GEOLOGICA CARPATHICA, 51, 3, BRATISLAVA, JUNE 2000

133–144

TECTONIC  AND  STRUCTURAL  IMPLICATIONS

OF  PALEOMAGNETIC  AND  AMS  STUDY

OF HIGHLY METAMORPHOSED  PALEOZOIC ROCKS FROM THE

GEMERIC  SUPERUNIT,  SLOVAKIA

JADWIGA KRUCZYK

1

, MAGDALENA K¥DZIA£KO-HOFMOKL

1

, MARIA JELEÑSKA

1

,

IGOR TÚNYI

2

, PAVOL GRECULA

3

 and DANIEL NÁVESÒÁK

4

1

Institute of Geophysics of the Polish Academy of Sciences, Ks. Janusza 64, 01-452 Warsaw, Poland

2

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

3

Geological Survey of the Slovak Republic, Mlynská Dolina 1, 817 04 Bratislava, Slovak Republic

4

Geological Survey of the Slovak Republic, Werferova 1, 040 11 Košice, Slovak Republic

(Manuscript received March 1, 1999; accepted in revised form May 16, 2000)

Abstract: Paleozoic highly metamorphosed rocks were sampled in 4 localities situated along the Košice-Margecany

shearing  zone  (East-Carpathian  dextral  system),  on  two  sites  situated  close  to  the  Dobšiná  shearing  zone  (West-

Carpathian sinistral system), and on one site situated within the Gemeric Superunit. The West-Carpathian and East-

Carpathian shearing systems resulted in the division of Gemeric Superunit into a mosaic of small tectonic blocks.

Each site sampled for this study represents one such block. Our paleomagnetic study revealed that the rocks became

remagnetized in the Middle Miocene after a regional CCW rotation, probably during the period between anomaly 6

(20 Ma) and anomaly 5 (10 Ma). After the remagnetization episodes the blocks underwent rotations (around their

vertical axes) associated with activity of respective dextral or sinistral shearing zones. The results of the AMS study

suggest a correlation between the magnetic fabric and the Alpine tectonic deformation episodes.

Key words: Gemeric Superunit, Paleozoic, paleomagnetism, AMS, tectonic deformations.

Introduction

The  Gemeric  Superunit,  which  belongs  to  the  Alpine-Car-

pathian-Pannonian (ALCAPA) block is situated at the south-

ern edge of the Central Western Carpathians, Figs. 1a, 1b. It

has  a  distinct  belt  structure,  often  with  narrow  lithological

strips of the length up to several tens of kilometers. The Ge-

meric Superunit is built by the Early and Late Paleozoic and

Triassic  rocks.  Paleogene  and  Neogene  sediments  cover  its

marginal parts with the exception of the eastern margin, which

is in tectonic contact with the crystalline complex of Veporic

Superunit (Èierna Hora Mts). The superunit is cut into numer-

ous blocks by two systems of shearing zones trending NW-SE

and NE-SW. Rocks building the Gemeric Superunit underwent

polyphased  deformation  and  metamorphism  that  took  place

during the Variscan movements as well as during the Alpine

orogenies. It is supposed, that one deformational episode took

place in the Gemeric Superunit during the Variscan Orogeny

and  that  formation  of  nappe  structures  marked  the  end  of

Variscan events. The present geological frame of the Gemeric

Superunit is due to Alpine tectonics (Grecula 1997; Plašienka

et al. 1997).

The purpose of this study is twofold:

●

  to reveal this part of geodynamic history of the Gemeric

Superunit that became preserved by paleomagnetic charac-

teristics of its highly metamorphozed Paleozoic rocks;

●

  to  find  correlations  between  the  anisotropy  of  magnetic

susceptibility (AMS) and the shearing zones.

Geological setting and sampling

General remarks concerning the geodynamic features

During the Upper Mesozoic and the Tertiary the ALCAPA

area was subject to significant tectonic processing. The con-

vergence  of  the  Afroarabian  and  the  Euroasian  litospheric

plates led to final collision of the Bohemian Massif with the

Apulia.  This  collision  resulted  in  a  formation  of  Alpine

nappes and northeastern shifting (escape) of fragments of the

Alpine  and  the  Dinaric  units,  grouped  in  the  Inner  Car-

pathian,  Tissia  and  Dacides  terranes.  Csontos  et  al.  (1992)

and Márton et al. (1995) argue, that the escape was driven

from behind by pushing forces caused by the Bohemian Mas-

sif- Apulia collision, but influence of pulling forces caused

by  subduction  of  the  Euroasian  Plate  under  the  Inner  Car-

pathians also contributed to this process. The escape move-

ments started after the Cretaceous folding in the Alps; these

were most intensive after the pre-Oligocene folding and ex-

tinguished  during  the  Early  Miocene.  The  escaping  frag-

ments  approached  European  Plate  in  different  periods;  for

Gemeric  Superunit  it  happened  during  the  Early  Eocene

(Márton et al. 1995).

According to Peresson & Decker (1996) the Early and Mid-

dle Miocene tectonics of the ALCAPA region was dominated

by the N-S directed compression and E-W directed extension.

During  the  Late  Miocene  the  direction  of  the  compression

changed to an E-W trend. This, and the final oblique collision

134                                                                                         KRUCZYK  et  al.

of the escaping Inner Carpathian units with the North Europe-

an Platform, caused their counterclockwise rotation and uplift

of the rigid basement rocks (Plašienka et al. 1997; Peresson &

Decker  1996).  The  paleomagnetic  study  by  Márton  et  al.

(1995) and Márton & Márton (1996) performed in Southern

Slovakia  and  North  Hungarian  Central  Range  suggest,  that

this  rotation  of  the  whole  region  ended  at  the  Early-Middle

Miocene boundary (Karpatian-Badenian). In the present study

we show that the Middle and Late Miocene kinematics caused

local rotations of blocks comprising the Gemeric Superunit.

Along with the processes leading to the northeastward es-

cape, the above mentioned compressional stresses were com-

Fig. 1b. Position of the Gemeric Superunit in the West-Carpathian mountain system. 1 — Klippen belt, 2 — Tatric Superunit, 3 — Veporic

Superunit, 4 — Gemeric Superunit. (From Grecula et al. 1995, reprinted with permission of Geocomplex Bratislava).

