background image


Basement structure below the West-Carpathian–East

Carpathian orogen junction (eastern Poland, north-eastern

Slovakia and western Ukraine)


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

(Manuscript received May 28, 2003; accepted in revised form June 16, 2004)

Abstract:  The  morphology  and  tectonics  of  the  consolidated  basement  of  the  Carpathians  has  been  analysed  using

magnetotelluric and deep seismic sounding. The results of these two methods allow for reconstruction of the depth of the

consolidated basement in a similar manner. The magnetotelluric sounding has mainly been applied for the area of Poland

and deep seismic sounding for the area of Slovakia and Ukraine. The products of the research are: the map of the depths

of the consolidated basement, sketch of the main tectonic elements layout and numerous deep cross-sections. It has been

stated that the morphology of the consolidated basement of the Carpathians is very variable. The depth of the top of the

consolidated basement ranges from a few kilometers to ca. 24 km. The top surface of the basement dips from the north-

west towards the east. It has the shape of a trough with the Tarnów–Putila axis. North and south of the trough axis the

surface of the consolidated basement rises from a few to several kilometers at the Carpathian overthrust and the Pieniny

Klippen Belt, respectively. The greatest drops are observed in eastern part of the studied region, in Ukraine, where the

surface of the consolidated basement is at depths below 22 km. The axis of the largest depths of the consolidated base-

ment from Rahiv to Krosno is regular and has a SE–NW orientation. Near Krosno, it bends southward to the Krynica

region where it again reverts to the SE–NW orientation. The consolidated basement between the Dunajec and Tisa rivers

has a blocky pattern and is dissected by numerous longitudinal and transverse dislocations. Along the transverse disloca-

tion, this surface is systematically thrown in a south-eastern direction. The basement surface between the “regional

basement slope” and the peri-Pieninian dislocation has a form of the trough with the axis Rahiv–Krynica. This graben is

likely filled up with Paleozoic and Mesozoic deposits. It is believed that flysch units are rooted in this graben.

Key words: Carpathian Foreland, consolidated basement, tectonics, dislocations, seismic and magnetotelluric sounding.


The purpose of this paper is to determine the depth and the

tectonics of the consolidated basement of the Carpathians in

south-eastern  Poland,  north-eastern  Slovakia  and  western

Ukraine between the Dunajec and Tisa rivers. The study area

(Fig. 1)  extends  between  south-eastern  Poland,  from  the

Dunajec river line to the state border, and north-eastern Slova-

kia, from Vyšné Ružbachy to the Ukrainian border, as well as

south-western Ukraine, from its border with Poland and Slo-

vakia to the Tisa Valley. In geological terms the study area ex-

tends between the Carpathian overthrust in the north to the Pie-

niny Klippen Belt in the south. Magnetotelluric sounding was

mainly applied for the area of Poland and deep seismic sound-

ing for the areas of Slovakia and Ukraine. Interpretation of the

magnetotelluric  sounding  of  the  Polish  part  of  the  Western

Carpathians  was  based  on  the  examination  performed  by

Przedsiêbiorstwo Badañ Geofizycznych (Geophysical Explo-

ration Company) of Warsaw in 1986–1990 (Molek & Oracze-

wski 1988; Molek & Klimkowski 1991) and papers by Ry³ko

& Tomaœ (1989, 1990, 1991, 1995a,b, 1998, 1999a,b, 2001).

In Slovakia the seismic profiles obtained in the region of Koši-

ce have been used. These are profiles 80/87 and 84/85 in the

region of the Top¾a river and profiles 107/88 and 107/89 along

the  Stropkov–Medzilaborce  line  and  profile  53/83  in  the  re-

gion of Sabinov (Vozár & Šantavý 1999). Their interpretation

by Slovak geologists (Varga & Lada 1988; Tomek et al. 1987,

1989, 1993; Dvoøáková et al. 1992; Tomek 1993; Èerv et al.

1994) has been used as well. In the case of western Ukraine,

UkrNIGRI  materials  of  the  MGPD  international  project  and

materials of the West-Ukrainian Geophysical Expedition have

been used. These are deep seismic soundings along the geo-

traverses: Horohiv–Sambir–Užgorod, Višnieviec–Dolyna–

Berehove,  Gorodok–Kolomyja–Rahiv  and  Putila–Viseu  de

Sus. Papers by Ukrainian geologists (Borisov & Kruglakova

1962;  Jarish  et  al. 1969;  Rokutianskiy  1975;  Subottin  et  al.

1976; Burianov  et al. 1977, 1978; Dolenko et al. 1978; Kru-

glov et al. 1985; Sheremeta Ed.


1999) have been used as well.

