background image

GEOCHRONOLOGY OF TESCHENITIC INTRUSIONS IN THE OUTER

WESTERN CARPATHIANS OF POLAND — CONSTRAINTS FROM

40

K /

40

Ar AGES AND BIOSTRATIGRAPHY

JACEK GRABOWSKI

1

, LESZEK KRZEMIÑSKI

1

, PIOTR NESCIERUK

2

, ANDRZEJ SZYD£O

2

,

MARIUSZ PASZKOWSKI

3

, ZOLTÁN PÉCSKAY

and ARTUR WÓJTOWICZ

5

1

Polish Geological Institute, Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa, Poland;  jgra@pgi.waw.pl

2

Polish Geological Institute, Carpathian Branch, Skrzatów 1, 31-560 Kraków, Poland

3

Institute of Geological Sciences, Polish Academy of Sciences, Senacka 1, 31-002 Kraków, Poland

4

Institute of Nuclear Research, Hungarian Academy of Sciences, Bem ter. 18c, 4001 Debrecen, Hungary

5

Institute of Physics, Maria Curie-Sklodowska University, 20-031 Lublin, Poland

(Manuscript received October 25, 2002; accepted in revised form June 23, 2003)

Abstract: New 

40

K/

40

Ar datings for teschenitic rocks in the Silesian Unit of the Outer Western Carpathians in Poland are

presented. Several petrological varieties of intrusions were studied in 5 localities. Dating was performed on monomineral

separates of biotites and amphiboles as well as on whole rock samples. The biotite ages (137.9–133.1 Ma — Valanginian)

are significantly older than those of amphiboles (112.5–89.9 Ma — Albian–Turonian). Whole rock ages are consider-

ably spread between those two clusters, being concordant either with “biotite” or “amphibole” dates or much younger.

Interpretation of data poses some problems because evidence exists for hydrothermal alterations, which might influence

Ar content in both minerals. Older, biotite ages are interpreted as more reliable crystallization ages, since they are close

to the age of surrounding sediments and are concordant with field observations that intrusions in some cases are almost

surficial.  Amphibole  ages  are  probably  affected  by  Ar  loss  due  to  hydrothermal  activity.  Comparison  with  recently

published 

40

Ar/

39

Ar datings implies that the duration of the teschenitic and related magmatism in the Silesian Basin was

probably from Valanginian up to Barremian–Aptian (ca. 15 Ma).

Key words: Cretaceous, Outer Western Carpathians, Silesian Unit, teschenitic rocks, 

40

K/

40

Ar geochronology.

Introduction

The Outer Western Carpathians constitute a thin-skinned fold

and thrust belt. They consist of several nappes (Fig. 1) which

comprise  uppermost  Jurassic–Lower  Miocene  sediments

which  were  thrust  onto  the  European  platform  in  the  early

Neogene  (for  review  see  e.g.  Oszczypko  &  Œl¹czka  1985;

Roca et al. 1995). Magmatic rocks are extremely rare in the

Outer Western Carpathians. Among them “teschenitic rocks”

or teschenite association rocks comprise variegated basic alka-

line rocks of lamprophyre, limburgite, diabase, syenite and te-

schenite  type  (Smulikowski  1930,  1980;  Mahmood  1973;

Kudìlásková 1987). They occur exclusively within the west-

ern part of the Silesian Unit of the Polish and Moravian seg-

ments of the Outer Western Carpathians (Fig. 1). Numerous

geochemical  data  indicate  affinity  to  within  plate  basalts  or

ocean  island  basalts  (Narêbski  1990;  Hovorka  &  Spišiak

1993; Dostal & Owen 1998; Luciñska-Anczkiewicz 2000).

The age of the teschenitic rocks, discussed since their first

description  by  Hohenegger  (1861),  was  interpreted  between

Cretaceous  and  Miocene  (Wieser  1971;  Konior  1977).  The

opinion on their Early Cretaceous age (e.g. Hovorka & Spišiak

1993)  has  been  finally  established  because:  (i)  they  mostly

form  sills  in  the  Tithonian–Neocomian  strata  (Smulikowski

1930) (ii) hypabyssal and sub-volcanic bodies are associated

with  surface  volcanism  in  the  Lower  Cretaceous  sediments

(Matejka & Roth 1953; Šmid 1962; Roth 1967; Gucwa et al.

1971) (iii) redeposited fragments of teschenitic rocks were re-

ported, in a single locality, from the Albian sediments (Geroch

et al. 1978). However, until recently no radiometric data were

available to constrain the time of the intrusions. The first 

40

Ar/

39

Ar  data  on  amphiboles  by  Luciñska-Anczkiewicz  et  al.

(2002) gave plateau ages of 122–120 Ma (Barremian). In this

paper new 

40

K/

40

Ar results from typical varieties of teschenitic

rocks are presented, together with updated biostratigraphical

ages of contact rocks.

Geological setting and sampling

Teschenitic rocks outcrop between Nový Jièín and Bielsko–

Bia³a (Fig. 1) in a single tectonic element called the Cieszyn

Nappe. The nappe comprises sedimentary rocks of Upper Ju-

rassic–Lower Cretaceous age. The oldest member is the Low-

er Cieszyn Shales, which constitute the detachment horizon of

the Cieszyn Nappe in the studied area (Fig. 2). Their age was

determined  as  Kimmeridgian(?)/Tithonian  (Nowak  1968,

1976; Szyd³o & Jugowiec 1999) and they attain a thickness of

ca.  300  m.  They  are  overlain  by  the  turbiditic  complex  of

Cieszyn Limestones. Their age is well constrained as Late Ti-

thonian–Berriasian  and  their  maximum  thickness  attains

250 m (Ksi¹¿kiewicz 1964; Nowak 1976). They pass upwards

into  the  Upper  Cieszyn  Shales  of  Valanginian–Hauterivian

age and reach 300 m in thickness (Koszarski & Œl¹czka 1976;

GEOLOGICA CARPATHICA, 54, 6, BRATISLAVA, DECEMBER 2003

385–393

background image

386                                                                                             GRABOWSKI et al.

S³omka  1986).  Overthrust  zone  between  the  Godula  Nappe

and the Cieszyn Nappe is noted in the Grodziszcze-Verovice

Beds (Hauterivian–Lower Aptian, 60–80 m), (Fig. 2).

Hand and drill samples were taken from several varieties of

teschenitic rocks from Miêdzyrzecze, Rudów, Œwiêtoszówka,

Puñców, and ¯ywiec (Fig. 1). The outcrop in Miêdzyrzecze is

their  northernmost  occurrence.  It  was  mentioned  by  Smu-

likowski (1930) as the richest in olivine in the Cieszyn area.

Samples were collected from the abandoned quarry, from hard

blocks of apparently fresh rock surrounded by completely al-

tered ones. Samples in Rudów (Nowak & Wieser 1978) were

taken  from  the  series  of  outcrops  in  the  Piotrówka  stream,

from the same intrusion as sample C-200 of Luciñska-Anczk-

iewicz et al. (2000). Teschenitic rocks in Puñców (Nowak &

Wieser 1978; Lemberger 1971) occur in a small outcrop in a

Puñcówka  creek,  north  of  the  church.  Samples  were  taken

from the “older” teschenite, which hosts the syenite vein sam-

pled (sample C-53) by Luciñska-Anczkiewicz et al. (op.cit.).

