitic  horizon,  traditionally  regarded  as  “Middle  Bade-

nian”  in  age,  either  overlies  these  deposits  or  rests  directly

upon  the  platform  basement.  This  horizon  consists  of  rock

salts, claystones, anhydrites, gypsum and marls (Figs. 4, 6).

Between Wieliczka and Tarnów the thickness of salts attains

70–110 m (Garlicki 1968; Bukowski & Szaran 1997) and de-

creases towards the east to a few dozen metres, whereas the

thickness  of  gypsum  and  anhydrites  commonly  varies  be-

tween  10  and  30  m.  According  to  nannoplakton  investiga-

tions  (GaŸdzicka  1994;  Peryt  &  Peryt  1994;  Peryt  et  al.

1997, 1998), the age of the evaporitic horizon could be esti-

mated as the NN 6/7 zone. The evaporatic horizon passes up-

wards into the Upper Badenian-Sarmatian (NN 8/9 zone, see

GaŸdzicka 1994) sandy-silty deposits with a thick sandstone

complex at the base. Their thickness ranges from a few hun-

dred metres in the Tarnów area up to 3000 meters near Prze-

myœl. In the Rzeszów area these deposits rest directly on the

platform basement. In the Ukrainian part of the foredeep the

thickness of the Upper Badenian-Sarmatian deposits reaches

up to 5000 m (see  Andreyeva-Grigorovich et al. 1997). In

the Kraków-Bochnia region at the top of the evaporitic hori-

zon, silty-sandy deposits (Chodenice Beds) with a few inter-

calations  of  tuffites  occur.  The  radiometric  age  of  these

tufites is around 12 Ma BP (Figs. 4, 6, see also Van Couver-

ing et al. 1981).

The development of the folded Miocene units (Figs. 1, 3)

in the Polish Carpathian Foredeep was strongly controlled by

both the slope of the Carpathian overthrust surface and the

depth of the platform basement (Oszczypko & Tomaœ 1985).

The Stebnik (Sambor-Rozniatov) Unit has been recognized

at the front of the Skole Nappe SE of Przemyœl, as well as

beneath  this  nappe  (Ney  1968).  The  Stebnik  Unit  is  com-

posed of both Early (up to 2200 m thick, Ney 1968) and Mid-

dle Miocene, up to Sarmatian strata (Andreyeva-Grigorovich

et al. 1997; Garecka & Olszewska 1997). In the Ukrainian

Carpathians, folded Early Miocene molasses are known from

the Boryslav-Pokuty as well as the Sambor-Rozniatov units

(Andreyeva-Grigorovich et al. 1997). These deposits belong

to the Stebnik and Balich formations. The Stebnik Fm., up to

3000 m thick, is composed of variegated clays with interca-

lations of sandstones and gypsum lenses. The formation con-

tains  Ottnangian,  probably  recycled  foraminifers  (see

Stryszawa Fm.) and, Karpatian nannoplankton (Andreyeva-

Grigorovich et al. 1997). The Stebnik Formation is overlain

by the Balich Fm., up to 600 m thick and is represented by

Fig. 5. Palinspastic sketch-map of the Polish Carpathians during the

Karpatian (K), Early Badenian (EB), Late Badenian (LB) and after

Late  Sarmatian  (S)  (after  Oszczypko  1997,  supplemented);  CSPR

— Cieszyn-Slavkov Paleo-ridge, RPR — Rzeszów Paleo-ridge.

Fig.  6.  Paleobathymetry  (Gonera  pers.  inf.,  1997)  and  sea  level

fluctuation  (Haq  et  al.  1987)  of  the  sedimentary  record  in  K³aj  I

borehole (for location see Fig. 1).

background image

420                                                                                            OSZCZYPKO

grey  and  green-grey  limy  clays  with  intercalations  of  sands

and sandstones. In the lower part of the formation, the interca-

lations of pink clays and argillites are observed. The nanno-

plakton studies determine the age of the formation as Karpa-

tian (NN 4 zone), but in some localities the Early Badenian

species  Preorbulina  glomerosa  and  Orbulina  universa  have

been  discovered  (see  Andreyeva-Grigorovich  et  al.  1995,

1997; see also Garecka & Olszewska 1997). The Balich Fm. is

overlain by the Badenian and Sarmatian strata. The Stebnik

Fm. could be compared with the Stryszawa Fm., whereas Ba-

lich Fm. is probably an equivalent of the Bielsko and partly of

the Skawina formations (Oszczypko 1997).

Between Przemyœl and Kraków, along the Carpathian frontal

thrust, a narrow zone (up to 10 km) of folded Badenian and Sar-

matian  deposits  (Zg³obice  Unit,  see  Kotlarczyk  1985)  occur

(Figs. 1B, 3). The Badenian and Sarmatian strata are also pre-

served as erosional outliers in the Polish Outer Carpathians. The

southernmost  occurrence  of  the  “Upper  Badenian”/Sarmatian

marine sediments is known from the Nowy S¹cz Basin (Oszc-

zypko et al. 1992). In the Cieszyn-Wadowice area, the “Lower”

and “Upper Badenian”? deposits are incorporated into the sub-

Silesian  and  Silesian  units  (Fig. 2).  The  Zawoja  1  borehole

reached the parautochthonous “Lower Badenian”? deposits be-

neath the Magura Nappe (Moryc 1989; Baran et al. 1997).

Multistage overthrusting of the Carpathian wedge

In  the  Polish  segment,  the  relationship  between  the  Outer

Carpathian accretionary wedge and the Miocene molasse depos-

its has been very well recognised from deep boreholes as far as

30–40 km from the present-day Carpathian frontal thrust (see

Wdowiarz 1976; Oszczypko & Tomaœ 1985; ¯ytko et al. 1989).

The surface of overthrust is of regular shape and rather gently

inclined. In the Western Carpathians there is abundant evidence

that  the  overthrust  of  the  Carpathians  onto  the  foreland  plate

was progressive (see Jurkova 1979; Oszczypko & Tomaœ 1985;

Oszczypko & Œl¹czka 1985, 1989; Oszczypko 1996; Kováè et

Fig. 7. Backstripped subsidence cross-sections I–III (after Oszczypko 1997, supplemented): Ts — ”total” subsidence, Tc — ”tectonic”

subsidence,  PnS —  ”postnappe  subsidence”,  LM —  Lower  Miocene,  “LB” —  ”Lower  Badenian”,  “UB” —  “Upper  Badenian”,  “S” —

”Sarmatian”.

BORZETA IG 1

10.0

0

1

2

"UB"

"UB"

KLAJ 1

15.0

10.0

0

1

PUSZCZA 9

15.0

10.0

KAZIMIERZA WLK. 12

0

1

15.0

10.0

0

0.5

15.0

GROBLA 25

0

1

15.0

11.0

Tc

Tc

Tc

Tc

PnS

Ts

Ts

Ts

Ts

Ma

0

1

2

15.0

"LB"

KRZYZ 1

10.0

Tc

Tc

Ts

Ts

(km)

SW

NE

ZAWOJA 1

0

1

2

3

4

19.0

10.0

"LB"

SUCHA IG1

0

1

2

19.0

10.0

LM

Tc

Tc

PnS

PnS

Ts

Ts

(km)

JACHÓWKA 1

0

1

2

15.0

10.0

SPYTKOWICE 200

0

1

15.0

10.0

Tc

Ts

WYSOKA 1

0

1

2

15.0

10.0

Tc

PnS

Ts

S

N

Subsidence cross-section II - II

Subsidence cross-section I - I

4

"S"

"S"

Tc

PnS

Ts

Ts

Ts

Ts

1

2

"S"

Ts

1

2

3

4

"BG"

Ts

NIENADOWKA 3

15.0

15.0

11.0

11.0

ZIELONKA 3

15.0

11.0

WOLA RANIZOWSKA 2

15.0

11.0

HUSÓW 42

15.0

10.0

"BG"

"BG"

"BG"

ALBIGOWA 11

15.0

10.0

PALIKÓWKA 1

"BG"

"S"

"S"

"S"

Tc

Tc

Tc

Tc

0

"BG" Tc

Ts

Ma

DROHOBYCZKA 1

0

15.0

11.0

Tc

(km)

JAMNICA M 83

15.0

11.0

"S"

Tc

Ts

SE

NW

Subsidence cross-section III - III

background image

THE WESTERN CARPATHIAN FOREDEEP — DEVELOPMENT OF FORELAND BASIN                              421

al. 1989, in press). In the Polish Carpathians it is documented by

the occurrence of the flysch-derived olistostromes in the autoch-

thonous and parautochthonous Miocene strata of different ages

and by the relation of the “Upper Badenian” autochthonous de-

posits to blind faults (Krzywiec 1997).