Fig. 1a. Position of the Gemeric Superunit in the frame of the Carpathian mountain system. BM — Bohemian Massif, RP — Russian Plat-

form, MP — Moesian Plate, HCR — Hungarian Central Range, GHP — Great Hungarian Plane, T — Tatric Superunit, V — Veporic Supe-

runit, G — Gemeric Superunit, B — Bükkic units, Bu — Bucovinian units, Z — Zemplín units, SG — Supragetic units, Gt — Getic units,

D — Danubian units, TR — Transsylvanides, A — Apuseni Mts., M — Mecsek Mts. (From Grecula et al. 1995, reprinted with permission

of Geocomplex Bratislava).

TECTONIC  AND  STRUCTURAL  IMPLICATIONS  OF  PALEOMAGNETIC  AND AMS  STUDY                     135

pensated along the wedge system by paired shear zones, one

trending  NW-SE  (the  Košice-Margecany  shearing  zone

(KMSZ),  the  dextral  strike-slip  fault,  the  East-Carpathian

system),  and  the  second  shear  zone  trending  NE-SW  (the

Transgemeric  shear  zone  (TGSZ),  the  sinistral  strike-slip

fault, the West-Carpathian system). These paired zones re-

sulted in creating an arc structure of the Gemeric Superunit

and its division into a mosaic of blocks that could have been

subjected to local rotations, Fig. 2 (Grecula et al. 1990). In

the  megascale  the  shear  zones  are  demonstrated  by  the

change  of  the  course  of  rock  complexes,  by  retraction,  as

well as destruction of the Variscan veins and the stratiform

mineralization (Návesòák 1993). The deformation of the Pa-

leozoic rocks associated with these events is of a brittle–duc-

tile character.

The age of the shear zones is estimated on the basis of geo-

logical features as well as the Rb/Sr isotopic dating. As this

research was not performed specifically for the dating of the

shear zones, we may only assume that movements on them

started before the Cretaceous and ended during the Styrian

phase  (the  Middle  Miocene)  —  Grecula  et  al.  (1990),

Návesòák (1993).

Návesòák (1993) distinguishes within the Gemeric Paleo-

zoic rocks three systems of mylonitic schistosity (S2, S3, S4)

and two lineations (L2, L3) caused by the Alpine tectonics.

The S1 and L1 systems linked with the Variscan deformation

stage are visible only within large blocks that were not influ-

enced by the Alpine shearing. The E-W trend of lineation L1

indicates the direction of an old shear system, the foliation

S1 indicates surfaces of metamorphic schistosity correspond-

ing to L1. The most characteristic lineation L2 (azimuth of

230°–240° or 60° with a low dip) associated with the TGSZ

and LSSZ, mylonitic foliation S2 (azimuth of about 165°, dip

of about 40° with scatter from 0° to 70°) and foliation S3 (azi-

muth  of  293°–335°,  shallow  dip)  are  due  to  a  compression

linked with the TGSZ and LSSZ (the Lacemberská dolina Val-

ley-the Stará Voda shearing zone, parallel to the TGSZ zone)

shear zones. The L3 lineation trends to 290° or 100° with a

shallow dip. The S4 foliation (azimuth of 230°–235°, dip of

about 45°) is associated with the KMSZ zone.

Metamorphism

The mineral association of the majority of rocks of the Ge-

meric  Superunit  corresponds  to  the  metamorphic  facies  of

green shists. In several zones of the Gemeric Superunit, also

in  the  enclaves  of  high  pressure  and  middle  temperature,

metamorphites  and  rocks  of  amphibolite  facies  (Grecula

1997; Radvanec 1994, 1997) with important retrograde meta-

morphic reworking have been preserved.

These processes, as well as strong folding, granitization,

local granite intrusions and ore mineralizations begun during

the Variscan orogeny. During the Alpine orogeny metamor-

phic and tectonic processes continued. The Variscan and Al-

pine metamorphic events resulted in well-developed blaste-

sis  of  magnetite,  hematite  and  chlorite.  The  presence  of

martite within magnetite grains, as well as transformation of

sulphides  into  Fe-hydroxides  indicate  that  blastesis  took

place  during  a  retrograde  phase.  The  influence  of  tectonic

factors is reflected in the general presence of the mylonitic

foliation. Márton et al. (1995) argue, that the activation of as-

tenosphere associated with the tectonic escape caused reheat-

Fig. 2. Map of the shear zones of the Gemerides. RSZ — the Rejdová shear zone, DSZ — the Dobšiná shear zone, KMSZ — the Košice-

Margecany shear zone, TGSZ — the Transgemeric shear zone, HSZ — the Hodkovce shear zone. 1 — course of lithological units, 2 —

Variscan nappes, 3 — Alpine rejuvenated Variscan (?) shear zones, 4 — principal shear zones (Alpine), 5 — shear zones of lower order,

6 — faults with a character of pure shear (the youngest ones), black circles — sampling localities: È — Èrme¾, KV — Vyšný Klátov, J —

Jahodná, MA — Margecany, DO — Dobšinská Priehrada, ML — Mlynky, GP — Gemerská Poloma. (From Grecula et al. 1990, reprinted

with permission).

136                                                                                         KRUCZYK  et  al.

ing  of  crust.  This  assumption  is  supported  by  Peresson  &

Decker (1996) who show the uplift of the astenosphere under

the  Pannonian  Basin  caused  by  extension  tectonics  during

the  Middle  Miocene.  We  believe  that  this  process  induced

physico-chemical conditions suitable for the Middle Miocen

remagnetizations of older rocks.

Sampling

62 hand samples were collected for the present study. The

sampling was carried out in the following areas: along the

KMSZ shear zone forming the eastern border of the Gemeric

Superunit (exposures KV, È, J, MA), in the vicinity of the

Dobšiná shear zone (DSZ — one of shear zones belonging to

TGSZ system) in the western part of the Gemeric Superunit

close to its northern border (exposures DO, ML) and one ex-

posure (GP) lying in the middle part of the unit, see Fig. 2.