Samples  in  Œwiêtoszówka  were  collected  from  the  southern

part of the £añski creek, south of the Bielsko–Skoczów mo-

torway (see Wieser 1985, fig. 7). In ¯ywiec, two intrusions of

teschenitic  rocks  were  sampled  along  the  famous,  well  ex-

posed  section  along  the  So³a  river  (Œl¹czka  &  Kamiñski

1998). The entire sequence, intensely folded, crops out at the

eastern margin of the ¯ywiec tectonic window, where the Sub-

Silesian Unit is exposed from beneath the Silesian Unit, at the

contact with the Fore-Magura and Magura units (Fig. 1).

Methods

K-Ar dating was carried out using whole rock (WR) sam-

ples and monomineral concentrates of biotite and amphiboles.

The samples were crushed and sieved. The 0.2–0.3 mm frac-

tion was divided for analysis of its potassium content by the

XRF method and for the radiogenic argon content by means of

the static-vacuum mass spectrometry. Mineral separates of the

350–120 

µ

m  fraction  were  prepared  according  to  standard

procedures (e.g. Geyh & Schleicher 1990) including magnetic

and hydrodynamic separation. Handpicking was applied at the

final stages to eliminate grains with intergrowths of other min-

erals (e.g. pyroxene). The determination of the potassium con-

tent  was  made  in  the  Central  Chemical  Laboratory,  Polish

Geological  Institute,  on  the  Philips  PW  2400  spectrometer.

The determination of the radiogenic argon content was made

in the Mass Spectrometry Laboratory, Institute of Physics, Lu-

blin University, using the internal spike method on the modi-

fied MS-10 mass spectrometer. One sample (PU6 — see Table

1) was processed at the Institute of Nuclear Research in De-

brecen. Aliquots from about 60 mg for the major part of sam-

ples  up  to  about  180 mg  for  samples,  which  contain  only

about 0.1 % K has been made. Large samples were necessary,

because a relatively low radiogenic argon content was expect-

ed. Each sample was melted in the double-vacuum crucible of

the  argon  extraction-purification  line  in  temperature  of

1300 °C.  Pure  argon-38  (produced  by  the  Institute  for  Inor-

ganic and Physical Chemistry, University of Bern) was used

as the spike. The content of the atmospheric argon was deter-

mined by measurement of the argon-36 peak in the mass spec-

trum. After every measurement cycle the blank cycle was per-

formed (at temperature of about 1350 °C) to check if all argon

was extracted from the sample.

Amphibole analyses were carried out using a Jeol JSM-35

electron microprobe equipped with a Link energy-dispersive

spectrometer  at  the  Polish  Geological  Institute.  Accelerating

voltage was 20 kV with a beam current 2 nA and 50 s count

Fig. 1. Tectonic sketch map of the Outer Western Carpathians with sampling localities indicated (after ¯ytko et al. 1989).

background image

TESCHENITIC INTRUSIONS IN THE WESTERN CARPATHIANS OF POLAND                                 387

time. Natural and synthetic mineral standards were used and

the raw data were reduced with a ZAF correction procedure.

Foraminifers were separated from the samples which were

taken in the vicinity to teschenitic intrusions, in order to check

the stratigraphic age of the host rock (i.e. maximum possible

age of intrusions). Samples localized nearest to these magmat-

ic bodies were always barren. The lack of microfauna was as-

sociated with thermal and metasomatic processes accompany-

ing  the  intrusions.  These  processes  resulted  in  dilution  and

destruction of foraminiferal shells. Foraminifers were found in

more distant samples (maximum 5 meters from an intrusion).

Biostratigraphical position of the studied samples was based

on specific foraminiferal assemblages, which were partly de-

scribed from the Cieszyn Beds by Geroch (1966), Bielecka &

Geroch (1977), Olszewska (1997), Szyd³o & Jugowiec (1999)

and  Szyd³o  (2003).  Correlation  of  radiometric  dates  to  stage

boundaries has been performed using the timescales of Grad-

stein et al. (1994) and Channell et al. (1995), which differ sig-

nificantly in placing the Jurassic/Cretaceous boundary.

Petrographic description of samples

Miêdzyrzecze. The rock from this locality was classified as

alkali biotite-pyroxene picrite. It displays strongly porphyritic

texture with large, well-rounded phenocrysts of olivine (up to

7 mm in diameter), totally pseudomorphed by green bowling-

ite, and smaller phenocrysts of augite (Fig. 3), set in a fine- to

medium-grained, occasionally glassy groundmass. Biotite typ-

ically forms large poikilitic grains with abundant inclusions of

augite, olivine (bowlingite), Ti-magnetite, apatite, and altered

glass. It occurs rarely in aggregates of randomly oriented and

somewhat lighter fine blades. This assemblage is accompanied

by  anhedral  grains  of  melanite  garnet.  Titanomagnetite  is  a

relatively common phase in this rock, while apatite is signifi-

cantly less abundant. Additionally, brown chrome spinel (up

to 1.7 mm) occurs in an accessory amount. It is mantled by

rims  of  chrome-bearing  Ti-magnetite  (see  W³odyka  et  al.

1999).  Secondary  phases  include  chlorite  and  carbonate.

Pseudomorphs of bowlingite after olivine with numerous in-

clusions  of  Ti-magnetite,  as  well  as  fine-grained  fragments

composed of bowlingite + clinopyroxene + Ti-magnetite as-

semblage, are most probably derived from the fragmentation

of mantle xenoliths.

Rudów. Teschenites of analcite monzonite composition oc-

cur in this locality. These are coarse- to medium-grained rocks

composed of titanium augite (prisms up to 5.5 mm long), alka-

li feldspars, plagioclase and analcite as the major constituents.

Amphibole  is  a  relatively  common  phase,  which  frequently

occurs as overgrowths on clinopyroxene (Fig. 4). It contains

inclusions of augite and apatite, and is accompanied by scarce

greenish  olive  sheet  silicates,  mainly  as  small  aggregates  of

smectite-group  mineral,  as  well  as  trace  amounts  of  biotite.

The probed amphiboles are high titanium kaersutite or ferro-

kaersutite (0.508–0.706 Ti pfu; Table 1), according to Leake

et al.’s (1997) classification scheme. Kaersutite rims are usual-

ly slightly enriched in Fe relative to the cores. Moreover, some

grains have narrow rims of magnesio-hastingsite composition.