According to my estimation, the multistage overthrusting

of the Polish Outer Carpathians took place during the follow-

ing periods (Fig. 15): 1) before deposition of the Stryszawa

Fm. (after the Ottnangian and before the Karpatian); 2) before

the  Early  Badenian  (the  mean  rate  of  these  overthrustings

could  be  estimated  as  20  and  26  mm/a  for  the  western  and

eastern parts of Polish Carpathian Foredeep respectively), 3)

during the Late Badenian (mean rate of overthrusting 9.5 and

7.5 mm/a);  4)  after  the  Sarmatian  (rate  of  overthrusting

14.5 mm/a). The mean rate of the Carpathian frontal thrusting

after the Karpatian could be estimated as 12 mm/a (see Oszc-

zypko 1996). This value is comparable to the results of Roca

et al. (1995) who have concluded that between the Middle Oli-

gocene and Sarmatian times the mean rate of the Carpathian

convergence reached 11–14 mm/a.

Fig. 8. Backstripped subsidence cross-section IV–VI (after Oszczypko 1997, supplemented). For explanation see Fig. 7.

Subsidence cross-section VI - VI

Subsidence cross-section V- V

CISOWA  IG 1

PRZEMYSL 136

0

1

2

3

4

15.0

10.0

"UB"

SW

Tc

PnS

0

1

2

3

4

13.0

10.0

Ma

(km)

Tc

PnS

Ts

Ts

FRANIPOL 1

0

1

2

15.0

11.0

S

Tc

Ts

GUBERNIA 1

0

1

2

15.0

10.0

Tc

Ts

NE

CETYNIA 4

0

1

15.0

11.0

Tc

CHOTYNIEC 1

0

1

2

15.0

11.0

Tc

Ts

KOBYLNICA WOLOSKA

0

1

2

15.0

11.0

Tc

Ts

DROHOBYCZKA  1 JODLÓWKA 2 PRÓCHNIK 7 PRÓCHNIK 16

MIROCIN 39

JAROSLAW 46

WOLA RYSZKOWA 2 DZIKÓW STARY 1

0

1

2

3

4

16.0

13.0

13.0

16.0

16.0

16.0

16.0

16.0

8.0

9.0

9.0

10.0

10.0

10.0

10.0

(km)

"UB"

BG

S

S

S

Ma

Tc

Tc

Tc

Tc

Tc

Tc

Tc

Tc

PnS

PnS

PnS

Ts

Ts

Ts

Ts

Ts

Ts

Ts

Ts

HUSÓW 39

HUSÓW 25

KOSINA 2

BIALOBRZEGI 1 ZOLYNIA 2 LEZAJSK 7

KURYLÓWKA 2

KSIEZPOL 1

KSIEZPOL 4

0

1

2

3

4

13.0

13.0

10.0

10.0

10.0

13.0

13.0

13.0

16.0

16.0

16.0

16.0

7.0

7.0

8.0

8.0

9.0

9.0

(km)

Tc

Tc

Tc

Tc

Tc

Tc

Tc

Tc

Tc

Ts

Ts

Ts

Ts

Ts

Ts

Ts

Ts

Ts

"UB"

S

Subsidence cross-section IV - IV

background image

422                                                                                            OSZCZYPKO

The above mentioned rates of overthrusting of the Polish Out-

er Carpathians reflect oblique-northward convergence between

the North European Plate and the Alcapa microplate, and are

probably smaller than the rates related to the NE escape of the

Alcapa block. If we considered that the unpublished Oszczypko

and Œl¹czka palinspastic map of the Late Oligocene (in Csontos

et al. 1992; see also Meulenkamp et al. 1996; Tari et al. 1997),

which suggested 400 km of NE, post- Oligocene and prior to the

Late Badenian motion of the Pieniny Klippen Belt, the rate of

the  Outer  Carpathian  overthrusting  would  reach  about  40–50

mm/a. According to Meulenkamp et al. (1996) this motion of

PKB corresponds to the 1160 km eastward lateral migration of

the depocenters in the Carpathian Foredeep and to the 200 km

post-Ottnangian displacement of the Alcapa Superunit relative

to the Tisza-Dacia microplate.

Burial history of the Polish Carpathian Foredeep

In  this  contribution  the  burial  history  of  the  Polish  Car-

pathian Foredeep (see also Oszczypko 1995, 1996, 1997) has

been constructed on the basis of selected 40 wells, grouped

in six sections, more or less perpendicular to the front of the

Carpathians (Figs. 1B, 7–8). For computation purposes the

numeric stratigraphy has been applied (Fig. 4). Taking into

account  that  the  new  nannoplankton  and  radiometric  data

from the Badenian and Sarmatian deposits of the Polish Car-

pathian Foredeep do not correspond to the traditonal Para-

tethys  scheme  (see  Steininger  et  al.  1988),  the  numerical

stratigraphy  was  constructed  for  the  purpose  of  this  study

(Fig. 4). It has been achieved by correlation of local stratigra-

phy with nannoplankton calibration (GaŸdzicka 1994; Peryt

Fig.  9. Backstripped burial diagrams of the selected boreholes from the western part of PCF. The boreholes Zawoja1, Sucha IG1 and

Jachówka1 with correction of the upper portion of the Middle Miocene deposits “eroded” by the the Carpathian overthrust, and without

the “post-nappe subsidence”.

background image

THE WESTERN CARPATHIAN FOREDEEP — DEVELOPMENT OF FORELAND BASIN                              423

Fig.  10.  Backstripped  burial  diagrams  of  the  selected  boreholes

from the eastern part of PCF.

& Peryt 1994; Peryt et al. 1997, Andreyeva-Grigorovich et

al. 1995, 1997; Garecka et al. 1996) and rare radiometric data

(Van Couvering et al. 1981; M. Banaœ & K. Bukowski, pers.

comm., 1997). Global (Berggren et al. 1995), regional (Cen-

tral  Paratethys)  correlations  (Steininger  et  al.  1990;  Rögl

1996) and sea level chronology (Haq et al. 1987) have also

been  considered.  According  to  the  proposed  numerical

stratigraphy, the Badenian deposits of the Polish Carpatian

Foredeep belong to the upper part of NN 4, NN 5, and NN6

zones, and represent the time span 16.4–11.8 Ma BP. The nu-

merical  age  of  the  “Lower  Badenian”  in  the  inner  western

PCF has been accepted as 16.4–13.0 Ma BP. For the tradi-

tional subdivisions of the outer PCF, that is “Lower Bade-

nian”-sub-evaporite, “Middle Badenian”-evaporite and “Up-

per Badenian”-supra-evaporite the following numerical ages

have been accepted: 15.0–13.0, 13.0–12.5 and 12.5–11.8 Ma

background image

424                                                                                            OSZCZYPKO

BP respectively. The youngest deposits of the PCF belong to

the “Sarmatian” (NN 7 and N8/9? zones) and probably repre-

sent the time interval 11.8–10.5 Ma BP.

The  procedure  of  Van  Hinte  (1978),  Sclater  &  Christie

(1980), Angevine et al. (1990), and Allen & Allen (1992)

has been used for computation of subsidence curves (see also

Oszczypko 1995, 1997). The final diagrams have been pro-

duced using the PC program “SUBSIDE” (Hsui 1993). The

program  plots  the  decompacted  depth  versus  time  for  the

stratigraphic units, “tectonic” subsidence and rates of “tec-

tonic” subsidence. The decompacted depth of the lowest unit

describes the “total” subsidence curve. The “tectonic” sub-

sidence  represents  basement  subsidence  corrected  for  the

loading effect of sediments (see “backstripped tectonic sub-

sidence using Airy isostasy”, Allen & Allen 1992). Program

“SUBSIDE” does not take into account corrections for varia-

tions in water depths and eustatic sea level fluctuations. For

these computations the data from the published catalogues of

boreholes drilled by the Petroleum Industry and partly by the

Polish Geological Institute have been used. These data con-

tain simplified lithostratigraphic profiles of the boreholes. In

most of the wells located in the outer foredeep these profiles

were  represented  by:  the  “Lower”,  “Middle”  and  “Upper”

Badenian,  Sarmatian  and  Quaternary  deposits.  For  decom-

paction procedure the program uses surface porosity, porosi-

ty depth coefficients, and sediments grain density (see Sclat-

er & Christie 1980 and Schmoker & Halley 1982). For a few

boreholes  located  in  the  Carpathians  (Figs.  7–8)  the  post-

nappe load has been additionally regarded but without cor-

rection for “tectonic erosion” of subthrust strata. These cal-

culations  have  allowed  estimation  of  the  general  trends  of

subsidence and depth relation between “total” and “tectonic”

subsidence. The “total” subsidence was more or less 1.7–1.8

times  higher  than  the  “tectonic”  subsidence.  For  selected

boreholes  “tectonic”  subsidence  estimated  by  the  program

“SUBSIDE” has been compared with results obtained with

the program “BasinMode1” which included paleobathymetry

and eustatic sea level corrections (Figs. 9–10).

