MULTISTAGE EVOLUTION OF THE SHEAR ZONE OF THE GIEWONT UNIT (POLAND)                              337

GEOLOGICA CARPATHICA, 54, 5, BRATISLAVA, OCTOBER 2003

337–351

MULTISTAGE EVOLUTION OF THE SHEAR ZONE

AT THE BASE OF THE GIEWONT UNIT, TATRA MOUNTAINS

(POLAND)

EDYTA JUREWICZ

Laboratory of Tectonics and Geological Mapping, Faculty of Geology, Warsaw University, Al. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warsaw,

Poland;  edytaj@geo.uw.edu.pl

(Manuscript received September 27, 2002; accepted in revised form March 11, 2003)

Abstract: The paper presents a mesostructural and petrotectonic analysis of rocks from the contact zone between the

Giewont and Czerwone Wierchy Units (High-Tatric nappes). Rocks occurring in the vicinity of Siad³a Turnia and Turnia

Olejarnia earlier referred to the “brecciated Campilian” (Late Scythian), are in reality mylonites (mainly dolomitic

mylonites), and their unique preservation was possible due to dilatant sites linked with faults developed in the basement

of the thrusting Giewont Unit. The mylonitization process as well as the thrusting of the nappe was not a one-stage, but

a multi-stage re-activated process. Its cyclicity was determined by the build up and drop of pore fluid pressure, leading

to changes of rheological behaviour of the deformation process. Fluids released to the shear zone together with the

brecciated rock formed a suspension with low friction values, which acted as a “water pillow” facilitating the movement

of the nappe mass. Deformation and mylonitization processes, the temperature of which reached 300 °C in some cases,

accompanied further stages of tectonic transport.

Key words: Tatra Mts, shear zone, dolomitic mylonites, fluid pressure, hydraulic fracturing, pressure solution.

Introduction

The Tatra Mountains are composed of a crystalline core, over-

lain by a Mesozoic sedimentary cover and two nappes: High-

Tatric (Tatric Superunit) and Krížna (Fig. 1A). They represent

the eastern prolongation of the Austroalpine tectonic system

into the Central Western Carpathians. In the Tatra Mts, Alpine

thrusting  and  folding  took  place  after  the  Turonian  and  are

linked with the Mediterranean phase (Andrusov 1965). Anal-

ysis of the geometry of the Alpine thrust folding in the Tatra

Mts is difficult to conduct due to the high activity of pressure

solution processes (Bac-Moszaszwili et al. 1981; Jaroszewski

1982), and thus with the lack of sufficient data of slip struc-

tures for statistic analyses. Therefore, earlier reconstructions

of the thrust processes were based on slickensides from crys-

talline rocks of the so-called “Goryczkowa island” (Burchart

1963) and from the granitoid core of the High Tatra Mts (Ju-

rewicz 2000a). Earlier papers were also devoted to tempera-

tures and pressures during the Alpine thrust folding. Accord-

ing  to  Lefeld  (1997),  the  pT  condition  of  thrusting  did  not

exceed 200 °C and 1 kbar at the contact of granitoid core and

sedimentary cover boundary. At this time, the maximal tem-

peratures for the crystalline rocks could reach 300–350 °C ac-

cording to Janák (1994), whereas Putiš (1992) indicated that

they  did  not  exceed  300 °C  at  depths  of  6–8 km.  Investiga-

tions based on liquid+gas fluid inclusions on slickenside sur-

faces in the upper parts of the granitoid core of the High Tatra

Mts indicate pressures of 1.4–1.7 kbar and temperatures not

exceeding ca. 250 °C (Koz³owski & Jurewicz 2001). For the

uppermost  Krížna  Nappe,  Grabowski  et  al.  (1999)  suggest

low temperature values (50–80 °C), which indicate a cold re-

gime of folding.

This paper presents the conditions, under which the thrust

of  Giewont  Unit  on  the  Czerwone  Wierchy  Unit  developed

within the High-Tatric Nappe, on the basis of structures oc-

curring within dolomitic mylonites of the so-called “Myopho-

ria beds” of Late Scythian age in the vicinity of Siad³a Turnia

and Turnia Olejarnia (Figs. 1B, 2A,B).

Geological setting of the so-called

“brecciated Campilian”

The investigation area is located on the western slopes of

the Giewont Mt, dropping towards the Ma³a £¹ka Valley (Fig.

2A).  The  thrust  contact  of  dolomitic-marly  breccia,  consid-

ered by Kotañski (1956, 1959a) to be of Late Scythian age, re-

ferred  to  the  “Myophoria  beds”  (Myophoria  costata  Zenk)

and  included  in  the  Giewont  Unit,  with  the  Urgonian  lime-

stones of the Czerwone Wierchy Unit (Organy subunit — op.

cit.) can be observed in several couloirs in the vicinity of Tur-

nia Olejarnia and Siad³a Turnia. In the upper part of the sec-

tion the breccias are overlain by black shales interbedded with

black  bituminous  limestones  and  yellow-weathering  dolo-

mites. Platy dolomites considered by Kotañski (1959a) as the

so-called “supra-Myophoria beds” occur above. Older mem-

bers  of  the  Giewont  Unit  can  be  observed  under  the  Upper

Scythian breccias to the southeast of Siad³a Turnia (vicinity of

Kondratowa Pass). These include Upper Scythian cellular do-

lomites, Lower Scythian sandstones and crystalline rocks of

the “Goryczkowa island”. Deposits overlying these dolomites

represent  the  Anisian  and  begin  with  a  regional-scale  basal

conglomerate (cliff breccia), comprising poorly rounded peb-

bles  of  yellow-weathering  dolomites  and  grey-green  shales.

338                                                                                               JUREWICZ

Interbedded  complexes  of  blue-black  limestones  and  yellow

dolomites,  with  total  thicknesses  of  70  to  160  m  represent

younger  Anisian  members  (Kotañski  1956,  1959a).  The  up-

permost,  up  to  200-m  thick,  part  of  the  sequence  comprises

carbonates  of  Doggerian,  Malmian  and  Neocomian  age  and

Albian marls. The total thickness of beds in the Giewont Unit

reaches ca. 500 m and is smaller than in other structural ele-

ments of the High-Tatric Unit.

The Giewont Unit probably represents the remains of an ini-

tially larger structure (Bac-Moszaszwili et al. 1984), with beds

displaying steep northern dips (Fig. 1C). After reversal to po-

sitions prior to the young Tertiary uplift of the Tatra Mts (Ju-

rewicz  2000b),  they  most  commonly  attain  150/45N  (Fig.

1D), thus pointing to a more north-western direction of tecton-

ic transport in relation to the northern directions in other units

of the High-Tatric Nappe (Bac-Moszaszwili et al. 1984; Ju-

rewicz 2000b).

This paper will focus on the so-called “brecciated Campil-

ian”, representing the Late Scythian, in the vicinity of Siad³a

Turnia  (Fig.  2B,C)  and  Turnia  Olejarnia.  When  describing

similar breccias from other sections in the Giewont Unit, Ko-

tañski (1956, 1959a) noted that they comprise poorly rounded,

dark grey, yellow-weathering dolomite fragments. The bind-

ing material is composed of numerous very fine dolomite frag-

ments, in some cases with visible lamination. The breccias are

of marine origin and were developed as intraformational brec-

cias  during  intense  storms  when  the  wave  base  reached  the

seabed. They are cut by epigenetic calcite veins and contain

ferruginous mineralization (pyrite, limonite). It is worth not-

ing  that  besides  sedimentary  breccias,  tectonic  breccias  also

occur: the rock is tectonically fractured and the fractures are

filled  with  calcite.  There  is  a  lack  of  transport  between  the

fragments. In relation to their structure, these kinds of breccias

represent “crackle breccia” (Kotañski 1954).

