background image















Institute of Geography and Spatial Organization, Polish Academy of Sciences, Department of

Geomorphology and Hydrology, œw. Jana 22, 31-018 Kraków, Poland;


Institute of Geophysics, University of Mining and Metallurgy, Mickiewicza 30, 30-059 Kraków,



Eötvös Loránd Geophysical Institute of Hungary, Paleomagnetic Laboratory, Columbus 17-23,

H-1145 Budapest, Hungary;

(Manuscript received December 12, 2002; accepted in revised form March 16, 2004)

Abstract: Morphostructure pattern suggests rotation of the Orava block along the Orava transforming transversal fault.

The shortening of the Western Carpathians during their shift to the north in a N–S direction is well known, but the press

in between the Bohemian Massif and the European Platform also caused substantial shortening in a W–E direction. The

crucial role for such tectonic processes was played by the transversal Orava Fault and Orava block rotation. Paleomag-

netic preliminary results and geophysical data seem to confirm such a hypothesis.

Key words: Neogene, Tatra Mts, Orava Basin, paleomagnetism, transforming fault, horizontal rotation, magnetotelluric

profile, Bouguer gravity anomalies.


There are commonly accepted geological models of the Polish

Western Carpathians based on the relationship of this unit to

northern geological paleostructures and structures. They are in

most  cases  supported  by  deep  geophysical  measurements.

This concerns mainly the relationship of the Carpathian Mi-

ocene foredeep with the Outer Flysch Carpathian units both

underlain  by  crystalline  rock  with  Paleozoic  and  Mesozoic

rock  sequences  (Oszczypko  1997;  ¯ytko  1999a,b;  Ry³ko  &

Tomaœ 1999, 2001; Nemèok et al. 2000).

A new attitude to the tectonic structure of the Carpathians is

presented in investigations of the Inner Western Carpathians.

The  geodynamic  development  of  the  regional  structure  is

treated there as a result of tectonic escape from the Alps to the

east  of  the  ALCAPA  (Alpine-Carpathian-Pannonian)  micro-

plate, and its collision with the Bohemian Massif and the Eu-

ropean Platform plate (Kováè et al. 1998; Vass 1998; Kováè

2000). As a result, subduction of this plate is accepted. Palins-

pastic  reconstruction  of  the  Carpathian-Pannonian  Basin  re-

gion includes the results of outward thrusting of nappe piles of

accretional prism and formation of flexural foredeep.

There are a few elements, which seem to be important for

reconstruction of the geological history of the Carpathians, es-

pecially close to the boundary of the Inner and Outer Western

Carpathians, west of the Tatra massif and even on the northern

boundary of the accretional prism between Bia³a and Skawa

Valleys (section Bielsko-Bia³a and Wadowice towns):


The movement of megablocks is associated with uplift-

ing of the asthenosphere (Vass 1998; Kováè 2000).


As a consequence of continuing upwelling horizontal ro-

tation of megablocks can be expected as a result of shear stress

relaxation induced by heating and crust stretching of the as-

thenosphere (Vass et al. 1996).


The horizontal rotation of blocks is analogous to strike-

slip deformations, a sinistral fault is accompanied by Counter

Clockwise Rotation, a dextral by Clockwise Rotation.


Uplifting of lithospheric mass causes plastic mantle flow

outside of uplifting formation. Due to this phenomena thick-

ness  of  lithosphere  decreases.  Viscosity  decreases  in  lithos-

phere in result of heat convection. This process causes increas-

es of mobility of blocks and formation of crustal volcanism

and magma eruptions (Lexa & Koneèný 1998).


The inhomogeneity in structure of the upper mantle can

be interpreted as a partially melted state as a result of geody-

namic processes and re-arrangements of deep lithological bor-

ders. In particular it is related to the Moho discontinuity (Bie-

lik et al. 1998; Šefara et al. 1998).


The  crystalline  blocks  are  lifted  upward.  According  to

fission track analysis the uplift of the crystalline core moun-

tains from a depth of 5 km was evaluated for the last 53–10

Ma. The oldest uplift was measured in the Nízke Tatry and

Žiar  Mts  (Kováè  et  al.  1994).  Another  group  of  Inner  Car-

pathians were uplifted from 25–20 Ma (Ve¾ká and Malá Fatra

Mts, Malé Karpaty Mts) and then the youngest mountain up-

lift in the Tatra Mts took place 15–10 Ma. The last results on

background image

220                                                          BAUMGART-KOTARBA, MARCAK and MÁRTON

fission track concern the uplift from a depth of 2 km (below

60 °C) and indicate that within the Tatra massif it is possible

to distinguish some parts lifted at a different rate (Baumgart-

Kotarba & Krá¾ 2002).

