GEOLOGICA CARPATHICA, FEBRUARY 2005, 56, 1,  17–28

Deformation phases in the selected shear zones within the

Tatra Mountains granitoid core

EDYTA JUREWICZ

1 

and

 

BOGUS£AW BAGIÑSKI

2

1

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

Poland;  edytaj@geo.uw.edu.pl

2

Institute of Geochemistry, Mineralogy and Petrology, Faculty of Geology, Warsaw University, al. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa,

Poland;  b.baginski1@uw.edu.pl

(Manuscript received June 25, 2003; accepted in revised form March 16, 2004)

Abstract: The paper presents the complex geological structure and microstructure of four selected polydeformed shear

zones within the granitoid core of the High Tatra Mountains. Sequences of deformation and mineralization were deter-

mined  for  each  zone.  In  order  to  determine  the  deformation  conditions,  petrotectonic  analysis  and  the  chlorite

geothermometer were applied. The obtained data were correlated with earlier published fluid inclusions investigations.

Next, the results were supported by petrotectonic and structural analyses, and on the basis of the whole set of data three

groups  of  structures  were  distinguished:  1  —  pre-Alpine  (connected  with  late  Variscan  extension  or  Early  Jurassic

rifting, brittle-plastic in character); 2 — Alpine (formed during the Late Cretaceous thrusting, marked by the presence of

flat-dipping slickensided faults); 3 — late Tertiary (linked with the uplift of the Tatra massif and the accompanying

extension  and  sinistral  oblique-normal-slip  faults).  On  the  basis  of  the  pressure  1.45–1.70  kba  (145–170 MPa)  and

temperatures (212–254 °C) estimated from fluid inclusion analysis, as well as temperatures range of 205–250 °C ob-

tained from the Cathelineau geothermometer, the depth of the granitoid massif position during the Late Cretaceous

Alpine thrust folding was determined at 6–7 km and the geothermal gradient at ca. 30 °C.

Key words: Western Carpathians, High Tatra Mountains, tectonic evolution, shear zones, granitoid rocks,  cataclasites,

mylonites.

Introduction

The  Tatra  Mountains  represent  the  northernmost  basement

massif of the Inner Western Carpathians. The younger part of

the crystalline core comprises granitoid rocks considered to be

products of the Variscan Orogeny (Petrík et al. 1994). The iso-

topic  ages  of  the  granitoid  intrusion  of  the  Tatra  Mountains

range  between  300–330 Ma  according  to  the 

40

Ar/

39

Ar  and

Rb/Sr  methods  (Burchart  1968;  Maluski  et  al.  1993;  Janák

1994; Kohút & Sherlock 2003) and 340–310 Ma according to

zircon  dating  (Poller  et  al.  2000;  Poller  &  Todd  2000).  The

depth  of  the  magma  intrusion  was  estimated  at  18–22 km,

which  corresponds  to  5–6 kbar  (500–600  MPa)  and  450–

550 °C (Kohút & Janák 1994). During the Variscan Orogeny,

the  first  deformation  stage  is  related  to  the  south-eastward

ductile thrusting of the upper unit composed of granites and

migmatites  over  the  footwall  metasediments  of  the  Western

Tatra Mountains (Fritz et al. 1992; Janák 1994). The second

Variscan extensional deformation was characterized by W-E

stretching (Kohút & Janák 1994). After the Permian, the Tatric

pre-Alpine complexes were buried not deeper than 12 km (ca.

250 °C  —  Kováè  et  al.  1994).  Structural  studies  of  Putiš

(1992), Kohút & Janák (1996) and Janák & Kahan (1996) sug-

gest the brittle character of the deformation during the Alpine

stage occurring in low P-T conditions. The Tertiary uplift of

the Tatra Mountains took place 15–10 Ma ago, as shown by

apatite fission track dating (Burchart 1972; Krá¾ 1977; Kováè

et al. 1994).

This paper is focused on the presentation of selected shear

zones  within  the  High  Tatra  Mountains  granitoid  core

(Fig. 1A) in relation to their multistage tectonic evolution doc-

umented by several phases of deformation and mineralization.

Despite the polydeformed character of these zones, it is possi-

ble to determine the chronology of events, conditions of defor-

mation in each stage of tectonic evolution, as well as to relate

them to regional events.

Classification of shear zones

The  granitoid  core  of  the  High  Tatra  Mountains  is  cut  by

several-meters thick tectonic zones, clearly visible in the mor-

phology as cols. According to Grochocka-Piotrowska (1970)

these zones can be subdivided into:

a — so-called “uniform slip zones”, comprising numerous

slickensides with closely adherent fault-walls;

b — “debris zones” — cataclasites, mylonites and tectonic

breccia;

c — fault zones with ductile deformation.

Jurewicz (2000a, 2002) presented a slightly different view

for distinguishing particular dislocations within the granitoid

core of the High Tatra Mountains, based on their geometry.

The  dislocations  were  initially  sub-divided  into  two  groups:

flat-dipping faults with dips <45° (Fig. 1D) and steep singular

faults and faults zones (Fig. 1C,E) with dips >45°. The flat-

dipping  faults  are  characterized  by  most  commonly  20–80°

www.geologicacarpathica.sk

18                                                                               JUREWICZ and BAGIÑSKI

Fig. 1. A — Sketch-map of the Polish part of the High Tatra Mountains and location of the four studied mylonitic zones: a — Galeria Cu-

bryñska Ridge; b — Miêguszowiecka Pass; c — Miedziane Ridge; d — Poœredni Granat Mountain. B–H — stereoplot of the shear zones,

projection on the lower hemisphere: B — orientation of the investigated shear planes; arrow points orientation of striae; C — pole to the (a)

and (b) shear planes in relation to the contour plot of the pre-Alpine mylonitic zones; D — pole to the (c) shear plane in relation to the con-

tour plot of the flat dipping fault planes of Alpine ages; E — pole to the (d) shear plane in relation to the contour plot of the steep-dipping

shear zones (normal-oblique-slip faults) of late Tertiary age; F,G,H — after rotation of the Tatra Mountains block to the position prior to the

late Tertiary rotational uplift (40° southwards around the 90/0 axis; see for detail: Jurewicz 2000a, 2002); Note that the orientation of the

d-plane after rotation (F, G) and without rotation is correlated with the maximum of steep faults (E) connected with Neogene extension. I —

scheme of rotation along horizontal axis to position prior to the late Tertiary uplift.