According to Jaroszewski (1982), the contact of the Krížna

Nappe with the High-Tatric Unit, which is generally the con-

tact of Middle Triassic dolomites thrust on the Malmian-Neo-

comian or Urgonian limestones, is a macrostylolite developed

in the course of pressure solution. In other places, the dolo-

mites of the Krížna Nappe penetrating by means of pressure

solution mechanism into the High-Tatric limestones bear trac-

es  of  deformation  in  the  course  of  cataclastic  flow.  The  de-

scribed below contact of the Upper Scythian dolomites of the

Giewont Unit with the Urgonian limestones of the the Czer-

wone Wierchy Unit is an example (Jaroszewski 1982).

Paulo (1997) suggested that the pyritic facies of the ferrugi-

nous Upper Scythian deposits in the High-Tatric and Krížna

Nappes represent pre-salinary sediments. Brownish and black

limonites with clusterous or clotty-colomorphic texture were

described in them. X-ray diffraction analyses (Paulo 1997) in-

dicate the presence of goethite, hydrogoethite and lepidocro-

site. Zawidzka (1967), characterizing the Late Scythian of the

Krížna series from a nearby site located in the western part of

the Ma³a £¹ka Valley (Sywarowa Pass), noted the presence of

crystalline sulphur, forming 1-cm in diameter concentrations,

developed  in  the  course  of  sulphate  reduction  (anhydrite  or

gypsum) by organic matter.

Plašienka  &  Soták  (1996)  described  carbonate  tectonic

breccias  from  the  Central  Western  Carpathians  formed

through fracturing and crushing with a dominant role of perco-

lating solutions under intricate fluid regimes by multiple pres-

sure solution, chemical alternations, leaching, weathering with

concentration of Fe-hydroxides and karstification; these rocks

in German terminology are referred to as Rauhwacke or Zel-

lendolomite.  According  to  Plašienka  &  Soták  (1996),  Rau-

hwacke typically comprise carbonates (dolomites, rarer lime-

stones) and accompanying sulphate (gypsum and anhydrite),

in some cases also salt. The radically different mechanical be-

haviour  of  these  rocks  causes  that  dolomites  undergo  brittle

disintegration,  as  well  as  sulphate  ductile  flow,  starting  al-

ready at temperatures of 100 °C (Schmid 1982). Transforma-

tion of gypsum into anhydrite and the reverse process induce

stress responsible for brecciation of the carbonate rocks. The

developed intraformational breccias are referred to as dilation

breccias. According to Plašienka & Soták (1996), such brec-

cias  occur  in  many  units  of  the  Western  Carpathians  in  red

shales  of  Permian-Scythian  and  Norian  (Keuper)  age.  From

the area of the Northern Calcareous Alps, Spötl & Hasenhüttl

(1998) describe evaporate rocks from a tectonic mélange (Ha-

selgebirge),  the  distribution  of  which  is  restricted  largely  to

the  topmost  thrust  unit  (Juvavicum).  According  to  Warren

(1999), “... in older studies, the Rauhwacke itself was consid-

ered to have facilitated décollement during Alpine tectonics,

but now it is known that the evaporite-lubricated protoliths of

the Rauhwacke acted as detachment horizons during thrusting

and folding”.

The rocks described below, the unique character of which is

a result of tectonic processes, are a source of information on

processes linked with the Alpine nappe thrusts. The described

sites from the vicinity of Siad³a Turnia and Turnia Olejarnia

are not exceptional in the Tatra region, where the “Myophoria

beds” act as a “lubricant” for the thrust plane; on the contrary,

according to Kotañski (1959b) this is a regional phenomenon

and the “Myophoria beds” commonly occur in the lowermost

part of the thrust of the upper limb of the Czerwone Wierchy

fold.  When  describing  the  contact  of  the  High-Tatric  flake

with  the  Krížna  Nappe,  Zawidzka  (1967)  also  characterized

the Upper Scythian breccias of the Krížna Nappe as strongly

tectonically deformed with a texture resembling that of augen-

gneisses.

Meso- and microstructural characteristics

of the shear zone

The  tectonic  contact  between  the  Giewont  and  Czerwone

Wierchy Units in the vicinity of Siad³a Turnia and Turnia Ole-

jarnia is an uneven, several tens of centimetres to 2–3 m thick

zone with textures parallel to its local orientation, numerous

slip,  mineralization  and  recrystallization  planes.  The  contact

of both units is not a plane and is not clearly delimited from

the surrounding rocks; its morphology is rather complex, and

it is further deformed by small faults. The zone lacks slicken-

sides that would enable geometric analysis of the thrust and

tectonic transport directions.

Rocks occurring at the base of the Giewont Unit are vari-

ously tectonically deformed. Typically, they are strongly fold-

ed, and the folds have features of disharmonic folds developed

in  ductile  deformation  conditions  (Figs.  2C,  3A,B).  In  most

cases the rocks are mylonites — where the mylonites are de-

MULTISTAGE EVOLUTION OF THE SHEAR ZONE OF THE GIEWONT UNIT (POLAND)                              339

Fig. 1. A — Study area in relation to the main geological tectonic structures of the Tatra Mts (after Bac-Moszaszwili et al. 1979). B —

Schematic  geological  cross-section  through  the  Giewont  Unit  (after  Bac-Moszaszwili  et  al.  1979).  C, D  —  attitude  of  bedding  in  the

Giewont Unit (after SteroNet software; pole to planes): C — present day position, D — after vertical rotation (40° southwards around the

90/0 axis) to the pre-Late Tertiary position.

340                                                                                               JUREWICZ

Fig. 2. A — View of the SW slope of Giewont Mt. Photograph and its geological interpretation after G¹sienica-Szostak (1973). B — tectonic

contact of the Giewont and Czerwone Wierchy Units in the vicinity of Siad³a Turnia. C — fold deformation at the base of Giewont Unit in

the vicinity of Siad³a Turnia (scale — 10 groszy coin).

fined  as  foliated  and  lineated  rocks  showing  evidence  for

strong and ductile deformation and are understood as a strictly

structural term referring only to the fabric of the rock (White

et al. 1980; Passchier & Trouw 1998). Locally, that is in the

vicinity of Turnia Olejarnia (Figs. 3E, 5D), although macro-

scopically the rock resembles strongly folded schists, the de-

gree of mylonitization is high enough to observe the preva-

lence of the matrix in relation to the porphyroclasts; when the

matrix exceeds 90 % of the rock (Sibson 1977) and the grain

size of the recrystallized matrix is typically smaller than 10–

20 

µ

m (Hippert & Hong 1998), they can be referred to as ul-

tramylonites.

Despite  the  different  degree  of  tectonic  deformation

(Figs. 4,  4D–H,  5),  the  structural  features  of  the  described

rocks allow to distinguish them as mylonites; in most cases

they are represented by dolomitic mylonites. They comprise

clasts of dolomite (black, red and grey-yellow) of various siz-

es, shapes and degree of rounding (Figs. 3A–D, 4). The brec-

cias bear traces of various stages of textural transformation,

linked with tectonic processes in the thrust zone. Most clasts

MULTISTAGE EVOLUTION OF THE SHEAR ZONE OF THE GIEWONT UNIT (POLAND)                              341

Fig. 3. Different degrees of deformation in dolomitic rocks from the shear zone near Siad³a Turnia (A–C) and Turnia Olejarnia (D, E); polished

surfaces. A, B — microfolds in foliated mylonite and dolomite veins parallel to foliation; C — strongly folded mylonite with well-developed fo-

liation and single rounded porphyroclasts; D — microfolds within ultramylonite; E — ultramylonite with numerous extensional fracturing (do-

lomite veins; axial part of wider veins is filled with calcite). This is evidence that the dolomite mineralization is earlier than the calcite one.

dv — dolomite vein, cv — calcite vein, bp — boudinaged porphyroclast, rp — rotated porphyroclast; mantled porphyroclast:  

θ−

type object,

Φ−

type object, co — complex object; dashed line — contour of microfolds.