The aim of this paper is to show that the geodynamic style

of geological formation is also relevant to some units of Polish

Carpathians. The stresses acting in the collision zone causes

fragmentation of megablocks (Bielik et al. 1998) and these mi-

croblocks interact between themselves overriding even Neo-

gene segments. The loss of adherence between the upper and

lower  parts  of  such  terrain  can  also  be  expected,  as  well  as

their partial melting. The interpretation of profiles 2T and 3T

according to Šefara et al. (1998) suggests such a possibility.

The south-west part of the Polish Carpathians is the area of

consideration in this paper. The thickness of lithosphere under

the  European  Platform  and  the  Outer  Western  Carpathians

varies from about 110–120 km in the western part to 150 km

in the central and eastern segments (Bielik et al. 1999, 2002).

Due to such variation stresses acting in collision also vary. In

spite of this, the rise of the asthenospheric diapir, which con-

trolled the evolution of the Central Slovak Volcanic Field and

graben and horst formation related to back-arc extension (Tu-

riec Basin, Žiar Basin) (Lexa & Koneèný 1998; Koneèný &

Lexa 1999; Vass 1998), north to the Central Slovak Volcanic

Field, has produced inhomogeneity in stress distribution be-

tween  the  southward  sloping  subducted  European  Platform

plate  in  the  Polish  section  of  the  Carpathians  and  the  NNE

shifted Central Western Carpathian block. It is shown in this

paper, that in this zone a structural microblock was formed,

having the above described properties, rotated and deformed.

The  geological,  morphostructural,  paleomagnetic  and  geo-

physical data were used to prove this model. The border be-

tween this part of geological unit, which is based on extension

of older, northern paleostructures and the rotating microblock

is also proposed. The authors’ proposition is to name this ro-

tated block the Orava microblock.

The Orava transforming fault

The Orava transverse fault seems to be very important tec-

tonic zone of the Western Carpathians. It is rather young fault

transforming during the last 15 Ma the main morphostructures

from the western side, the Ve¾ká Fatra, Choè, Skorušina Inner

Fig. 1. Paleomagnetic directions on the structural map of the Western Carpathians according to Grabowski (2000) and Márton et al. (1999)

with new paleomagnetic data from Neogene sediments giving evidence of opposite rotations along the Orava Fault. 1 — crystalline rock;

2 — Krížna Unit; 3 — Choè Unit; 4 — Klippen Belt; 5 — Podhale and Levoèa Inner Flysch; 6 — Neogene sedimentary infill; 7 — Neogene

volcanics; 8 — Magura Outer Flysch (Mk — Krynica Unit, Mr — Raèa Unit, Mby — Bystrzyca Unit). Paleomagnetic direction: 9 — ac-

cording to Grabowski (2000); 10 — according to Márton et al. (1999); 11 — samples collected by authors; 12 — front of thrust; 13 — im-

portant faults; 14 — strike-slip Orava and Ružbachy Faults. OB — Orava Basin, TB — Turiec Basin, VF — Ve¾ká Fatra, KU — Dolný

Kubín, K — Kra¾ovany, R — Ružomberok, NT — Nowy Targ, M — Miêtustwo, Z — Zakopane.

background image


Flysch Syncline, Orava Basin and Babia Góra range (Magura

Unit Outer Flysch), and from the east, the Nízke Tatry, Lip-

tovská  kotlina  Depression, Tatra Mts, Podhale Inner Flysch

Syncline and Gorce Mts (Magura Flysch) (Fig. 1). As a result

of this activity the Orava Basin has a pull-apart formation. The

opening of the Orava Basin started ca. 14 Ma ago (Baumgart-

Kotarba 1996, 2001). The uplift from a depth of 5 km of the

Tatra  Mts  is  relatively  young,  10–15  Ma  according  fission

track methods in comparison to the Nízke Tatry 52.9 Ma (Bur-

chart 1972; Kováè et al. 1994). It was also a period of thrust-

ing and pushing to the north Subsilesian, Silesian, Fore-Magu-

ra  and  Magura  tectonic  units  on  foredeep  marine  sediments

Lower Badenian in age documented in the Zawoja borehole

(Oszczypko 1997). Such activity seems to be prolonged into

the Quaternary, because the NE part of the Orava Basin along

the Domañski Wierch oblique fault is infilled with 110–128 m

of fluvial/fluvioglacial sediments laying directly on the Magu-

ra units, without Neogene deposits (Baumgart-Kotarba et al.