The potassium content in the analysed kaersutites is typical for

this group of amphiboles and comparable with that of amphib-

ole concentrate (Table 2). The slightly lower value in the latter

is due to impurities (clinopyroxene, apatite). Small amounts of

the  greenish  aegirine-augite  locally  mantles  earlier  titanium

augite. Plagioclase mostly forms large tabular crystals, where-

as anhedral grains of alkali feldspar and analcite are localized

in the interstitial spaces. Feldspars are partially altered to phyl-

losilicates, which are also found as an interstitial phase. Anal-

cite has a partially primary nature, but may be formed also at

the  expense  of  feldspars.  These  light  minerals  are  usually

crowded with fine opaque material and fluid inclusions. Ac-

cessory  minerals  are  represented  by  apatite,  sphene  and  Ti-

magnetite (most often 1–2.5 mm in diameter). Titanomagne-

tite  is  partially  replaced  by  goethite.  Abundant  secondary

minerals also include chlorite, carbonate, as well products of

the autometasomatic replacement of feldspars: prehnite and fi-

brous aggregates of thomsonite.

Puñców.  This  locality  has  porphyritic  camptonite-type  al-

kaline  lamprophyres  representing  two  varieties:  mesocratic

and melanocratic. The lighter variety is mainly composed of

euhedral prisms of titanium augite (up to 3 mm long) and large

subhedral grains of brown amphibole (Fig. 5). Clinopyroxene

also forms small grains and microlites in the groundmass. Am-

phibole  is  represented  by  kaersutite  or  ferrokaersutite,  the

chemical composition and zonation of which are very similar

to that of Rudów amphibole (Table 1). Their potassium con-

tent is comparable with that of P2, P4 and P5 amphibole con-

centrates (Table 2). Kaersutite grains appear in general fairly

fresh  but  frequently  contain  abundant  inclusions  or  inter-

growths of clinopyroxene, apatite, Ti-magnetite and occasion-

Fig. 2. Stratigraphic scheme of the Silesian Unit.

background image

388                                                                                             GRABOWSKI et al.

ally  rounded  aggregates  of  greenish  smectite-group  mineral

(probably  after  olivine).  In  the  sample  P2,  amphibole  over-

growths  on  clinopyroxene  are  frequently  observed.  The  am-

phibole from this sample is rather poor in inclusions (mainly

relics  of  clinopyroxene).  Reddish  brown  biotite  is  consider-

ably less abundant than amphibole. It is optically nearly unal-

tered and contains only a few inclusions of clinopyroxene, Ti-

magnetite  (Fig.  6),  and  traces  of  secondary  smectite-group

mineral. Associated interstitial phases include small amounts

of  feldspars,  colourless  glass  commonly  altered  to  chlorite,

analcite  or  zeolites,  and  secondary  prehnite  and  carbonate.

Among accessory minerals apatite and Ti-magnetite predomi-

nate, whereas sphene occurs occasionally. Amphibole clearly

prevails  with  titanium  augite  and  biotite  in  the  melanocratic

lamprophyre,  and  light  minerals  (alkali  feldspars,  analcite)

still less abundant than in the mesocratic type. Irregular, light-

er segregations occur within melanocratic variety. These seg-

regations are largely contaminated by mafic fragments to vari-

ous extents.

¯ywiec. The ¯ywiec samples are metasomatized rocks with

preserved original igneous texture. The large degree of alter-

ation makes it difficult to ascertain their protolith: presumably

it  belongs  to  a  monchiquite  group  (see  Smulikowski  1930).

They  are  characterized  by  extensive  replacement  of  primary

ferromagnesian minerals by chlorite, pale green cryptocrystal-

line  aggregates  of  smectite-group  mineral,  and  carbonate.

Chlorite-carbonate-titanium  oxides  (anatase,  brookite)

pseudomorphs  after  clinopyroxene  are  particularly  common.

Apatite, which largely takes the form of long prisms, is very

abundant.  Similarly,  iron  and  titanium  oxides  are  common

constituents. Pale brown biotite and secondary quartz are also

found.  The  biotite  is  very  scarce  in  the  majority  of  samples

(e.g.  sample  ¯11),  but  is  locally  present  in  greater  amounts

(sample ¯9). Both samples were dated and differ significantly

in potassium content (see Table 2). In ¯9, biotite is accompa-

nied  by  relic  clinopyroxene  (Fig.  7).  Chloritization  and  car-

bonatization of the primary igneous rock took place probably

at the stage of hydrothermal metasomatism in the presence of

the Ca-bearing fluids from the surrounding sediments (Smu-

likowski 1930).

Œwiêtoszówka. The rock defined as altered dolerite is aphy-

ric with relic intergranular or subophitic texture. It is mainly

composed of plagioclase and secondary chlorite, accompanied

by relic augite and minor biotite (Fig. 8). Titanium oxides are

common accessory constituent, while iron oxides, usually in

association  with  chlorite  and  carbonate,  are  distinctly  rarer.

Chlorite also occurs fairly commonly as a radial or fan-shaped

aggregates in amygdales, where is frequently associated with

carbonates (Fig. 9) and sometimes with pyrite. Analcite occurs

occasionally in the interstitial areas in some samples (e.g. in

the dated sample SWy).

Results and discussion

As can be seen from the Table 2, the Cretaceous age of the

teschenitic rocks is generally supported by the new K-Ar data

and no Neogene data were obtained. The dates comprise, how-

ever, an unexpectedly broad time interval — 148.6–63.6 Ma

which requires some comments. It is clear that the biotite ages

are significantly older than those of the amphiboles (Table 2).

Mean biotite ages vary between 137.9 and 126.4 Ma (Neoco-

mian) while amphibole ages span between 112.5 and 89.9 (Al-

bian–Turonian/Coniacian). Whole rock ages are considerably

  

  

  

  

Sample P4 

  

  

  

     

  

Sample RD2 

  

  

 

2 c1 

2 r1 

1 c1a 

1 r1a 

1 c1 

1 c2 

1 r2 

1 r1 

 

2 c1 

2 c2 

2 r1 

2 r2 

1 c1 

1 r1 

 

core 

rim 

core 

rim 

core 

core 

rim 

rim 

 

core 

core 

rim 

rim 

core 

rim 

  

Krs 

Krs 

Krs 

Krs 

Krs 

Krs 

Krs 

Fe-Krs   

Krs 

Krs 

Fe-Krs 

Krs 

Krs 

Mg-Hs 

SiO

2            

37.22 

38.24 

37.44 

37.41 

37.62 

37.85 

39.03 

38.18   

37.11 

37.74 

37.56 

37.48 

37.08 

37.62 

TiO

2

 

4.95 

5.08 

5.38 

4.65 

5.37 

5.68 

5.47 

4.52   

5.97 

6.25 

4.39 

5.69 

6.10 

4.07 

Al

2

O

3

 

13.28 

11.87 

13.25 

11.86 

13.23 

12.81 

12.28 

11.91   

12.99 

13.34 

12.41 

13.21 

13.17 

11.74 

FeO

a

 