342                                                                                               JUREWICZ

do not exceed 2–3 cm in diameter; they are typically elongat-

ed  and  stretched,  with  the  longer  axis  parallel  to  the  local

elongation  of  structures.  Lamination  is  in  some  cases  quite

distinct in the clasts, which to a certain degree is an inherit-

ance of sedimentary structures, but also of dynamic recrystal-

lization (Figs. 4E, 5G). The elongation degree, resulting from

simple shear extension taking place within the thrust zone, is

sometimes so large that the structure resembles that described

by Davis & Reynolds (1996) as stretched-pebble conglomer-

ate. The elongated clasts are frequently boudinaged or form

augen-structures in a finer-grained, foliated matrix (Fig. 3B–

D). Dolomite porphyroclasts are commonly flanked by fine-

grained dolomite aggregates forming mantled porphyroclasts

(

Φ

-type  objects,  Figs. 3B,D,  4D–F,  5D,  terminology  after

Passchier  &  Trouw  1998).  In  the  Turnia  Olejarnia  region,

flanking  aggregates  around  dolomite  porphyroclasts  consist

of SiO

2

 minerals, deforming into wings and forming 

δ

-type

objects (Fig. 5D). In many cases round-shaped porphyroclasts

bearing  features  pointing  to  rotation,  and  forming  complex

objects (Fig. 3B,C), can be observed macroscopically.

The mylonite matrix is composed of grain fragments with a

wide range of grain size, in which the smallest ones have di-

ameters of several to several tens of microns. The flat-parallel

textural  arrangement  can  be  observed  in  the  matrix  (Fig.

4E,F). Spaces between the laminae are typically filled by sev-

eral millimetre thick veins of dolomite (Figs. 3A–D, 5F). The

mylonitized rocks also bear signs of later strong tectonic de-

formation. Folds resembling disharmonic folds developed in

flow conditions (Figs. 2C, 3A–D) can be observed. The folds

are typically of small sizes, and their amplitudes generally do

not exceed 10 cm. The flow shows a local arrangement result-

ing from the geometry of the contact with the underlying Cze-

rwone Wierchy Unit. In direct vicinity of the thrust surface

the small folds are isoclinal. In some cases folds with ampli-

tudes up to several tens of centimetres can be observed. The

folding is not only distinguishable in the field but also in mi-

croscopic scale, and includes both elongated clasts and folia-

tion in mylonites, as well as veins of dolomite within the lam-

inae (Fig. 4G).

Later  deformation  of  the  mylonitized  rocks  includes  not

only folding but also extensional fractures filled with coarse-

crystalline dolomite, rarer with calcite. Such mineralization in

some cases uses the S-C fabric (Fig. 5E) and in others — frac-

tures developed in course of hydraulic fracturing (Fig. 3E).

Although the described rocks commonly contain structures,

which can be used to determine the sense of shear (e.g. Figs.

3B, 4D), these are insufficient for interpretations. Their occur-

rence only proves the multistage character of the movement

and the ductile type of deformation responsible for their cre-

ation. Similarly, due to the non-planar character of the thrust

surface  linked  with  the  presence  of  faults  in  its  lowermost

part, common participation of pressure solution processes and

most probably its secondary folding deforming the geometry

of the thrust zone, the orientation of the directional textures

and structures is local in character, has a large variability and

thus cannot be used in reconstructions of the tectonic trans-

port  direction.  Analyses  of  stress  fields  responsible  for  the

nappe thrusts and of directions of tectonic transport were car-

ried out on the basis of tectonic striae orientations on the sur-

faces of Alpine-age slickensides in the granitoid core of the

Tatra Mts (Jurewicz 2000a).

At this stage of investigations it is difficult to give a definite

statement whether the rocks occurring at the tectonic contact

— mylonites or ultramylonites — initially represented sedi-

mentary  breccia  (such  as  those  commonly  occurring  in  the

Upper Scythian) or their present character is a result of tecton-

ic processes. Although the degree of structural transformation

is very high, it can be presumed that it was the sedimentary

breccias that were the weakest lithological member, thus be-

ing most the susceptible to deformation. The latter feature was

favoured by the presence of fractures and pores, which could

develop  both  during  the  dolomitization  process,  as  well  as

during  the  formation  of  sedimentary  breccia.  If  the  original

chemical composition and rheological properties of the rock,

which acted as a lubricant during the thrusting of the particu-

lar tectonic units, were known, the physical-chemical proper-

ties during deformation could be recognized more precisely.

Unfortunately, the large participation of pressure solution pro-

cesses caused the deterioration of such unstable minerals as

halite or gypsum, the mechanical conditions of which could

significantly influence the thrusting process. Water from frac-

tures and pores, as well as that released, for example, during

dehydration  of  gypsum,  could  influence  the  stress  values.

Knowledge of the initial lithology would also help in deter-

mining the chemistry of the fluids and evaluation of their in-

fluence  on  the  course  and  magnitude  of  solution  processes.

For instance, in the vicinity of the Glarus thrust in the Alps of

eastern Switzerland, a 36% volume decrease of flysch sand-

stones was noted in the process of Helvetic nappes formation

(Ring  et  al.  2001),  where  the  open-system  behaviour  was

probably driven by dissolution and bulk removal of the more

soluble components of the rock due to flow of a solvent fluid

phase on a regional scale.

The character of the clast deformation (elongated and fold-

ed — Fig. 3B,C), lamination of fine material and its folding

(Fig. 3A–D), and the means of recrystallization (dynamically

recrystallized grains — Fig. 5G) point to ductile rheological

behaviour.  Lamination  in  the  fragmented  material  may  be

linked with the fact that the freely soluble components (calci-

um  carbonate,  gypsum  and  halite)  were  removed,  leaving

Fig. 4. Different degree of brecciation and mylonitization of rocks

from  the  shear  zone  in  thin  sections;  non-polarized  light.  A,  B  —

brittle  fracturing  in  brecciated  dolomites,  sharp-edged  grains  dis-

placed by microfaults; spaces between clasts filled with crystals of

dolomite; C — “vein” of mylonite within tectonic breccia, in which

matrix is composed of dynamically deformed quartz; D — crystal-

plastic  deformation  with  stylolites  parallel  to  foliation  in  my-

lonitized  dolomites  (upper  part)  and  bedding  parallel  stylolites  in

the dolomite clast (on the right); mantled porphyroclast with wings

of crystalline dolomite (in centre); E, F — well developed stretch-

ing lineation, with different degree of grain size reduction, stylolites

parallel to foliation (both) and within clasts (centre of F); upper part

of F — elongated and boudinaged clast; centre of F — mantled por-

phyroclast  with  wings  of  crystalline  dolomite;  G —  microfolds  of

mylonitic  textures;  H  —  well  developed  stylolites  occurring  sub-

parallel to foliation.

▲

MULTISTAGE EVOLUTION OF THE SHEAR ZONE OF THE GIEWONT UNIT (POLAND)                              343

344                                                                                               JUREWICZ

MULTISTAGE EVOLUTION OF THE SHEAR ZONE OF THE GIEWONT UNIT (POLAND)                              345

fragments of dolomites as the residuum. Rounded porphyro-

clasts  bear  traces  of  selective  pressure  solution  (Figs. 4D,F,

5C) in domains where the stress was relatively high (Knipe

1989). Overgrowth of silicate, dolomite and calcite grains in

strain shadows can be observed in the case of dolomite por-

phyroclasts (Figs. 3A–C, 4D–E, 5C–D).