High-frequency  magnetotelluric  survey  along  17  regional

transects  was  performed  in  the  Carpathians  during  1997–

2003. Unfortunately, they are of limited access. Therefore, the

authors used only the data available in the published materials

in  this  domain  (Stefaniuk  et  al.  1998,  1999;  Czerwiñski  &

Miecznik 1999; Stefaniuk & Klityñski 1999, 2000; Stefaniuk

& Pepel 2000; Stefaniuk & Wójcicki 2000; Królikowski et al.

2000;  Czerwiñski  &  Stefaniuk  2001;  Klityñski  &  Wójcicki

2001;  Królikowski  &  Petecki  2001;  Stefaniuk  1999,  2000,


The map of the depths of the consolidated basement, sketch

of the layout of the main tectonic elements and numerous deep

background image

30                                                                                     RY£KO and TOMAŒ

cross-sections has been derived. The analysis of the morphol-

ogy of the consolidated basement has been performed using

mathematical statistics. The point results of the depths of the

basement have been approximated by krigging method using

SURFER software. Based on the point depths of the consoli-

dated basement, regional seismic profiles and their former in-

terpretations (op.cit.) the major tectonic elements and cross-

sections have been sketched.

Geology of the consolidated basement of the


Main  structural-geological  units  of  Paleozoic  basement  of

the Carpathians and their Foredeep as distinguished in the

studied area

The  study  area  is  located  in  the  range  of  two  geological

units formed by tectonic processes of the Alpine orogenesis,

i.e. the Outer Carpathians and the Carpathian Foredeep. The

basement of these structural-geological units includes Meso-

zoic platform deposits and lithologically, facially and thick-

ness  differentiated  Paleozoic  deposits.  They  form  vari-aged

structural zones resting on tectonic units known as: the Upper

Silesia  and  Malopolska  block,  massifs  and  terrans  (Bukowy

1964, 1984; Brochwicz-Lewiñski et al. 1968; Po¿aryski & Ko-

tañski 1979; Bogacz 1980; Kotas 1982, 1985; Po¿aryski 1990;

Po¿aryski et al. 1992; Po¿aryski & Tomczyk 1993; Bu³a 1994,

2000; Bu³a & Jachowicz 1996; Bu³a et al. 1997; ¯aba 1999).

The Upper Silesia and Malopolska block, formed of Precam-

brian  rocks  of  various  genesis  and  metamorphism  are  often

jointly called “the consolidated basement of the Carpathians”

(Ry³ko & Tomaœ 1999a,b, 2001).

In recent years lithostratigraphic and tectonic studies on the

Lower Paleozoic deposits in the Lubliniec-Kraków Upper Sile-

sia and western Malopolska regions have been performed. The

outcomes of these studies became the background to identifi-

cation of the 0.5 km wide Kraków-Lubliniec tectonic zone sep-

arating the Upper Silesia block from the Malopolska one (Bu³a

1994, 2000; Bu³a et al. 1997; ¯aba 1999). The zone is reliably

documented in the section between Myszków and Kraków. A

precise location of this zone south-east of Bochnia is difficult

as the Paleozoic basement plunges under the Carpathian Flysch

very rapidly.

Multi-phase tectonic development of the zone Kraków–Lu-

bliniec, which continues in the Paleozoic basement of the Car-

pathians south-east of Kraków, had an influence on differenti-

ated sedimentation of Paleozoic deposits, especially the Lower

Paleozoic  ones,  on  the  Upper  Silesia  and  Malopolska  block.

Detailed treatment of the stages of structural evolution of the

Paleozoic  sequences  of  the  border  zone  of  the  Upper  Silesia

and Malopolska blocks is given in the work of ¯aba (1999).

Fig. 1.  Schematic  tectonic  map  of  the  Carpathian  region  with  location  of  the  deep  geological  profiles.  1  —  Foredeep,  2  —  Ou ter  Car-

pathians, 3 — Inner Carpathians, 4 — Neogene volcanics, 5 — Outline of studied area, 6 — Outer Carpathians — northern boundary, 7 —

Lines of the deep geological profiles.

background image


The  Upper  Silesia  block  together  with  the  Brno  block

(Moravia) in the west belong to a larger tectonic unit, which is

called Brunovistulicum by Dudek (1980) or Brno (Brunii) —

Upper  Silesia  massif  according  to  Kotas  (1982,  1985).  The

Upper Silesia block is the tectonic unit of Cadomian consoli-

dation and is built of Precambrian crystalline and anchimeta-

morphic rocks (Dudek 1980; Moryc & Heflik 1998). The Pre-

cambrian  rocks  of  the  Upper  Silesia  block  have  been

identified  in  the  boreholes  only  in  the  southern  part  in  the

basement and in the direct foreland of the Outer Carpathians.