2001). The authors of this paper would like to prove a rotation

of the so-called Orava block (Baumgart-Kotarba 1996, 2001)

along the central part of this long transversal fault crossing the

Western Carpathians from the Po¾ana strato-volcanic system

(12.5–13.5 Ma, Dublan et al. 1997) in the south to the Mszana

tectonic  window  in  the  north.  This  transversal  fault  is  com-

bined  with  the  Central  Slovak  Fault  system  (Kovaè  &  Hók

1993). The rotational features have the following locations:


fault  extended  from  Kra¾ovany  to  Ružomberok  (Váh

Valley gorge),


arch shaped fault bordering from the south the Choè Mts

(Prosiek Fault),


fault  bordering  the  Tatra  Mts  from  the  west  passing

through Oravice village and crossing the Inner Flysch between

the Skorušina and Podhale regions,


fault zone of Domañski Wierch (uplifted Pliocene mo-

lasse), near LudŸmierz village changing direction from 45°



to  NNE  along  Lepietnica  Valley  (Magura  Outer  Flysch)

(Baumgart-Kotarba  1992).  The  area  on  the  east  side  of  the

Lepietnica Fault is also more uplifted (Gorce Mts).

The probably rotated Orava block is limited to the east by

the fault zone of the Skawa Valley (Figs. 3 and 4).

Morphostructural and geological data

Looking at geological maps, the characteristic pattern of the

Klippen  Belt  morphostructure  (Zázrivá-Párnica  sigmoid),

double  structure  of  the  Oravská  Magura  ranges  and  faults

within the Skorušina Flysch in contact with the Choè Mesozo-

ic rock near Dolný Kubín (Gross et al. 1994) could be inter-

preted as a pattern related to shortening of the tectonic units in

the zone of the hinge due to compression between the NW ro-

tated Orava block and the stopped Malá Fatra block (Baum-

gart-Kotarba 2001). The sigmoid shape is also discernible on

the shape of Choè Mts in its SW part along Váh Valley gorge

from Kra¾ovany to Ružomberok and along the S fault of Choè.

Even north of Zázrivá village the shape of the front of the tec-

tonic Krynica slice (Mk) within the Magura Unit reflects rota-

tion of the Orava block to the NW (Fig. 3). On the boundary

between  the  Magura  and  Silesian  nappes,  the  shape  of  the

¯ywiec tectonic window and the course (shape) of the isoline

1.5 km of depth to the crystalline basement (Geological map

of the  substratum of the Tertiary of the Outer Western Car-

pathians and their foreland 1:500,000, Geological atlas 1988-

89) seem to be influenced by the same rotation. The front of

the Magura Nappe changes its course from NE to NEE direc-

tion near ¯ywiec and follows this direction up to the Skawa

Valley fault line.

The  Quaternary  activity  of  the  Orava  Fault  is  shown  not

only by the young infill of the NE part of the Orava depres-

sion,  but  also  by  the  system  of  faults  crossing  the  Pliocene

sediments of Domañski Wierch Hill. There are flower struc-

tures significant for strike-slip motions (Baumgart-Kotarba et

al.  2001).  The  present  day  earthquakes  (Baumgart-Kotarba

2001) manifest recent tectonic activity also.

Further  geological  data  seems  to  confirm  rotation  of  the

Orava block. On the north limit of the rotated Orava block, be-

tween Bielsko and Andrychów towns the youngest Roczyny-

Andrychów tectonic unit with folded and thrusted young Mi-

ocene  Sarmatian  and  Panonian  deposits  was  documented

(Wójcik et al. 1999) on the front of Subsilesian and Silesian

tectonic  units.  It  means  that  the  youngest  parts  of  the  Car-

pathian  accretionary  prism  were  formed  and  pushed  to  the

north  after  the  Pannonian  period.  The  system  of  transversal

faults crossing all tectonic units (Silesian, Subsilesian, Skole

and Roczyny) near the northern limit of the Carpathians could

be interpreted as tectonic shortening along the northern mar-

gin of the Carpathians conditioned by compression related to

rotation of the Orava block. It is the North East corner of the

NW rotated Orava block.

Paleomagnetic data

The new paleomagnetic data were obtained in framework of

the  scientific  project  —  KBN  No.  6P04E  01620.  Samples

were taken from 5 localities. For 3 localities (Miêtustwo, Lip-

nica and Hladovka villages), the mean declinations were cal-

culated  from  individual  paleomagnetic  vectors  according  to

methods worked out by E. Márton in the Paleomagnetic Labo-

ratory in Budapest.

The first results of the paleomagnetic study carried out by

Márton (Baumgart-Kotarba et al. 2002) seem to confirm the

activity  of  the  Orava  Fault  during  the  Sarmatian  and  Upper

Pliocene time. South of the Domañski Wierch Ridge, at Miê-

tustwo  village,  Sarmatian  (Birkenmajer  1978)  fluvial  sedi-

ments gently sloping to the north were sampled. The results of

the mean paleomagnetic direction Dc = 28° and Ic = 53° indi-

cate clockwise rotation in the south-east of Orava transform-

ing oblique fault during the last 10 Ma. It is interesting that

Grabowski’s  (2000)  paleomagnetic  results  from  the  Middle

Triassic to Lower Cretaceous strata from the Tatra Mts also in-

dicate clockwise rotation.