The  next  evidence  of  pressure  solution  is  the  presence  of

stylolites on the dolomite clast margins (Fig. 4D,F), between

laminae in the mylonites (Figs. 4E,F, 5G), as well as cutting

carbonate veins and crystals (Figs. 4H, 5B). Furthermore, pro-

cesses of intracrystalline deformation (Fig. 5A,B), grain size

reduction  and  preferred  grain  shape  orientation  (Fig. 5E,F)

take place (cf. De Roo & Weber 1992).

Petrology and mineralogy

Analysis of thin sections in polarized light and microprobe

determined the mineral content of the investigated rocks (both

porphyroclasts and matrix), mineral veins, relations between

dolomite and calcite, as well as the means of recrystallization

of material during deformation. The petrological characteris-

tics were based on the analysis of 24 thin sections from sam-

ples collected from beneath Siad³a Turnia and Turnia Olejar-

nia. Cathodoluminescence analyses were also conducted. The

investigated  rocks,  however,  although  containing  numerous

carbonate veins with large euhedral crystals, are hardly lumi-

nescent at all. This indicates the lack of distinct zones of crys-

tal growth, which may be linked with the very fast growth of

crystals  at  a  relatively  stable  solution  composition,  or  with

their later homogenization. The latter possibility — due to the

multistage development of mylonites — seems to be highly

probable.

Microscopic  investigations  (Fig.  6)  were  carried  out  on

three  thin  sections  from  Siad³a  Turnia  from  samples  lying

within  1 m  from  the  contact  with  the  Urgonian  limestones

(Kotañski  1956)  of  the  Czerwone  Wierchy  Unit,  and  on  a

sample taken from the direct vicinity of the thrust surface in

region of Turnia Olejarnia. The earlier optical identifications

of the minerals were confirmed by investigations in SEM con-

nected to EDS detector. Microprobe images allowed recogni-

tion of the relations between the matrix components and dis-

Fig. 5. Thin sections in crossed polarizers. A, B — dolomite crystals

with well developed twins and their deformation (irregular shape of

twin  boundaries);  C  —  mantled  porphyroclast  of  dolomite  (

Φ

-type

object with tails of recrystallized dolomite);  D — rotated porphyro-

clast of dolomite with tails of silica (

δ

-type object) in ultramylonites

from Turnia Olejarnia; E — fragment of S-C structures in ultramylo-

nites  from  Turnia  Olejarnia;  quartz  in  matrix  is  dynamically  de-

formed; extensional fractures filled with dolomite crystals; F — thin

dolomite vein parallel to foliation within fine-grained dolomite mylo-

nites — fragment of microfold; G — in central part — dolomite por-

phyroclast fragment with traces of mimetic recrystallization, parallel

to  primary  lamination,  in  lower  part  porphyroclast  with  fractures,

along  which  recrystallization  took  place;  bedding-parallel  stylolite

also  visible;  black  veins-mylonitized  matrix  with  Fe-hydroxides;

H — black veins-mylonitized matrix with Fe-hydroxides (as in G).

tinguishing calcite and dolomite. Several chemical analyses of

the  composition  of  feldspars,  of  which  most  are  potassium

feldspars, were also carried out.

Because the presence of sulphur was observed in the inves-

tigated  rocks  (Zawidzka  1967),  which,  according  to  Paulo

(1997)  can  be  considered  pre-salinary,  investigations  in  mi-

croimages were focused on the presence of minerals typical

for evaporatic rocks (gypsum, halite). The negative result is

not, however, an evidence of their initial absence in the sedi-

ment, as pressure solution processes could lead to their com-

plete removal.

The bulk of the investigated rocks are porphyroclasts of do-

lomites (up to several centimetres in diameter) and matrix —

also mainly dolomitic — filling the space between the frag-

ments.  The  dolomite  porphyroclasts  are  typically  strongly

fractured,  and  recrystallization  can  be  observed  along  these

fractures, which were not filled by later mineralization. The

dolomite crystals are elongated and distributed semi-perpen-

dicular to the fractures, which were migration paths for fluids

favouring recrystallization in the direct vicinity of fractures.

Similar  recrystallization  took  place  along  sedimentary  lami-

nae, which could also become paths for fluid migration and

cause the mimetic growth of dolomite crystals in the direction

of foliation (Fig. 5G). The matrix filling spaces between the

porphyroclasts,  besides  dolomites,  the  finest  fragments  of

which are below 10 

µ

m, includes:

a) aggregates of euhedral dolomite grains with sizes of sev-

eral tens of 

µ

m (Figs. 6B, 7A) and easily visible twinnings

(Fig. 5A); in some cases rombohedrons are rimmed with cal-

cite, which may be an artefact of pressure solution;

b) subhedral crystals of calcite with sizes typically exceed-

ing  100 

µ

m,  in  some  cases  overgrowing  euhedral  dolomite

(Fig. 6B);

c) crystals of K-feldspars, up to several tens of 

µ

m in diam-

eter,  in  some  cases  with  inclusions  of  romboedric  dolomite

(Fig. 6A,E) or anhedral quartz crystals (Fig. 6F);

d) sporadic euhedral crystals of plagioclase not exceeding

2–3 

µ

m;

e) anhedral  quartz  crystals  (occurring  in  aggregates),  with

sizes from several to several tens of 

µ

m, and hypereuhedral

quartz crystals within a feldspar-silicate layers mass (Fig. 6D–

F); some crystals reveal undulose extinction indicating crys-

talplastic deformation;

f) microcrystalline concentrations of SiO

2

 filling spaces be-

tween the quartz grains (Fig. 5E) and forming tails in 

δ

-type

objects (Fig. 5D);

g) aggregates  of  feldspar-silicate  layers  comprising  grains

up to several 

µ

m in diameter (Fig. 6);

h) euhedral pyrite and iron oxides crystals up to several tens

of 

µ

m (Fig. 6F);

i) single sheets of chlorites not exceeding 10 

µ

m (Fig. 6C);

j) titanium oxides (<10 

µ

m);

k) single euhedral apatite crystals (<10 

µ

m).

The matrix is characterized by flat-parallel textures, devel-

oped  in  the  course  of  cataclastic  deformation,  and  resulting

from:

a) distribution of flattened mineral grains (mechanical rota-

tion), as well as their later flattening and elongation;

▲

346                                                                                               JUREWICZ

b) preferential grain growth of some crystals, for example,

along foliation surfaces;

c) dynamic recrystallization linked with simple shear dur-

ing thrust napping;

d) stress-induced  solution  transfer  —  preferential  dissolu-

tion of poorly rounded clasts. In effect, stylolites are formed

on the margins of clasts, along relict bedding within the clasts

and parallel to foliation in mylonites (Fig. 5D,E,F,H).

Additionally, the rock also contains numerous veins of do-

lomites parallel to foliation, along small folds. The means of

filling  the  space  between  laminae  by  large  hypautomorhic

crystals is evidence of growth in extensional conditions and a

Fig. 6. BSE images. Kfs — potassium feldspar, Qtz — quartz, Dol — dolomite, Cal — calcite, Py — pyrite, Chl — chlorite, fs+cm — feld-

spar and clay minerals.