For paleobathymetry corrections the following data, based

on quantitative proportion between benthic and pelagic fora-

minifers, have been accepted (Fig. 6, see also Gonera1994;

Czepiec 1996; Kováè et al. 1993):

For the eustatic sea level corrections the short term curves

have been used (Haq et al. 1987)

The final plots of the “tectonic” subsidence (in m) estimat-

ed by using both of the programs showed the following dif-

ferences  related  to  paleobathymetry  and  eustatic  sea  level

fluctuations:

As it was expected, the “tectonic” subsidence obtained by

“BasinMode1” is higher than that ploted by “SUBSIDE” but

differences do not exceed 100 m. More distinctive differenc-

es are visible in the diagrams describing “tectonic” subsid-

ence during the “Middle Badenian” evaporite deposition and

just after that event (ca. 12.5 Ma BP).

For the three boreholes situated in the Carpathians (Fig. 1),

the thickness of the upper portion of the Miocene deposits

“tectonically” eroded by the Carpathian nappe has been re-

stored.  For  these  wells  tectonic  subsidence  (m)  has  been

computed with the help of “BasinMode1” program, then the

obtained  values  have  been  compared  with  the  post  nappe

“tectonic” subsidence (Figs. 7–8) plotted by “SUBSIDE”.

These differences have shown the importance of the role

played by the nappe load in the basement subsidence of the

inner foredeep.

In the burial diagrams (Figs. 7–8, 9–10) four periods of in-

tense subsidence are visible: the Early Miocene (Karpatian?),

Early Badenian, Late Badenian and Sarmatian. The subsid-

ence cross-sections describe formation and migration of the

foreland basin from south-west towards north-east.

The Early Miocene (Karpatian?) and Early Badenian depo-

centers were situated (Fig. 1B) in the western inner foredeep,

extending  towards  the  Sambor-Rozniatov  basin  in  the  east

(see also Oszczypko 1997). During these times, the axes of

subsidence were more or less subparallel to the present-day

front of the Carpathians (Fig. 1B). In the initial stage (Karpa-

tian?) of the basin development, the rate of total subsidence

(1000–1400 m/Ma) in the Czech and Polish segments was ful-

ly compensated by the rate of deposition (Fig. 9, see also Vass

& Èech 1983 and Meulenkamp et al. 1996). This resulted in

terrestrial  and  shallow  marine?  sedimentation.  Towards  the

east (Sambor-Rozniatov basin) the rate of the total subsidence

increased to at least 2000 m/Ma. The Early Badenian axis of

subsidence was shifted at least 30–40 km (rate of migration

15–20 mm/a) north from its Early Miocene position (Fig. 1),

whereas the northern margin of the basin moved to the north

by 30 (W part) to 100 km (E part). It was related to the Lang-

hian marine trangression. At that time, in the axial part of the

basin, the rate of sedimentation reached 250 to 500 m/Ma in

the Moravian segment (Vass & Èech 1983 and Meulenkamp et

al.  1996)  to  200  m/Ma  (Fig.  9)  in  the  Polish  part.  Simulta-

neously, in the area of the northern stable shelf of PCF the sub-

sidence was extremely low (Figs. 7, 8) and the rate of sedi-

mentation oscillated from a few dozen to 50 m/Ma (Fig. 10).

This  period  of  very  low  subsidence  and  accumulation  is

marked in the whole Central Paratethys foreland basins (see

Meulankamp et al. 1996, Fig. 7).

From the Early Badenian (Langhian) marine transgression,

the rate of subsidence was higher than the rate of deposition.

This  resulted  in  marine  sedimentary  conditions  during  the

Badenian and Sarmatian times. The paleobathymetry of the

Early Badenian basin varied from the upper bathyal depths in

Boreholes

Klaj 1

W. R aniz. 2

Palikówka 1 Chotyniec 1

Cetynia 4

"S UBS IDE "

522

500

1440

1400

625

"Bas inMod 1"

560

550

1520

1500

700

, (m)

-38

-50

-80

-100

-75

B orehole

"B as inMode 1"

"S U B S IDE "

, (m)

Drohobycz ka 1

1520

2000

-480

S ucha IG 1

1250

1600

-350

Z awoja 1

1450

2000

-550

Numerical Age (Ma)

17.8

17.2

17.2

16.4

16.4

16.0

16.0

15.5

15.5

13.8

13.8

13.0

13.0

12.6

12.6

12.5

12.5

12.0

12.0

11.8

11.8

10.0

Paleobathymetry (m )

0

50

350

30

300 150

50

0

50

150

40

background image

THE WESTERN CARPATHIAN FOREDEEP — DEVELOPMENT OF FORELAND BASIN                              425

the axis of the basin to neritic (Fig. 6, see also Kováè et al.

1993), and littoral in the northern and southern (Carpathian)

marginal part of the basin.

From the Serravalian (ca. 15 Ma BP) a gradual shallowing

of bathymetry in the Carpathian foreland basin, coinciding

with a gradual global fall of relative sea level, was observed.

This caused the partial isolation of the basin, and initiated the

Badenian  (ca.  13.0–12.5  Ma  BP)  salinity  crisis  in  shallow

basin (inner-middle neritic? depths, Figs. 6, 10). For that pe-

riod the diagrams of tectonic subsidence reveal a tendency to

progressive uplifting of the sea floor, whereas the sedimenta-

tion rate varies from a few dozen metres/Ma in the area of

sulphide facies up to ca. 50 m/Ma (Figs. 9–10) in the area of

chloride facies. It is a very rough approximation because the

episode  of  chemical  accumulation  could  have  been  very

short-lasting (25–35 Ka, see Garlicki 1968; Petrichenko et al.

1997) and the rates of subsidence/- sedimentation could have

been one order higher, up to 500 m/Ma. After evaporite dep-

osition (ca. 12.5 Ma BP), when the basin was the shallowest

(Fig.  6,  see  also  Gonera  1994;  Kasprzyk  1993;  Czepiec

1997)  tectonic  uplift  of  the  foreland  reached  its  maximum

(Figs. 9–10). This resulted locally in a post-evaporite erosion

of at least 50–100 m of evaporitic and sub-evaporitic depos-

its (see Rzeszów Paleoridge, Fig. 1, see also Komorowska-

B³aszczyñska 1965). The subareal and/or areal erosion of the

anhydrites before deposition of the Ratyn Limestone or be-

fore deposition of the Kosiv Fm. has also been reported from

the Ukrainian part of the foredeep (see Peryt & Peryt 1994;

Panow & P³otnikow 1996 and Andreyeva-Grigorovich et al.

1997). The middle Serravalian relative fall of the sea level

could have caused a basinward shift of clastic sedimentation

(Krzywiec 1997). A new period of intense subsidence was

initiated  during  the  Late  Badenian.  The  depth  of  the  Late

Badenian sea oscillated between the outer neritic and inner

neritic depths (Gonera 1994; Czepiec 1996). The subsidence

took place both in the inner and outer foredeep (Fig. 1). In

the eastern segment of the PCF, the axis of subsidence shift-

ed 15 km (rate of migration 3.75 mm/a) north from the Early

Badenian  position,  and  was  more  or  less  in  line  with  the

present-day position of the Carpathians (Fig. 1). The highest

rate of subsidence up to 2000 m/Ma was estimated in the SE

part of PCF in the boreholes Przemyœl 136 and Drohobyczka

1, situated 10–15 km south of the Carpathian front. Towards

the NW in the Rzeszów area (boreholes Husów 39, 25, 42,

Albigowa  11  and  Palikówka  1)  rate  of  total  subsidence

reached  about  1200–1300  m/Ma,  whereas  the  rate  of  sedi-

mentation  oscillated  around  1000  m/Ma  (Figs.  8,  10).  The

slightly lower rates of subsidence and sedimentation are ob-

served in the Tarnów and Bochnia areas. In the area effected

by  post-evaporitic  erosion,  for  example  “Rzeszów  Island”,

the  Late  Badenian  deposits  transgressively  overlapped  the

Precambrian and Paleozoic basement. Towards the NE mar-

gin of the PCF, the rate of the Late Badenian subsidence and

sedimentation decreased to 100–200 m/Ma. The Late Bade-

nian subsidence continuously passed into Sarmatian subsid-

ence, although the locations of depocentres were distinctly

changed (Fig. 10). In comparison to their former position the

Sarmatian depocenters were shifted 40–50 km (rate of migra-

tion 20–25 mm/a) towards the NE, and the axis of subsidence

rotated clock-wise by up to 20 degrees (Fig. 1B, see also Os-

zczypko & ¯ytko 1987). The zone of the Sarmatian maxi-

mum subsidence was connected with the so-called “Wielkie

Oczy Graben”. The total subsidence in this zone varied from

1500 m in its NE part up to 2500–3000 m in SE part (Figs. 8,

10),  whereas  the  maximum  values  of  tectonic  subsidence

reached  1300–500  m.  Towards  the  northern  margin  of  the

PCF the total subsidence decreased to a few hundred metres.