The second set of new samples were collected near Lipnica

village, 20 km to the west of the Orava Fault from young flu-

vial  sediments  tilted  after  deposition.  These  sediments  are

Pliocene/Quaternary  in  age  (2.5–2  Ma)  (Baumgart-Kotarba

2001).  According  to  palynological  studies  by  Stuchlik  from

the Institute of Botany of the Polish Academy of Sciences in

the  framework  of  grant  KBN  No.  6P04E02008,  these  sedi-

ments  belong  to  the  Pliocene-Quaternary  boundary.  Paleo-

background image

222                                                          BAUMGART-KOTARBA, MARCAK and MÁRTON

magnetic  results  from  “Young”  Lipnica  sediments  indicate

counterclockwise  rotation  (Dc = 344°,  Ic = 64°).  This  result

seems to indicate the rotation of the Orava block ca. 16° to the

NW during the last 2 Ma. Rotation with a counterclockwise

(CCW)  direction  started  earlier  from  the  Eggenburgian  ac-

cording  to  Kováè  et  al.  (1989)  in  the  western  part  of  Car-

pathian arc (Bánovce Depression). The Váh block situated be-

tween Bratislava and Žilina (Baumgart-Kotarba 1996, 2001),

was rotated to the NW as was measured by the paleomagnetic

method in Eggenburgian (42°) and Karpatian (37°) marine de-

posits of piggy-back basins (Kováè et al. 1989). This was in-

terpreted as the stopping role of the rigid Bohemian Massif

during the general shift of the Carpathian to the north (Kováè

et al. 1989; Baumgart-Kotarba 1996). According to new pale-

omagnetic research in the Orava pull-apart basin close to Lip-

nica village it is possible to document young CCW rotation in

fluvial deposits 2 Ma in age.

The  third  set  of  samples  from  Hladovka  (13 km  SE  of

“Young”  Lipnica  concern  the  Pliocene  deposits  (Oszast  &

Stuchlik 1977). The mean declination in Hladovka also con-

firms CCW rotation, but by 38° (Dc = 142°, Ic = –49°).

(Fig.  2))  to  the  Sucha  borehole,  low  resistivity  masses  are

push  into  the  space  between  the  maximum  resistivity  base-

ment and a 55 km deep layer also with high resistivity. In the

third part (III), between the Sucha borehole and Babia Góra

foreland all structural elements in the upper part of the cross-

section  are  dipping  intensively  to  the  south,  and  a  further

15 km to the south, there is a break in the continuity of all the

upper layers in the fourth part of profile (IV). Low resistivity

masses filled all the cross-section. Finally, at the south end of

the  profile  a  high  resistivity  block  appears  again  (part  V).

Close  to  Chy¿ne  village  the  top  of  the  crystalline  block  is

sloping to the south.

It seems that the rigidity of masses can influence the resis-

tance of rock masses against their rotation. From this point of

view the border between parts III and IV in the MTS profile is

also a border between rigid and soft masses. The second im-

portant boundary concerning the deep structure is the bound-

ary between parts I and II (Fig. 2).

The results of other geophysical measurements, two gravi-

tational maps, were used for location of this border in the area

of investigations. One of them (Fig. 3) was the original Bou-

Fig. 2. Magnetotelluric profile Chy¿ne-Spytkowice (location on Fig. 4) according to

Królikowski et al. (2000). Resistivity in Ωm. I–V parts of profile distinguished by

authors of the paper.

The  results  from  the  Tatra  Mts  (Grabowski

2000):  Dc  23°,  34°


(Bobrowiec  —  NW  Tatra

Mts)  and  40°


(Havran  —  NE  Belanské  Tatry

Mts)  seem  to  be  in  opposition  to  the  results

from the Paleogene Inner Flysch of the Podhale

and Levoèa Basins by Márton et al. (1999). The

mean direction from 6 localities from Podhale is

Dc = 298°


and Ic = 53°


(Fig. 1). The data from

the  Levoèa  Basin  and  Podhale  are  in  good

agreement. The preliminary opinion is that the

clockwise  directions  obtained  by  Grabowski

(2000) from the Tatra Mts are comparable with

the  young  rotation  documented  in  Miêtustwo.

The explication of such coincidence is not easy.

But  it  is  possible  that  the  young  uplift  of  the

Tatra  massif  was  related  to  some  horizontal

clockwise rotation and this uplift was related to

the whole shift of the Tatra block, together with

the Magura Flysch (Gorce Mts) in compression-

al regime and with the Neogene deposits in the

Nowy S¹cz Basin.

Interpretation of the geophysical data

Two kinds of geophysical measurements are

considered in the paper. The first are results of

magnetotelluric sounding (MTS) along the pro-

file  “Chy¿ne-Spytkowice”  (Królikowski  et  al.