MULTISTAGE EVOLUTION OF THE SHEAR ZONE OF THE GIEWONT UNIT (POLAND)                              347

envelope (Hancock 1985). Thus a process leading to the de-

velopment of a fault, which takes place due to hydraulic frac-

turing is responsible for the formation of tectonic breccia (De

Roo & Weber 1992). It is accompanied by the release of flu-

ids from the pores, thus the rock mass filling the space be-

tween the fault walls is a multiphase mixture (Treagus & Tre-

agus  2002).  It  can  be  assumed  that  hydraulic  fracturing

spreads out gradually into the fault walls leading to their brec-

ciation.

Stage C

The  displacement  accompanying  brecciation  causes  stress

release  and  the  pore  system  within  the  shear  zone  becomes

open. In this stage the thrust zone is a flow path for fluids. The

direction of fluid flow through a brecciated rock mass is gov-

erned by the maximum hydraulic gradient (Sibson 1996). The

shear zone was a transport passageway for the rock fragments

and matrix as well as for fluids (Branquet et al. 1999). In the

thrust  zone  mechanical  crushing  and  gradual  mylonitization

take place during tectonic transport. The relatively larger con-

tent of dolomite in relation to calcite within the matrix and the

porphyroclasts may be a result of the fact that dolomite is less

susceptible  to  dissolution  (Kennedy  &  Logan  1997).  Strain

within  the  shear  zone  involves  stretching  lineations,  lattice

preferred  orientation  of  grains  and  foliation  of  the  matrix

(Fig. 7C;  cf. Figs. 4E,F,G,  5D).  According  to  Mandal  et  al.

(2001) the flattening of structures may also be a result of the

increasing viscosity contrast between the shear zone and the

wall rocks.

These processes lead to pressure solution, dynamic recrys-

tallization and grain-size reduction. According to Etheridge &

Wilkie (1979) grain-size reduction is expected to progress un-

til recrystallized grains become stable at a size that is in equi-

librium with the flow stress.

Further processes of tectonic displacement along the shear

zone are easier because of the presence in the nappe foot flu-

idized rocks of a tectonic lubricant with low viscosity, which

is  a  suspension  comprising  salt  solutions,  dissolved  gases,

rock fragments and matrix. Wohletz & Sheridan (1979) de-

fined fluidization as a process in which “the frictional force

between the fluid and the particles counterbalances the weight

of the particles and the whole mass behaves as a fluid”. Gases

can be released from the solution as a result of a temporary

drop  of  pressure  or  build  up  of  temperature.  According  to

McCallum (1985), gas streaming is considered to be an ad-

vanced  stage  of  fluidization.  Movements  of  fluid  and  gases

displaced on the tectonic surface along a hydraulic gradient

(Sibson 1996) favour the tectonic transport of clasts. During

tectonic transport friction drops (the angle of internal friction

decreases to values close to zero). The composite failure enve-

lope on the Coulomb-Mohr diagram is flat and the Mohr cir-

cle attains contact with the composite failure envelope even at

low absolute values of 

σ

1

 (Fig. 8C). Tectonic transport could

take  place  at  even  inconsiderable  differential  stress  values

(

σ

1

–

σ

3

), irrespective of the high or low value of 

σ

1

. This phe-

nomenon is similar to the one taking place at the foot of an ad-

vancing glacier — a water film in the foot of the glacier al-

lows  horizontal  transport  for  long  distances  (Piotrowski  &

relatively small degree of later deformation (Fig. 5F), which

only  locally  lead  to  grain  boundary  migration  and  twinning

deformation  (Fig. 5A,B).  Besides  veins  of  crystalline  dolo-

mite,  veins  of  calcite  with  large  interlobate  crystals,  uncon-

formably cutting the fold structures, are also present. The cal-

cite  crystals  are  commonly  twinned,  often  with  traces  of

deformation. In some cases the twins attain serrated bound-

aries due to grain boundary migration.

The described rocks, although spatially not forming regular

zones with a composition typical for mylonites, can be gener-

ally classified as such, both according to microtectonic defini-

tions  (e.g.  Passchier  &  Trouw  1998),  the  main  criterion  of

which is the degree and character of deformation, and accord-

ing to petrographic definitions requiring not only the defor-

mation, but also the dynamic recrystallization of grains, or the

presence of neomorphic crystals (Yardley 1991; Lin 2001), to

which in this case feldspars, recrystallized dolomite, layer sili-

cates, quartz and other minerals of the silicate group can be in-

cluded.

Stages of thrust-napping and microstructure

evolution within the shear zone

at the base of the Giewont Unit

Stage A

The stress values increase in conditions of horizontal com-

pression preceding nappe development of the Tatra Mts (e.g.

Andrusov 1965; Kotañski 1961; Plašienka 1991), and thus the

thrust of the Giewont Unit on the Czerwone Wierchy Unit. In

the first stage (Fig. 7A) horizontal compression causes the for-

mation of a symmetrical fold. Ductile deformation relaxes the

stress.

Stage B

Further  compression  induces  the  development  of  simple

shear. The fold becomes more asymmetrical, for example, due

to summing up of the intrastratal slip. When beds become too

steep in relation to the directions of tectonic transport to allow

stress release through intrastratal slip, the fault plane can be

formed by breaking the cohesion of the rocks (Fig. 7B). Ac-

cording to the model of Mitra (2002), forelimb shear thrusts

form, due to rotation and layer-parallel extension of the steep

forelimbs of folds, in the late stages of folding.

At the same time, with the increase of stress values, the pore

fluid pressure builds up as well. In a fluid-saturated rock mass

the build up of fluid pressure (P

f

) causes the reduction of all

normal stresses (

σ

n

) to give effective stresses (Fig. 8B), where

σ

ef

 =

 σ

n

 – P

f

 (Hubber & Rubey 1959; Sibson 1996).

In  a  deformed  rock  mass  the  presence  of  pores  may  be

linked with the leaching of freely soluble components, such as

gypsum (thus the term “cellular dolomites” — e.g. Kasiñski

1981;  Passendorfer  1983)  and  with  the  breccia  character  of

the deposits (Kotañski 1954). Fluids infilling the pores are of

a meteoric type or originate from processes such as the dehy-

dratation  of  gypsum.  Assuming  that  differential  stress  is

small, the Mohr circle passes to the left, to the tensile failure

348                                                                                               JUREWICZ

Kraus  1997).  In  the  case  of  nappes,  although  the  factor  re-

sponsible for transport is different than in the case of glaciers,

the mechanism favouring tectonic transport is similar; instead

of a water pillow (cf. Plašienka & Soták 1996) there is a sus-

pension composed of fluids, rock fragments and matrix. Small

values of differential stress necessary for displacement may be

responsible  for  the  non  straight-line  character  of  the  nappe

tectonic  movement,  which  is  reflected  in  the  oblique  direc-

tions of tectonic transport of the Giewont Unit (from the SSE

— Fig. 1D) in relation to the Czerwone Wierchy Unit (from

the SSW — see Bac-Moszaszwili et al. 1984).

At the end of this stage pressure solution processes induce

the formation of stylolites, which develop parallel to bedding

within the clasts (Fig. 5G), at clast boundaries (Fig. 5D,F) and

along  textural  surfaces  (Fig. 5E,F).  Stylolites  in  clasts  may

partially be a result of diagenesis (Smith 2000); they, howev-

er, generally originate during the tectonic stage (Newman &

Mitra 1994).

Stage D

A re-increase of 

σ

1

 takes place at a simultaneous drop of 

σ

3

(Fig. 7D), caused among others by the migration and disap-

pearance  of  fluids,  and  the  anastomosing  character  of  the

shear zone that consisted of compressional and dilational do-

mains, for the presence of which were probably responsible

faults developed in the foot of the thrust nappe (see: De Roo

& Weber 1992). In effect, extension leading to the opening of

space between laminae and formation of mineral veins is de-

veloped in the shear stress field (Figs. 3, 5F). The veins are

filled  with  freely  overgrowing  dolomite  crystals  (calcite  is

usually  subsequent  and  oblique  in  relation  to  earlier  struc-

tures), which do not show traces of growth simultaneous with

folding, as is the case, with for example turbiditic sandstone

shale  sequences  from  Australia,  from  where  Jessell  et  al.