The  crystalline  Bruno-Vistulicum  basement  is  exposed  in

the south-western part, in region of Brno (so-called Brunia —

Zapletal  1933).  Maybe,  the  consolidated  basement  is  repre-

sented by the Proterozoic series as well, exposed in the north-

eastern margin of the Upper Silesia block in the Eastern Su-

detes. The existence of the older crystalline basement here was

assumed  for  a  long  time  (Petrascheck  1928;  Stille  1948,

1951),  however,  at  first  a  considerably  greater  extent  to  the

north-eastern  so-called  Vistulicum  (Stille  1948,  1951)  was

supposed. Bukowy (1964), on the basis of the results from the

boreholes in the southern border of the Upper Silesia Coal Ba-

sin, distinguished the so-called Cieszyn block which horizon-

tal range coincides in general with the Bruno-Vistulicum area,

distinguished  later  by  Dudek  (1980).  The  Bruno-Vistulicum

block is delimited on all sides by large, crustal, structural dis-

continuities which, most often, were active many times. The

Moravian-Silesian  zone  is  the  western  boundary  of  the  dis-

cussed block. The south-eastern and southern margins of the

Bruno-Vistulicum  dip  under  the  Carpathian  overthrust

(Karnkowski  1977;  Dvoøák  1978,  1995;  Tomek  1993).  It  is

assumed the peri-Pieninian Fault Zone is perhaps the southern

boundary  of  this  block  (Sikora  1976;  Dudek  1980;  Kotas

1982). It is possible, however, that the crystalline Bruno-Vis-

tulicum basement extends further southward, and plunge un-

der  the  Inner  Carpathian  structures.  In  the  north-east  the

Bruno-Vistulicum borders with the Malopolska block, where

the  Kraków–Lubliniec  Fault  Zone  separates  the  two  (Bu³a

2000). Near Kraków this fault dips under the Carpathian over-

thrust front (Bu³a 1994) and continues further towards east as

far as Ukraine (Ry³ko & Tomaœ 2003a,b). In the west, the Kra-

ków–Lubliniec Fault Zone is jointed probably with the Odra

Fault  Zone  and  becomes  an  element  of  the  transcontinental

dislocation zone Hamburg–Kraków Fault Zone (¯aba 1995).

The Malopolska block is a tectonic unit for which a con-

solidation age as well as the northern and north-eastern bound-

aries  have  not  been  determined  yet.  The  anchimetamorphic

clastic  rocks  are  the  oldest  rocks  forming  the  Malopolska

block (Samsonowicz 1955; G³owacki et al. 1963; G³owacki &

Karnkowski 1963; Jawor 1970; Jurkiewicz 1975; Karnkowski

1977;  Kowalczewski  1981;  Kowalski  1983;  Bu³a  2000;

Moryc  &  Jachowicz  2000;  Moryc  &  £ydka  2000).  These

rocks  have  been  identified  in  various  regions  of  the  block

apart from the Kielce part of the Holy Cross Mountains and

are represented by claystones, mudstone and sandstone locally

accompanied by conglomerates and sporadically by inserts of

tufaceous rocks. The discussed rocks differ in colours and are:

green,  dark  grey  with  greenish  or  pale  greenish  shade,  ma-

roon,  slate  grey  or  greyish-violet.  These  rocks  are  strongly

lithified,  massive,  with  dips  in  a  range  of  40





dips  rarely),  vertically  cleaved  in  places,  with  variable  an-

chimetamorphism in the greenstone facies, phyllitified in cer-

tain segments (that mainly refers to the profile sections formed

by clayey-mudstone rocks).

East  of  the  tectonic  zone  Kraków–Lubliniec  (apart  from

Kielce  part  of  the  Holy  Cross  Mountains),  the  rocks  with

aforementioned  features  are  topped  with  inconsequently  ar-

ranged, vari-aged rocks of the Paleozoic, Mesozoic and Tertia-

ry,  beginning  with  the  Ordovician  and  ending  with  the  Mi-

ocene.  The  stratigraphic  position  of  anchimetamorphic

crystalline rocks is a subject of years lasting discussions. Pri-

marily, the anchimetamorphic crystalline rocks were assumed

to be Vendian and were compared with the Vendian phyllites

of Dobrogea (G³owacki & Karnkowski 1963). On the basis of

the acritarch studies carried out by G. Vidal (in: Po¿aryski et

al. 1981) they were believed to be Lower Cambrian. On the

basis of more recent palynological studies of anchimetamor-

phic rock samples from Zalasowa 1 and Stawiska 1 boreholes

located  near  Tarnów,  Jachowicz  (in:  Moryc  &  Jachowicz

2000) has identified Vendian acritarchs.