2000).  The  interpreted  results  are  similar  to

those  presented  in  a  paper  by  Bielik  et  al.

(1998). Five parts were distinguished by the au-

thors of this paper in electrical cross-section ob-

tained from those data. Coming from the north,

the first 15 km (Fig. 2), is not disturbed in deep

structure by Carpathian movements and repre-

sents a style of foredeep. In the second part (II)

from Wadowice (ca. 5 km south from Tomice

background image


guer gravitational map and second was the result of its trans-

formation. It can be observed, that the intensive trend in the

gravity field, and its decrease towards the south direction have

the result, that the structure of the field cannot be recognized

properly (Fig. 3). In second map (Fig. 4), elimination of the

general trend was calculated by the authors of the paper, by

subtracting  from  each  gravity  value  in  a  grid  constructed

along the S–N and W–E directions the mean value calculated

along W–E lines. The structure of the map (Fig. 4) can be di-

vided into three parts. The north part of the maps consists of

intensive anomalies, showing NW–SE directions, which are

characteristic for stresses in the Bohemian Massif (Jarosiñski

Fig. 3. Bouguer gravitational map based on data from Polish State Geological Institute (1984/85). Geological elements from Geological map

of the substratum of the Tertiary, and map of tectonic elements of the Outer Western Carpathians, Geological atlas 1988–1989: 1 — fault ac-

cording to the map of the Tertiary substratum; 2 — fault within Magura Unit; 3 — front of thrusts, M — Magura Unit, MK — Krynica Unit,

S — Silesian + Subsilesian + Skole Units; 4 — axis of gravitation minimum (mg); 5 — Klippen Belt; 6 — Orava-Nowy Targ Basin; 7 — ro-

tational Orava Fault; 8 — magnetotelluric profile Chy¿ne-Spytkowice (I–V parts). BG — Babia Góra, P.FL — Podhale Flysch.

background image

224                                                          BAUMGART-KOTARBA, MARCAK and MÁRTON

1998). The south part consists of anomalies oriented in W–E

directions  (Tatra  direction).  The  middle  part,  having  in  the

Fig. 4 rather low differentiation in gravity data, can be corre-

lated with the III and IV parts in the MTS profile. That corre-

lation  allows  us  to  construct  a  potential  border  of  rotated

masses at a distance of 10 km to the E sub-parallel to the Ska-

wa Valley as it is shown in Fig. 4. Another interesting line

crosses the Outer Carpathians on a prolongation of the Orava

rotational fault from the west side of Mszana tectonic window

to the north to Kraków. Near Kraków this line divides from

the west the system of horst and graben, the so called Brama

Krakowska Unit and from the east the Sandomierz Fore-Car-

pathian Depression.


The Orava transversal transforming fault is probably related

to very deep geological structures. According to the magneto-

telluric  profile  (Fig.  2)  the  rotation  could  be  stimulated  by

Fig. 4. Transformed Bouguer gravitational map. BG — Babia Góra summit, ¯W — ¯ywiec tectonic window, MW — Mszana tectonic

window, P.FL — Podhale Flysch.

background image


structures  which  are  deeper  than  60 km.  The  rotation  CCW

could be higher than 16° to the NW, because this value was

documented by the paleomagnetic method in relatively young

sediments (2–2.5 Ma old). The CCW rotation in Hladovka on

Pliocene sediments was determined as 38°. The results from

the older (Sarmatian in age) deposit from “Old” Lipnica are

not satisfied from the statistical point of view. Such rotation

of the Orava microblock according to surface dimension with

the crucial position of the Zázrivá-Párnica sigmoid and back

thrusted section of Klippen Belt structure (profil IV on Geo-

logical  map of the Western Carpathians without Quaternary

formations compiled by K. ¯ytko et al. 1989, [in] Geological

atlas  of  the  Outer  Western  Carpathians  and  their  foreland

1988–1989), and profil 2T (Vozár et al. 1998) seems to have

had his geometrical central point (crossing of diagonals) ca.

8 km north of Babia Góra Mt. The value of shortening in the

W–E direction can be evaluated as twice (100 km to 40 km).

The length of the rotational fault from Kra¾ovany to the Msza-

na tectonic window is ca. 100 km and the width of the Magura

Unit between the ¯ywiec tectonic window and the hypotheti-

cal east limit of the rotated block close to Sucha village is ca.

40 km.  The  related  size  on  the  northern  margin  of  the  Car-

pathians is similar (ca. 35 km).

The data presented in our paper lead to the conclusion that

the rheological weak zone appears at the depth of 50–70 km.