(1993) described bedding-parallel laminated veins. A similar

case  is  described  by  Kennedy  &  Logan  (1997),  who  noted

bedding-parallel calcite veins from mylonites of the McCon-

nell  thrust  (Alberta),  which  are  relatively  undeformed.  The

process takes place during pure tectonic activity, in which the

shear zone is gradually cemented and immobilized, thus caus-

ing the termination of the nappe movement. This leads to the

closure  of  pores  (although  the  rock  reveals  lower  porosity

than  during  the  phase  preceding  deformation),  and  with  the

build up of stress — to the re-increase of fluid pressure.

Stage E

Temporary release caused by the formation of dislocations

in the basement, removal of fluids and mineralization leads to

the lithification of the deformation zone and its immobiliza-

tion. At the beginning, deformation appearing during further

stress build up is ductile in character. Meso- and micro folds

develop (Figs. 3B–D, 4G). In consequence, pore fluid pres-

sure builds up thus the deformation process becomes brittle.

In  the  following  stage  the  drop  of  stresses  takes  place,  the

Mohr circle is closer to the composite failure envelope and the

rock cohesion is ruptured by brittle failure (Fig. 7E). Destruc-

tion due to hydraulic fracturing occurs both in the more po-

rous rocks surrounding the mylonitic zone as well as in the

mylonites themselves (Figs. 3E, 5E). Thus new parts of the

rock adjacent to the fault walls undergo brecciation, and in a

further stage — mylonitization. The process, along with pres-

sure solution, which in the rock mass at the grain scale in the

gauge is much faster than the pressure solution, for example,

along stylolites and associated precipitation in veins (Renard

et al. 2000), is responsible for considerable mass loss from the

direct vicinity of the thrust. The large role of mass loss was al-

ready noticed by Vernon (1998), Ring et al. (2001) and other

authors. In the case of the Tatra nappes the selective mass loss

may be responsible for their geometric divergence from clas-

sic duplexes (Boyer & Elliot 1982).

Stage F

The newly developed shear zone becomes the migration path

for fluids moving along the hydraulic gradient. In general, this

stage is characterized by similar conditions to stage C (see Figs.

7C and 7F), that is fluids causing friction drop are released into

the  thrust  zone,  and  nappe  transport  takes  place  even  at  low

stress values. Extensional stresses, which are responsible for the

formation of elongation structures, develop in a plane parallel

to the thrust plane. Pressure solution processes, dynamic recrys-

tallization and grain-size reduction take place. Mylonitization

becomes more advanced and locally leads to the formation of

ultramylonites. Temporal stress decrease may cause immobili-

zation of the nappe movement and return to the previous stage

(Fig. 7E), thus another cycle will begin.

Field and microscopic observations indicate that the co-oc-

currence of brittle and ductile deformation is a consequence of

repeatable brittle and ductile conditions as a result of build up

and drop of pore fluid pressure. Teixell et al. (2000) describe

the role of the change of fluid pressure in the Larra Thrust,

taking  place  within  competent  limestones  in  the  Pyrenees.

The large role of high fluid pressure and resulting hydraulic

fracturing and large-scale pressure solution at the base of the

Krížna Nappe in the Tatra Mts (Œwierkule Range and Sto³y

Hill)  was  already  stressed  by  Jaroszewski  (1982).  He  pro-

posed  to  determine  all  such  phenomena  as  “hydrotectonic”

(cf. Kopf 1982). Branquet et al. (1994), based on investiga-

tions  of  fluidized  hydrothermal  breccia  in  the  Colombian

Eastern Cordillera, state that brecciation during thrusting can

be regarded as a multistage process. The combination of fluid-

ization and hydraulic fracturing suggests that the pulses may

be related to successive build up and drop of the fluid pres-

sure. Kennedy & Logan (1997) observe a similar case of brit-

tle failure cyclicity and ductile deformation determined by the

change of pore fluid pressure. Gratier et al. (1999) indicated

also that brittle and ductile deformation could interact in the

upper crust.

Temperature during thrusting

Temperatures stated in earlier papers for Alpine thrust pro-

cesses in the Tatra Mts vary from 300–350 °C for crystalline

rocks (Janák 1994) to 50–80 °C for the upper Krížna Nappe

(Grabowski et al. 1999).

MULTISTAGE EVOLUTION OF THE SHEAR ZONE OF THE GIEWONT UNIT (POLAND)                              349

Fig. 7. Stages of tectonic evolution of the thrust between the Giewont and Czerwone Wierchy Units, illustrated (from the left): Coulomb-

Mohr diagram (

σ

 — normal stress, 

τ 

— shear stress, 

ϕ 

— angle of internal friction, 

θ

 — angle of shear, C — cohesive strength, P

f

 — flu-

id pressure), scheme of microstructure development within the thrust zone, deformation ellipsoid (note how the structures from the do-

main  of  extensional  deformation  rotated  to  the  position  of  shortening  and  produced  folding  of  boudinages  and  veins)  and  scheme  of

thrust development. See text for more explanations.

The problem of temperature may to some degree be solved

by  deformation  observed  in  carbonate  rocks.  Experimental

data  indicate  (Barber  et  al.  1981)  that  dolomite  deforms  by

slip at temperatures <300 °C and that twinning prevails only

at temperatures of 300–600 °C. Recrystallization of dolomite

cannot occur at temperatures under 300 °C (Newman & Mitra

1994).  According  to  Burkhard  (1993),  deformation  of  twin-

ning in calcite in the form of bending takes place in tempera-

tures over 200 °C. The irregular shape of the twin boundaries

in calcite indicates (Vernon 1981) that these boundaries mi-

grated  after  formation,  which  occurred  at  a  temperature  of

about 300 °C.

The  values  of  temperature  presented  in  literature  for  the

processes of cataclasis and mylonitization in carbonate rocks

350                                                                                               JUREWICZ

occurring in thrust zones have levels such as 300 °C for fine-

grained mylonites of the McConnell thrust in Alberta based

on  the  deformation  mechanism  map  (Kennedy  &  Logan

1997),  300–350 °C  for  the  Sesia  Zone  in  Western  Alps

(Küster  &  Stöckhert  1999),  and  <300 °C  for  the  Pioneer

Landing fault zone in Tennessee based on geothermal gradi-

ents (Newman & Mitra 1994).

It can thus be assumed that the temperature within the thrust

zone in the multistage process leading to the formation of the

Giewont Unit was variable and could periodically attain 200–

300 °C.