The high rate of the Sarmatian subsidence was compensated

by the high rate of sedimentation, which reached 1500–1600

m/Ma (Fig. 10). During the Sarmatian the depth of the basin

oscillated between outer neritic and littoral depths (Czepiec

1996).  Towards  SE,  on  the  Ukrainian  territory,  where  the

Sarmatian deposits reached a thickness of up to 4000 m (see

Andreyeva-Grigorovich et al. 1997), subsidence and the rate

of  deposition  were  higher.  In  Figs. 7–8  there  are  zones  of

abrupt increase of subsidence between boreholes Próchnik 7

and  16,  Bia³obrzegi  1  and  Zo³ynia  2  and  Palikowka  1  i

Nienadówka 3 connected with NW–SE trending faults (see

also Oszczypko et al. 1989). In each case the hangingwall is

located  on  SW  side  of  the  fault.  According  to  Krzywiec

(1997) the faults of the same direction investigated close to

the Polish-Ukrainian boundary developed as synsedimentary

normal faults. The calculated subsidence and sedimentation

rates correspond very well with those published by Meulen-

kamp et al. (1996) for transects 9 (PCF) and 10 (Ukrainian

segment). According to these authors the rates of maximum

sedimentation  of  the  Early  Sarmatian  deposits  vary  from

2440 m/Ma in PCF to 4440 m/Ma in the Ukrainian segment.

As a rule, with the above described exception for the Sar-

matian time, the area of maximum subsidence was located at

the front of the Carpathians. The subsidence took place not

only on the foreland plate but also on the marginal part of the

Carpathian  accretionary  wedge  (see  also  Oszczypko  &

Œl¹czka 1989). During the Karpatian–Sarmatian time (7 Ma)

the  axis  of  maximum  subsidence  within  the  PCF  moved

about 85 km towards the north and northeast. The mean rate

of migration of the axis of subsidence could be estimated at

12 mm/a (12 km/Ma). This rate is similar to the mean rate of

the  Carpathian  overthrusting,  and  is  lower  than  that  of  the

pinch-out migration (13.8 mm/a). During the Late Badenian–

Sarmatian time this resulted in the widening of the eastern

part of PCF. A similar event was described by Homewood et

al. (1986) from the Swiss Molasse Basin. The main episodes

of intense subsidence in the PCF correspond to the periods of

progressive  emplacement  of  the  Western  Carpathians  onto

the  foreland  plate  (Figs.  6,  15,  see  also  Oszczypko  1997),

whereas the “Middle Badenian” event of low subsidence or

uplift is related to the period of “dormant” Carpathian frontal

thrust (see also Meulenkamp et al. 1996). The distinct rela-

tionship between the periods of the Carpathian overthrusting

and subsidence of the PCF suggests that the significant driv-

ing force of subsidence was the emplacement of the tectonic

nappe  load  related  to  subduction  roll-back.  Each  emplace-

ment of the Carpathian front initiated a new period of subsid-

ence (Fig. 15). During the Early–Middle Miocene time the

loading  effect  of  the  thickening  Carpathian  wedge  on  the

foreland plate increased and caused a progressive increase of

the  total  subsidence.  However,  Royden  &  Karner  (1984),

background image

426                                                                                            OSZCZYPKO

Royden (1993), Krzywiec & Jochym (1997), and Krzywiec

(1997) suggested that the supracrustal load was inadequate to

explain the observed deflexion of the foreland plate in the Car-

pathians and postulated the existence of an additional subsur-

face “load” on the subducted plate. According to other authors

this extra “load” should be taken into account only during the

early collisional history (see discussion in Miall 1995). How-

ever, it must be stressed that the temporal coincidence between

thrust-related subsidence and the slab-pull mechanism of sub-

sidence existed, and both of the processes were caused by the

southwards subduction of the foreland plate.

the Polish Carpathians, between the inner part of the Silesian

Unit  and  the  foreland,  the  minimun  amount  of  Neogene

shortening  reached  130  km  (restored  width  measuring  190

km). In another cross-section (Brzesko-Nowy Targ), the min-

imum  amount  of  the  Middle  Oligocene  to  Late  Sarmatian

shortening between the Pieniny Klippen Belt and the fore-

land reached 180 km (restored width of basin measuring 235

km,  see  Roca  et  al.  1995).  For  the  same  time  the  restored

width of basin presented by Morley (1996) reached 290 to

350  km  for  the  western  and  eastern  part  of  the  the  Polish

Outer Carpathians respectively.

Fig.  11.  Palinspastic  sketch-map  of  the  Carpathian  Foreland  Basin

during  the  Early  Burdigalian  (Eggenburgian)  (after  Oszczypko

1997, supplemented). 1 — North European land; 2 — nerithic and

bathyal deposition; 3 — shalow marine deposition; 4 — Carpathian

land; 5 — recent Carpathian front; 6 — active thrust; 7 — possible

sea-ways; 8 — zero line of Wises vectors; 9 — cross-section.

Fig. 12. Palinspastic cross-section through Polish Western Carpathians (Chy¿ne-Andrychów, after Oszczypko 1997, supplemented, for location

see Fig. 1). 1 — fine-grained sediments, 2 — coarse-grained sediments, 3 — conglomerates, 4 — continental crust, 5 — thinned continental

crust, 6 — thrust, 7 — present position of the Outer Carpathian front; IC — Inner Carpathians, FP — Podhale Flysch, PKB — Pieniny Klippen

Belt, M — Magura Nappe, FM — Fore-Magura Unit, S — Silesian Unit, SS — sub-Silesian Unit, OF — “Outer Flysch” (Skole Unit ?).

Transition from residual flysch basin to peripheral

foreland basin

At  the  very  beginning  of  the  Early  Miocene  Outer  Car-

pathian orogeny, the Magura and probably the Fore-Magura

basins were folded and thrust towards the north. This period

of folding, thrusting and erosion was postdated by the Egg-

enburgian transgression on the Magura Nappe in the Vienna

Basin (Jiøíèek & Seifert 1990; Kováè et al. in press). In the

more northern part of the Carpathian basin, the terminal fly-

sch  sedimentation  persisted  up  to  the  Middle  Burdigalian

(Ottnangian — NN 3, see Krhovský et al. 1995; Andreyeva-

Grigorovich et al. 1997; Koszarski et al. 1995; Œlêzak et al.

1995; Oszczypko 1997), when the upper part of the Krosno

Fm. (Polyanytsa) was deposited (Fig. 11). The width of that

basin before folding is still being discussed. Recently pub-

lished  balanced  cross-sections  try  to  aproximate  these  val-

ues. According to Roure et al. (1993), in the eastern part of

background image

THE WESTERN CARPATHIAN FOREDEEP — DEVELOPMENT OF FORELAND BASIN                              427

During the Early Burdigalian, the Outer Carpathian residu-

al flysch basin was probably narrower than the above men-

tioned values. According to my restoration (Figs. 12, 13) the

width of this basin probably measured 100–150 km (Figs. 11,

12).  In  this  restoration  I  have  taken  into  account  that  the

Magura Basin was already folded at that time and that the in-

trabasinal  source  areas  were  tectonically  reduced.  As  a  re-

sult, the bulk of the material must have been derived from

both the eroded front of the Magura Nappe and uplifted parts

of the basin (Fig. 12). At that time a sizeable amount of the

eroded  and  reworked  flysch  material  was  transported  by

debris flows from uplifted sub-marine highs and deposited in

the basin (see Œl¹czka & Oszczypko 1987). During the Early

Burdigalian  the  axial  part  of  the  basin  reached  bathyal

depths. Contemporaneously with the residual flysch deposi-

tion a marine piggy back basin (?connected with the Vienna

Basin) developed (Cieszkowski 1992, see also Kováè et al.,

in  press)  on  the  Magura  Nappe  along  the  Pieniny  Klippen

Belt strike-slip boundary (Figs. 11, 12).