12.39 

14.72 

12.80 

16.44 

11.74 

12.20 

11.70 

17.86   

13.60 

13.55 

19.09 

13.88 

12.69 

18.20 

MnO 

0.00 

0.21 

0.06 

0.25 

0.19 

0.11 

0.17 

0.31   

0.05 

0.00 

0.07 

0.28 

0.05 

0.39 

MgO 

12.24 

11.36 

11.98 

10.07 

12.19 

12.02 

12.43 

9.56   

11.33 

10.85 

8.38 

11.02 

11.81 

9.43 

CaO 

13.61 

13.76 

13.12 

13.57 

13.58 

13.41 

13.37 

12.53   

13.42 

13.01 

12.94 

13.46 

13.01 

12.50 

Na

2

2.97 

2.82 

2.73 

2.80 

2.61 

2.96 

2.65 

2.79   

2.76 

2.58 

2.55 

1.78 

2.96 

2.86 

K

2

1.17 

1.28 

1.29 

1.33 

1.42 

1.31 

1.35 

1.19   

1.06 

1.15 

1.42 

1.09 

1.15 

1.38 

Total 

97.83 

99.34 

98.05 

98.38 

97.95 

98.35 

98.45 

98.85   

98.29 

98.47 

98.81 

97.89 

98.02 

98.19 

 

Structural formula based on 23 oxygens 

Si 

5.625 

5.755 

5.645 

5.742 

5.661 

5.683 

5.821 

5.833   

5.608 

5.668 

5.782 

5.672 

5.595 

5.814 

Ti 

0.563 

0.575 

0.610 

0.537 

0.608 

0.641 

0.614 

0.519   

0.679 

0.706 

0.508 

0.648 

0.692 

0.473 

Al            

2.365 

2.105 

2.355 

2.145 

2.346 

2.267 

2.158 

2.144   

2.313 

2.361 

2.251 

2.356 

2.342 

2.138 

Fe

3+

 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000   

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.021 

Fe

2+

 

1.566 

1.853 

1.614 

2.110 

1.477 

1.532 

1.459 

2.282   

1.719 

1.702 

2.457 

1.756 

1.601 

2.331 

Mn 

0.000 

0.027 

0.008 

0.032 

0.024 

0.014 

0.021 

0.040   

0.006 

0.000 

0.009 

0.036 

0.006 

0.051 

Mg 

2.758 

2.549 

2.693 

2.304 

2.735 

2.691 

2.764 

2.177   

2.553 

2.429 

1.923 

2.486 

2.657 

2.172 

Ca 

2.204 

2.219 

2.119 

2.231 

2.189 

2.157 

2.136 

2.051   

2.173 

2.093 

2.134 

2.182 

2.103 

2.069 

Na 

0.870 

0.823 

0.798 

0.833 

0.761 

0.862 

0.766 

0.826   

0.809 

0.751 

0.761 

0.522 

0.866 

0.857 

0.226 

0.246 

0.248 

0.260 

0.273 

0.251 

0.257 

0.232   

0.204 

0.220 

0.279 

0.210 

0.221 

0.272 

Total 

16.177 

16.151 

16.090 

16.195 

16.075 

16.098 

15.997 

16.105   

16.063 

15.931 

16.104 

15.869 

16.085 

16.198 

mg-no. 

0.64

0

 

0.58

0

 

0.63

0

 

0.52

0

 

0.65

0

 

0.64

0

 

0.65

0

 

0.49

0

    

0.60

0

 

0.59

0

 

0.44

0

 

0.59

0

 

0.62

0

 

0.48

0

 

a

 Total iron as FeO. Oxide results in wt. %. Fe

 

 partition calculated on the basis of stoichiometry after Droop (1987).  Krs — kaersutite; Fe-Krs — ferro-kaersutite; Mg-Hs — 

magnesiohastingsite.  mg-no. =  Mg/(Mg + Fe

2+

) at.  

 

Table 1: Representative electron microprobe analyses of amphibole.

background image

TESCHENITIC INTRUSIONS IN THE WESTERN CARPATHIANS OF POLAND                                 389

Fig.  3.  Photomicrograph  of  alkali  biotite-pyroxene  picrite  from

Miêdzyrzecze (sample MD1). Rounded olivine phenocryst is complete-

ly replaced by bowlingite (p-Ol) and rimmed by biotite (Bt); a large bi-

otite grain contains inclusions of clinopyroxene (Cpx) and Fe-Ti oxides

and is weakly replaced by carbonate (Cal). Plane-polarized light.

Fig. 6. Photomicrograph of an unaltered biotite grain (Bt) with in-

clusions of clinopyroxene (Cpx) and Ti-magnetite (Mgt); analcite

grain is visible near to biotite. Alkaline lamprophyre from Puñców

(sample P5). Plane-polarized light.

Fig.  4.  Photomicrograph  of  teschenite  from  Rudów  (sample  RD2).

Brown  amphibole  (Amp)  mantles  clinopyroxene  (Cpx);  interstitial

alkali feldspars (Fs) are strongly altered. Plane-polarized light.

Fig. 7. Photomicrograph of metasomatized rock from ¯ywiec (sam-

ple ¯9c). Numerous biotite grains (Bt) and relics of clinopyroxene

(Cpx)  in  a  matrix  of  smectite-group  mineral  (Sm),  chlorite  (Chl)

and Fe-Ti oxides, with accessory apatite (Ap). Plane-polarized light.

Fig.  5.  Photomicrograph  of  alkaline  lamprophyre  from  Puñców

(sample  P4).  A  large  grain  of  amphibole  (Amp)  containing  inclu-

sions of clinopyroxene (Cpx) and Ti-magnetite (Mgt); fine-grained

groundmass  composed  of  clinopyroxene,  analcite  (Anl)  and  Fe-Ti

oxides. Plane-polarized light.

Fig.  8.  Photomicrograph  of  altered  dolerite  from  Œwiêtoszówka

(sample SWy) composed of abundant secondary chlorite (Chl) with

minor biotite (Bt), relict clinopyroxene (Cpx), plagioclase (Pl) and

analcite (Anl). Plane-polarized light.

background image

390                                                                                             GRABOWSKI et al.

Locality 

Sample  Fraction 

dated 

K [%] 

40

Ar

rad

 

[pmol/g] 

40

Ar

rad

 

[%] 

Age (Ma) 

Miêdzyrzecze  MD1 

biotite 

4.894  1110.6 

93.4 

126.4 (±1.8) 

 

 

WR 

1.506 

370.3 

81

.0

 

136.5 (±2.0) 

 

MD2 

biotite 

4.132 

992.2 

91.7 

133.4 (±1.8) 

 

 

WR 

1.329 

318.2 

83

.0

 

133.1 (±1.8) 

Rudów 

RD2  amphibole 

0.762 

153.3 

68.4 

112.5 (±1.6) 

 

H9 

WR 

1.191 

153.8 

53

.0

 

73.0 (±1.2)* 

 

H15 

WR 

0.858 

96.4 

60

.0

 

63.6 (±1.6)* 

Puñców 

P2 

amphibole 

1.000 

199.7 

32.0 

111.7 (±1.8)* 

 

P4 

biotite 

3.733 

927.6 

90.8 

137.9 (±2.0) 

 

 

amphibole 

0.937 

161.9 

68.5 

97.0 (±1.8)* 

 

 

WR 

1.133 

180.8 

78

.0

 

89.7 (±1.6)* 

 

P5 

biotite 

4.157  1009.6 

71.6 

134.9 (±3.0) 

 

 

amphibole 

0.916 

162.4 

73.3 

99.4 (±1.6)* 

 

 

WR 

1.229 

194.5 

67

.0

 

89.0 (±1.4)* 

 

PU6**  amphibole 

1.648 

263.3 

65.9 

89.9 (±3.5)* 

¯ywiec 

Z9 

WR 

1.498 

388.1 

82

.0

 

143.5 (±2.0)*?