Conclusions

The so-called “brecciated Campilian” (Late Scythian) from

sites located beneath Siad³a Turnia and Turnia Olejarnia rep-

resents dolomitic mylonites developed at the base of the thrust

of the Giewont Unit on the Czerwone Wierchy Unit (High-

Tatric  units). Its unique preservation in the form of dilatant

sites is linked with faults, which originated in the basement of

the  overthrusting  unit.  The  mylonitization  process,  which

could  take  place  in  temperatures  reaching  200–300 °C,  as

well as thrusting of the nappe, was not a one-stage step-like

process, but a multistage re-activated process, in which brittle

behaviour of deformation was frequently alternated by a duc-

tile rheological condition. Its cyclicity depended on the build

up  and  drop  of  pore  fluid  pressure,  leading  to  the  drop  of

stress to an effective value and to rupturing by faulting in the

process of hydraulic fracturing (hydrotectonic phenomena). In

consequence,  the  formation  of  an  open  pore-system  took

place, in which the contrast of viscosity between walls of the

thrust-fault and the suspension filling the space between them,

comprising fluids, rock fragments and matrix, was noted. The

presence of an almost friction-less mass in the shear zone that

acted as a “water pillow” moving along the pressure gradient,

induced easier nappe transport. Stresses released by displace-

ment  reappeared  when  the  “fusion”  of  the  thrust  limbs  and

pore closure took place. This caused the build up of fluid pres-

sure, drop of stresses and hydraulic fracturing — mainly in

the  surrounding  rock,  more  porous  than  the  tectonically

changed mylonitic zone, but also in the mylonites themselves,

what made the mylonitization process more advanced. In ef-

fect,  a  shear  zone  revived,  displacement  and  stress  release

took place, and the whole cycle began once again. This pro-

cess caused the destruction of still larger and larger parts of

the rock and was responsible along with pressure solution for

considerable mass loss along the thrust zone. As a result, the

Tatra nappes do not bear the characters of typical duplexes,

but are their remainders difficult for geometric analysis.

Acknowledgments: This research was supported by an indi-

vidual BW Grant No. 1527/2 and BST Grant No. 765/2 (In-

stitute  of  Geology  University  of  Warsaw).  I  would  like  to

thank Dr. Maria Bac-Moszaszwili for giving me the idea of

this research, Prof. Z. Glazer and Dr. hab. El¿bieta Dubiñska

for helpful remarks, Dr. Piotr Dzier¿anowski for help with the

microprobe analyses and Dr. hab. Magdalena Majkowska-Ja-

worowska  for  aid  in  cathodoluminescence  analyses.  Dr.  D.

Plašienka, Dr. R. Milovský, and an anonymous reviewer ex-

tensively  commented  on  earlier  drafts  of  this  paper;  for  all

their  remarks  I  am  extremely  grateful.  I  am  grateful  to  Dr.

Anna ¯yliñska for linguistic advice. Thanks are due to the Di-

rection of the Tatra National Park for permission to conduct

fieldwork.

References

Andrusov D. 1965: Aperçu générale sur la géologie des Carpathes

occidentales. Bull. Soc. Géol. France 1029–1062.

Bac-Moszaszwili M., Burchart J., G³azek J., Iwanow A., Jaroszews-

ki W., Kotañski Z., Lefeld J., Mastella L., Ozimkowski W., Ro-

niewicz  P.,  Skupiñski  A.  &  Westfalewicz-Mogilska  E.  1979:

Geological map of the Polish Tatra Mts, 1:30,000 scale. Insty-

tut Geologiczny, Warszawa.

Bac-Moszaszwili M., Gamkerlidze I.P., Jaroszewski W., Schroeder

E.,  Stojanov  S.  &  Tzankov  T.V.  1981:  Thrust  zone  of  the

Križna Nappe at Sto³y in Tatra Mts (Poland). Stud. Geol. Pol.

68, 61–73.

Bac-Moszaszwili M., Jaroszewski W. & Passendorfer E. 1984: On

the  tectonics  of  Czerwone  Wierchy  and  Giewont  area  in  the

Tatra Mts., Poland. Ann. Soc. Geol. Pol. 52, 67–88 (in Polish,

English summary).

Barber D.J., Heard H.C. & Wenk H.R. 1981: Deformation of dolo-

mite single crystals from 20–800 °C. Physics and Chemistry of

Minerals 7, 271–286.

Boyer S.E. & Elliot D. 1982: Thrust systems. Amer. Assoc. Petrol.

Geol. Bull. 66, 1196–1230.

Branquet Y., Cheilletz A., Gilliani G., Laumonier B. & Blanco O.

1999: Fluidized hydrothermal breccia in dilatant faults during

thrusting:  the  Colombian  emerald  deposits.  In:  McCaffrey

K.J.W., Lonergan L. & Wilkinson J.J. (Eds.): Fractures, fluid

flow and mineralization. Geol. Soc. Spec. Publ. 1–155, 1–321.

Burkhard  M.  1993:  Calcite-twins,  their  geometry,  appearance  and

significance as stress-strain markers and indicators of tectonic

regime: a review. J. Struct. Geol. 15, 351–368.

Burchart J. 1963: Remarks on the directions of the slickesides and

fault striae in the crystalline rocks of the Goryczkowa “crystal-

line island” in the Tatra Mts. Acta Geol. Pol. 13, 27–40.

Davis G.H. & Reynolds S.J. 1996: Structural Geology. John Wiley

& Sons, Inc., 1–755.

De Roo J.A. & Weber K. 1992: Laminated veins and hydrothermal

breccia as markers of low-angle faulting, Rhenish Massif, Ger-

many. Tectonophysics 208, 413–430.

Etheridge  M.A.  &  Wilkie  J.C.  1979:  Grain  size  reduction,  grain

boundary sliding and the flow strength of mylonites. Tectono-

physics 58, 159–178.

G¹sienica-Szostak  M.  1973:  Geological  setting  of  the  northern

slope of the Ma³a £¹ka Valley. M.Sc. thesis.. Arch. Wydz. Geol.

Uniw. Warszaw (in Polish, unpublished).

Grabowski J., Narkiewicz K. & Poprawa P. 1999: First results of pa-

leomagnetic  and  paleothermal  (CAI)  investigations  of  the

highest Sub-Tatric units in the Polish Tatra Mts. Przegl. Geol.

47, 153–158 (in Polish, English summary).

Gratier J.P., Renard F. & Labaume P. 1999: How pressure solution

creep and fracturing process interact in the upper crust to make

it behave in both a viscous and brittle manner. J. Struct. Geol.

21, 1189–1197.

Hancock P.L. 1985: Brittle microtectonics: principles and practice.

J. Struct. Geol. 7, 437–457.

Hippert J.F. & Hongn F.D. 1998: Deformation mechanisms in the

mylonite/ultramylonite  transition.  J.  Struct.  Geol.  20,  1435–

1448.

MULTISTAGE EVOLUTION OF THE SHEAR ZONE OF THE GIEWONT UNIT (POLAND)                              351

Hubert  M.K.  &  Rubey  W.W.  1959:  Role  of  fluid  pressure  in  me-

chanics  of  overthrust  faulting.  Part  1.  Geol.  Soc.  Amer.  Bull.

70, 115–166.

Jessel  M.W.,  Willman  C.E.  &  Gray  D.R.  1994:  Bedding  parallel

veins  and  their  relationship  to  folding.  J.  Struct.  Geol.  16,

753–767.

Janák  M.  1994:  Variscan  uplift  of  the  crystalline  basement,  Tatra

Mts, Central West Carpathians: evidence from 

40

Ar/

39

Ar laser

probe  dating  of  biotite  and  P-T-t  paths.  Geol.  Carpathica  45,

239–300.

Jaroszewski W. 1982: Hydrotectonic phenomena at the base of the

Križna nappe, Tatra Mts. In: M. Mahel’ (Ed.): Alpine structural

elements:  Carpathian-Balkan-Caucasus-Pamir  orogene  zone.

Veda, Bratislava, 137–148.

Jurewicz E. 2000a: Tentative reconstructions of the stress axes from

the thrust-folding stage in the Tatra Mts. on the basis of slick-

ensides  in  the  granitoid  core,  southern  Poland.  Przegl.  Geol.

48, 239–246 (in Polish, English summary).

Jurewicz E. 2000b: Tentative correlation of the results of structural

analysis in the granitoid core and nappe units of the Tatra Mts.,

southern Poland. Przegl. Geol. 48, 1014–1018 (in Polish, En-

glish summary).