At the current state of research it can be accepted that the

anchimetamorphic  rocks  representing  the  Malopolska  block

are of the Vendian age. In the southern part of the massif (be-

tween  Bochnia–Tarnów–Rzeszów)  and  further  in  Ukraine

they  have  been  identified  under  the  Ordovician  or  younger

rock complexes. They are commonly assumed to be flysch de-

posits and due to that they differ from the Cambrian of the Up-

per Silesia block and the Cambrian of the Holy Cross Moun-

tains (Bu³a 2000).

On the Upper Silesia block, the position of the Cambrian de-

posits with respect to the Precambrian ones is clearly defined

(Bu³a 2000). On the other hand, in the case of the Malopolska

block this problem has not been solved yet and is a subject of

numerous  ongoing  discussions.  According  to  Po¿aryski  &

Tomczyk  (1968)  and  Jurkiewicz  (1975)  the  Malopolska  and

Sandomerian  orogeny  played  an  important  role  in  sedimenta-

tion-diastrophic development of the Vendian–Lower Cambrian

sediments in the Holy Cross Mountains. Po¿aryski & Tomczyk

(1968),  Jurkiewicz  (1975)  and  Znosko  (1996)  assume  these

orogeny movements to be in the Vendian yet in an undefined

time interval. The movements resulted in folding and disjunc-

tive  deformation  of  rock  complexes.  Jurkiewicz  (1975)  at-

tributes a weak regional greenstone facies metamorphism of the

Vendian rocks to the Malopolska orogeny. That author consid-

ers the Upper Vendian-Cambrian rocks, which he assigns to the

Sandomerian stage, to rest disconformably on the rocks of the

Malopolska stage. According to Po¿aryski (in: Po¿aryski 1990;

Po¿aryski  et  al.  1992)  the  Vendian–Lower  Cambrian  rocks

form the base of the Malopolska block, on which the Ordovi-

cian deposits rest almost horizontally.

For understanding the geological structure of the Malopol-

ska block it is important to realize that the paleontologically

documented Cambrian rocks, known from the Kielce part of

the Holy Cross Mountains and from the region of Tarnogród–

Lubaczów, have a limited extent and do not spread out over

the entire area of the Malopolska block. They are present only

in the northern and north-eastern part of the block.

The oldest Lower Paleozoic rocks, which have been found

over the entire area of the Malopolska block, represent the Or-

background image

32                                                                                     RY£KO and TOMAŒ

dovician and Silurian. They rest disconformably on the Pre-

cambrian and (Lower and Middle) Cambrian. This inconsis-

tence is emphasized by sedimentation disconformity and an-

gular  discordance  of  various  magnitudes.  The  size  of  the

stratigraphic gap between the Ordovician deposits and the old-

er basement in the Malopolska block increases in the southern

and western directions.

Remarks on the consolidated basement exotics and their oc-

currence  in  the  flysch  Carpathians  and  in  the  Carpathian

Foredeep deposits

In the flysch Carpathian basement, the Mesozoic–Paleozoic

are underlain by Precambrian crystalline and metamorphic de-

posits known from the literature as the crystalline basement or

consolidated basement (Nowak 1975; Karnkowski 1977; Osz-

czypko  et  al.  1989;  Bu³a  et  al.  1997;  Bu³a  2000;  Ry³ko  &

Tomaœ 2001). Until now, the crystalline basement of the Pol-

ish Carpathians has been recognized by a few boreholes. It is

best documented in the western and northern part of the Polish

sector of the flysch Carpathians where it rests relatively shal-

low (Ry³ko & Tomaœ 2001). In the western part two regions

are distinguished. The first region is located between Bielsko

and Andrychów while the second one is located between Rze-

szotary–Dobczyce–Wiœniowa.  In  the  region  Bielsko–Andry-

chów the consolidated basement is under the flysch, Miocene

and Paleozoic (mainly Devonian) deposits. In the area Rzeszo-

tary–Dobczyce–Wiœniowa the consolidated basement is under

the Carpathian Flysch and the Mesozoic rocks. The metamor-

phic Precambrian deposits, mainly schists, gneisses and grani-

toides as well as, locally, pyroxene-olivine gabbros (borehole

Andrychów 2) have been stated there.

In the northern part of the flysch Carpathians, located east

of the Tarnów meridian, the consolidated basement has bean

drilled in several boreholes in the region of Brzozowa, Rze-

szów, Dubiecko, Przemyœl and Cisowa.

Borehole  Cisowa IG-1  has  provided  interesting  evidence

with respect to the nature of the deposits forming the consoli-

dated basement as well as its tectonics (Wdowiarz et al. 1974).

In the borehole profile, from the depth of 4310 m to 4365.5 m

the so called autochthonous basement has being drilled. Ac-

cording to Wieser’s description (in: Wdowiarz et al. 1974) the

basement  is  built  of  muddy  or  muddy-calcareous  metaargil-

lites  known  in  the  literature  as  phyllitized  clayey  shales

(G³owacki & Karnkowski 1963), phyllites (Parachoniak 1963)

or mudstones (£ydka & Siedlecki 1963).