 

Z11 

WR 

0.110 

29.5 

38

.0

 

148.6 (±3.6)*?

Œwiêtoszówka  SW1 

WR 

0.592 

98.7 

53

.0

 

93.7 (±2.4)* 

 

SW2 

WR 

0.111 

19.8 

22

.0

 

100.3 (±4.0)* 

*age interpreted as overprinted (see text). **This sample was dated at the Institute 

of Nuclear Research, Hungarian Academy of Sciences. WR — whole rock. 

spread  between  those  two  clusters,  being  concordant  either

with  “biotite”  (e.g.  Miêdzyrzecze,  ¯ywiec)  or  “amphibole”

dates (Puñców, Œwiêtoszówka) or much younger (Rudów). It

is impossible that these differences reflect a real time interval

between  the  crystallization  of  biotite  and  amphibole.  Both

minerals crystallized from the same melt (Smulikowski 1930,

1980; Mahmood 1973). It is also unlikely that the K-Ar age

differences between biotite and amhibole originated due to ar-

gon loss during a reheating event (which might be shown by

hydrothermal alterations). K-Ar closure temperatures are low-

er for biotite (350–400 °C) than for hornblende (500–700

 

°C)

(Geyh & Schleicher 1990) and in the case of a regional ther-

mal event rather hornblende would preserve the primary K/Ar

ratio.

A kind of test for reliability of the K-Ar datings would be

the comparison of the radiometric ages of different fractions

and biostratigraphic ages of host sedimentary rocks giving the

oldest possible age of intrusions (Table 3). All the taxons list-

ed  in  the  Table  3  are  new  findings  and  were  described  by

Szyd³o  (2003)  from  the  Cieszyn  Beds,  close  to  the  contact

with the teschenitic intrusions.

 

Locality 

Lithostratigraphic units 

Selected foraminifers                            

(stratigraphical ranges*)                         

Age of foraminiferal assemblages 

Maximum age of 

intrusion            

(Ma) 

Radiometric ages               

(Ma) 

Miêdzyrzecze 

Cieszyn Limestones  

Neotrocholina molesta Gorbachik 

(Late Tithonian–Hauterivian) 

“Trocholina” solecensis Bielecka 

(Tithonian) 

age: Late Tithonian 

144.7–141.6

146–144.2

2

 

133.4–126.4 (biotite) 

136.5–133.1 (WR) 

Rudów 

Upper Cieszyn Shales  

Ammobaculoides carpathicus Geroch 

(Late Valanginian–Barremian) 

Bigenerina jurassica (Haeusler) 

(Late Tithonian–Late Valanginian) 

Pseudoreophax cisovnicensis Geroch 

(Late Tithonian–Barremian) 

Trochammina quinqueloba Geroch 

(Late Valanginian–Cenomanian) 

Buccicrenata condensa Dulub 

(Berriasian–Early Hauterivian) 

age: Late Valanginian 

134–131

1

 

136–132

2

 

112.5 (amphibole) 

73–63.6 (WR) 

Puñców 

contact zone between 

Cieszyn Limestones and 

Upper Cieszyn Shales  

?Planispirilna flava Sztejn 

(Late Valanginian–Early Hauterivian) 

Ishnusella burlini (Gorbachik) 

(Latest Tithonian–Hauterivian) 

Spirilina minima Schacko 

(Latest Tithonian–Lower Cretaceous) 

age: Latest Tithonian–Hauterivian  

(?Late Valanginian) 

141.6–126

1

 

(?134–131)

1

 

144.2–127

2

 

(?136–132)

2

 

111.7–89.6 (amphibole) 

137.9–134.9 (biotite) 

89.7–89 (WR) 

 

¯ywiec 

Cieszyn Limestones 

lack of foraminifers 

(Berriasian calpionellids) 

141.6–135.8

1

 

144.2–137

2

 

148.6–143.5 (WR) 

Œwiêtoszówka 

Upper Cieszyn Shales  

Gaudryina oblonga Zaspelova 

(Hauterivian–Albian) 

Pseudoreophax cisovnicensis Geroch 

(Late Tithonian–Barremian) 

Buccicrenata condensa Dulub 

(Berriasian–Early Hauterivian) 

Verneuilinoides neocomiensis (Mjatliuk) 

(Valanginian–Aptian) 

age: [Hauterivian] 

131–126

1

 

132–127

2

 

100.3–93.7 (WR) 

*Stratigraphical  ranges  according  to  Geroch  (1966),  Dulub  (1972),  Geroch  &  Nowak  (1984),  Sztejn  et  al.  (1984),  Kuznecova  &  Gorbachik  (1985),  Olszewska (1997), 

Szyd³o  &  Jugowiec  (1999),  Szyd³o  2003  (in  print).   

1

Ages  of  stratigraphical  divisions  after  Channell  et  al.  (1995)  time  scale.   

2

Ages  of  stratigraphical  divisions  after  

Gradstein et al. (1994) time scale. 

Table 3: Comparison of K-Ar ages of teschenitic rocks with biostratigraphic ages of surrounding sedimentary rocks.

Table 2: K-Ar ages of studied localities (errors at 2

σ

 level).

background image

TESCHENITIC INTRUSIONS IN THE WESTERN CARPATHIANS OF POLAND                                 391

In Miêdzyrzecze and ¯ywiec, the teschenitic rocks intrude

the Cieszyn Limestones, which are of the Late Tithonian–Ber-

riasian age (Nowak 1976). In Miêdzyrzecze, marly shales in-

terbedding  limestones,  yielded  “Trocholina”  solecensis

Bielecka  and  Neotrocholina  molesta  Gorbachik,  which  sug-

gest Late Tithonian age (Table 3). Three of the obtained K-Ar

data indicate a Valanginian age of intrusion, the fourth — ear-

liest Barremian. The Valanginian age is therefore accepted for

the intrusion. The crystalline structure of the dated rock indi-

cates  that  it  must  have  cooled  under  some  overburden.  The

younger age for biotite from the sample MD1 must be consid-

ered as an effect of a low temperature alteration (see Fig. 3).

Foraminifers have not been found in ¯ywiec but calpionellids

indicate that teschenitic intrusions occur within the Berriasian

part of the Cieszyn Limestone (Nowak 1970). The K-Ar ages

obtained in this locality are slightly older than expected. The

age of sample ¯9 falls within the Early Berriasian, but only in

the framework of Gradstein et al. 1994 time scale (Table 2).

Sample ¯11 yielded definitely Tithonian ages. Since the po-

tassium content in the sample ¯11 is very low (Table 2) we

consider the age of sample ¯11 (143.5 Ma) as more reliable.

However, both ¯9 and ¯11 ages overlap within a 2

σ

 error.