Kasiñski  J.  1981:  Cellular  dolomites  in  the  High-Tatric  Triassic,

Polish Tatra Mts. Przegl. Geol. 10, 524–529 (in Polish, English

summary).

Kennedy L.A. & Logan J.M. 1997: The role of veining and dissolu-

tion in the evolution of fine-grained mylonites: the McConnell

thrust, Alberta. J. Struct. Geol. 19, 785–797.

Knipe R.J. 1989: Deformation mechanisms — recognition from nat-

ural tectonites. J. Struct. Geol. 11, 127–146.

Kotañski Z. 1954: Tentative genetic classification of breccias on the

basis  of  studies  concerning  the  High-Tatric  Triassic  in  the

Tatra Mountains.  Rocz. Pol. Tow. Geol. 24, 63–95 (in Polish,

English summary).

Kotañski  Z.  1956:  High-Tatric  Campillian  in  the  Tatra  Mts.  Acta

Geol. Pol. 6, 65–73 (in Polish, English summary).

Kotañski  Z.  1959a:  Stratigraphical  sections  of  the  High-Tatric  Se-

ries in the Tatra Mts.  Biul.  Inst.  Geol. 139, 1–139 (in Polish,

English summary).

Kotañski Z. 1959b: Contributions to the tectonics of the High-Tatric se-

ries. Biul. Inst. Geol. 149, 159–174 (in Polish, English summary).

Kotañski Z. 1961: Tectogénèse et reconstitution de la paléogéogra-

phie de la zone haut-tatrique dans les Tatras.  Acta  Geol.  Pol.

11, 187–467 (in Polish, French summary).

Koz³owski A. & Jurewicz E. 2001: Fluid inclusions in slickenside

fault  mineralisation  and  quartz  veins  from  the  Tatra  Mts,  Po-

land. Mineral. Soc. Pol., Spec. Pap. 19, 91–93.

Küster  M.  &  Stöckhert  B.  1999:  High  differential  stress  and  sub-

lithostatic  pore  fluid  pressure  in  the  ductile  regime —  micro-

structural  evidence  for  short-term  post-seismic  creep  in  the

Sesia Zone, Western Alps. Tectonophysics 303, 263–277.

Lefeld J. 1997: Tectogenesis of the Tatra Mts. The Alpine cycle. In:

Lefeld J. & A. GaŸdzicki (Eds.): 68 meetig of PTGeol., Zako-

pane 2–4 XI 1997. Guide to Excurssions, 16–21 (in Polish).

Lin A. 2001: S–C fabrics developed in cataclastic rocks from Noji-

ma fault zone, Japan, and their implication for tectonic history.

J. Struct. Geol. 23, 1167–1178.

McCallum M.E. 1985: Experimental evidence for fluidization pro-

cesses in breccia pipe formation. Econ. Geol. 80, 1523–1543.

Mandal  N.,  Chakraborty  C.  &  Samanta  S.K.  2001:  Flattening  in

shear zones under constant volume: a theoretical evaluation. J.

Struct. Geol. 23, 1771–1780.

Michibayashi  K.  1993:  Syntectonic  development  of  a  strain-inde-

pendent steady-state grain size during mylonitization. Tectono-

physics 222, 151–164.

Mitra  S.  2002:  Fold-accommodation  faults.  Amer.  Assoc.  Petrol.

Geol. Bull. 86, 671–693.

Newman J. & Mitra G. 1994: Fluid influenced deformation and re-

crystallization of dolomite at low temperatures along a natural

fault zone, Mountain City window, Tennesee. Geol. Soc. Amer.

Bull. 106, 1267–1279.

Oelkers E.H., Bjørkum P.A. & Murphy W.M.1996: A petrographic

and computational investigation of quartz cementation porosity

reduction in North Sea sandstone. Amer. J. Sci. 296, 420–452.

Passendorfer E. 1983: How did the Tatra Mts. develop? Wydawnict-

wa Geologiczne, Warszawa, 1–286 (in Polish).

Paulo A. 1997: Remarks on the mineralisation studies in the Tatra

Mts. Przegl. Geol. 45, 908–909 (in Polish).

Passchier  C.W.  &  Trouw  R.A.J.  1998:  Microtectonics.  Springer-

Verlag, 1–253.

Piotrowski J.A. & Kraus A.M. 1997: Response of sediment to ice

sheet  loading  in  northwestern  Germany:  effective  stress  and

glacier-bed stability. J. Glaciol. 43, 495–502.

Plašienka D. 1991: Mesozoic tectonic evolution of the epi-Variscan

continental crust of the Central Western Carpathians — a ten-

tative model. Miner. Slovaca 23, 447–457.

Plašienka  D.  &  Soták  J.  1996:  Rauwackized  carbonate  tectonic

breccias in the West Carpathian nappe edifice: introductory re-

marks  and  preliminary  results.  Slovak  Geol.  Magazine  3–4,

287–291.

Putiš M. 1992: Variscan and Alpidic nappe structures of the West-

ern  Carpathian  crystalline  basement.  Geol.  Carpathica  43,  6,

369–379.

Renard F., Gratier J.P. & Jamtveit B. 2000: Kinetics of crack-seal-

ing, intergranular pressure solution, and compaction around ac-

tive faults. J. Struct. Geol. 22, 1395–1407.

Ring U., Brandon M.T. & Ramthun A. 2001: Solution-mass-transfer

deformation  adjacent  to  the  Glarus  Thrust,  with  implications

for the tectonic evolution of the Alpine wedge in eastern Swit-

zerland. J. Struct. Geol. 23, 1491–1505.

Schmid  S.  1982:  Microfabric  studies  as  indicators  of  deformation

mechanisms and flow laws operative in mountain building. In:

Hsü K.J. (Ed.): Mountain building processes. Academic Press,

London, 95–110.

Sibson R.H. 1977: Fault rocks and fault mechanisms. J. Geol. Soc.

London 133, 191–213.

Sibson R.H. 1996: Structural permeability of fluid-driven fault-frac-

ture meshes. J. Struct. Geol. 18, 1031–1042.

Smith J.V. 2000: Tree-dimensional morphology connectivity of sty-

lolites hyperactived during veining. J. Struct. Geol. 22, 59–64.

Spötl C. & Hasenhüttl C. 1998: Thermal history of the evaporatic

Haselgebirge melange in the Northern Calcareous Alps (Aus-

tria). Geol. Rdsch. 87, 449–460.

Treagus S.H. & Treagus J.E. 2002: Studies of strain and rheology of

conglomerates. J. Struct. Geol. 24, 1541–1567.

Vernon  R.H.  1998:  Chemical  and  volume  changes  during  defor-

mation and prograde metamorphism of sediments. In: Treloar

P.J.  &  O’Brien  P.J.  (Eds.):  What  drives  metamorphism  and

metamorphic reactions? Geol. Soc. London, Spec. Publ. 138,

215–246.

Warren J. 1999: Evaporites. Their evolution and economics. Black-

well Science, Tokio, 1–422.

White  S.H.,  Burrows  S.E.,  Carreras  J.,  Shaw  N.D.  &  Humphreys

F.J. 1980: On mylonites in ductile shear zones. J. Struct. Geol.

2, 175–187.

Wohletz K.H. & Sheridan M. 1979: A model of pyroclastic surge.

Geol. Soc. Amer., Spec. Publ. 180, 177–194.

Yardley  B.W.D.  1991:  An  introduction  to  metamorphic  petrology.

Longman Singapore Publishers, 1–248.

Zawidzka K. 1967: On the geology of the region of the Prze³êcz Sy-

warowa Pass in the western Tatras.  Acta  Geol.  Pol. 17,  623–

645 (in Polish, English summary).