The roks representing the consolidated basement, identified

in the boreholes located in the northern and eastern parts of the

flysch Carpathians show a complete consistence with the ana-

logue rocks that have been recognized earliest and best in the

area of the Carpathian Foreland (Karnkowski 1977). That area

has been examined due to geological-prospecting of hydrocar-

bon deposits. The boreholes usually pierced the Miocene se-

ries that fill the Carpathian Foredeep and reached to the under-

lying  Mesozoic  and  Paleozoic  rocks  at  the  basement

(Karnkowski & G³owacki 1961). Beneath, in some cases di-

rectly  under  the  Miocene  deposits,  phyllitized  clayey  shales

and mudstone, with inserts of fine-crystalline quartzites, have

been  found.  The  dips  of  the  laminas  are  very  high,  70–90°.

These  deposits  are  of  the  Riphean  age  according  to  Sam-

sonowicz (1955).

In the central and south-eastern part of the eastern sector of

the flysch Carpathians, comprising the Ukrainian Carpathians

as well, where the flysch is over 8000 m thick, the consolidat-

ed  basement  is  exclusively  known  from  the  exotics  encoun-

tered in the flysch and from tectonic detached blocks. The ex-

ception is the Marmarosh massif in the Ukrainian part of the

Carpathians, where the crystalline rocks and calcareous Meso-

zoic deposits covered with the flysch occur on the surface. Ac-

cepting to Nowak’s opinion (1927) it can be assumed that the

crystalline rocks of the Marmarosh massif form the basement

in the eastern part of the Flysch Carpathian Geosyncline.

The majority of rounded clasts stated in the conglomerates

that occur in the Paleogene profile of the flysch of the northern

slope of the Ukrainian Carpathians and in the Miocene molas-

ses of the Carpathian Foredeep are metamorphic rocks known

from the literature as phyllites, phyllite shales or exotic crys-

talline rocks. Paul & Tietze (1877) distinguished these rocks,

in the conglomerates of the Ropienice Beds of the Skole Unit

and elsewhere. According to them the exotic material was sup-

posed to originate from the old cordillera bounding the Car-

pathian basin from the north-east. In the region of Bukovina

green shales and Jurassic limestones accumulated in the flysch

rocks were believed to be root elements protruding to the sur-

face.  These  root  elements  comprise  the  conglomerates  often

built  of  chunks  of  phyllites  and  Jurassic  limestones  with  a

small amount of matrix also built of similar material.

In the conglomerates, stated in the profile of the Upper Cre-

taceous of the northern slope of the Eastern Carpathians, the

metamorphic  rocks  occur  in  Sambir  and  Pokutsk–Bukovina

Carpathians but they are absent or occur in small quantities in

inter-basins of the Opir and Prut rivers. These rocks are com-

monly stated in the conglomerates of the Paleogene deposits

profile. In the conglomerates, which occur in the deposits of

the lower molasses of the Carpathian Foredeep, the discussed

rocks have been stated in the Polanice and Worotyszcze Beds

in the area of the entire fore-Carpathians excluding the north-

western region (Sambir, Chiriv, Dobromil).

In the conglomerates metamorphic rocks have been found.

The metamorphic rocks can be divided into three groups. The

first  group  comprises  the  finest  fractions  of  metamorphic

rocks,  represented  by  mudstones  cherry-red,  green  and  grey

and shales. The maximum concentration of red mudstones and

shales has been reported in the Paleogene of the Sambir Car-

pathians  and  in  the  Miocene  conglomerates  of  the  fore-Car-

pathians in the region of Truskavets and Nagujeviè. In the in-

ter-basin of the Opir and Prut rivers they occur rarely, they do

not occur in the deposits south-east of the Rybnica river. The

maximum concentration of the green and grey shales of this

group has been reported in the Sambir Carpathians. They dis-

appear rapidly from the deposits towards the south-east of the

Opir river. In Poland the discussed deposits have been stated

in  borehole  Jaros³aw-1  (1642.3–1648.7 m),  Kañczuga-1

(1587.5–1590.0 m),  Wola  Ry¿kowa  (792.2–798.0 m)  and

Lipnica (924.0–927.0 m).

The  second  group  of  exotic  rocks  comprises  the  grey

schists.  The  described  rocks  have  been  found  in  Paleogene

conglomerates  and  in  the  Miocene  molasses  filling  the  Car-

background image


pathian  Foredeep  in  the  area  located  south-east  of  the

Bystrytsja  Nadvornjanska  river  to  the  Romanian  boundary.

Their  maximum  concentration  has  been  reported  in  the

Pokutsk Carpathians. North-west of the Opir river the exotic

rocks of the discussed group have not been reported.