The Western Outer Carpathians were folded and thrust dur-

ing the Early/Middle Miocene, when the oceanic or thinned

continental crust of the Outer Carpathian residual flysch basin

was subducted below the overriding Carpathian orogene (Al-

capa and Tisza-Dacia microplates). This was accompanied by

the outward overthrusting and formation of the flexural fore-

land basin at the moving orogenic front, and partly on top of

the orogenic wedge. Like other orogenic belts, the Outer Car-

pathians  were  progressively  folded  towards  the  continental

margin. During the Ottnangian, the Late Krosno (Polyanytsa)

basin shifted towards the north (Ždanice Unit —  Czech Rep.,

Boryslav-Pokuty  Unit —  Ukraine,  and  Marginal  Folds

Unit — Romania), and finally underwent dessication [Krepice

Fm. in Moravia (Krhovský et al. 1995), evaporite of the Upper

Vorotysche  Fm.  in  Ukraine  (Andreyeva-Grigorovich  et  al.

1997)  and  the  Salt  Fm.  in  Romania  (see  Micu  1982)].  This

salinary  crisis  was  followed  by  the  Intra  Burdigalian  phase

(Ottnagian  compressive  tectonic  event),  when  the  marginal

part of the Outer Carpathians (Silesian, sub-Silesian and Skole

units)  was  folded,  overthrust  and  uplifted.  The  active  thrust

front of the Outer Carpathians moved to the Silesian/sub-Sile-

sian and Skole units front (see Kováè et al. in press). The Car-

pathians overrode the platform and caused flexural depression

of  the  foreland  and  uplift  of  a  peripheral  bulge  (Cieszyn-

Slavkov Paleoridge, Figs. 1, 12, 13) at that time. The flysch

olistoplaque, recognized in the Sucha IG 1 and Zawoja 1 bore-

holes, probably records that period of overthrusting (Figs. 7,

15). From that moment, the Polish Carpathian Foredeep began

to develop as a peripheral foreland basin related to the moving

Carpathian front (Oszczypko 1997). The northern edge of the

Late Burdigalian (Karpatian) molasse basin was located about

Fig. 13. Palinspastic cross-section through the Outer Carpathians E–F (Albigowa-Smilno, for location see Fig. 1). 1 — Badenian and Sarma-

tian, 2 — Ottnangian and Karpatian, 3 — Mesozoic and Paleogene, 4 — Paleozoic, 5 — Precambrian and Lower Cambrian, 6 — Zg³obice

Unit, 7 — Stebnik Unit, 8 — Boryslav-Pokuty Unit, 9 — Outer Carpathian Units (M — Magura, D — Dukla, S — Silesian, SS — sub-Sile-

sian and Sk — Skole units), 10 — Pieniny Klippen Belt.

background image

428                                                                                            OSZCZYPKO

20 to 50 km south from the present-day position of the Car-

pathian thrust (Figs. 1, 12, 13). The basin, partly developed on

top of the advancing Carpathian front and on the platform, was

dominated by terrestrial deposition and filled up mostly with

sediments  derived  from  the  emerged  platform  and  from  the

front of the Carpathians [(Stryszawa Fm. (Poland), Dobrotiv

and Stebnik formations (Ukraine), and red beds in Romania

(Magiresti  and  Hirja  beds,  see  Micu  1982)].  These  deposits

formed  a  clastic  wedge  along  the  Carpathians,  comparable

with the Lower fresh-water Molasse of the Alpine Foreland

Basin. At the end of the Early Miocene, the front of the Car-

pathians shifted 15 km towards the north, and the Silesian/sub-

Silesian  units  partly  overthrust  Lower  Miocene  molasses

(Figs. 5, 12–13). This caused an extra subsidence, which en-

abled transgression of the Early Badenian sea both onto the

foreland  plate  and  the  Carpathians.  The  Early  Badenian  sea

was relatively deep. According to paleoecological estimations

(Kováè et al. 1993; Gonera 1994), the axial part of the basin

reached upper bathial depths at that time. The Early to Middle

Badenian  deposits  reveal  highly  differentiated  thicknesses,

from a few dozen metres in the outer foredeep up to more than

1000 m in the inner one. At that time, the axis of subsidence

was located 20 to 40 km south of the present position of the

Carpathian frontal thrust (Figs. 1B, 12–13). At the turn of the

Badenian, the drop of the sea level caused regression in the

Carpathians (Fig. 14). The lowstand level and climatic cooling

(Demarq  1987)  initiated  a  salinity  crisis  in  the  Carpathian

foreland basin. The shallow (stable shelf) part of the evaporite

basin  (Fig.  14,  see  also  Po³towicz  1993)  was  dominated  by

sulphate  facies,  whereas  the  deeper  part,  located  along  the

Carpathian  front,  was  occupied  by  chloride-sulphate  facies.

According to Kovalevich (1997), the paleobathymetry of the

chloride sub-basin reached at least a few dozen metres. After

the  evaporite  deposition  the  basement  of  the  outer  foredeep

was uplifted (Figs. 9, 10) and a part of the foredeep was effect-

ed by erosion (e.g. Rzeszów Paleoridge, Fig. 1B). This event

was  followed  by  telescopic  shortening  of  the  Carpathian

nappes (Intra Badenian compressive event, see also Kováè et

al. in press). It is documented by at least 12 km of movement

by the Magura and Fore Magura units in the relation to the

Silesian  Unit,  and  tectonic  reduplication  of  the  sub-Silesian

Unit (Figs. 2, 12). During that period of compression the front

of thrust belt shifted 20–30 km towards the NE. It was accom-

panied by the underthrusting of the Moldavides beneath the

Magura  and  the  PKB  accretionary  wedge  (Fig.  2,  see  also

Tomek & Hall 1993). In the southern part of the outer foredeep

that compression event is documented by “blind faults” devel-

opment (Krzywiec 1997). This resulted in the “Upper Bade-

nian” very intense subsidence (Figs. 7–10, 15), collapse of the

Rzeszów Paleoridge and a new marine transgression onto the

Carpathians.  The  Sarmatian  subsidence  was  also  temporally

related to this compressive event (Fig. 15), but the depocenter

was located in the NE part of the basin, obliquely to the Car-

pathians. It is suggested that the loading effect of the nappe

was  not  the  only  mechanism  responsible  for  the  Sarmatian

Fig. 15.  Correlation  between  the  Early–Late  Miocene  Outer  Car-

pathian  overthrusting  and  subsidence  in  the  Polish  Carpathian

Foredeep.

Fig.  14.  Palinspastic  sketch-map  of  the  Carpathian  Foreland  Basin

during Badenian salinary crisis (after Oszczypko 1997, supplement-

ed). 1 — Ma³opolska Land, 2 — littoral facies, 3 — sulphate facies,

4 —  chloride  facies,  5 —  Carpathian  Land,  6 —  area  without

evaporites, 7 — area without Miocene deposits, 8 — flysch-derived

olistostromes,  9 —  recent  Carpathian  front,  10 —  the  Early  Bade-

nian Carpathian thrust, 11 — southern extent of the Early Badenian

transgression,  12 —  cross-section,  13 —  subsidence  cross-section,

14 — zero line of Wises vectors.

1 9

1

2

3

4

5

6

1 5

1 0

EA R LY

M ID D LE

M   I  O   C   E   N   E

I D

 E

 N

 C

 E

  (

km

)

LA TE

Ko b y ln ic a  W o lo ska

Pn S

E pisodes of th e O uter C arpathian overth rusting

Su c h a  IG 1

M a

*

*

Chotyniec 1

Husów 42

Przemysl 136

PnS

´

background image

THE WESTERN CARPATHIAN FOREDEEP — DEVELOPMENT OF FORELAND BASIN                              429

subsidence (see Krzywiec 1997). In the course of the global

Tortonian fall of the sea level (ca. 10.5 Ma BP) the sea re-

treated  from  the  Carpathian  foreland  basin.  This  was  fol-

lowed  by  the  last,  about  30  km  overthrust  of  the  marginal

Outer Carpathians towards the NE to their present-day posi-

tion. This was accompanied by the post-nappe collapse of the

Carpathian basement (Fig. 15). During the Pliocene erosion

of  the  Outer  Carpathians  the  isostatic  uplifting  of  the  Car-

pathians was initiated.

Conclusions

1) The Early to Middle Miocene subduction of the Outer

Carpathian  crust  beneath  the  Alcapa  and  Tisza-Dacia

microplates was accompanied by the outward overthrusting

of the Flysch and Molasse Zone deposits and formation of

the flexural foreland basin ralated to the moving Carpathian

front. In the Polish Outer Carpathians the mean rate of the

northwards  overthrusting  reached  12  mm/a,  whereas  in

northeast  direction  this  value  was  probably  a  few  times

higher (40–50 mm/a?).

2) The initial (Ottnangian-Karpatian) foreland basin, partly

developed on the top of the advancing Carpathian front and

on  the  platform,  was  dominated  by  terrestrial  deposition.

These  deposits  formed  a  clastic  wedge  along  the  Car-

pathians,  comparable  to  the  Lower  fresh-water  Molasse  of

the Alpine Foreland Basin. This was followed by the main

period of the Middle Miocene marine deposition.