The  lower  lithosphere  has  differentiated  structure  under  the

Carpathians and under the foredeep. North of Babia Góra Mt,

close to the mentioned crossing of diagonals of the hypotheti-

cally rotated Orava microblock the upper lithosphere seems to

be rifted (at the distance of ca. 18 km) (Fig. 2). Thus probably

here the European Platform is sinking to the south. According

to  Bielik  et  al.  (1998),  the  inclination  of  the  underthrusting

European Platform is very steep 60–80°. The first separated

crystalline block on the southern ending of the magnetotellu-

ric profile seems to slope also to the south, when the axis of

gravitational  minimum  is  manifested  (Figs.  3  and  4).  Such

rifted parts of the European Platform are postulated by Šefara

et al. (1998) and Bielik et al. (1998). If this interpretation is

good it is possible to suppose, that the Moho in this section of

the  Western  Carpathians  is  situated  at  the  depth  of  ca.  30–

35 km. The value of depth of Moho position is comparable

with Ry³ko & Tomaœ (1999) data from their western profile

with the Moho generally at the depth of 35–40 km.

A difficult problem is interpretation of the position of the

rotated  Orava  microblock.  The  lithosphere/asthenosphere

boundary  beneath  the  Orava  microblock  changes  from  100-

140 km according to Kováè (2000, fig. 15 — map summariz-

ing data of Babuška (1987) and Horváth (1993)). The model

of lithosphere evolution along the profiles 2T and 3T worked

out by Šefara et al. (1998) presents very thin asthenosphere

masses going up from the lower part of the lower lithosphere

close to the Klippen Belt. The zone of the transversal trans-

forming Orava faults directed to the N from the Po¾ana volca-

no (Central Slovak Volcanic Field) may be interpreted as such

a  narrow  ductile  zone  responsible  for  structural  rebuilding

during the last 15 Ma.

It is interesting that ca. 30 km to the west from Chy¿ne vil-

lage, close to the state boundary in ¯ywiec Beskid Mts, ac-

cording  to  Ry³ko  &  Tomaœ’  (2001)  interpretation,  the  as-

thenosphere is dipping to the north from 60 to 80 km. Thus

another interpretation of this rheological weak zone may also

be assumed  — the occurrence of some discontinuity within

the lower lithosphere.

Some possibility to check the hypothetical rotation of the

Orava microblock creates the comparison with the map of the

depth of the crystalline basement of the Polish Carpathians.

Such maps with presumed faults were worked out indepen-

dently by ¯ytko (1999a) and Ry³ko & Tomaœ (1999) on the

basis of magnetotelluric records. These maps differ much, es-

pecially in interpretation of the main faults. The zone of the

transversal Orava Fault is clearly visible on ¯ytko’s (1999a)

map  as  the  Podczerwienne–Mszana  Dolna  Fault  with  four

sub-parallel  faults  on  their  west  side.  ¯ytko  (1999a)  named

the  line  Ružomberok–Podczerwienne–Mszana  Dolna  “the

most  important  in  the  western  zone”  (p.  193)  of  the  Polish

Carpathians.  The  comparison  with  Ry³ko  &  Tomaœ’  (1999,

2001) maps seems to be more difficult. The authors mark the

line Babia Góra–Rzeszotary (close to Kraków), but according

to  their  map  with  depth  isolines  there  are  two  independent

lines; one from Babia Góra to north, to the northern margin of

the Carpathians and a second similar to ¯ytko’s (1999a) fault-

line Podczerwienne–Mszana Dolna. The second one was in-

correctly named by Ry³ko & Tomaœ (1999, 2001) the Babia

Góra–Rzeszotary line. Ry³ko & Tomaœ (1999, 2001) mark the

big  transverse  dislocation  Zázrivá–Babia  Góra–Rzeszotary

but the transverse Orava Fault follows the line Ružomberok–

Podczerwienne–Mszana Dolna.

Acknowledgment: This work was made with financial sup-

port from the Polish State Committee for Scientific Research

(KBN), Grant No. 6P04E 01620. The authors wish to express

their thanks to dr. J. Hók, and two other unknown Reviewers

for their suggestions which improved this manuscript.

This paper was presented at the XVIIth Congress of Car-

pathian-Balkan  Geological  Association  held  in  Bratislava,

SR, in September 2002.


Baumgart-Kotarba M. 1992: The geomorphological evolution of the

intramontane  Orava  Basin  associated  with  neotectonic  move-

ments,  Polish  Carpathians.  Stud.  Geomorphol.  Carpatho-Bal-

canica 25–26, 3–28.

Baumgart-Kotarba M. 1996: On origin and age of the Orava Basin,

West  Carpathians.  Stud.  Geomorph.  Carpatho-Balcanica  30,


Baumgart-Kotarba  M.  2001:  Continous  tectonic  evolution  of  the

Orava Basin (Northern Carpathians) from Late Badenian to the

present-day? Geol. Carpathica 52, 2, 103–110.