The third group of exotic rocks comprises: crystalline dark

green schists. The rocks have been stated only in the conglom-

erates occurring in the Polanytsa Formation of the Pokutsk–

Bukovina Carpathians. They are encountered sporadically in

other beds of the northern slope of the Ukrainian Carpathians

and the Carpathian Foredeep.

The metamorphic schists, exotic to the flysch Carpathians,

are compared to the green schists of the Dobrogea massif. In-

directly  their  origin  was  related  to  the  Lower  Paleozoic  and

Cambrian (Murgoci 1914), Ordovician (Grigoras 1956), Sil-

urian deposits (Simionescu 1927). Their origin was also relat-

ed to the Algonkian age (Paleckelmann 1935). In the case of

metamorphic schists occurring in the rounded conglomerates

compared with the green shales of Dobrogea, Vialov (1955)

assumed the Silurian age yet he did not exclude the Cambrian.

Glushko (1957) assigned the green metamorphic schists and

phyllites to the Lower Paleozoic age and the red phyllites to

the Upper Paleozoic.

In the light of the presented descriptions it can be assumed

that a thick series of the Riphean deposits rests in the area of

the  basement  of  the  Carpathian  Foredeep.  In  this  series  the

lowermost part, being the strongest metamorphosed and repre-

sented  by  the  rocks  of  the  third  group  can  be  distinguished

(crystalline  dark  green  schists).  The  middle,  less  metamor-

phosed part is represented by the rocks of the second group

(crystalline grey schists). The upper, least metamorphosed part

is represented by the rocks of the first group (mudstones and


The Riphean deposits, forming the basement of the Ukraini-

an part of the Carpathian Foredeep and continuing in the area

of the basement of the Paleozoic Lviv Foredeep comprise var-

ious  series.  The  oldest  deposits,  represented  by  metamor-

phosed crystallines schists, have been reported in the central

and south-eastern parts of the Carpathian Foredeep and Paleo-

zoic Lviv Foredeep. Thus, they form a wide fragment of the

south-western  slope  of  the  Ukrainian  massif.  Crystalline

schists represent the Riphean and Older Paleozoic. The eastern

border of the occurrence of the crystalline schists can overlap

with the eastern border of the Paleozoic Lviv Foredeep, and

thereby can end at the line of the Pelèa–Kremenets–Trebovl-

ja–Usteèko dislocation.

The oldest Riphean part is the area of the occurrence of the

metamorphosed  crystalline  schists.  Subsequently  mudstones

and schists were deposited on accreted areas located west of

the Ukrainian crystalline massif. By the end of the Riphean,

after sedimentation of mudstones and pelites, all the deposits

of the Riphean of the Lviv Foredeep and the Carpathian Fore-

deep were subjected to the Baikalian orogeny. Formation of

volcanic rocks of the Volyn Complex is associated with the fi-

nal stage of the orogeny.

The thick series of the Cambrian deposits, identified in the

boreholes of Poland (region of Lubaczów, Rudki, Kochanow-

ka, Medyka) as well as of Ukraine, were deposited after the

Baikalian orogeny — in the Lower Paleozoic. The described

earlier  metamorphosed  Riphean  mudstones  and  schists  were

identified  as  exotics  in  the  Cambrian  deposits.  The  area  of

those metamorphosed Riphean mudstones and schists spreads

from the Holy Cross Mountains to the western part of the fore-

Carpathians (Krukenychy Zone). This area was affected by the

Caledonian orogeny by the end of the Cambrian.

The diversity of the metamorphic rocks confirms the opin-

ion  about  a  diversified  structure  of  the  foredeep  basement.

This also supports the older opinion (Paul & Titze 1877) about

the old buried ridge extending from the Holy Cross Mountains

via Ukraine to Dobrogea in Romania.

Morphology of consolidated basement

The morphology of the consolidated basement of the Car-

pathians between the Dunajec river in Poland and the Tisa riv-

er in the Ukraine is very diversified (Fig. 2). The depth to the

top  of  the  consolidated  basement  changes  from  a  few  to

24 km.

The surface of the basement dips from north-west to south-

east, from the Dunajec to the Tisa rivers. It has the shape of a

graben with the Tarnów–Putila axis along which several drops

in depth occur. North and south of the trough axis the surface

of the consolidated basement rises to the depth of a few to sev-

eral kilometers at the Carpathian overthrust and at the Pieniny

Klippen Belt in the south.

In  the  eastern  part  of  the  studied  area,  at  the  edge  of  the

overthrust, from Jaremèa to the Skole meridian the surface of

the consolidated basement is at the depths of ca. 10 km and

the depth isolines are almost parallel to the Carpathian over-

thrust  line.  Further  westward,  the  surface  rises  from  Staryj

Sambir in Ukraine to Tarnów in Poland and reaches the depth

of  6  kilometers.  The  isolines  are  oblique  to  the  edge  of  the

overthrust, which is especially clearly visible in the region of

Staryj Sambir.