3)  In  the  Polish  Carpathian  Foredeep,  the  periods  of  the

Miocene subsidence were temporally and spatially related to

the emplacement of the front of the Carpathians.

4) The important driving force of tectonic subsidence was

the emplacement of the nappe load related to the subduction

processes.

5) During the Early–Middle Miocene time, the loading ef-

fect of the thickening Carpathian accretionary wedge on the

foreland plate increased and caused a progressive increase of

the  total  subsidence,  with  exception  of  the  “Middle  Bade-

nian”  salinary  crisis  when  the  low  subsidence  or  uplifting

was  related  to  the  period  of  “dormant”  Carpathian  frontal

thrust.

6)  The  Miocene  convergence  of  the  Carpathian  wedge

resulted  in  the  migration  of  depocenters  and  onlap  of  the

successively younger deposits onto the foreland plate.

Acknowledgements: The work has been carried out under

financial  support  from:  the  Polish  Geological  Institute

(Project 2.14.0100.00.0 Prof. Tadeusz Peryt) and Peri-Tethys

Program 95/96-48 gained by Prof. A. Œl¹czka (Jagiellonian

University). The author is deeply indebted to Dr. M. Kováè

(Comenius  University,  Bratislava),  Dr.  A.  C.  Lankreijer

(Vrije Universitet, Amsterdam) and an anonymous reviewer

for critical reading of the manuscript. Special thanks are to

Pawe³ Poprawa (Polish Geological Institute, Warszawa) for

discussion,  to  Marta  Oszczypko-Clowes  for  the  computer

preparations of the figures and Ewa Malata for improving the

English.

References

Aizberg R., Garetsky R.G., Karataev G. & Schwab G., 1997: The

map of depth of Mohorovicic discontinuity. Neogeodynamica

Baltica  IGCP  Project  346.  Geol.  Sur.  Brandenburg,  Klein-

machnow.

Allen  P.A.  &  Allen  J.R.,  1992:  Basin  Analysis.  Blackwell  Sci.

Publ., 1–451.

Andreyeva-Grigorovich  A.,  1994:  The  age  of  Badenian  deposits

from  the  Kalush  Salt  Mine.  Proceedings  of  Inter.  Meeting:

The  Neogene  evaporites  of  the  Central  Paratethys.  Polish

Geological Institute, Warszawa (in Ukrainian).

Andreyeva-Grigorovich  A.,  Gruzman  A.D.,  Savitskaya  N.A  &

Trofimovich  N.A,  1995:  Foraminifers  and  nannoplankton  of

Miocene deposits of the Carpathians and Pre-Carpathians. XV

Congr. Carpath.-Balkan Geol. Assoc., Athens, Greece. Spec.

Publ. Geol. Soc. Greece, 4, 159–162.

Andreyeva-Grigorovich A., Kulchytsky Y.O., Gruzman A.D., Loz-

ynyak  P.Y.,  Petrashkevich  M.I.,  Portnyagina  L.O.,  Ivanina

A.V.,  Smirnov  S.E.,  Trofimovich  N.A.,  Savitskaya  N.A.  &

Shvareva  N.J.,  1997:  Regional  stratigraphic  scheme  of  Neo-

gene  formations  of  the  Central  Paratethys  in  the  Ukraine.

Geol. Carpathica, 48, 2, 123–136.

Angevine Ch.L., Heller P.L. & Paola C., 1990: Quantitative sedi-

mentary  basin  modelling.  AAPG  Continuing  Education

Course Note Series, 32, 132.

Baran U., Jawor E. & Jawor W., 1997: Geological and hydrocar-

bon exploration results in the western part of the Polish Car-

pathians. Przegl. Geol., 45, 1, 66–75 (in Polish).

Beaumont F., 1981: Foreland basins. Geophys. J. Royal Astronom.

Soc., 65, 291–329.

Berggren W.A., Kent D.V., Swisher C.C. & Aubry M.P., 1995: A

revised  Cenozoic  geochronology  and  chronostratigraphy.

SEPM Spec. Publ., 54, 129–212.

Birkenmajer K., 1986: Stages of structural evolution of the Pieniny

Klippen Belt, Carpathians. Studia Geol. Pol., 88, 7, 7–31.

Bukowski  K.  &  Szaran  J.,  1997:  Oxygen  and  sulfur  isotopes  in

anhydrites  of  the  salt  complex  of  Wieliczka  and  Bochnia

(southern Poland). Przegl. Geol., 45, 8, 816–818 (in Polish).

Bu³a  W.  &  Jura  D.,  1983:  Lithostratigraphy  of  the  Miocene

deposits  of  the  Carpathian  Foredeep  in  the  Cieszyn  area.

Geologia, 9, 5–27 (in Polish).

Cieszkowski M., 1992: Marine Miocene deposits near Nowy Targ,

Magura  Nappe,  Flysch  Carpathians  (South  Poland).  Geol.

Carpathica, 46, 6, 339–346.

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

ry  evolution  of  the  intra-Carpathian  area:  a  model.  Tectono-

physics, 208, 221–241.

Czepiec  I.,  1996:  Paleoecology  and  bathymetry  of  marine

Miocene deposits of the Carpathian Foredeep. Proceedings of

Seminar  “Hydrocarbon  potential  and  origin  of  the  natural

gases  accumulated  in  Miocene  sequence  of  the  Polish  and

Ukraine  part  of  the  Carpathian  Foredeep”,  Kraków  (in

Polish).

Demarq  G.,  1987:  Paleothermic  evolution  during  the  Neogene  in

the  Mediterranean  through  the  marine  megafauna. Ann.  Inst.

Geol. Publ. Hung., 70, 371–375.

Garecka  M.  &  Olszewska  B.,  1997:  Stratigraphy  of  the  Stebnik

Unit in Poland. Przegl. Geol., 45, 8, 793–798 (in Polish).

Garecka M., Marciniec P., Olszewska B. & Wójcik A., 1996: New

biostratigraphic  data  and  attempt  to  correlation  of  the

Miocene  deposits  in  the  basement  of  the  Western

Carpathians. Przegl. Geol., 44, 5, 495–501 (in Polish).

Garlicki A., 1968: Autochthonous salt series in the Miocene of the

Carpathian  Foredeep,  between  Skawina  and  Tarnow.  Biul.

background image

430                                                                                            OSZCZYPKO

Inst. geol., 215, 5–77 (in Polish, English summary).

GaŸdzicka  E.,  1994:  Nannoplankton  stratigraphy  of  the  Miocene

deposits  in  Tarnobrzeg  area  (northeastern  part  of  the

Carpathian Foredeep). Geol. Quarterly, 38, 3, 553–570.

Gedl  P.,  1997:  Palynological  study  of  an  olistholit  from  the  so-

called  Sucha  Formation,  Zawoja-1  borehole  (Flysch

Carpathians,  Polan):  age  and  palaeoenviroment.  Ann.  Soc.

Geol. Pol., 67, 2–3, 203–216.

Gonera  M.,  1994:  Paleoecology  of  Marine  Middle  Miocene

(Badenian)  in  the  Polish  Carpathians  (Central  Paratethys)

Foraminifera Record. Bull. Acad. Pol. Sci. Sér. Earth Sci., 42,

107–125.

Haq B.U., Hardenbol J. & Vail P.R., 1987: Chronology of fluctuat-

ing sea levels since the Triassic. In: Wright R.C, Stover L.E.,

Baum G., Loutit T., Gombos A., Davies T., Pflum C., Romine

K., Posamentier H. & Jan du Chene R. (Eds.): Mesozoic-Cen-

ozoic cycle chart. Science, 235, 1156–1167.

Homewood P., Allen P.A. & Williams G.D., 1986: Dynamics of the

Swiss Molasse Basin. In: Allen P. A. & Homewood P. (Eds.):

Foreland Basin. Spec. Publ. IAS, 8, 199–217.

Hsui  A.T.,  1993:  SUBSIDE  —  A  Basin  Subsidence  Analysis.

Program for IBM Personal Computers, Callidus Software: 13.

Jankowski  J.,  Ney  R.  &  Praus  A.,  1982:  Do  thermal  waters  are

present  of  large  depths  beneath  the  whole  North-Eastern

Carpathian Arc. Przegl. Geol., 4, 165–169.

Jiøíèek  R.  &  Seifert  P.,  1990:  Paleogeography  of  the  Neogene  in

Vienna Basin and adjacent part of the Foredeep. In: Minaøik-

ová D. & Lobitzer H. (Eds.): Thirty years of geological coop-

eration  between  Austria  and  Czechoslovakia.  Prague,

89–105.