DEFORMATION PHASES IN THE SHEAR ZONES WITHIN TATRA MTS GRANITOID CORE                     19

oriented, smooth planes and the presence of tectonic striations

on  mineralized  surfaces  (most  commonly  epidote-quartz  or

chlorite-quartz). They are linked with the Alpine thrust fold-

ing, and the striae allowed reconstruction of the stress field re-

sponsible for the thrust formation in the Tatra Mountains (Ju-

rewicz  2000a,b).  Steep  faults,  in  turn,  do  not  comprise  a

uniform group in relation to their orientation, character of ac-

companying structures, as well as their origin and age. In Ju-

rewicz (2002) they were tentatively sub-divided into:

a — steep dislocations comprising mylonites and/or catacla-

sites, several tens of cm to approximately 2–3 m wide, or com-

prising a series of narrow zones from several to several tens of

cm wide, with strikes about 40° or 110° (Fig. 1C);

b — steep dislocations comprising singular planes or sys-

tems  of  several  parallel  planes  with  strikes  about  35°

(Fig. 1E).

The  geometric  analysis  of  singular  steep  fault  planes  al-

lowed us to identify them as sinistral strike-slip faults or ob-

lique-normal-slip faults, and to link them with the Middle Mi-

ocene 106–120° (Jurewicz 2002) extension, which took place

after the rotational uplift of the Tatra Mountains (Piotrowski

1978;  Kováè  et  al.  1994;  Sperner  1996;  ¯elaŸniewicz  1996;

Jurewicz  2000a).  Dislocations  comprising  cataclasites  and

mylonites are most probably older that the flat-dipping slick-

ensides, as well as the steep singular slickenside fault planes.

However,  dislocations  with  orientations  similar  to  those  of

steep faults could be reactivated during the late Tertiary uplift

of the Tatra massif. Some of the fault planes could be geomet-

rically  connected  with  magmatic-tectonic  jointing  described

by Jaroszewski (1985). During the Alpine thrust movements

the presently steep dislocation zones did not lie in orientations

close to the planes of maximum shearing, therefore they were

not reactivated.

In the Polish part of the High Tatra Mountains, low dips of

the cataclastic and mylonitic zones are rather uncommon. One

such zone was identified in the vicinity of Czarna £awka in

Liptowskie Mury, where it is ca. 40 cm thick and is oriented at

340/35; the second one described below occurs on the Miedziane

Ridge, where ca. 10–20 cm thick mylonitic epidote occurs.

Methodology

Observations of structures and textures were carried out di-

rectly in the field, on polished surfaces, in an optical micro-

scope and a microprobe (BSE images). The minerals were rec-

ognized  under  an  optical  microscope,  and  the  chemical

composition was determined by microprobe analysis. To de-

termine  the  temperature  conditions  of  the  deformation  and

mineralization  processes,  the  chlorite  geothermometers

(Cathelineau & Nieva 1985; Cathelineau 1988) were applied.

There is a certain problem in contemporary literature with

the precise application of the terms “mylonites” and “catacla-

sites”. The existing criteria are not clear. Some authors when

describing rocks from shear zones use the term “tectonites”.

Cataclastic  zones  are  difficult  to  distinguish  from  mylonitic

zones in the field. Cataclasites are considered to be rocks com-

prising sharp-edged rock and mineral fragments, crushed dur-

ing the process of brittle fracturing, however without melting

(Passchier & Trouw 1997). Mylonites are defined as strongly

deformed  rocks  occurring  in  ductile  shear  zones,  commonly

with  planar  foliation  and  stretching  lineation  (Passchier  &

Trouw 1997; Bucher & Frey 2002). Lapworth (1885) linked

mylonites with brittle faults; presently, however, they are con-

sidered to be formed under the influence of crystal-plastic ma-

trix flow, despite the fact that brittle deformation is observed

in  isolated  rock  lenses  and  individual  mineral  grains  (some

minerals reveal brittle fractures). According to Yardley (1991)

the presence of neoformed minerals is a prerequisite to assign

rocks from shear zones to mylonites.

The internal fabric of mylonitic zones in the Tatra Moun-

tains  differs  in  the  degree  of  the  mylonitization  process  and

number of deformation and mineralization phases. The varia-

tion of the mylonitic structures is also observed within particu-

lar zones and is linked with the degree of structural reworking

changing along each zone. The zones reveal traces of reactiva-

tion, for example, in the form of deformation of mylonitic fab-

rics formed during earlier shearing, or mineral veins formed

during progressive deformation and in relaxation stages. This

paper shows the complex and variable structure of the shear

zones in the Tatra Mountains and the poly-phase process lead-

ing to their formation based on selected dislocation zones: in

the  Galeria  Cubryñska  Ridge,  on  Poœredni  Granat  in  the

Granaty  Ridge,  in  the  Miêguszowiecka  Prze³êcz  pod

Ch³opkiem  Pass,  further  referred  to  as  the  Miêguszowiecka

Pass, as well as on the Miedziane Ridge (Fig. 1A). On the ba-

sis of the succession and condition of deformation, the phases

of development were correlated with stages of tectonic evolu-

tion of the High Tatra Mountains.

Characteristics of the selected shear zones

Galeria Cubryñska Ridge

This  205/80  oriented  zone  (Fig. 1A,B-a,C-a)  transects  the

north-western  slopes  of  the  Cubryna  Mountain  —  the  so-

called Galeria Cubryñska, and is one of the widest and most

complex zones in the series of three parallel tectonic zones in

this area. It is ca. 1.5–2 m wide and represents a fissure cutting

several tens of meters into the massif, with a clearly-visible

debris fan beneath it. After reversing to the position prior to

the post-Paleogene rotational uplift this zone attains the dip of

ca. 75° (Fig. 1F-a,G-a). Its internal structure is very complex.