The  largest  depths  are  observed  in  the  eastern  part  of  the

study  area,  in  Ukraine,  in  the  region  of  Maidan,  Ust–Èorna

and the Jablunytsja Pass. The surface of the consolidated base-

ment  is  here  at  the  depth  below  22 km,  and  reaches  24 km

south of the Jablunytsja Pass. The zone of the maximum depth

runs from the region of Ust–Èorna, Dubove via Maidan and

Užok in Ukraine, and then through the territory of Poland it

continues south of Sanok and Krosno and keeps a westward

direction to Krynica.

Starting from the south-east, the maximum depths are as fol-

lows: east of Dubove (–24 km), in the region of Maidan (–22 km)

and Užok (–20 km), south of Sanok in the region of Baligród

(–16 km),  south  of  Krosno  (–16 km)  and  in  the  region  of

Krynica (–12 km). The descent of the consolidated basement

in the region of Krynica seems to be a continuation of the de-

pression located south of Krosno. The axis of the maximum

depths of the consolidated basement from Rahiv to Krosno is

regular  and  SE–NW  oriented.  Near  Krosno,  the  axis  curves

southward to the region of Krynica where it gets the SE–NW

direction again (Ry³ko & Tomaœ 1995a). The zone of maxi-

mum  depths  is  bipartite.  At  the  Ukraine-Poland  border,  the

zone is separated by a transverse elevation. The orientation of

that elevation is from Staryj Sambir to Cisna. The dislocation

background image

34                                                                                     RY£KO and TOMAŒ

Fig. 2. Map of depths consolidated basement of the Carpathians. 1  — Outer Carpathians — northern boundary,  2 — Pieniny Klippen

Belt, 3 — Neogene volcanics, 4 — Marmarosh massif, 5 — isolines of depths of consolidated basement in kilometers.

Staryj  Sambir–Ustrzyki  Górne–Michalovce  (Fig. 3)  is  the

eastern  boundary  of  that  elevation.  In  the  region  of  the  dis-

cussed elevation the surface of the consolidated basement ris-

es to the depth of 8 km. This rise separates the consolidated

basement into two different areas.

The eastern area is regular and the depth of the consolidated

basement is significant while the western part is more irregular

and the basement is shallower. Using the disjunctive tectonics

approach,  the  dislocation  Staryj–Sambir–Ustrzyki  Górne–

Michalovce (Fig. 3) can be assumed to be a boundary between

these two areas.

In the eastern region, between Rahiv and Ustrzyki Górne,

the surface of the consolidated basement takes the form of a

niche  of  the  axis  Rahiv–Ustrzyki  Górne.  East  of  the  line

Vorohta–Rahiv the surface of the consolidated basement ris-

es again to the depth of several tens of kilometers. This rise

has been evidenced by seismic profile Viseu de Sus–Putila

(RP-55393) made by West-Ukrainian Seismic Expedition in

1993–1994.  the  regular  pattern  of  the  niche  is  disturbed  in

the  SE  part  of  the  Ukrainian  area,  namely  in  the  region  of

Dovhe–Dubove–Rahiv, where the surface of the consolidated

basement reaches the Pieniny Klippen Belt at a large depth,

deeper than 20 km. It is the region between the eastern bound-

ary of the Vihorlat eruption area and the Marmarosh massif.

The  western  area,  west  of  Staryj  Sambir–Ustrzyki  Górne

line is the most irregular one. To the Krosno meridian, the axis

of the maximum depths still preserves its SE–NW direction,

and then curves southward to Krynica. Here, a wide plateau

appears between the edge of the Carpathian overthrust and the

zone of the depths.

Main tectonic features of the consolidated basement

The consolidated basement of the Carpathians between the

Dunajec and Tisa rivers has a blocky pattern and is dissected

by numerous longitudinal and transverse dislocations.

In the western part of the study area, west of Krosno, the

dislocation is NE–SW oriented (Fig. 3, dislocation (1)). That

is a transverse dislocation zone B–B (Ry³ko & Tomaœ 2001).