Jurková  A.,  1979:  Confrontation  of  geological  structure  of  Neoid

and  Variscan  structural  levels  in  the  Moravian-Silesian  Be-

skides and their foothils. In: Mahe¾ M. (Ed.): Tectonic profiles

through the Western Carpathians. GÚDŠ, Bratislava, 31–36.

Kasprzyk A., 1993: Lithofacies and sedimentation of the Badenian

(Middle  Miocene)  gypsum  in  the  northern  part  of  the  Car-

pathian foredeep, Southern Poland. Ann. Soc. Geol. Pol., 63,

33–84.

Komorowska-B³aszczyñska  M.,  1965:  The  anhdrite-less  island  in

the profiles of the Rzeszów Fooreland. Bull. Acad. Pol. Sci.,

Sér. sci. géol. géogr., 13, 273–280.

Koszarski  A.,  Koszarski  L.,  Œlêzak  J.  &  Iwaniec  M.,  1995:

Calcareous  nannoplankton  from  the  terminal  deposits  of  the

Silesian  Nappe,  Polish  Flysch  Carpathians:  stratigraphic

implications.  In:  Flores  J.A.  &  Sierro  F.J.  (Eds.):  5th  INA

Conferenze in Salamanca Proceedings, 115–123.

Kotlarczyk  J.,  1985:  An  outline  of  the  stratigraphy  of  Marginal

Tectonic  Units  of  the  Carpathian  Orogene  in  the  Rzeszow-

Przemysl area. In: Kotlarczyk J. (Ed.): Geotraverse Kraków-

Baranów-Rzeszów-Przemyœl-Komañcza-Dukla.  Guide  to

excursion 4. XIII Congr. Carpath.-Balkan Geol. Ass., Cracow,

Poland 1985, 21–32.

Kováè M., Cicha I., Krystek I., Œlaczka A., Stráník Z., Oszczypko

N.  &  Vass  D.,  1989:  Palinspastic  maps  of  the  Western  Car-

pathian Neogene, Scale 1: 1,000,000. Geol. Surv., Prague.

Kováè M., Nagymarosy A., Soták J. & Šutovská K., 1993: Late Ter-

tiary paleogeographic evolution of the Western Carpathians. Tec-

tonophysics, 226, 401–415.

Kováè M., Nagymarosy A., Oszczypko N., Œl¹czka A., Csontos L.,

Marunteanu M., Matenco L. & Márton E., (in presss): Palins-

pastic  reconstruction  of  the  Carpathian-Pannonian  region

during the Miocene. In: Rakús M. (Ed.): Geodynamic devel-

opment of the Western Carpathians. Slovak Geol. Surv., Brat-

islava.

Kovalevich V.M., 1997: Fluid inclussions in Badenian (Miocene)

halite of Bochnia. Przegl. Geol., 45, 8, 822–825 (in Polish).

Krhovský J., Bubík M., Hamršmíd B. & Šastný M., 1995: Lower

Miocene of the Pouzdrany Unit, The West Carpathian Flysch

Belt, Southern Moravia. In: Hamršmíd B. (Ed.): New results

in Tertiary of West Carpatnians II, Hodonín, 73–83.

Krzywiec  P.,  1997:  Large-scale  tectono-sedimentary  Middle  Mi-

ocene  history  of  the  central  and  eastern  Polish  Carpathian

Foredeep  Basin  —  results  of  seismic  data  interpretation.

Przegl. Geol., 10/2, 1039–1053.

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

subduction zone of the Polish Carpathians: results of flexural

modelling. Przegl. Geol., 45, 8, 785–792 (in Polish, English

summary).

Ksi¹¿kiewicz  M.,  1977:  The  tectonics  of  the  Carpathians.  In:

Po¿aryski  W.  (Ed.):  Geology  of  Poland,  4-Tectonics,.  Inst.

Geol., Warszawa, 476–618.

Micu  M.  1982:  Explanatory  notes  to  lithotectonic  profiles  of

Miocene  Molasses  from  Central  Moldavia  (Eastern

Carpathians,  Romania).  In:  Lûtzner  H.  &  G.  Schwab  (Eds.):

Tectonic  regime  of  Molasse  Epochs.  Veröff.  Zentralinst.

Physik der Erde, 66, 117–136.

Miall A.D., 1995: Collision-Related Foreland Basins. In: Busby C.

A.  &  Ingersoll  R.  (Eds.):  Tectonics  of  sedimentary  basins,

Blackwell Sci. Publ., 393–424.

Meulenkamp J.E., Kováè M. & Cicha I., 1996: On Late Oligocene

to  Pliocene  depocentre  migration  and  the  evolution  of  the

Carpathian-Pannonian system. Tectonophysics, 301–317.

Morley  C.K.,  1996:  Models  for  relative  motion  of  crustal  blocks

within the Carpatian region, based on restorations of the outer

Carpathian thrust sheets. Tectonics, 15, 4, 885–904.

Moryc W., 1989: Tectonics of the Carpathians and their foreland

in  the  light  of  geophysical  and  geological  investigations.  In:

Referaty  sesji  Kraków  30  III  1989.  Komisja  Tektoniki  Kom.

Nauk Geol. PAN. Kraków 1989, 170–195 (in Polish).

Ney R., 1968: The role of the “Cracow Bolt” in the geological his-

tory of the Carpathian Foredeep and in the distribution of oil

and  gas  deposits.  Prace  Geol.,  45,  1–82  (in  Polish,  English

summary).

Ney R., Burzewski W., Bachleda T., Górecki W., Jakóbczak K. &

S³upczyñski K., 1974: Outline of paleogeography and evolu-

tion  of  lithology  and  facies  of  Miocene  Layers  on  the  Car-

pathian  Foredeep.  Ibidem,  82,  1–65  (in  Polish,  English

summary).

Oszczypko  N.,  1982:  Explanatory  notes  to  lithotectonic  Molasse

profiles of the Carpathian Foredeep and in the Polish part of

the Western Carpathians (Comment to Anex 6-8). In: Lûtzner

H. & G. Schwab (Eds.): Tectonic regime of Molasse Epochs.

Veröff. Zentralinst. Physik der Erde, 66, 95–115.

Oszczypko N., 1992: Late Cretaceous through Paleogene evolution

of Magura Basin. Geol. Carpathica, 43, 6, 333–338.

Oszczypko  N.,  1995:  The  Miocene  subsidence  history  of  the

Carpathian  Foredeep  in  Poland.  XV  Congr.  Carpath.-Balkan

Geol. Assoc., Athens, Greece. Spec. Publ. Geol. Soc. Greece,

4, 372–379.

Oszczypko  N.,  1996:  The  Miocene  dynamics  of  the  Carpathian

Foredeep  in  Poland.  Przegl.  Geol.,  44,  10,  1007–1018  (in

Polish, English summary).

Oszczypko  N.,  1997:  The  Early-Middle  Miocene  Carpathian

peripheral  foreland  basin  (Western  Carpathians,  Poland).

Przegl. Geol., 10/2, 1054–1063.

Oszczypko N. & Tomaœ A., 1985: Tectonic evolution of marginal

part of the Polish Flysch Carpathians in the Middle Miocene.

Kwart. Geol., 29, 1, 109–128.

Oszczypko  N.  &  Œl¹czka  A.,  1985:  An  attempt  to  palinspastic

reconstruction of Neogene basins in the Carpathian Foredeep.

Ann. Soc. Geol. Pol., 55, 1–2, 55–76.

Oszczypko N. & ¯ytko K., 1987: Main stages in the evolution of the

background image

THE WESTERN CARPATHIAN FOREDEEP — DEVELOPMENT OF FORELAND BASIN                              431

Polish  Carpathians  during  the  Late  Palaeogene  and  Neogene

times. In: Leonov Y.G. & Khain V.E. (Eds.): Global correlation

of tectonic movements. John Wiley & Sons, 187–198.

Oszczypko N. & Œl¹czka A., 1989: The evolution of the Miocene

basin  in  the  Polish  Outer  Carpathians  and  their  foreland.

Geol. Zbor. Geol. Carpathica, 40, 23–36.

Oszczypko  N.,  Zaj¹c  R.,  Garlicka  I.,  Menèík  E.,  Dvoøák  J.  &

Matejovská  O.,  1989:  Geological  map  of  the  substratum  of

the Tertiary of the Western Outer Carpathians and their fore-

land. In: Poprawa D. & Nemèok J. (Cords): Geological atlas

of the Western Outer Carpathians and their foreland. Pañst.

Inst. Geol., Warszawa.

Oszczypko  N.,  Olszewska  B.,  Œlêzak  J.&  Strzêpka  J.,  1992:

Miocene marine and brackish deposits of the Nowy Sacz Basin

(Polish  Western  Carpathians)  —  New  lithostratigraphic  and

biostratigraphic standarts. Bull. Acad. Pol. Sci., Earth Sci., 40,

83–96.