It  is  delimited  from  the  wall  rocks  (Fig. 2A-1)  by  distinct

slickenside  surfaces  (Fig. 2A-5)  coated  with  ca.  0.5–2 cm

thick mylonitic epidote with clear 292/35 shear striae indicat-

ing a dextral dip-slip movement. The slickensides document

the  last  phase  of  movement,  which  took  place  along  the

boundary  of  rock  media  with  different  reological  properties

(mylonite and granitoid). The filling of fractures (quartz-filled

gashes — Fig. 2A-6) with orientations parallel to the margins

of the mylonitic zone and developed along the boundary of the

earlier vein of green quartz (Fig. 2A-4) are younger than the

movement  phase.  The  quartz  vughs  developed  along  the

northern margin of the mylonitic zone, probably grew in an

extensional  fissure  but  did  not  fill  it  entirely;  the  space  be-

tween the crystals is filled with younger white milky calcite

20                                                                               JUREWICZ and BAGIÑSKI

(Fig. 2A-7). Calcite in this zone also occurs in lens-shaped drus-

es  within  the  moderately  deformed  granitoid  (Fig. 3A).  This

calcite, as well as other carbonates in other places has a char-

acteristic  ferricrust.  Earlier  than  the  green  quartz  (Fig. 2A-4),

the colour of which comes from chlorite, are veins of milky

quartz (Fig. 2A-3), which underwent boudinage and slight de-

formation.  The  oldest  tectonic  phase  is  linked  with  a  shear

process, which resulted in mylonitization, dynamic recrystalli-

zation and textural reworking (Fig. 2A-2). The effects of this

process can be seen directly in the field in the form of the S-C

structures indicating the downward displacement of the south-

ern limb. The S-surfaces are wavy-shaped foliations cut by the

C-planes surfaces defined by microshears parallel to the shear-

zone  boundary  (see  Shimamoto  1989;  Lin  1999).  Porphyro-

clasts of magmatic quartz, several-mm in diameter, which bear

traces of brittle deformation (cataclastic fracturing), can be ob-

served on a polished surface (Fig. 3C). Under the microscope

the quartz porphyroclasts show undulose extinction and fab-

rics of dynamic recrystallization.

The S-C fabrics have also been recognized under the micro-

scope (Fig. 4A). Along the S-C surfaces elongated grains of

neoformed quartz in the pattern of an anastomosing network

occur.  This  quartz  is  also  characterized  by  undulose  extinc-

tion. According to Lin (1999) one of the most significant mi-

crostructural  differences  between  the  S-C  cohesive  catacla-

sites  and  the  S-C  mylonites  is  the  absence  of  dynamically

recrystallized  grains  in  S-C  cataclasites,  what  unequivocally

points to the Galeria Cubryñska shear zone as mylonites. The

rock has a green colour from chlorites developed after primary

biotite,  the  presence  of  which  has  been  registered  under  the

microscope as well as in BSE images (Fig. 5A). Undulose ex-

tinction, deformation bands and kink bands are clearly visible

in plagioclase porphyroclasts (Fig. 4D), pointing to the low-

grade condition of deformation taking place typically in tem-

peratures 300–400 °C (Pryer 1993; Passchier & Trouw 1996).

Furthermore, internal fracturing, occasionally filled by epidote

and  quartz  (Fig. 4E)  also  occurs.  Nucleation  and  growth  of

new minerals such as white mica porphyroblasts overgrowing

sericite-rich  matrix  is  also  observed  in  the  thin  section

(Fig. 4B). Later than the newly grown mica flakes are veins of

calcite fibres (Fig. 4C).

Fluid  inclusions  analyses  from  the  milky  quartz  vein  (Ju-

rewicz  &  Koz³owski  2003)  point  to  the  temperature  264 °C

and pressure 1.6 kbar (160 MPa), and the observation of the

deformation  character  indicate  that  the  temperature  could

reach beyond 300 °C. The data, obtained in studies of fluid in-

clusions from vein quartz in other mylonitic zones indicate the

pressures  of  ca.  1.3–1.63 kbar  (130–160 MPa)  and  tempera-

ture  of  ca.  264–316 °C  (Koz³owski  &  Jurewicz  2001;  Ju-

rewicz & Koz³owski 2003). For neomorphic quartz from shear

surfaces  in  mylonites  the  respective  values  obtained  by

Koz³owski  are:  1.3 kbar  (130 MPa)  and  216 °C  (in  Korna-

towski 2002).

Miêguszowiecka Pass

This  is  one  of  the  several  almost  parallel  mylonitic  zones

occurring in the vicinity of the Kocio³ Miêguszowiecki cirque.

Fig. 2. Sketch of the shear zones of the Galeria Cubryñska Ridge. A — view from the south, and the Poœredni Granat Mountain. B — view

from above. Numbers indicate the order of the deformation and mineralization phases: 1 — granitiod wall rock, 2 — zone of mylonitization,

dynamic recrystallization and texture reworking, 3 — veins filled with milky quartz and barite, 4 — veins filled with green quartz, 5 —

slickenside surfaces coated with mylonitic epidote,  6  —  quartz-filled  gashes,  7 — younger milky calcite druses and Fe dolomite.  Gr  —

granitoid, S-Cmyl — S-C mylonites, S — foliation, C — shear surface, Cat — cataclasites, Qtz — quartz, m — milky, g — green, dr —

druse, Cal — calcite, Ep — epidote, Brt — barite, Fp — fault plane, St — striae, Fe-dol — ferrous dolomite, T — tension fractures of

Riedel-type shear system, filled with quartz, with later antithetic movement.

DEFORMATION PHASES IN THE SHEAR ZONES WITHIN TATRA MTS GRANITOID CORE                     21

Fig. 3. A — calcite druse with core of iron oxides and hydroxides, Galeria Cubryñska Ridge (correlated with 7 on Fig. 2A). B — vein of

quartz (dark) transecting a barite vein (light), Poœredni Granat Mountain (view from above; details on the Fig. 2B). C–E — polished surfac-

es: C — S-C mylonites from Galeria Cubryñska Ridge with the neoformed quartz along the shear bands; D — microfaults (f) transecting

porphyroclasts of quartz; relicts of S-C fabrics, Miêguszowiecka Pass; E — asymmetric microfolds of mylonitic foliation with elongated and

boudinaged porphyroclasts of quartz, Miêguszowiecka Pass.

22                                                                               JUREWICZ and BAGIÑSKI

Fig. 4. Thin sections in crossed polarizers: A–E — Galeria Cubryñska Ridge, F–H — Miêguszowiecka Pass. A — polymineralic foliation

composed of quartz/mica/sericite/feldspar layers in S-C mylonites; arrows indicate sense of shear.  B — nucleation of mica porphyroblast

grown on sericite. C — veins of calcite fibres between mica flakes. D — deformation of twins in plagioclase. E — vein (rims marked white)

of euhedral epidote grown along the vein-wall, filled with quartz. F — porphyroclast of quartz with fine-grained calcite in strain shadows;

quartz crystal shows deformation lamellae and undulose extinction; tension gashes filled with calcite. G — microshears associated with mi-

crofolds; arrows indicate sense of shear. H — porphyroclasts of quartz with elongated crystals of calcite in strain shadows; arrows indicate

sense of shear.