The  rocks  represent  strongly  metamorphosed  and  my-

lonitized sericitic schists (È, J), cataclasites (MA, KV), phyl-

lites and schists rich in carbonates (ML, DO, GP). Oriented

hand samples taken in the field were drilled into standard pa-

leomagnetic specimens in the laboratory.

Experimental procedure

All experimental work was performed in the Paleomagnetic

Laboratory of the Institute of Geophysics of the Polish Acade-

my of Sciences in Warsaw. Natural remanent magnetization

(NRM) was measured with a cryogenic magnetometer of 2G,

specimens  were  demagnetized  thermally  with  the  Magnetic

Measurements non-magnetic furnace or with a 2G alternating

field device. All apparatuses are installed within the Magnetic

Measurements compensating cage. The magnetic susceptibili-

ty and its anisotropy was measured with the KLY-2 Geofyzika

Brno  bridge  before  the  demagnetization  procedure.  The  ob-

tained parameters (Tarling & Hrouda 1993) that will be dis-

cussed later comprise:

— mean low field magnetic susceptibility

)

(

3

1

min

int

max

K

K

K

K

m

+

+

=

 where

min

int

max

,

,

K

K

K

— the  maximum,  intermediate  and  mini-

mum susceptibilities, respectively

— anisotropy parameter
 

)

)

(

)

(

)

((

2

exp

2

3

2

2

2

1

m

m

m

P

η

η

η

η

η

η

−

+

−

+

−

=

′

,  where

)

ln(

max

1

K

=

η

, 

)

ln(

int

2

K

=

η

, 

)

ln(

min

3

K

=

η

, 

3

2

1

η

η

η

η =

m

— shape  parameter 

)

(

)

2

(

3

1

3

1

2

D

D

D

D

D

-

-

-

=

T

;  the

anisotropy ellipsoid is prolate (prevailing lineation) if T < 0, the

anisotropy ellipsoid is oblate (prevaling foliation) if T > 0

— directions  of  K

max

  and  K

min

  axes  of  the  susceptibility

elipsoid.

Mean magnetic susceptibility was measured also after con-

secutive  heating  steps  in  order  to  monitor  mineralogical

changes caused by heating. Results of paleomagnetic experi-

ments were analyzed with the program package PDA of Le-

wandowski et al. (1997), results of the AMS study — with

the ANISO 11 program of Jelínek (1977) and Spheristat 2

program of Pangea Scientific.

The identification of magnetic minerals was done through

a microscopic examination of polished sections (performed

by Siemiatkowski from the State Geological Institute, Wro-

claw), a thermomagnetic analysis, and a study of hysteresis

parameters. The thermomagnetic analysis consisted of study-

ing the thermal decay of isothermal remanence Ir acquired in

1 T field during the heating to 700 °C in the air with the use

of the TUS Warsaw device. The blocking temperatures Tb

obtained here indicate that magnetic minerals are present in

the rock. The hysteresis parameters were measured with the

vibrating  magnetometer  VSM  of  Molspin  with  the  highest

available field of 1 T.

General characteristics of sampled rocks

and their magnetic mineralogy

Sites situated along the KMSZ shear zone:

Èerme¾ (È) — schistosity (azimuth/dip) 245/50, mylonitic

schists, 8 hand-samples. Paleontologic age is supposed to be

the Tournaisian–Viséan; according to Grecula et al. (1990)

they became modified due to the Late Variscan shearing, but

mylonitisation  originated  during  the  Alpine  tectonics.  The

microscopic study reveals parallel texture manifested by my-

lonitic smears, calcite veins cutting the rock were also visi-

ble. Fe-hydroxides, pyrrhotite and chalcopyrite in clasts of

0.1 mm represent opaque minerals. Rocks are magnetically

weak — isothermal remanence Ir of fresh specimens was too

low for a thermomagnetic analysis. Heating to 600 °C result-

ed in increase of Ir by about 30 times due to formation of

new magnetite. The hysteresis parameters (see Table 1) indi-

cate the presence of magnetic material with low and interme-

diate coercive force. The mean magnetic susceptibility Km

ranged  between  400  and  800

×

10

–6

  SI  and  increased  after

heating to 500 °C.

Vyšný Klátov (KV) — no tectonic parameters, amphibo-

lite schists (cataclasites) belonging to the gneissic amphibo-

lite Klátov complex, 12 hand samples. The tectonic position

is ambiguous, the complex may be treated either as a small

nappe,  or  as  a  highly  metamorphosed  part  of  the  Rakovec

nappe. The radiometric age (K-Ar and Ar-Ar) spans the time

from 448 to 383 Ma (the Upper Ordovician, Lower Devo-

nian). The metamorphic processes perhaps underwent here in

the amphibolite facies conditions which are indicated by the

presence of chloritized amphiboles with magnetites and post-

plagioclase smears composed of epidote–albite–calcite. The

microscopic study reveals the presence of automorphic mag-

netite with martite lamellae of 0.03–0.3 mm. Hematite forms

smears of 0.1 mm, tablets of 0.001–0.1 mm and flakes. Sin-

gle sulphides are present within the hematite grains as well

as clusters of Fe-hydroxides with relicts of pyrites. Automor-

phic and framboidal pyrites are also visible. The thermomag-

netic analysis shows the presence of magnetite with Tb 560–

575 °C, accompanied in some specimens with phase with Tb

of about 200 °C (goethite?) and hematite with Tb of about

650 °C (Fig. 3a,b). The hysteresis parameters (see Table 1),

TECTONIC  AND  STRUCTURAL  IMPLICATIONS  OF  PALEOMAGNETIC  AND AMS  STUDY                     137

despite the presence of hematite and perhaps goethite visible

in polished sections, are characteristic for multidomain mag-

netite (Day et al. 1977). The magnetic susceptibility Km is

high and ranges from 3200 to 22000

×

10

–6

 SI, it increases af-

ter  heating  to  temperatures  exceeding  600 °C  in  all  speci-

mens.