Panow G. M. & P³otnikow A.M., 1996: Badenian evaporites of the

Ukrainian  part  of  the  Carpathian  Foredeep:  lithofacies  and

thickness. Przegl. Geol., 44, 10, 1024–1028 (in Polish).

Peryt T.M. & Peryt D., 1994: Badenian (Middle Miocene) Ratyn

Limestone  in  Western  Ukraine  and  northern  Moldavia:

microfacies, calcareous nannoplankton and isotope geochem-

istry. Bull. Acad. Pol. Sci., Earth Sci., 42, 127–136.

Peryt T., Karoli S., Peryt D., Petrichenko O.I., Gedl P., Narkiewicz

W.,  Ïurkovièová  J.  &  Dobieszyñska  Z.,  1997:  Westernmost

occurrence  of  the  Middle  Miocene  gypsum  in  central  Parat-

ethys  (Koberice,  Moravia,  Czech  Republic).  Slovak  Geol.

Mag., 3, 105–120.

Peryt T., M., Peryt D., Szaran J., Ha³as S. & Jasionowski M., 1998:

Middle  Miocene  Badenian  anhydrite  horizon  in  the

Ryszkowa  Wola  7  borehole  (SE  Poland).  Biul.  Pañst.  Inst.

Geol., 379, 61–78 (in Polish, English summary).

Petrichenko O.I., Peryt T.M. & Poberegsky A.V., 1997: Peculari-

ties  of  gypsum  sedimentation  in  the  Middle  Miocene  Bade-

nian  evaporite  basin  of  Carpathian  Foredeep.  Slovak  Geol.

Mag., 3, 2, 91–104.

Picha F., 1979: Ancient submarine canyons of Thethyan continental

margins, Czechoslovakia. AAPG Bulletin, 63, 1, 67–86.

Picha F., 1996: Exploring for hydrocarbons under thrust belts—a

challenging  New  Frontier  in  the  Carpathians  and  elsewhere.

AAPG Bulletin, 80, 10, 1547–1564.

Po³towicz S., 1993: Palinspastic paleogeography reconstruction of

Badenian  saline  sedimentary  basin  in  Poland.  Geologia,  19,

44, 203–233 (in Polish, English summary).

Po³towicz  S.,  1995:  Miocene  deposits  in  the  basement  of  the

Polish  Western  Carpathians.  Geologia,  21,  2,  117–168  (in

Polish, English summary).

Price  R.J.,  1973:  Large  scale  gravitational  flow  of  supracrustal

rocks,  Southern  Canadian  Rockies.  In:  De  Jong  K.A.  &

Scholten R. (Eds.): Gravity and Tectonics. Willey, New York,

491–502.

Roca E., Bessereau G., Jawor E., Kotarba M. & Rourre F., 1995:

Pre-Neogene  evolution  of  the  Western  Carpathians:

constraints  from  the  Bochnia  —  Tatra  Mountains  section

(Polish Western Carpathians). Tectonics, 14, 4, 855–873.

Roure  F.,  Roca  E.  &  Sassi  W.,  1993:  Neogene  evolution  of  the

outer  Carpathian  Flysch  units  (Poland,  Ukraine  and

Romania):  Kinematics  of  foreland/fold  and  thrust  belt

system. Sed. Geol., 86, 177–201.

Royden  L.,  1993:  Tectonic  expression  of  slab-pull  at  continental

convergent boundaries. Tectonics, 12, 2, 303–325.

Royden  L.  &  Karner  G.D.,  1984:  Flexure  of  lithosphere  beneath

Apennine  and  Carpathian  foredeep  basins:  evidence  for

insufficient topographic load. AAPG Bull., 68, 6, 704–712.

Rögl  F.,  1996:  Stratigraphic  correlation  of  the  Paratethys  Oli-

gocene and Miocene. Mitt. Gesell. Geol.- u. Bergb.-Studenten

Österreich, 41, 65–74.

Ry³ko  W.  &  Tomaœ  A.,  1995:  Morphology  of  the  consolidated

basement of the Polish Carpathians in the light of magnetotel-

luric data. Kwart. Geol., 39, 1–16.

Sãndulescu M., 1988: Cenozoic tectonic history of the Carpathians.

In:  Royden  L.H  &  Horváth  F.  (Eds):  The  Panonian  Basin,  a

Study in Basin Evolution. AAPG Memoire, 45, 17–26.

Sclater J.G. & Christie P.A., 1980: Continental stretching: an ex-

planation  of  the  post-mid-Cretaceous  subsidence  of  the

central North Sea basin. J. Geophys. Res., 85, 3711–3739.

Schmoker  J.W.  &  Halley  R.B.,  1982:  Carbonate  porosity  versus

depth: a predictable relation for South Florida. AAPG Bulletin,

66, 2561–2570.

Steininger F.F., Muller C. & Rögl F., 1988: Correlation of Central

Paratethys,  Eastern  Paratethys  and  Mediterranean  Neogene

stages.  IGCP-Project  73/1/25,  ‘Stratigraphic  Correlation

Tethys-Paratethys  Neogene’.  In:  Royden  L.H.  &  Horváth  F.

(Eds.): The Panonian Basin, a Study in Basin Evolution. AAPG

Memoire, 45, 79–87.

Steininger  F.F.,  Bernor  R.L.  &  Fahlbusch  V.,  1990:  European

Neogene marine-continental chronology correlation. In: Lindsay

E.H.,  Fahlbusch  V.  &  Mein  P.  (Eds.):  European  Neogene

Mammal Chronology, Plenum Press, New York, 15–46.

Œl¹czka  A.,  1977:  The  Miocene  deposits  in  the  Sucha  IG-1

borehole. Kwart. Geol., 21, 405–406 (in Polish).

Œl¹czka A. & Oszczypko N., 1987: Olistostrome and overthrusting

in  the  Polish  Carpathians.  Ann.  Inst.  Geol.  Publ.  Hung.

(Budapest), 70, 282–292.

Œlêzak  J.,  Koszarski  A.  &  Koszarski  L.,  1995:  Calcareous

nannoplankton  stratigraphy  of  the  terminal  flysch  deposits

from  the  Skole  Nappe  (Oligocene-Miocene,  Polish

Carpathians, Krosno Beds). In: Flores J.A. & Sierro F.J. (Eds.):

5th INA Conference in Salamanca Proceedings, 267–277.

Strzêpka J., 1981: The Lower Miocene microfauna from the Sucha

IG 1 borehole, Poland. Biul. Inst. Geol., 331, 117–122 (in Pol-

ish, English summary).

Tari G., Horváth F. & Csontos L., 1997: Palinspastic reconstruction of

the  Carpathian/Pannonian  system.  1997.  AAPG  International

Conference & Exhibition, Abstracts, Vienna, A 57.

Tomek C. & Hall J., 1993: Subducted continental margin imaged in

the Carpathians of Czechoslovakia. Geology, 21, 2, 535–538.

Van  Hinte  J.E.,  1978:  Geohistory  analysis  —  Aplication  of

micropaleontology  in  exploration  geology.  AAPG  Bull.,  62,

201–220.

Van  Couvering  I.A.,  Aubry  M.P.,  Berggren  Q.A.,  Bujak  J.P.,

Naesen C.W. & Wieser T., 1981: Terminal Eocene event and

the  Polish  connections.  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.

Palaeoecol., 36, 321–362.

Vass D. & Èech F., 1983: Sedimentation rates in Molasse basins of

the  Western  Carpathians.  Geol.  Zbor.  Geol.  Carpath.,  34,  4,

411–422.

Wdowiarz S., 1976: On the relation of the Carpathias to the Car-

pathian  Foredeep  in  Poland.  Przegl.  Geol.,  6,  350–357  (in

Polish, English summary).

¯ytko  K.,  1965:  Sur  le  rapport  de  la  formation  du  petrole  et

l’orogenese des Karpates. Reports of the VII Congr. Carpath.-

Balk. Geol. Ass. Sofia, Part IV, 75–81.

¯ytko  K.,  1997:  Electrical  conductivity  anomaly  of  the  northern

Carpathians  and  the  deep  structure  of  the  orogen.  Ann.  Soc.

Geol. Pol., 67, 1, 25–44.

¯ytko K., Gucik S., Ry³ko W., Oszczypko N., Zaj¹c R., Garlicka I.,

Nemèok  J.,  Menèík  E.,  Dvoøák  J.,  Stráník  Z.,  Rakús  M.  &

Matejovská O., 1989: In: Poprawa D. & Nemèok J. (Cords):

Geological Atlas of the Western Outer Carpathians and their

foreland. Pañst. Inst. Geol., Warszawa.