DEFORMATION PHASES IN THE SHEAR ZONES WITHIN TATRA MTS GRANITOID CORE                     23

This  zone  (Fig. 1A,B-b,C-b),  ca.  1–2 m  wide  and  oriented

150/60,  cuts  the  massif  of  Miêguszowiecki  Szczyt  Czarny

Mountain on its northern slope. After reversing to the position

prior to the post-Paleogene rotational uplift this zone attains a

sub-vertical position (Fig. 1F-b,G-b). Due to the fact that it is

well exposed for a distance of ca. 300 m, from Kazalnica to

the Miêguszowiecka Pass, the variation of microstructures and

deformation gradient can be observed along its strike. In the

lower, more eastern parts in the vicinity of Kazalnica, charac-

teristic deformation textures such as folding (Fig. 3E) and mi-

crofaulting (Fig. 3D) of pre-existing foliation can be observed.

The  folds  within  this  zone  are  not  indicators  of  the  shear

sense, because fold axial planes do not show specific orienta-

tion and can have the same or the opposite sense of asymmetry

to  the  bulk  displacement.  This  fact  may  be  linked  with  the

back rotation between the shear zone during progressive de-

formation  (see  Harris  2003)  or  change  in  the  direction  of

movement  (Hippertt  &  Tohver  1999).  Brittle  deformation

(Fig. 3D),  that  is  cataclastic  fracturing,  shearing  of  grains

showing  “domino”-like  microstructures  can  be  observed  in

Fig. 5. BSE-images: A–B — Galeria Cubryñska; C,D,E — Miêguszowiecka Pass; F — Miedziane Ridge. A — metamorphic and neomor-

phic minerals and mylonitic fabrics. B — ductile folded, kinked and disrupted crystals of Ti-rich biotite. C — rotated porphyroclast of

fractured quartz with calcite in strain shadows; intercrystalline slip within mica-bar porphyroclast (like mica “fish” structure).  D —

calcite  in  strain  shadows  adjacent  to  quartz  porphyroclast,  partially  newly  recrystallized  (σ-type  object);  note  undulose  extinction  and

brittle fractures filled with calcite in the quartz porphyroclast. E — bright parts of epidote blast (Fe-rich) grown on darker (Fe-poor), earlier

formed and crushed ones.  F — zoned K-feldspar with Ba-rich rims (the bright parts of the feldspars); arrows indicate sense of shear;

symbol of minerals after Kretz (1983).

24                                                                               JUREWICZ and BAGIÑSKI

porphyroclasts of magmatic quartz (see Needham 1995; Hip-

pert & Hong 1998). Strain shadows usually composed of cal-

cite or neoformed SiO

2

 may occur adjacent to quartz porphy-

roclasts  (Figs. 4F,H, 5C,D).  Closer  to  the  Miêguszowiecka

Pass the shear zone is filled with tectonic gouge. It is likely

that the minor folding of mylonitic fabric is linked with the

older deformation phase, whereas the tectonic gouge and un-

cohesive cataclasites developed in a later deformation phase

due to the reactivation of an existing mylonitic zone. There are

also fragments of crushed and deformed quartz veins in some

parts of the mylonitic zone. Analyses of fluid inclusions made

by Koz³owski (in Kornatowski 2002) indicated temperatures

of 262 °C and pressures of 1.6 kbar (160 MPa), which are val-

ues similar to those obtained for the Galeria Cubryñska Ridge.

In the younger quartz veins developed along the walls of the

mylonitic zone, euhedral grains are observed, with spaces be-

tween them filled with later ferrous carbonates (Fe-dolomite

and ankerite). These carbonates are typically poorly preserved

and empty voids with walls built of quartz crystals coated with

Fe-hydroxides, being the remains after weathering of Fe-rich

carbonates, are often observed. According to Michalík (1952),

carbonate veins in granitoids of the High Tatra Mountains re-

veal a zonal composition: the middle part consists of calcite,

whereas dolomite, followed by ankerite and siderite occur to-

wards the margins. The variability within the mineral compo-

sition is observed in single dolomite crystals, which also have

a zonal composition, where their rim is composed of ankerite

(Kornatowski 2002). Such composition of the carbonate veins

may be a result of Fe-ions migration and their gradual disap-

pearance from hydrothermal solutions, which in the terminal

phase contained “pure” calcite.

In the vicinity of the Kocio³ Miêguszowiecki cirque lie sev-

eral parallel mylonitic zones, which are linked with the pres-

ence  of  the  so-called  violet,  or  titanous-violet  veins  (Jaczy-

nowska  1980)  of  controversial  origin.  Their  first  chemical

analysis was presented by Kreutz (1924), whereas their origin

was given by Koisar & Zawidzki (1972). The authors deter-

mined the geochemical transformations taking place in mylo-

nitic zones leading to the increase of hematite contents respon-

sible for the specific colour of the veins. By analogy to the site

from Gerlach described by Petrík & Reichwalder (1996; see

also Petrík et al. 2003 and Kohút & Sherlock 2003), Gawêda

&  Piwkowski  (2000)  considered  the  violet  veins  from  Koñ-

czysta Turnia Mountain, and Pasternakowe Czuby Mountain

as pseudotachilites, also postulating a similar origin for the vi-

olet veins in the entire Tatra Mountains, including those from

Kocio³ Miêguszowiecki cirque. We suggest that violet veins

from  the  vicinity  of  Kocio³  Miêguszowiecki  cirque  and  the

role of hematite and titanite require a separate analysis.

Miedziane Ridge

On the Miedziane Ridge running towards the Marchwiczna

Pass (Fig. 1A) a flat-dipping, smooth tectonic surface, orient-

ed 15/35, can be observed (Fig. 1B-c,D-c). The shear plane is

coated with mylonitic epidote and slickensided. The striae are

semiparallel to the strike of the plane (Fig. 1B-c). The orienta-

tion and character of this surface does not match the described

above mylonitic zones (Fig. 1B-c,D-c). It shows a geometric

coincidence with the sloping slickensides linked with Alpine

thrusting (Burchart 1963; Jurewicz 2000a). After rotation of

the fault plane to the position prior to the late Tertiary uplift of

the Tatra massif it attains a near horizontal position (Fig. 1F-c,

H-c).  It  differs  from  other  similarly  oriented  planes  by  the

presence of a ca. 15-cm-thick mylonitic epidote-quartz mass,

occurring instead of a thin, typically not exceeding ca. 2 cm

mineralization comprising of synkinematicaly grown epidote

and  quartz.  SEM  photographs  of  epidote  (Fig. 5E)  show  a

clear mosaic-like composition of that mineral (angular shape

of  previously  mylonitized  grains).  This  could  be  a  result  of

multiple  activity  of  this  shear  zone  where  crystals  were

crushed and then recrystallized.