Jahodná  (J)  —  schistosity  220/55,  very  fine-grained

sericitic schists (mylonites) with quarz lens, 5 hand samples.

Table 1: Hysteresis parameters measured for particular specimens.

Locality

Specimen Ms mA.m

2

Mr mA.m

2

Hc mT

Hcr mT

È

105 –1

0.6

0.3

19

43

107 –1

0.7

0.1

4

47

KV

134 – 1

    443

      25

      7.5

35

135 – 1

    272

      11

5

30

138 – 2

    239

9.5

5

30

J

113

2.7

0.8

44

310

114

3.9

0.7

29

280

MA schist

124 –1

    260

      17

7

27

sandstone

132 – 1

0.2

0.06

24

62

sandstone

133 –1

0.2

0.08

20

70

DO

174 – 1

0.5

0.2

28

160

174 – 2

1.23

0.24

41

65

175

0.3

0.09

8

48

176 – 1

0.5

0.17

12

30

176 – 2

0.35

0.09

3

35

ML

157 –1

      15

      13

312

330

160 -1

?

0.7

175

330

161 –1

?

0.3

127

170

162 –1

2.1

1.9

237

250

163

6.4

5.0

108

115

167

?

0.4

52

230

GP

179 –1

0.35

0.27

29

65

181

0.21

0.06

13

65

182

0.24

0.06

22

60

185 – 2

0.21

0.06

16

55

Ms – saturation magnetization, Mr – saturation remanence, Hc – coercivity, Hcr

– remanence coercivity

The  paleontologic  age  of  the  rocks  is  supposed  to  be  the

Lower Permian, whereas the radiometric K-Ar dating gives

126 Ma (the Lower Cretaceous) as the age of the metamor-

phic changes. The microscopic analysis reveals the presence

of automorphic hematites with sulphide grains, spherical ag-

glomerates of hematite grains probably of a post-pyrite ori-

gin,  and  single  hematite  tablets.  Ilmeno-magnetite  pseudo-

morphs  were  also  visible.  The  thermomagnetic  analysis

indicates hematite as the only magnetic mineral, the curves

of Ir vs. T are very similar to those shown in Fig. 3c. This con-

clusion is supported by the hysteresis parameters (cf. Table 1)

revealing high values of coercivity, and by the saturation field

exceeding the maximum field of the experiment. The Km val-

ues were low and ranged from 200 to 250

×

10

–6

 SI. Heating to

600 °C resulted in a significant increase of the Km.

Margecany  (MA)  —  schistosity  190/40,  chlorite-sericite

schists,  and  polymict  sandstones,  both  highly  mylonitized.

Some  10  hand  samples  were  taken  from  3  sites,  but  only  8

samples from 2 sites (one site containing schists and the sec-

ond — sandstones) were suitable for measurements. This lo-

cality is situated at the crossing of two shear zones: KMSZ

and TGSZ. The radiometric (Ar-Ar) unpublished age is 329.6

Ma, placing the rocks in the Upper Carboniferous. The mi-

croscopic analysis was performed only for one specimen rep-

resenting polimict sandstones and did not reveal the presence

of magnetic minerals. The thermomagnetic analysis that was

performed on several specimens shows the presence of mag-

netite and goethite in schists and magnetite in sandstones —

the Ir vs. T curves are similar to the one shown in Fig. 3a.

The study on hysteresis parameters suggests the dominance

of  multidomain  magnetite  in  sericitic  schists  and  SD  and

PSD magnetite in sandstones (Day et al. 1977) — see Table

1. The obtained values of the Km for schists were very high

(6500–70000

×

10

–6

 SI) for sandstones — low (190–220

×

10

–6

SI), after heating to 550–600 °C the Km increases.

Localities situated at the DSZ shear zone:

Dobšinská  Priehrada  (DO)  —  bedding  180/34,  chlorite

schists (mylonites) with calcite smeared veins, 11 hand sam-

ples. The assumed age is the Upper Carboniferous. Within the

veins plagioclases in clasts, epidotes, chlorites, albites are en-

countered. The age of metamorphism is uncertain, likely oc-

curring during the large time span from the Neovariscan to the

Jurassic or even the Cretaceous. The microscopic analysis re-

veals  the  presence  of  post-pyrite  Fe-hydroxides  with  pyrite

relicts. The thermomagnetic study supports this result reveal-

ing various Ir vs. T curves showing the presence of phase with

Tb of 200 °C, hematite and low amounts of magnetite (the Ir-T

curves are similar to those shown in Figs. 3a and 3c). After the

heating new magnetite appears. The Km ranges from 400 to

750

×

10

–6

 SI and increases after heating to 600 °C. The values

of hysteresis parameters (Table 1) should be regarded only as

estimates  because  the  rocks  here  are  too  weak  for  reliable

measurements with our VSM.

Mlynky (ML) — bedding 320/65, 12 hand samples, strong-

ly carbonatized pyroclastic phyllites belonging to the diabase

series of the Rakovec Nappe. Their estimated age is the Upper

Devonian–Lower  Carboniferous,  they  became  metamor-

phosed during the Variscan orogeny in the greenschist facies

conditions, but the Alpine events erased the Variscan features.

The microscopic analysis revealed hematite in tablets of 0.01–

0.03 mm and less than 0.001 mm as the main magnetic miner-

al. The thermomagnetic analysis supports this conclusion (Fig.

3c), the hysteresis parameters attain values characteristic for

hematite  (Table  1)  as  well.  The  Km  ranges  from  190  to

750

×

10

–6

 SI and increases after heating.

Locality siutated outside the main shear zones:

Gemerská Poloma (GP) — bedding 350/51, 9 hand sam-

ples, ankeritic carbonaceous beds cut by calcite veins, prod-

uct of regional metasomatosis. The assumed age of the rocks

is Upper Silurian–Lower Devonian, the age of metasomatic

alteration is supposed to be either Variscan, or Alpine. The

polished sections have intensive brownish colouring charac-

teristic for fine Fe-hydroxides. The thermomagnetic analysis

reveals the presence of goethite and, perhaps, a small amount

of magnetite. Pyrite is probably also present, because after

the heating pyrrhotite appears on the Ir vs. T curves. Heating

to 650 °C results in a thousandsfold increase of Ir due to the

appearance of pyrrhotite and magnetite. Here, as in DO, re-

sults of measurements of the hysteresis parameters are only

estimations. The Km ranges from 230 to 600

×

10

–6

 SI and in-

138                                                                                         KRUCZYK  et  al.

Fig. 3a.