Teschenitic intrusions in Puñców were noted in the contact

zones  between  the  Cieszyn  Limestones  and  Upper  Cieszyn

Shales. Samples from the Upper Cieszyn Shales contain mi-

crofauna  from  which  stratigraphically  the  most  important  is

(?)Planispirillina  flava  Sztejn  suggesting  Late  Valanginian–

Early Hauterivian age (Table 3). However, since the determi-

nation of this taxon is problematic, an Early Valanginian or

Late Hauterivian age for the samples cannot be excluded. In

this locality three different fractions have been dated, even in

the same hand sample. The difference between biotite and am-

phibole ages amounts to 27–42 Ma. The age of the host rock is

close to the biotite age: in the sample P4 — Late Berriasian–

Earliest Valanginian, in the sample P5 — Valanginian. Lapil-

las, benthontized tuffs and lava breccias occurring in the local-

ity  were  mentioned  (Gucwa  et  al.  1971).  These  support  the

view that the cooling ages must be coeval rather with the sur-

rounding sediments. For this reason the “amphibole” (Albian–

Late Cretaceous) age is considered unlikely.

The Upper Cieszyn Shales are host rocks for the teschenitic

intrusions in Œwiêtoszówka and Rudów. Variegated foramin-

iferal assemblages indicate Hauterivian age for the former and

Late  Valanginian  age  for  the  latter  locality  (Table  3).  Pyro-

clastic rocks were described from Œwiêtoszówka (Gucwa et al.

1971)  and  the  intrusion  itself  is  regarded  as  almost  surficial

(Wieser 1971), which is also supported by thin section obser-

vation in this study. Therefore its apparent K-Ar Albian–Cen-

omanian age (100.3–93.7) must be rejected too. Lava intruded

into the sediments of Hauterivian age (Table 3) and the age of

subvolcanic  rock  cannot  be  much  younger.  The  whole  rock

and amphibole ages of the Rudów teschenite are significantly

younger than the host sediments which is concordant with the

coarse crystalline structure of the teschenite, indicating rather

slow  cooling.  The  large  difference  between  the  whole  rock

and amphibole age suggests that significant Ar loss affected

the  whole  rock  system.  However,  as  the  amphibole  ages

from Puñców gave a unrealistically young age (Table 2), the

amphibole age from Rudów must also be treated with some

caution.

Taking into account all the constraints mentioned above, the

K-Ar ages which might be interpreted as crystallization ages

are derived from biotites and whole rock of Miêdzyrzecze pi-

crite  and  biotites  of  Puñców  lamprophyre  (Table  2).  The

whole rock age of teschenitic sill from ¯ywiec is close to the

age  of  surrounding  sediments.  However,  bearing  in  mind

strong alterations (chloritization, zeolitization) of the tescheni-

tes in this locality, it might have been affected by hydrother-

mal metasomatism. The K-Ar age is evidently related to ap-

parently fresh biotite, which is abundant in the sample ¯9 with

high potassium content (Table 2; Fig. 7).

A question remains why the ages of amphiboles are system-

atically  younger  than  those  of  biotites?  Two  explanations

must be considered:

(1)  Amphiboles  might  contain  unrecognized  inclusions  of

other high K minerals (e.g. K-feldspar, reported by Luciñska-

Anczkiewicz et al. 2002). This must be rejected since the po-

tassium  content  in  the  amphiboles  from  Puñców  and

Rudów determined by EDS study is comparable with that of

the amphibole concentrates dated (Tables 1, 2).

(2)  Secondary  alterations  (chloritization,  zeolitization),

which  affected  in  variegated  degree  all  studied  localities,

caused significant Ar loss in hornblende. This option is a like-

ly explanation. Low temperature hydrothermal changes in the

teschenitic rocks are common (Smulikowski 1930) and were

noted also by Luciñska-Anczkiewicz et al. (2002). Their first

degassing  steps  indicate  apparent  ages  between  62  and

125 Ma (which embrace the amphibole ages obtained in our

study) and were attributed to disturbance of the K-Ar system

related to secondary alterations.

It is remarkable that the alterations, which most probably af-

fected the K/Ar ratios in the amphiboles, have not influenced

biotite in the same way. Geyh & Schleicher (1990, p. 60) men-

tion that, for example, chloritization of biotite causes loss of

potassium and argon in the same proportions, due to the lay-

Fig.  9.  Photomicrograph  of  altered  dolerite  from  Œwiêtoszówka

(sample SW11). Vesicles filled with carbonates (Cal) and radial ag-

gregates of chlorite (Chl). Plane-polarized light.

background image

392                                                                                             GRABOWSKI et al.

ered structure of this mineral and, therefore, do not change its

apparent  age  determined  by  the  K-Ar  method.  Thus,  as  al-

ready indicated, biotite ages might be interpreted as crystalli-

zation ages. However alternatively, an “excess Ar” in biotite

must be seriously considered, as an explanation for the appar-

ently older biotite ages. Solubility of Ar in biotite is relatively

high (see Kelley 2002 for review). An “excess Ar” might ap-

pear in metamorphic biotites or in fluid-rich environments in

thrust belts, where fluids are derived from basement rocks. We

cannot totally reject that our biotite ages were affected by ad-

ditional 

40

Ar  influx.  Hydrothermal  alterations  of  teschenitic

rocks are well known (e.g. Wieser 1971). The most affected

teschenitic rock in ¯ywiec yielded ages indeed, slightly older

than  “expected”  (i.e.  than  surrounding  sediments),  which

might show that extra Ar was introduced.

The results obtained in this study might be compared with

the recently published 

40

Ar/

39

Ar datings of Luciñska-Anczk-

iewicz et al. (2002). They dated four amphibole concentrates

from  the  Rudów,  Puñców  and  Boguszowice  intrusions

(Fig. 1). All samples yielded similar (Upper Barremian–Low-

er Aptian) ages: teschenites from Rudów and Boguszowice —

ca. 122 Ma, syenite dyke from Puñców — 120 Ma. Age of

amphibole from Rudów obtained here (112.5 Ma) is younger

than that of Luciñska-Anczkiewicz et al. (op.cit.). In our opin-

ion the Ar-Ar age might be more accurate because this method

eliminates errors resulting from inhomogeneity of the studied

grains (Geyh & Schleicher 1990). The K-Ar ages of biotites

obtained in Puñców are ca. 15–18 Ma older than those calcu-

lated by Luciñska-Anczkiewicz et al. (op. cit.). However, as in

the  area  of  Puñców  up  to  four  varieties  of  teschenitic  rocks

were described (Smulikowski 1930), Ar-Ar and our K-Ar re-

sults  are  not  comparable  because  they  come  from  different

kinds  of  rocks.  The  syenite  dyke  dated  by  Luciñska-Anczk-

iewicz et al. (op. cit.) is definitely younger than the mesocratic

teschenitic intrusions. Our data concern a small, shallowly in-

truding lamprophyre body, which was coeval with the pyro-

clastic  rocks  described  from  this  locality  by  Gucwa  et  al.