The composition of some minerals found in the Miedziane

Ridge and Miêguszowiecka Pass shear zones are presented in

Table 1.  Their  position  in  the  rock  texture  is  shown  on

Fig. 5E,F. The high Ba contents in K-feldspar, characteristic

of  such  conditions  and  the  zonation  in  epidote,  which  indi-

cates the decrease in temperature during mineral crystalliza-

tion is notable (see higher Fe contents in the rim area than in

the previously grown and crushed blasts on Fig. 5E — with

higher Fe content the colour of the epidote crystal is brighter).

The  results  of  fluid  inclusion  investigations  from  the  epi-

dote-quartz assemblage on similarly oriented slickenside fault-

planes indicated the temperature interval from 212 to 254 °C

and pressures ranging from 1.45  to 1.73 kbar (145–173 MPa)

(Jurewicz & Koz³owski 2003).

Poœredni Granat Mountain–Granaty Ridge

The tectonic zone occurring in the Granaty Ridge (Fig. 1A)

is unique due to the fact that it transects the peak of Poœredni

Granat  Mountain  (2235 m),  and  does  not  —  as  usually  —

form  a  pass.  The  reason  for  such  preferential  erosion  is  the

presence of the largest barite vein in the entire Tatra Moun-

tains (Figs. 2B, 3B). Besides the Granaty area, barite in lens-

like form was found in the couloir below the Rohatka Pass in

the  Polski  Grzebieñ  massif  (Paulo  1997).  The  20-cm-thick

barite  vein  from  Poœredni  Granat  Mountain  (Figs. 2B-3, 3B)

occurs  within  a  ca.  1–1.5 m  thick  cataclastic  zone  oriented

305/85  (Figs. 1B-d,E-d, 2B-2).  It  is  relatively  older  than  the

vein of green quartz (Fig. 2B-4), which fills the space between

the barite and the wall rock, cuts the barite vein along a ten-

sion fracture (T-type of the Riedel shear zone) and runs to its

other side. Younger than the barite, and the quartz mineraliza-

tion, is the several-cm-thick shear zone running inside the bar-

ite  vein  (Fig. 2B-5).  During  shearing  and  quartz  mineraliza-

tion the remobilization of barite took place (Fig. 2-5,6). Under

the microscope this area is reflected by the co-occurrence of

fine-grained barite and quartz filling the spaces between large

crystals of tabular habit. Translations along the earlier origi-

nated tension fractures (T-type), with the opposite sense with

respect to the shear zone of the Poœredni Granat Mountain are

connected with the next stage of tectonic activity (see Ahlgren

2001).

At the boundary between the barite vein and the wall rock

beyond the shear zone the break off took place in further stag-

es.  The  resulting  space  was  subsequently  filled  with  quartz

DEFORMATION PHASES IN THE SHEAR ZONES WITHIN TATRA MTS GRANITOID CORE                     25

Miedziane Ridge 

Miêguszowiecka Pass 

  Epidote

1 

Epidote

1 

K-feldspar

2 

K-feldspar

2 

Chlorite

3 

Chlorite

3 

Chlorite

3 

Muscovite/ 

Sericite

4 

Muscovite/ 

Sericite

4 

SiO

2

 

37.90 

37.48 

64.57 

63.36 

  30.02 

  27.74 

  30.86 

45.36 

45.41 

TiO

2

 

 

  0.13 

 

 

    0.44 

    0.49 

    1.30 

  0.93 

  0.85 

Al

2

O

3

 

25.81 

21.86 

18.72 

18.59 

  23.79 

  20.70 

  20.25 

31.57 

31.95 

Fe

2

O

3

 

10.26 

15.65 

 

 

 

 

 

 

 

Mn

2

O

3

 

  0.30 

  0.19 

 

 

    0.07 

    0.06 

    0.10 

  0.00 

  0.00 

FeO 

 

 

 

 

  19.34 

  23.48 

  20.17 

  4.60 

  4.33 

MgO 

 

 

 

 

  13.47 

  15.55 

  14.60 

  0.97 

  0.89 

CaO 

23.26 

22.68 

 

 

    0.01 

    0.00 

    0.03 

  0.02 

  0.00 

BaO 

 

 

  0.35 

  1.24 

 

 

 

 

 

Na

2

O 

 

 

  0.67 

  0.24 

    0.04 

    0.02 

    0.03 

  0.30 

  0.31 

K

2

O 

 

 

15.67 

15.71 

    1.72 

    0.16 

    0.79 

10.61 

10.64 

H

2

O+ 

  1.85 

  1.80 

 

 

  12.01 

  11.63 

  11.88 

  4.37 

  4.38 

Total 

99.38 

99.80 

99.97 

99.14 

100.91 

  99.83 

  99.99 

98.71 

98.75 

Si 

  3.00 

  3.01 

  2.99 

  2.98 

    6.05 

    5.73 

    6.26 

  6.23 

  6.22 

Ti 

 

  0.01 

 

 

    0.07 

    0.08 

    0.20 

  0.10 

  0.09 

Al 

  2.40 

  2.07 

  1.02 

  1.03 

    5.65 

    5.03 

    4.84 

  5.11 

  5.16 

Fe

3+

tot 

  0.61 

  0.94 

 

 

 

 

 

 

 

Mn

3+

 

  0.01 

  0.01 

 

 

    0.01 

    0.01 

    0.01 

  0.00 

  0.00 

Fe

2+

 

 

 

 

 

    3.26 

    4.05 

    3.42 

  0.53 

  0.50 

Mg 

 

 

 

 

    4.03 

    4.78 

    4.41 

  0.20 

  0.18 

Ca 

  1.97 

  1.95 

 

 

 

 

 

  0.00 

  0.00 

Ba 

 

 

  0.01 

  0.02 

 

 

 

 

 

Na 

 

 

  0.06 

  0.02 

    0.44 

    0.04 

    0.20 

  0.08 

  0.08 

K 

 

 

  0.92 

  0.94 

    0.02 

    0.01 

    0.01 

  1.86 

  1.86 

Total 

  7.99 

  7.98 

  5.00 

  4.99 

  19.52 

  19.73 

  19.34 

14.09 

14.08 

 

Al+Fe

3+

tot 

  3.02 

  3.02 

 

 

Al

IV

 in 

chlorite 

    0.98 

    1.14 

    0.87 

 

 

pie 

  0.29 

  0.19 

 

T (

o

C) 

253.00 

304.00 

219.00 

 

 

pist 

20.18 

31.31 

 

 

 

 

 

 

 

zo 

79.52 

68.50 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Table 1: Composition of the main minerals occurring in selected shear zones from the Tatra Mountains.