Fig. 3b.

TECTONIC  AND  STRUCTURAL  IMPLICATIONS  OF  PALEOMAGNETIC  AND AMS  STUDY                     139

creases considerably after heating to 450 °C; at this tempera-

ture pyrite transforms into pyrrhotite.

Paleomagnetic results and discussion

The  pilot  specimens  were  demagnetized  thermally  and

with an alternating field (AF). As the thermal demagnetiza-

tion was much more effective than the AF, the bulk of the

collection was demagnetized thermally (to temperatures 500

–675 °C) and results of this procedure were taken for inter-

pretation. The isolation of the characteristic (CHRM) com-

ponents of the NRM was performed by the program package

of Lewandowski et al. (1997) based on the principal compo-

nent  analysis  of  Kirschvink  (1980).  The  previous  section

shows  that  the  studied  rocks  have  various  lithologies,  are

highly metamorphosed and contain inhomogeneously distrib-

uted and varied magnetic minerals of secondary origin occur-

ring in various forms. Hence, the demagnetization curves are

complicated and difficult to resolve. Nevertheless, we were

able  to  isolate  the  CHRM  in  six  localities  in  sufficient

amount of specimens for mean directions to be calculated for

each of them. The analysis of the demagetization results of

majority of specimens reveals the presence of more than one

component of the NRM. We tried to find among them the

components  with  relatively  high  unblocking  temperatures

(Tub) appropriate to the magnetic mineralogy of specimens

ignoring  the  components  appearing  in  temperatures  lower

than 200 °C. The mean directions in situ and after tectonic

correction together with the parameters of the Fisher’s statis-

tics are summarized in Table 2.

Localities situated along the KMSZ shear zone:

Èrme¾  (È)  —  intensity  of  the  NRM  ranges  from  0.7  to

3.5 mA/m. There is no data for this locality because we were

not been able to isolate any characteristic component of the

NRM.

Vyšný  Klátov  (KV)  —  intensity  of  the  NRM  is  in  the

range 12–300 mA/m. The CHRM found in 7 specimens from

6 hand samples in the Tub range of 475 to 575 °C is carried

by  magnetite.  An  example  of  demagnetization  results  is

shown in Fig. 4a.

Jahodná (J) — intensity of the NRM ranging from 0.1 to

0.6  mA/m  is  carried  by  hematite  grains  of  various  genera-

tions. The thermal treatment does not demagnetize it fully,

beacuse  the  remanence  remaining  after  annealing  in  550–

600 °C becomes unstable — it changes in intensity and di-

rection during the measurement procedure. Nevertheless we

Fig. 3. Results of the thermomagnetic analysis along with corresponding polished sections. a — specimen from KV containing magnetite

×

500 and hematite lamelae and post-pyrite + hydro-Fe-oxydes 

×

200, b — specimen from KV containing goethite, c — specimen from

Mlynky containing hematite 

×

500. Irs — isothermal remanence acquired in the field of 1 T.

Fig. 3c.

140                                                                                         KRUCZYK  et  al.

isolated the CHRM in 6 specimens from 3 hand samples in

the Tub range of 250–450 °C. An example of demagnetiza-

tion result is shown in Fig. 4b.

Margecany (MA)  —  intensity  of  the  NRM  in  schists  is

27-300 mA/m and about 0.2 mA/m in sandstones. The de-

magnetization results indicate that the NRM is carried main-

ly  by  magnetite,  small  components  carried  by  goethite  de-

magnetize  very  quickly.  The  directions  of  the  CHRM

isolated in specimens from both lithologies have normal and

reversed  directions  and  are  highly  scattered.  Only  in  five

specimens (from 1 sandstone and 2 schists samples) we were

able to isolate the group of similar CHRM directions. Its Tub

did not exceed 400 °C. Fig. 4c presents an example of the de-

magnetization results.

Localities situated along the DSZ schear zone:

Dobšiná (DO) — intensities of the NRM range from 0.2 to

3 mA/m. The remanence is carrried mainly by magnetite and

hematite present in various ratios. Fig. 4d shows an example

of the demagnetizing curve for specimen with predominance

of magnetite, the NRM for specimens with hematite predom-

inance did not demagnetize during the thermal treatment but

became unstable after the heating to 600 °C. The CHRM was

isolated  in  12  specimens  from  9  hand  samples  in  Tub  of

575 °C  (only  in  one  specimen  this  component  had  Tub  of

about 200 °C).

Mlynky (ML) — intensity of the NRM ranges from 0.8 to

40 mA/m. The NRM is carried by magnetite and hematite of

various  generations.  In  some  specimens  remanence,  after

heating to 600 °C became unstable. The CHRM was isolated

in  8  specimens  from  5  hand  samples  in  Tub  ranges  500–

550 °C or 625–675 °C. An example of the demagnetization

results for specimen with NRM carried by hematite is shown

in Fig. 4e.

Locality situated outside main shear zones:

Gemerská Poloma (GP) — intensities of the NRM range

from 0.1 to 0.4 mA/m. The natural remanence demagnetized

completely  or  in  great  percent  in  the  temperatures  300–

350 °C  (see  Fig.  4f)  indicating  that  it  is  carried  mainly  by

pyrrhotite. As this mineral was identified neither by the mi-

croscopic  analysis  nor  by  the  thermomagnetic  analysis  we

suppose that it appears as very fine (submicroscopic) grains,

probably due to alterations of pyrite which is present here in

abundance. In temperatures exceeding 400 °C the remanence

increases very quickly. The CHRM was isolated in 8 speci-

mens from 5 samples in the Tub range of 300–350 °C.