Baumgart-Kotarba  M.,  Dec  J.  &  Œlusarczyk  R.  2001:  Quaternary

Wróblówka  and  Pieni¹¿kowice  grabens  and  their  relation  to

Neogene strata of the Orava Basin and Pliocene sediments of

the  Domañski  Wierch  series  in  Podhale,  Polish  West  Car-

pathians. Stud. Geomorphol. Carpatho-Balcanica 35, 101–119.

Baumgart-Kotarba  M.,  Marcak  H.  &  Márton  E.  2002:  Rotation

along  transverse  transforming  Orava  strike-slip  fault  in  the

light  of  geomorphological,  geophysical  and  paleomagnnetic

data (Western Carpathians). Geol. Carpathica 53, Spec. Issue

— CD with extended abstracts.

background image

226                                                          BAUMGART-KOTARBA, MARCAK and MÁRTON

Baumgart-Kotarba M. & Krá¾ J. 2002: Young tectonic uplift of the

Tatra  Mts  (fission  track  data  and  geomorphological  argu-

ments). Geol. Carpathica 53, Spec. Issue — CD with extend-

ed abstracts.

Bielik M., Deredova J. & Zeyen H. 2002: New approach for deter-

mination of the Western Carpathian lithospheric thermal struc-

ture. Geol. Carpathica 53, Spec. Issue, 117–119.

Bielik  M.,  Šefara  J.,  Soták  J.,  Bezák  V.  &  Kubeš  P.  1998:  Deep

structure  of  the  Western  and  Eastern  Carpathian  junction.  In:

M. Rakús (Ed.): Geodynamic development of the Western Car-

pathians. GSSR, D. Štúr Publ., Bratislava, 259–271.

Bielik  M.,  Zeyen  H.  &  Lankreijer  A.  1999:  Integrated  modelling

and rheological study of the Western Carpathians.  Geol. Car-

pathica 50, Spec. Issue, 142–143.

Birkenmajer  K.  1978:  Neogene  to  Early  Pleistocene  subsidence

close  to  the  Pieniny  Klippen  Belt,  Polish  Carpathians.  Stud.

Geomorphol. Carpatho-Balcanica 12, 17–28.

Burchart J. 1972: Fission-track age determinations of accessory ap-

atite from the Tatra Mountains, Poland. Earth Planet. Sci. Lett.

15, 418–422.

Dublan L. (Ed.), Bezák V., Bujnovský A., Halouzka R., Hraško L.,

Vozárová  A.  &  Vozár  J.  1997:  Geological  map  of  Po¾ana,

1:50,000. GSSR, D. Štúr Publ., Bratislava.

Geological  atlas  of  the  Western  Outer  Carpathians  and  their  fore-

land. 1988-1989, PIG Warszawa–GÚDŠ Bratislava.

Grabowski J. 2000: Palaeo- and rock magnetism of Mesozoic car-

bonate  rocks  in  the  Sub-Tatric  series  (Central  West  Car-

pathians)  —  palaeotectonic  implications.  Spec.  Pap.  Polish

Geol. Institute 5, 1–87.

Gross P., Köhler E., Mello J., Hraško J., Halouzka R. & Nagy A.

1994: Geological map of Southern and Eastern part of Orava,

1:50,000. Bratislava.

Jarosiñski M. 1998: Contemporary stress field distorsion in the Pol-

ish part of the Western Outer Carpathians and their basement.

Tectonophysics 297, 91–119.

Koneèný V. & Lexa J. 1999: Paleovolcanic reconstruction of Neo-

gene  volcanoes  in  the  Central  Slovak  Volcanic  Field.  Geol.

Carpathica 50, Spec. Issue, 109–112.

Kováè M. 2000: Geodynamical, paleogeografical and structural de-

velopment of the Miocene Carpathian-Pannonian region (New

overview on Slovak Neogene basins). Veda, Bratislava, 1–202.

Kováè M., Baráth I., Holický I., Marko F. & Túnyi I. 1989: Basin open-

ing in the Lower Miocene strike-slipe zone in the SW part of the

Western Carpathins. Geol. Zbor. Geol. Carpath. 40, 1, 37–62.

Kováè M., Krá¾ J., Márton E., Plašienka D. & Uher P. 1994: Alpine

uplift  history  of the Central Western Carpathians: geochrono-

logical,  paleomagnetic,  sedimentary  and  structural  data.  Geol.

Carpathica 45, 2, 83–96.

Kováè M., Bielik M., Lexa J., Pereszlényi M., Šefara J., Túnyi I. &

Vass  D.  1997:  The  Western  Carpathian  intramontane  basins.

In: Grecula P., Hovorka P. & Putiš D. (Eds.): Geological evolu-

tion of the Western Carpathians. Miner. Slovaca—Monograph,

Bratislava, 43–64.

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

Marunteanu M., Matenco L. & Márton E. 1998: Palinspastic re-

construction of the Carpathian-Pannonian region during the Mi-

ocene.  In:  M.  Rakús  (Ed.):  Geodynamic  development  of  the

Western Carpathians. GSSR, D. Štúr Publ., Bratislava, 189–217.