(Fig. 2B-6). On the boundary between the quartz and the bar-

ite vein as well as along the shear zone lenses of later Fe-car-

bonate mineralization occur (Fig. 2B–7). Along this zone bar-

ite attains a pink colour, which according to Paulo (1997) is

linked with dispersed hematite pigment.

The  green  quartz  vein  was  investigated  using  inclusion

analyses (Jurewicz & Koz³owski 2003), which indicated the

crystallization  temperature  of  210 °C  and  pressure  of

0.85 kbar (85 MPa). This pressure value is much lower than

that  obtained  from  quartz  in  other  shear  zones  of  the  High

Tatra  Mountains  area  and  can  be  correlated  with  extension

connected with the late Tertiary uplift of the Tatra Mountains

(Kováè et al. 1994; Birkenmajer 1999). The orientation of this

zone (Fig. 1B-d,E-d) also allows us to link this zone with oth-

er  steep  dislocations  (oblique-normal-slip  faults)  connected

with Miocene extension (Jurewicz 2002).

Discussion and conclusions

The structural analysis of the selected shear zones in con-

nection with the determination of the deformation microstruc-

tures and chronology of events allowed a tentative correlation

1 

—

 

all Fe computed as Fe

3+

, analyses normalized to 12O+OH. 

2 

—

 

analyses normalized to 8O. 

3 

—

 

all Fe computed as Fe

2+

, analyses nor-

malized to 20O+16OH. 

4 

—

 

all Fe computed as Fe

2+

, analyses normalized to 20O+4OH. Temperatures calculation according to Catheli-

neau & Nieva (1985) and Cathelineau (1988).

with stages of the Tatra Mountains tectonic evolution present-

ed in Fig. 6. Three groups of structures can be distinguished

corresponding to three distinct tectonic stages:

1 — The pre-Alpine stage sensu lato, with relicts of struc-

tures linked with the late Variscan extension distinguished by

Kohút & Janák (1994), as well as those developed during the

Early  Jurassic  rifting  of  the  Variscan  continental  crust

(Plašienka 1991, 2003a; Plašienka & Prokešová 1996). Defor-

mation in these zones is of brittle-plastic character. The dips of

their planes (Fig. 1C), with regard to the late Tertiary rotation

(Fig. 1F,I) are steep (ca. 60°) and thus typical rather for nor-

mal  faults  than  for  flat-dipping  thrusts  (Davis  &  Reynolds

1996),  whereas  the  sense  of  movement  determined  in  the

Galeria Cubryñska Ridge on the basis of the S-C fabrics indi-

cates  a  reverse  fault,  which  testifies  to  its  multiple  reactiva-

tion. Zones of this type were also reactivated in presence of

the Neogene stress field as sinistral normal-oblique-slip faults,

which resulted in striations on the slickensided, epidote-coat-

ed wallrocks.

2 — The Alpine stage is linked with horizontal NW and N

compression and the resulting thrusting and folding, which are

marked in the granitoid massif by the presence of flat-dipping

thrust-faults  with  smooth  slickensided  surfaces  coated  with

26                                                                               JUREWICZ and BAGIÑSKI

quartz and epidote (Fig. 1D). The primary dips of these planes

obtained from rotation (Fig. 1I) to positions prior to the Neo-

gene  uplift  were  southwards  (Fig. 1H).  These  faults  do  not

bear traces of activation during younger tectonic phases.

3 —  The late Tertiary stage is linked with the uplift of the

Tatra block and the accompanying extension and sinistral ob-

lique-normal-slip faults. During this stage several new normal

faults  were  formed  and  the  reactivation  of  older  mylonitic

zones took place, where break off along the walls and an ob-

lique-slip movement took place. These faults were formed in

the present position of the Tatra block and do not require rota-

tion.  The  convergence  of  the  orientation  of  some  mylonitic

Fig. 6. Chronology and condition of deformation within the selected shear zones. Numbers in the circles correspond to Fig. 2.

DEFORMATION PHASES IN THE SHEAR ZONES WITHIN TATRA MTS GRANITOID CORE                     27

zones in the present position of the Tatra block (Fig. 1C) with

the position of faults developed in the late Tertiary (Fig. 1E),

which led to the reactivation of older zones, is observed.

The  particular  tectonic  stages  were  best  registered  in  the

shear zone on Galeria Cubryñska Ridge (Figs. 2, 6), whereas

the Miêguszowiecka Pass mylonitic zone — although similar

in the deformation character — underwent reactivation in brit-

tle conditions in later tectonic stages, which led to the com-

plete destruction of older structures and the formation of loose

cataclasites and tectonic gouge. The reactivation process took

place in the late Tertiary during the uplift of the Tatra block

(Burchart 1972; Kováè et al. 1994), when the existing discon-

tinuity plane was reactivated. According to Sibson (1977) and

Lin (1999) incohesive cataclasites are generally produced at

shallow depths (<4 km), whereas mylonites may be formed at

depths of 7–15 km in the brittle-ductile transition zone of pre-

dominantly crystal-plastic deformation. Guermani & Pennac-

chioni’s (1998) observations in the Mont Blanc massif sug-

gest  that  mylonites  progressively  develop  by  the  plastic

reactivation of cataclastic shear zones during greenschist fa-

cies  metamorphic  conditions.  Thus,  plastic  deformation  ap-

pears as second in brittle discontinuities with fine-grained ma-

trix of cataclasites, which suggests that depth is not a factor

necessary for the development of mylonites. In the case of the

Miêguszowiecka Pass a reverse process can be observed: duc-

tile  deformation  underwent  brittle  destruction  (mylonites

overprinted by brittle fracturing, see Scholz 1988) in a young-

er tectonic phase.

On the basis of the values of temperature and pressure ob-

tained from fluid inclusion study and from observations of the

deformation microstructures, the conditions, in which tectonic

zones were developed in a particular stage, can be compared.