The plot of the mean directions obtained for investigated lo-

calities in situ are presented in Fig. 5a. This plot and the data

in Table 2 show that the in situ directions for KV, J and MA

differ in declinations, but their inclinations are similar to each

other. Lack of bedding parameters enables tectonic correction

of them, but the similarity of inclinations suggests the post-

folding origin of the CHRM and mutual rotations of the blocks

represented by the exposures. The mean directions obtained

for the three remaining localities differ in declinations and in-

clinations from each other both in situ and after full correction

and differ from the in situ directions of the KV, J and MA (Ta-

ble 2, Fig. 5b). In order to see whether part untilting of the DO,

ML  and  GP  will  move  their  inclinations  closer  to  the  other

three  we  performed  the  inclination-only  fold  test  of  Enkin

(1994), Enkin & Watson (1996). This test is used for finding

the degree of untilting that gives minimum dispersion of incli-

nations. This degree is indicated by the maximum of the plot

of the Fisher's precision parameter k versus degree of untilt-

ing. In this way we may answer the question of whether the re-

manence studied is pre-tilting, post-tilting or was aquired at

some intermediate stage. The result of this test performed for

the directions of all six localities shows that the best fit would

be obtained by 50% untilting of the DO, ML and GP, the value

of k attains here maximum of 221. Another trial performed for

45% untilting of DO nad ML and 65% of untilting of the GP

gave better estimate: the maximum of k increased to 572 —

Fig. 6. The results of this test for all six exposures combined

are presented in Fig. 5c. The mean directions calculated for the

Table 2: Directions of  the characteristic CHRM component for the Gemerides. Geographic position: 20.5°E, 48°N. Reference data after

Besse & Courtillot (1991) for Middle Miocene  D = 6, I = 62.

Loc.

N   N/n

D/I

In situ

D/I

f.cor.

D/I

p.cor.

a

95

k

plat

pol

DD=Do–Dref

KMSZ

KV

6/7

313/-60

-

-

13

21

41

R

127  CW

J

3/6

190/-65

-

-

18

18

47

R

92  CCW

MA

3/5

275/65

-

-

20

16

47

N

4  CW

DSZ

DO

9/12

320/51

265/66

303/61

45%

13

11

42

N

63  CCW

ML

5/8

68/70

342/30

2/61

45%

9

42

42

N

4  CCW

Outside main shearing zones

GP

5/8

109/72

13/46

25/62

65%

6

98

43

N

17  CW

Loc. — locality; N/n — number of hand samples in which this CHRM was found/number of specimens taken for calculations;  D/I in situ —

declination/inclination  before tectonic correction;  D/I corrected — declination/inclination after correction; f.cor. — full correction; p.cor. —

partial correction; 45% (65%) untilt. — 45% (65%) untilting; 

α

95 

, k — parameters of Fisher’s statistics;  plat — paleolatitude; pol — polarity of

CHRM; CW — clockwise; CCW — counterclockwise; Do — declination obtained in this study; Dref — reference declination; R — angle of local

rotation. KMSZ — Košice-Margecany shearing zone; DSZ — Dobšiná shearing zone. The directions taken for interpretation are in bold letters.

TECTONIC  AND  STRUCTURAL  IMPLICATIONS  OF  PALEOMAGNETIC  AND AMS  STUDY                     141

appropriate unfolding ratios are summarized in Table 2 and

shown in Fig. 5c together with the in situ directions of the

KV, J and MA. Their inclinations remain in the narrow range

of 60–65° but declinations differ considerably. We believe

that each locality is situated within an individual small tec-

tonic block and explain the differences in declinations as re-

sult of local rotations of the blocks connected with the shear-

ing zones.

The inclinations obtained here are close to the inclinations

calculated for the Gemeric Superunit for the Middle Miocene

(10–20  Ma)  after  the  European  reference  data  of  Besse  &

Fig. 4a-f. Examples of the thermal demagnetization experiments. (The names of localities in abbreviated form are assigned to respective

figures).

Courtillot (1991): D

ref 

=6, I

ref

 = 62. The observed differences

between  the  final  declinations  Do  and  the  Dref  reflect  the

amount and sense of local rotations of blocks that took place

after their remagnetization. Angles and sense of rotations are

summarized in the respective column in Table 2 as  

∆

D =

D

o

–D

ref

.

The presented results show that according to paleomagnetic

data blocks situated along the dextral KMSZ zone (KV and J)

rotated clockwise, the block represented by MA situated at the

crossing of KMSZ (dextral) and TGSZ (sinistral) zones rotat-

ed counterclockwise as well as those situated along the sinis-

Sample GEMa 134

N

Sample GEMa 114

Sample GEMa 133

Sample GEMc 163

Sample GEMb 183

Sample GEMd 169

N

N

142                                                                                         KRUCZYK  et  al.

tral DSZ (DO, ML) zone. The block represented by GP situat-

ed within the unit rotated clockwise. The senses of rotations

agree with character of respective shearing zones.

The first paleomagnetic research in the area of the Gemer-

ic Superunit was performed by Hanuš & Krs (1963). They

studied problems of hydrothermal mineralization on metaso-

matic  sideritic  deposits  in  the  region  of  Dobšiná,  Mlynky,

Rožòava and others, and metasomatic magnesitic deposits in

Bankov nearby Košice. On the basis of the study performed on

undemagnetized  rocks  containing  hematite  they  concluded,

that there were no rotations in the region of the post-dating

mineralization study. The interesting thing is, that their mean

paleomagnetic direction in situ of undemagnetized NRM spec-

imens  sampled  in  the  siderite  vein-filling  in  the  mine  in

Mlynky  (D  =  77°,  I  =  56°, 

α

95

  =  13°)  is  very  close  to  the

Mlynky in situ result of the present paper for which the CCW

rotation is very small. The same is true for their result from the

magnesite  at  Bankov  near  Košice  (D = 198°,  I = –70°,

α

95

 = 4°40’) and Jahodná of the present study — both results

suggest the CW rotation (29° in Jahodná and 12° in Bankov).