Kováè P. & Hók J. 1993: The Central Slovak Fault System — field

evidence of a strike slip. Geol. Carpatica 44, 3, 155–160.

Królikowski  C.,  Klityñski  W.,  Petecki  Z.  &  Stefaniuk  M.  2000:

Deep lithosphere under Polish part of the Carpathians as a re-

sult  of  integrated  magnetotelluric  and  gravity  data  interpreta-

tion. Abstracts of Pancardi 2000, Vijesti 37, 3, Spec. Issue.

Lexa J. & Koneèný V. 1998: Geodynamic aspects of the Neogene to

Quaternary volcanism. In: M. Rakús (Ed.): Geodynamic devel-

opment  of  the  Western  Carpathians.  GSSR,  D.  Štúr  Publ.,

Bratislava, 219–240.

Márton E., Mastella L. & Tokarski A.K. 1999: Large counterclock-

wise rotation of the Inner West Carpathian Paleogene Flysch,

evidence  from  paleomagnetic  investigations  of  the  Podhale

Flysch (Poland). Phys. Chem. Earth (A) 24, 8, 645–649.

Nemèok  M.,  Nemèok  J.,  Wojtaszek  M.,  Ludhová  L.,  Klecker  R.,

Sercombe W., Coward M. & Keith J. 2000: Results of 2D bal-

ancing along 20° and 21°31'  longitude  and  pseudo-3D  in  the

Smilno  tectonic  window:  implications  for  shortening  mecha-

nisms of the West Carpathian accretionary wedge. Geol. Car-

pathica 51, 5, 281–300.

Oszast  J.  &  Stuchlik  L.  1977:  The  Neogene  vegetation  of  the

Podhale  (West  Carpathians,  Poland).  Acta  Palaeobot.  18,  1,


Oszczypko  N.  1997:  The  Early-Middle  Miocene  Carpathians  pe-

ripheral  foreland  basin,  Western  Carpathians,  Poland.  Przegl.

Geol. 45, 10, 1054–163.

Ry³ko W. & Tomaœ A. 1999: Consolidated basement of the Polish

Carpathians  in  the  light  of  magnetotelluric  data.  In:  T.  Peryt

(Ed.):  Analysis  of  the  Tertiary  basin  of  the  Carpathian  fore-

deep. Prace Pol. Inst. Geol. 58, 195–207.

Ry³ko W. & Tomaœ A. 2001: Neogene transformation of the consol-

idated basement of the Polish Carpathians. Biul. Pañstw. Inst.

Geol. 395, 1–60.

Šefara J., Bielik M. & Bezák V. 1998: Interpretation of the Western

Carpathians  lithosphere  based  on  geophysical  data.  In:  M.

Rakús  (Ed.):  Geodynamic  development  of  the  Western  Car-

pathians. GSSR, D. Štúr Publ., Bratislava, 273–280.

Vass D. 1998: Neogene geodynamic development of the Carpathian

arc and associated basins. In: M. Rakús (Ed.): Geodynamic de-

velopment  of  the  Western  Carpathians.  GSSR,  D.  Štúr  Publ.,

Bratislava, 155–188.

Vass D., Túnyi I. & Márton E. 1996: Young Tertiary rotation of the

megaunit  Pelso  and  neighbour  units  of  the  West  Carpathians.

Slovak Geol. Mag. 3–4, 96, 363–367.

Vozár  J.,  Szalaiová  V.  &  Šantavý  J.  1998:  Interpretation  of  the

Western Carpathian deep structures on the basis of gravimetric

and seismic sections. In: M. Rakús (Ed.): Geodynamic devel-

opment  of  the  Western  Carpathians.  GSSR,  D.  Štúr  Publ.,

Bratislava, 241–257.

Wójcik A., Szyd³o A., Marciniec P. & Nieœcieruk P. 1999: Folded

Miocene of the Andrychów region — new tectonics units. In:

T. Peryt (Ed.): Analysis of the Tertiary basin of the Carpathian

foredeep. Prace Pol. Inst. Geol. 231–245.

¯ytko K. 1999a: Symmetrical pattern of the late alpine features of

the  northern  Carpathian  basement,  their  foreland  and  hinter-

land; orogen and craton suture. In: T. Peryt (Ed.): Analysis of

the Tertiary basin of the Carpathian foredeep. Prace Pol. Inst.

Geol. 168, 165–194.

¯ytko  K.  1999b:  Correlation  of  the  main  structural  units  of  the

Western and Eastern Carpathians. In: T. Peryt (Ed.): Analysis

of  the  Tertiary  basin  of  the  Carpathian  foredeep.  Prace  Pol.

Inst. Geol. 168, 135–164.