The  data  obtained  from  the  fluid  inclusions  studies  proved

that synkinematic quartz slickenfibres on fault surfaces (con-

nected with Alpine thrusting) crystallized at higher pressure

and lower temperature (1.45–1.7 kbar (145–170 MPa), 212–

254 °C)  than  vein  quartz  in  mylonitic  zones  (1.3–1.63 kbar

(130–163  MPa),  264–316 °C).  The  pressure  values  1.45–

1.7 kbar  (145–170  MPa)  for  structures  linked  with  Alpine

thrusting allows us to estimate the depth of the deformation

processes at 6–7 km. Higher pressure values for flat-dipping

fault-thrusts  may  be  a  result  of  horizontal  compression  ex-

ceeding the values of lithostatic pressure as well as of loading

by the thrusting nappe units, whereas the lower values of pres-

sure for mylonitic zones may be linked with the component of

extension  parallel  to  the  shear  zones  reducing  the  stress  as

well as the shallower position of the granitoid massif during

the  rifting  of  the  Variscan  continental  crust  (see  Plašienka

2003a). The temperature values are not only the result of the

geothermal gradient, but also of hydrothermal solutions activ-

ity  and  dynamometamorphic  processes.  In  spite  of  this,  it

should be assumed that the value of the geothermal gradient

~20 °C/km  accepted  after  Kováè  et  al.  (1994)  is  too  low,

therefore  the  position  of  the  granitoid  massif  of  the  Tatra

Mountains assumed at ca. 10–11 km (200–225 °C) about 70–

50 Ma ago seems to be too deep. The comparison of data re-

lating to the temperature obtained from fission track geochro-

nological dates by Kováè et al. (1994) as well as pressure and

temperature  obtained  from  fluid  inclusions  analyses,  con-

firmed  by  the  Cathelineau  &  Nieva  (1985)  and  Cathelineau

(1988) chlorite geothermometer, allows  to  estimate  the  geo-

thermal gradient for the Late Cretaceous nappe folding at ca.

30 °C/km. Such high values of the geothermal gradient at that

time could be connected with crustal heating due to the up-

welling of the upper mantle at the base of the nearby Vahic

ocean (Plašienka 2003b).

Acknowledgment:  This  research  was  supported  by  an  indi-

vidual BW Grant No. 1527/2 for E. Jurewicz and No.1567/16

for B. Bagiñski. We are grateful to Prof. K. Schulmann, Assoc.

Prof. D. Plašienka and Dr. M. Kohút for critical reading of the

manuscript and fruitful discussion. Thanks are also extended to

the Direction of the Tatra National Park for permission to con-

duct fieldwork, Dr. P. Dzier¿anowski for help with the micro-

probe analysis and Dr. A. ¯yliñska for linguistic advice.

References

Ahlgren  S.G.  2001:  The  nucleation  and  evolution  of  Riedel  shear

zones  as  deformation  bands  in  porous  sandstone.  J.  Struct.

Geol. 23, 1203–1214.

Birkenmajer K. 1999: Late Tertiary fault system of the Bia³a Woda

Valley,  Tatra  Mountains,  Carpathians.  Bull.  Acad.  Pol.  Sci.,

Earth Sci. 47, 239–245.

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 Mountains. Acta Geol. Pol. 13, 27–40

(in Polish, English summary).

Burchart  J.  1968:  Rubidum-strontium  isochron  ages  of  the  crystal-

line  core  of  the  Tatra  Mountains,  Poland.  Amer.  J.  Sci.  266,

895–907.

Burchart J. 1972: Fission-track age determination of accessory apa-

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

15, 418–422.

Bucher  K.  &  Frey  M.  2002:  Petrogenesis  of  metamorphic  rocks.

Springer, Berlin, 1–341.

Cathelineau M. 1988: Cation site occupancy in chlorites and illites

as a function of temperature. Clay Miner. 23, 471–485.

Cathelineau M. & Nieva D. 1985: A chlorite solid solution geother-

mometer the Los Azufres (Mexico) geothermal system. Contr.

Mineral. Petrology 91, 235–244.

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

& Sons In., New York, 1–755.

Fritz H., Neubauer F. & Janák M. 1992: Variscan mid-crustal thrust-

ing in the Carpathians II: Kinematics and fabrics evolution of

the Western Tatra basement. Terra Abstr., Suplement 2 to Terra

Nova 4, 24.

Gawêda  A.  &  Piwkowski  R.  2000:  Structure  and  origin  pseudot-

achylites  from  the  High  Tatra  Mountains.  Przegl.  Geol.  48,

722–726 (in Polish, English summary).

Grochocka-Piotrowska  K.  1970:  Photointerpretation  and  genesis  of

the  disjunctive  structures  in  the  granite  massif  of  the  Polish

Tatra Mountains. Acta Geol. Pol. 20, 365–411 (in Polish, En-

glish summary).

Guermani A. & Pennacchioni G. 1998: Brittle precursors of plastic

deformation in a granite: an example from the Mont Blanc mas-

sif (Helvetic, Western Alps). J. Struct. Geol. 20, 135–148.

Harris L.B. 2003: Folding in the high-grade rocks due to back-rota-

tion between shear zones. J. Struct. Geol. 25, 223–240.

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

lonite/ultramylonite transition. J. Struct. Geol. 20, 1435–1448.

28                                                                               JUREWICZ and BAGIÑSKI

Hippert J.F. & Tohver E. 1999: On the development of zones of reverse

shearing in mylonitic rocks. J. Struct. Geol. 21, 1603–1614.

Jaczynowska  W.  1980:  Geological  map  of  the  Polish  Tatra  Moun-

tains  —  sheet  Miêguszowiecki,  1:10,000  scale.  Inst.  Geol.,

Warszawa.

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

Mountains,  Central  Western  Carpathians:  evidence  from 

40

Ar/

39

Ar  laser  probe  dating  of  biotite  and  P-T-t  paths.  Geol.  Car-

pathica 5, 45, 293–300.

Janák  M.  &  Kahan  S.  1996:  Tectonometamorphic  evolution  of  the

Tatra Mountains, Western Carpathians, Slovakia. Mineral. Soc.

Pol. Spec. Pap. 7, 17–19.

Jaroszewski  W.  1985:  Magmatic-tectonic  jointing  in  granitoids  of

the Tatra Mountains. Acta Geol. Pol. 35, 173–186.

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

the thrust-folding stage in the Tatra Mountains on the basis of

slickensides  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

Mountains,  southern  Poland.  Przegl.  Geol.  48,  1014–1018  (in

Polish, English summary).

Jurewicz E. 2002: Geometric analysis of steep dipping dislocations

within the granitoid core in the Polish part of the Tatra Moun-

tains. Ann. Soc. Geol. Pol. 72, 89–98.