The  timing  of  events  suggested  by  paleomagnetic  study

seems to be as follows: the Middle Miocene remagnetization

of  rocks  —  postfolding  along  the  KMSZ  zone,  synfolding

along the DSZ zone and in the GP locality. The magnetiza-

tion in GP seems to be acquired during a stage of folding lat-

er than that along the DSZ. The presence of both normal and

reversed polarity remanences suggests, that remagnetization

processes were not synchroneous, but took place in the Ge-

meric  Superunit  during  respective  periods  of  reversed  and

normal polarity. The time span of remagnetization episodes

is limited by the tectonic events that took place in the Gemer-

ic Superunit to the period between the end of regional rota-

tion  (Karpatian–Badenian  according  to  Márton  et  al.  1995

and Márton & Márton 1996) and extinction of activity along

the  shear  zones  (the  Styrian  phase,  end  of  the  Middle  Mi-

ocene). Taking these constraints into account we believe that

remagnetization  processes  took  place  during  the  time  span

between anomalies 6 (20 Ma) and 5 (10 Ma), when, accord-

ing  to  the  geomagnetic  polarity  time  scale  of  Merril  et  al.

(1996), the polarity of the geomagnetic field changed many

times.

AMS study

The measurements of the anisotropy of magnetic suscepti-

bility  show  that  in  all  studied  localities  the  values  of  the

Fig.  5.  Mean  directions  of  the  characteristic  component  of  rema-

nence  (CHRM)  isolated  in  HT  range  in  studied  localities.  a — in

situ, b —  KV, J, MA — in situ, DO, ML, GP — after full tectonic

correction, c — the best fit: KV, J, MA — in situ , DO and ML —

 after 45% untilting, GP — after 65% untilting. Diamond R denotes

the reference field.

Fig.  6.  The  results  of  the  inclination-only  test,  Enkin  (1994)  for

KV, J, MA in situ , DO, ML, GP — after 50% untilting (open sym-

bols) and KV, J, MA in situ, DO and MA — after 45% untilting,

GP  —  after  65%  untilting  (full  symbols).  k — Fisher’s  precision

parameter.

TECTONIC  AND  STRUCTURAL  IMPLICATIONS  OF  PALEOMAGNETIC  AND AMS  STUDY                     143

Fig. 7. Results of the AMS study. Plots presented for each locality

show  mean  direction  of  the  magnetic  lineation  Kmax  (solid

square), mean direction of Kmin (solid circle), magnetic foliation

plane (thin line), direction of tectonic lineation fitting best magnet-

ic  lineation  (cross),  tectonic  foliation  plane  fitting  best  magnetic

foliation  (bold  line).  Appropriate  labels  denoting  the  tectonic  lin-

eations and foliations systems are also included. Abbreviations de-

noting the localities are the same as in Fig. 3.

Table 3: The characteristics of the anisotropy of magnetic suscep-

tibility  together  with  the  corresponding  directions  of  the  tectonic

lineation L and the foliation  planes S after Návesòák (1993).

Locality

Kmax in situ Kmin in situ

P’

L

S

KMSZ

È

257/53

38/29

1.08–1.17

-

S4

KV

354/70

250/7

1.04–1.21

-

-

J

196/46

32/23

1.03–1.10

-

S4

MA

295/9

45/57

1.10–1.28

L3

S4

DSZ

DO

66/24

320/31

1.06 – 1.13

L2

S2

ML

258/22

135/51

1.03 – 1.6

L3

S3

Outside Main Shearing Zones

GP

scattered results

1.03 – 1.10          -

        -

Fig. 8. Plot of the magnetic foliation planes obtained in this study

with the exception of KV together with the corresponding tectonic

foliation planes.

P’ —  anisotropy parameter, for formulas  see text; L — mineral lineation; S —

mineral foliation; KMSZ — Košice-Margecany shearing zone;   DSZ — Dobšiná

shearing zone.

situated within an independent tectonic unit (see chapter Geo-

logical setting and sampling) the magnetic foliation does not

correspond to any tectonic one. The situation in MA suggests,

that magnetic fabric reflects both shearing systems: East-Car-

pathian  through  magnetic  foliation  and  West-Carpathian

through magnetic lineation. In the DSZ zone the situation is

different: in the chlorite schists of DO magnetic foliation cor-

responds with the S2 and the magnetic lineation with the L2 ,

whereas in the phyllites of the ML — with S3 and L3 systems,

respectively. Systems L2, S2 are related to the TGSZ zone,

systems S3, L3 — to the LSSZ zone, both belonging to the

same West-Carpathian system. Figure 8 summarizes the mag-

netic foliation planes (with the exception of the result for KV)

and the tectonic foliation planes. The presented pattern shows

distinct relations between the magnetic foliation in localities

from the KMSZ zone and the tectonic foliation S4 associated

with  this  zone  (East-Carpathian  shearing  system).  Magnetic

foliations in localities from the DSZ zone are close to both tec-

tonic foliations linked with the West-Carpathian shearing sys-

tem proving that the magnetic anisotropy originated due to the

Alpine  deformations.  The  rotations  suggested  by  the  paleo-

magnetic research (see chapter Paleomagnetic results and dis-

cussion) agree with the sense of shearing.

anisotropy parameter remain in a broad range (Table 3). The

directions of the maximum and minimum anisotropy ellipsoid

cluster reasonably well everywhere with the exception of the

GP. The mean directions of Kmax and Kmin axes in situ and

that of tectonic lineations L and foliations S (Návesòák 1993)

corresponding to the magnetic anisotropy directions in respec-

tive localities are summarized in Table 3. Fig. 7 presents mean

directions  of  Kmax  and  Kmin  and  the  magnetic  foliation

planes together with the corresponding tectonic lineations and

foliation planes. In the localities from the KMSZ zone there

are  no  correlations  of  the  magnetic  and  tectonic  lineations,

with the exception of MA where the Kmax direction is close to

the L3. The magnetic foliation (Kmin) corresponds to the tec-

tonic  (mylonitic)  foliation  S4  in  three  localities  from  the

KMSZ zone (C, J, MA) whereas in the KV which is perhaps

144                                                                                         KRUCZYK  et  al.

Conclusions

1 — The NRM of the studied rocks is carried by secondary

magnetic minerals and represents secondary overprinting.