(1971). The age 137.9–134.9 Ma in Puñców probably reflects

an  older  phase  of  alkaline  magmatism,  almost  synchronous

with deposition of Cieszyn Beds. Although we cannot discard

the  “excess  Ar”  hypothesis,  the  relatively  late  (Barremian–

Early Aptian) and very short (less than 5 Ma) time of emplace-

ment of the entire teschenite association rocks, as postulated

by  Luciñska-Anczkiewicz  et  al.  (2002)  does  not  explain  the

presence of extrusive rocks in Valanginian–Hauterivian sedi-

ments. This early phase of magmatism seems to be supported

by  the  biotite  (133.4–126.4  Ma)  and  whole  rock  (136.5–

133.1 Ma) ages of Miêdzyrzecze picrite. More data is certain-

ly required to reconstruct the evolution of teschenitic magma-

tism. Methods other than K-Ar should be applied, especially

to solve uncertainties concerning Ar mobility and retentivity.

Conclusions

1.  New  K-Ar  dating  of  teschenitic  rocks  in  the  Silesian

Nappe of the Polish Outer Western Carpathians, performed on

amphiboles,  biotites  and  whole  rock,  confirmed  their  Creta-

ceous age. The considerable scatter of results (148.6–63.6 Ma)

is caused by hydrothermal alterations of the rocks. Biotite and

whole  rock  ages  of  the  olivine  picrite  from  Miêdzyrzecze

(133.4±1.8, 136.5±2.0, 133.1±1.8 Ma), and biotite ages of the

alcalic  lamprophyres  in  Puñców  (137.9±2.0,  134.9±3.0  Ma)

are  interpreted  as  most  reliable,  indicating  Valanginian  age.

The Early Berriasian (143.5±2.0 Ma) age of teschenitic rocks

in ¯ywiec must be treated with some caution, as the rock is

strongly altered and tectonized and the presence of some “ex-

tra Ar” in biotite is not unlikely.

2. Radiometric data obtained here indicate that teschenitic

magmatism within the Silesian Unit of the Outer Western Car-

pathians might have started earlier than 122 Ma (Barremian)

(Luciñska-Anczkiewicz et al. 2002). Independent evidence is

supplied by the presence of extrusive rocks in the Valangin-

ian–Hauterivian sediments.

Acknowledgments: Thanks are due to the reviewers: R. Anc-

zkiewicz and K. Balogh for critical remarks and S. Ha³as for

discussion.  The  investigations  were  supported  by  the  Polish

Committee  for  Scientific  Research  (Project  No.

6.20.1433.00.0 of the Polish Geological Institute).

References

Bielecka  W.  &  Geroch  S.  1977:  Quelques  Foraminiféres  du  Juras-

sique supérieur des Carpathes externes polonaises. Ann. Mines

Géol. 28, 185–199.

Channell J.E.T., Erba E., Nakanishi M. & Tamaki K. 1995: A Late

Jurassic–Early  Cretaceous  timescale  and  oceanic  anomaly

block  models.  In:  Berggren  W.A.,  Kent  D.V.,  Aubry  M.  &

Hardenbol  J.  (Eds.):  Geochronology,  timescales,  and  strati-

graphic correlation. SEPM Spec. Publ. 54, 51–64.

Dostal J. & Owen J.V. 1998: Cretaceous alkaline lamprophyres from

the northeastern Czech Republic: geochemistry and petrogene-

sis. Geol. Rdsch. 87, 67–77.

Droop G.T.R. 1987: A general equation for estimating Fe

3+

 concen-

trations  in  ferromagnesian  silicates  and  oxides  from  micro-

probe analyses, using stoichiometric criteria. Mineral. Mag. 51,

431–435.

Dulub  W.G.  1972:  Foraminifers  of  the  Upper  Jurassic  and  Lower

Cretaceous sediments of the Volynian-Podolian margin of the

Russian Platform and Carpathian Feredeep. Trudy Ukr. NIGRI

27, 5–54 (in Russian).

Geroch S. 1966: Small foraminifers in the Lower Cretaceous of Sile-

sian unit in the Polish Carpathians. Rocz. Pol. Tow. Geol. 36, 4,

413–480 (in Polish).

Geroch S. & Nowak W. 1984: Proposal of zonation for the Late Ti-

thonian–Late  Eocene,  based  upon  arenaceous  Foraminifera

from the Outer Carpathians, Poland. In: Oertli H.J. (Ed.): Ben-

tos’83. 2nd Int. Symp. Benthic Foraminifera (Pau, April 11–15/

4/1983). Elf Aquitaine, Esso REP et Total CFP, 225–239.

Geroch  S.,  Nowak  W.  &  Wieser  T.  1978:  Redeposited  teschenitic

pebbles in the Lower Cretaceous sediments of Beskid Ma³y. In:

Nowak W.A. & Wieser T. (Eds.): Occurrence and stratigraphi-

cal position of teschenites. Conference materials, Kraków, 22–

24. 4. 1978 (in Polish).

Gradstein  F.M.,  Agterberg  F.P.,  Ogg  J.G.,  Hardenbol  J.,  van  Veen

P., Thierry J. & Huang Z. 1994: A Mesozoic time scale. J. Geo-

phys. Res. 99, 24051–24074.

Geyh  M.A.  &  Schleicher  H.  1990:  Absolute  age  determination.

Springer Verlag, 1–503.

Gucwa I., Nowak W. & Wieser T. 1971: Submarine volcanism in the

background image

TESCHENITIC INTRUSIONS IN THE WESTERN CARPATHIANS OF POLAND                                 393

Neocomian  of  the  Western  Flysch  Carpathians.  Kwart.  Geol.

15, 3, 734–735 (in Polish).

Hohenegger  L.  1861:  Die  geognostischen  Verhältnisse  der  Nord-

karpathen  in  Schlesien  und  den  angrenzenden  Teilen  von

Mähren und Galizien, als Erläuterung zur geognostischen Karte

der Nordkarpathen. J. Perthes. Gotha, 1–50.

Hovorka  D.  &  Spišiak  J.  1993:  Mesozoic  volcanic  activity  of  the

Western Carpathian segment of the Tethyan Belt: Diversities in

time and space. Jb. Geol. B–A. 136, 4, 769–782.

Kelley  S.  2002:  Excess  argon  in  K-Ar  and  Ar-Ar  geochronology.

Chem. Geol. 188, 1–22.

Konior K. 1977: Further comments on the age of teschenites. Kwart.

Geol. 21, 3, 499–513 (in Polish).

Koszarski  L.  &  Œl¹czka  A.  1976:  Cretaceous.  The  Outer  (Flysch)

Carpathians. In: Soko³owski S. (Ed.): Geology of Poland vol. 1.

Stratigraphy,  p.  2  Mesozoic.  Wydawnictwa  Geologiczne,

Warszawa, 657–662.

Ksi¹¿kiewicz M. 1964: On the tectonics of the Cieszyn Zone. A re-

interpretation. Bull. Acad. Pol. Sci., Sér. Geol. Geogr. 12, 4.

Kudìlásková J. 1987: Petrology and geochemistry of selected rock

types  of  teschenite  association,  Outer  Western  Carpathians.

Geol. Zborn. Geol. Carpath. 38, 545–573.