Jurewicz E. & Koz³owski A. 2003: Formation conditions of quartz

mineralisation  in  the  mylonitic  zones  and  on  slickenside  fault

planes in the High Tatra granitoids. Arch. Mineral. 54, 65–75.

Kohút  M.  &  Janák  M.  1994:  Granitoids  of  the  Tatra  Mountains,

Western  Carpathians:  field  relationships  and  petrogenetic  im-

plications. Geol. Carpathica 5, 45, 301–311.

Kohút  M.  &  Janák  M.  1996:  Granitoids  of  the  Tatra  Mountains,

Western  Carpathians  (Slovakia)  —  geochemistry  and  petrolo-

gy. Mineral. Soc. Pol. Spec. Works 7, 39–41.

Kohút M. & Sherlock S.C. 2003: Laser microprobe Ar

40

-Ar

39

 analy-

sis  of  pseudotachylyte  and  host-rocks  from  the  Tatra  Moun-

tains,  Slovakia:  evidence  for  late  Palaeogene  seismic/tectonic

activity. Terra Nova 15, 417–424.

Koisar  B.  &  Zawidzki  P.  1972:  Violet-coloured  mylonite  from  the

Tatra Mountains. Acta Geol. Pol. 22, 127–142.

Kornatowski  B.  2002:  Petrotectonic  and  mineralogy  characteristic

of schear zones within granitoid near Morskie Oko Lake, High

Tatra  Mountains.  Master  Thesis,  unpublished,  Wydzia³  Geol.,

Warszawa, 1–82 (in Polish).

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.

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

fault mineralisation and quartz veins from the Tatra Mountains,

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

Krá¾  J.  1977:  Fission  track  ages  of  apatites  from  some  granitoid

rocks  in  West  Carpathians.  Geol.  Zborn.  Geol.  Carpath.  28,

269–276.

Kretz R. 1983: Symbols for rock-forming minerals. Amer. Mineralo-

gist 277–279.

Kreutz  S.  1924:  Sur  un  filon  de  coleur  violette  dans  le  cirque  de

Miêguszowiecki  (Hautes  Tatra).  Bull.  Acad.  Pol.  Sci.  Lett.

153–157.

Lapworth C. 1885: The highland controversy in British geology: its

causes, course and consequences. Nature 32, 558–559.

Lin A. 1999: S–C cataclasite in granitic rock.  Tectonophysics  304,

257–273.

Michalík A. 1952: Diaclases du massif cristallin de Tatra Polonais et

changements  hydrotermaux  qui  l‘accomagnent.  Bull.  Serv.

Géol. Pol. 84, 1–84.

Maluski H., Rajilich P. & Matte Ph. 1993: 

40

Ar-

39

Ar dating of the

Inner  Carpathians  Variscan  basement  and  Alpine  mylonitic

overprinting. Tectonophysics 223, 313–337.

Needham  D.T.  1995:  Mechanism  of  melange  formation:  examples

from  SW  Japan  and  southern  Scotland.  J.  Struct.  Geol.  17,

971–985.

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

Verlag, Berlin, 1–253.

Paulo A. 1997: Some remarks on mineralization in the Tatra Moun-

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

Petrík I., Nabelek P., Janák M. & Plašienka D. 2003: Condition of

formation  and  crystallization  kinetics  of  highly  oxidized

pseudotachylytes from the High Tatras (Slovakia). J. Petrology

44, 901–927.

Petrík I., Broska I. & Uher P. 1994: Evolution of the Western Car-

pathian granite magmatism: age, source rocks, geotectonic set-

ting  and  relation  to  the  Variscan  structure.  Geol.  Carpathica

45, 283–291.

Petrík  I.  &  Reichwalder  P.  1996:  Pseudotachylyte  from  the  High

Tatra Mountains. Mineral. Soc. Pol. Spec. Pap. 7, 61–63.

Piotrowski  J.  1978:  Mesostructural  analysis  of  the  main  tectonic

units of the Tatra Mountains. Stud. Geol. Pol. 55, 1–80.

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

continental crust of the Central Western Carpathians — a tenta-

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

Plašienka  D.  2003a:  Development  of  basement  involved  fold  and

thrust  structures  exemplified  by  the  Tatric–Fatric–Veporic

nappe  system  of  the  Western  Carpathians  (Slovakia).  Geody-

namica Acta 16, 21–38.

Plašienka  D.  2003b:  Dynamic  of  Mesozoic  pre-orogenic  rifting  in

the  Western  Carpathians.  5

th

  Workshop  of  Alpine  Geological

Studies, Wien.

Plašienka D. & Prokešová R. 1996: Towards an evolutionary tecton-

ic model of the Krížna cover nappe (Western Carpathians, Slo-

vakia). Slovak Geol. Mag. 3–4, 279–286.

Poller  U.,  Janák  M.,  Kohút  M.  &  Todt  W.  2000:  Early  Variscan

magmatism in the Western Carpathians: U-Pb zircon data from

granitoids orthogneisses of the Tatra Mountains (Slovakia). Int.

J. Earth Sci. 89, 336–349.

Poller  U.  &  Todt  W.  2000:  U-Pb  single  zircon  data  of  granitoids

from the High Tatra Mountains (Slovakia): implication for the

geodynamic evolution. Earth Sci. 91, 135–243.

Pryer  L.L.  1993:  Microstructures  in  feldspars  from  a  major  crustal

thrust  zone:  the  Grenville  Front,  Ontario,  Canada.  J.  Struct.

Geol. 15, 21–36.

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

ern  Carpathian  crystalline  basement.  Geol.  Carpathica  43,

369–379.

Scholz C.H. 1988: The brittle-plastic transition and the deph of seis-

mic faulting. Geol. Rdsch. 77, 319–328.

Shimamoto T. 1989: The origin of S-C mylonites and a new fault-

zone model. J. Struct. Geol. 11, 51–64.

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

London 133, 190–213.

Sperner  B.1996:  Computer  programs  for  the  kinematic  analysis  of

brittle deformation structures and the Tertiary evolution of the

Western  Carpathians  (Slovakia).  Tübingen  Geowissenschaftli-

che Arbeiten, Reiche A, 27, 1–81.

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

Longman Singapore Publishers, Harlow, 1– 248.

¯elaŸniewicz A. 1996: Mylonites in crystalline basement of the Polish

Western Tatra Mountains. Mineral. Soc. Pol. Spec. Pap. 7, 23–26.