2 — The  presence  of  reversed  polarity  of  CHRM  in  KV

and  J  and  normal  polarity  in  remaining  localities  indicates

that remagnetization was not synchronous.

3 — In the localities situated along the KMSZ zone the re-

magnetization took place after folding, in the localities situat-

ed along the DSZ zone and within the unit — during folding.

4 — All  the  studied  Paleozoic  metamorphic  rocks  of  the

Gemeric Superunit became remagnetized during the Middle

Miocene probably between anomaly 6 (20 Ma) and anomaly

5 (10 Ma).

5 — After the remagnetization episodes the particular tec-

tonic blocks became rotated due to the activity of the shear-

ing systems, blocks lying close to the dextral KMSZ zone ro-

tated  clockwise  (with  the  exception  of  MA  that  was

influenced by both systems), blocks lying close to the sinis-

tral DSZ zone rotated counterclockwise.

6 — The AMS originated due to the activity of the shear-

ing zones, the magnetic fabric agrees with the tectonic fab-

ric: S4 fits the magnetic foliation in the KMSZ localities, S2

and S3 fit the magnetic foliation in the DSZ localities.

Acknowledgments: The work was done in the frame of the

scientific cooperation between the Slovak Academy of Sci-

ences and the Polish Academy of Sciences with support of

the  Institute  of  Geophysics,  Polish  Academy  of  Sciences,

Warsaw,  Project  5/1998  and  the  Slovak  Grant  Agency

VEGA, Project 2/5136/98.

References

Besse J. & Courtillot V. 1991: Revised and Synthetic Apparent Po-

lar Wander Paths of the African, Eurasian, North American and

Indian  Plates,  and  True  Polar  Wander  since  200  Ma.  J.  Geo-

phys. Res. 96, 4029–4050.

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

evolution of the Intra-Carpathian area: A model. Tectonophys-

ics 208, 221–241.

Day R., Fuller M. & Schmidt V.A. 1977: Hysteresis properties of ti-

tanomagnetites:  Grain  size  and  compositional  dependence.

Phys. Earth Planet. Int. 13, 260–267.

Enkin  R.J.  1994:  A  computer  Program  Package  for  Analysis  and

Presentaiton of Paleomagnetic Data. Unpublished.

Enkin R.J. & Watson G.S. 1996: Statistical analysis of palaeomag-

netic inclination data. Geophys. J. Int. 126, 495–504.

Grecula  P.,  Návesòák  D.,  Bartalský  B.,  Gazdaèko  L.,  Németh  Z.,

Ištván J. & Vrbatovic P. 1990: Shear zones and arc structures

of Gemericum, the Western Carpathians.  Miner. Slovaca 22,

97–110.

Grecula P. and co-authors 1995: Contribution of the Slovak working

group to realization of the IGCP Project No 276 "Paleozoic in

the Tethys". Geocomplex, Bratislava, 1–123.

Grecula P. 1997: Deformation Related to the Alpine Transpression

in the Western Carpathians. In: Sinha A. K., Sassi F. P. & Pa-

panikolau D. (Eds.): Geodynamic domains in the Alpine-Hima-

layan Tethys. Oxford & IBM Publ. CO., New Delhi, 339-346.

Hanuš V. & Krs M. 1963: Paleomagnetic Dating of Hydrothermal

Mineralization  on  Example  of  Spišsko-gemerské  Rudohorie

Area—Czechoslovakia.  Rozpravy  Èeskoslov.  Akad.  Vìd,  Ser.

14, Ø.7, 33–88.

Jelínek V. 1977: The statistical theory of measuring anisotropy of

magnetic  susceptibility  and  its  application.  Geofyzika,  Brno,

5–88.

Kirschvink J.L. 1980: The least squares line and plane and the anal-

ysis of paleomagnetic data. Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 62,

699–846.

Lewandowski M., Nowo¿yñski K. & Werner T. 1997: PDA—pack-

age of FORTRAN programs for palaeomagnetic data analysis.

Unpublished.

Márton E. & Márton P. 1996: Large scale rotations in North Hunga-

ry during the Neogene as indicated by paleomagnetic data. In:

Morris A. & Tarling D.H. (Eds.): Paleomagnetism and Tecton-

ics of the Mediterranean Region. Spec. Publ. (Geol. Soc. Lon-

don), 105, 153–173.

Márton E., Vass D. & Túnyi I. 1995: Late Tertiary rotations of  Pelso

Megaunit  and  adjacent  Central  Western  Carpathians.    Kni-

hovnièka ZPN, 16, 97–108 (in Slovak, English abstract).

Merril R.T., Mc Elhinny M.W. & Mc Fadden P.L. 1996: The Mag-

netic  Field  of  the  Earth.  Int.  Geophys.  Ser.  63,  Acad.  Press.,

London, 1–527.

Návesòák D. 1993: Manifestation of shear zons in the north-eastern

part of Gemeric Unit, Western Carpathians. Miner. Slovaca 25,

263–273 (in Slovak, English summary).

Peresson  H.  &  Decker  K.  1996:  From  extension  to  compression:

Late  Miocene  stress  inversion  in  the  Alpine-Carpathian-Pan-

nonian transition area. Mitt. Gesell. Geol.- Bergbaustud. Wien

41, 75–86.

Plašienka D., Grecula P., Putiš M., Kováè M. & Hovorka D. 1997:

Evolution  and  structure  of  the  Western  Carpathians:  an  over-

wiew. In: Grecula P., Hovorka D & Putiš M. (Eds.): Geological

evolution of the Western Carpahtians. Miner. Slovaca—Mono-

graph, 1–24.

Radvanec  M.  1994:  Petrology  of  Gemeric  gneis-amphibolite  com-

plex on the northern margin of the Rudòany Ore Field, Part I.

and II. Miner. Slovaca 26, 223-249.

Radvanec M. 1997: High-pressure metamorphism of Carboniferous

sediments in the Gemericum (in Slovak). Proc. IIth Sem. Czech

Tect. Group, Ostrava, 60-61.

Tarling D.H. & Hrouda F. 1993: The Magnetic Anisotropy of Rocks.

Chapman and Hall, London, 1–217.