Kuznecova K.I. & Gorbachik T.N. 1985: Upper Jurassic and Lower

Cretaceous  stratigraphy  and  foraminifers  of  the  Crimea  Pen-

insula. Nauka 395, 3–132 (in Russian).

Leake B.E., Woolley A.R., Arps C.E.S., Birch W.D., Gilbert M.C.,

Grice J.D., Hawthorne F.C., Kato A., Kisch H.J., Krivovichev

V.G.,  Linthout  K.,  Laird  J.,  Mandarino  J.A.,  Maresch  W.V.,

Nickel  E.H.,  Rock  N.M.S.,  Schumacher  J.C.,  Smith  D.C.,

Stephenson  N.C.N.,  Ungaretti  L.,  Whittaker  E.J.W.  &  Youzhi

G. 1997: Nomenclature of amphiboles: Report of the Subcom-

mittee on Amphiboles of the International Mineralogical Asso-

ciation,  Commission  on  New  Minerals  and  Mineral  Names.

Canad. Mineralogist 35, 219–246.

Lemberger  M.  1971:  Tectonic  conditions  of  the  occurrence  of  te-

schenites of the Teschen region in the light of magnetic investi-

gations.  Geol. Trans., Pol. Acad. Sci., Cracow 135, 7–114 (in

Polish).

Luciñska-Anczkiewicz A. 2000: New data on petrology of teschen-

ite  association  rocks  (Silesian  Unit,  Polish  Western  Car-

pathians)  and  chemistry  of  their  clinopyroxenes.  Mineralogia

Polonica 31, 1, 33–48.

Luciñska-Anczkiewicz A., Villa I.M., Anczkiewicz R. & Œl¹czka A.

2002: 

40

Ar/

39

Ar dating of alkaline lamprophyres from the Pol-

ish Western Carpathians. Geol. Carpathica 53, 45–52.

Mahmood A. 1973: Petrology of the teschenitic rock series from the

type area of Cieszyn in the Polish Carpathians. Ann. Soc. Geol.

Pol. 43, 2, 153–216.

Matejka  A.  &  Roth  Z.1953:  Report  on  geological  maping  in  the

wider  surroundings  of  Staøice  and  Brušperk.  Zpr.  Geol.  Výzk.

1952, 57–61 (in Czech).

Narêbski W. 1990: Early rift stage in the evolution of western part of

the Carpathians: Geochemical evidence from limburgite and te-

schenite rock series. Geol. Zborn. Geol. Carpath. 41, 521–528.

Nowak W. 1968: Stomiosphaerids of the Cieszyn Beds (Kimmerid-

gian-Hauterivian) in the Polish Cieszyn Silesia and their Strati-

graphical Value. Ann. Soc. Geol. Pol. 38, 2–3, 275–327.

Nowak  W.  1970:  The  problem  of  lithological  and  stratigraphical

correlation  of  the  Cieszyn  limestones  in  the  ¯ywiec  basin.

Kwart. Geol. 14, 2, 916–917 (in Polish).

Nowak  W.  1976:  Jurassic.  The  Outer  (Flysch)  Carpathians  —

Cieszyn zone. In: Soko³owski S. (Ed.): Geology of Poland. Vol.

1.  Stratigraphy,  p.  2;  Mesozoic,  pp.  413–420.  Wydawnictwa

Geologiczne, Warszawa.

Nowak W. & Wieser T. 1978 (Ed.): Occurrence and stratigraphical

position of teschenites. Conference materials, Kraków, 22–24.

04. 1978 (in Polish).

Olszewska B. 1997: Foraminiferal biostratigraphy of the Polish Out-

er  Carpathians:  a  record  of  basin  geohistory.  Ann.  Soc.  Geol.

Polon. 67, 325–337.

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

structio  n of Neogene basins in the Carpathian foredeep. Ann.

Soc. Geol. Polon. 55, 1–2, 55–75.

Roca E., Bessereau G., Jawor E., Kotarba M. & Roure F. 1995: Pre-

Neogene  evolution  of  the  Western  Carpathians:  constraints

from  the  Bochnia  —  Tatra  Mts  section  (Polish  Western  Car-

pathians). Tectonics 14, 4, 855–873.

Roth Z. 1967: New geological map of the central part of Moravs-

koslezské Beskydy (Frýdlandt nad Ostravicí). Zpr. Geol. Výzk.

1966, 191–193 (in Czech).

S³omka T. 1986: Statistical approach to study of flysch sedimenta-

tion — Kimmeridgian-Hauterivian Cieszyn Beds, Polish Outer

Carpathians. Ann. Soc. Geol. Pol. 56, 227–336.

Šmid B. 1962: Geology and petrography of teschenite association

rocks  on  the  N  foothill  of  Beskydy  —  an  overview.  Geol.

Práce 63, 53–60 (in Czech).

Smulikowski  K.  1930:  Les  roches  eruptives  de  la  zone  sub-

beskidique en Silesie et Moravie. Kosmos A. (Lvov) 54, 3–4.

Smulikowski K. 1980: Comments on the Cieszyn Magmatic Province

(West Carpathian Flysch). Ann. Soc. Geol. Polon. 50, 1, 41–54.

Sztejn J., Liszkowa J. & Morgiel J. 1984: Foraminifera. Lower Cre-

taceous.  In:  Malinowska  L.  (Ed.):  Geology  of  Poland.  Cata-

logue of Fossils. Mesozoic. Cretaceous 3, 2c, 28–67.

Szyd³o A. 2003: Foraminifers of the Cieszyn Beds from the Cieszyn

Foothills.  Silesian  (Cieszyn)  Unit,  Outer  Carpathians.  Biul.

Pañstw. Inst. Geol. in print (in Polish).

Szyd³o A. & Jugowiec M. 1999: Foraminifera and calcareous nan-

noplankton assemblages from ?Tithonian-Neocomian “Cieszyn

Beds” (Silesian Unit), Polish Western Carpathians. Geol. Car-

pathica 50, 2, 203–211.

Œl¹czka A. & Kamiñski M.A. 1998: A guidebook to excursions in

the  Polish  Flysch  Carpathians.  Grzybowski  Foundation  Spec.

Publ. 6, 1–171.

Wieser T. 1971: Exo- and endocontact alterations connected with te-

schenites of the Polish Flysch Carpathians. Kwart. Geol. 15, 4,

901–922 (in Polish).

Wieser  T.  1985:  The  teschenite  formation  and  other  evidence  of

magmatic activity in the Polish Flysch Carpathians and its geo-

tectonic  and  stratigraphic  significance.  In:  Wieser  T.  (Ed.):

Fundamental researches in the western part of the Polish Car-

pathians.  Guide  to  excursion  1.  CBGA  XIII  Congres,  Cracow

1985, 23–36.

W³odyka  R.,  Karwowski  A.  &  Starnawska  E.  1999:  Chromium-

bearing spinels from glimmerite sill in Miêdzyrzecze near Biel-

sko-Bia³a. Mineral. Soc. Pol. Spec. Pap. 14, 140–142.

¯ytko K., Zaj¹c R. & Gucik S. 1989: Map of tectonic elements of

the  Western  Outer  Carpathians  and  their  foreland,  1:500,000.

Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.