It extends along the line Wysowa–Sêdziszów Ma³opolski and

its southern part, at the surface, runs into the fault system of

Cigla–Kyjov (Leško in: Mahe¾ 1974), and then in the south —

into the Muráò tectonic system (Leško in: Mahe¾ 1974), and

finally in the south-west — into Šahy. In its northern part, in

the section between Gorlice and Jas³o, this zone runs into the

deep  dislocation  Prešov–Gorlice,  as  distinguished  by  Sikora

(1976).  Further  northward  this  zone  can  join  the  dislocation

Jas³o–Po³aniec,  distinguished  by  ¯ytko  (1985).  Reaching  to

the Moho surface, this zone could have a counterpart in the

deep dislocation D–D, distinguished by Bojdys & Lemberger

(1986). Thereby, the discussed dislocation zone is a part of a

great tectonic system extending from Po³aniec, through Jas³o,

Bardejov  to  Šahy.  Along  this  tectonic  system,  the  blocks  of

the  consolidated  basement  are  shifted  about  40 km  with  re-

spect to each other.

background image


The next dislocation in the eastern direction is that running

along  the  line  Staryj  Sambir–Ustrzyki  Górne,  and  NE–SW

oriented (Fig. 3, dislocation (2)). In a wider planar view, this

dislocation  runs  form  Lutsk  on  the  East  European  platform,

through Staryj Sambir and Ustrzyki Górne to Michalovce in

Slovakia. In its central part, the discussed dislocation bounds

from  the  west  the  zone  of  the  maximum  depressions  of  the

Ukrainian Carpathians basement and from the east cuts off the

earlier distinguished elevation of the basement in the region of

Staryj Sambir and Cisna (Fig. 2). This dislocation throws the

basement towards the SE by 8–10 km. In its southern part, in

Slovakia, in the region of Michalovce the discussed disloca-

tion causes disruptions in the zone of the Vihorlat eruptions.

That might suggest a young age of this dislocation.

The following transverse deep dislocation in the area of the

Ukrainian  Carpathians  is  that  running  along  the  line  Stryj–

Skole (Fig. 3, dislocation (3)) and NE–SW oriented. That is

the  dislocation  of  Nemyriv–Javoriv–Stryj–Skole–Mukaèeve.

It is the western boundary of the zone of the maximum depths

(Fig. 2)  in  the  area  of  the  Ukrainian  Carpathians.  The  dis-

cussed dislocation plays a significant role in the history of the

rocks of the Precambrian and Lower Paleozoic basement. On

this  dislocation,  a  change  in  petrographic-mineralogical  fea-

tures of the rocks of the basement of both the Carpathian and

Paleozoic Lviv Foredeeps takes place. West of the dislocation,

the  basement  deposits  associated  with  the  post-Baikalian

orogeny history in the Early Paleozoic occur. These are main-

ly  Cambrian  deposits  resting  on  the  Riphean  (Liniecka  &

Fig. 3. Main elements of consolidated basement of the Carpathians. 1 — Outer Carpathians — northern boundary, 2 — Main dislocation

zones, 3 — Secondary dislocation zones, 4 — Pieniny Klippen Belt, 5 — Neogene volcanics, 6 — Marmarosh massif, 7 — Boundary of

the Malopolska and Upper Silesia massifs, 8 — Malopolska massif, 9 — Upper Silesia massif.

Utrobin 1961). Exotic rocks of the so called first group, ac-

cording to Liniecka & Utrobin (1961), representing the weak-

est metamorphism are present in the basement deposits afore-

mentioned. The above authors suggest that the exotic rocks of

the  second  and  third  groups  of  strong  metamorphism  occur

east of the considered dislocation. Thereby, east of the disloca-

tion  the  oldest  part  of  the  Riphean  geosyncline  would  be

present. The dislocation has to be of a very old foundation. If

the age of the very young Lutsk–Staryj Sambir–Ustrzyki Górne–

Michalovce dislocation is  compared to  the  history  of  the  Ne-

myriv–Javoriv–Stryj–Skole–Mukaèeve  dislocation, which has

a very old foundation, then a very differentiated history of this

part of the Carpathian basement can be concluded.

The easternmost transverse dislocation is also NE–SW ori-

ented and runs along the line Vorohta–Rahiv. This is the Ko-

lomyja–Vorohta–Rahiv dislocation (Fig. 3). East of this dislo-

cation,  the  surface  of  the  consolidated  basement  rises

significantly. The discussed dislocation is the eastern bound-

ary of the zone of the maximum depths in this part of the Car-

pathians. In the zone of the discussed dislocation the Pieniny

Klippen Belt disappears, covered by the Neogene volcanogen-

ic rocks of the Vihorlat mountain group (Mahel’ 1974). More-

over, the dislocation is also the western boundary of the Mar-

marosh Mountains. Further to the south, the dislocation takes

the  direction  close  to  meridional  and  becomes  the  eastern

boundary of the Pannonian Basin (Mahel’ 1973).

In the study area, in the consolidated basement of the Car-

pathians between the Dunajec and Tisa rivers, three main lon-

background image

36                                                                                     RY£KO and TOMAŒ

gitudinal dislocations have been distinguished (Fig. 3). In the

northern part it is the peri-Carpathian dislocation (Fig. 2, dis-

location (D)), in the southern part — the peri-Pieninian dislo-

cation (Fig. 3, dislocation (A)). In the central part of the study

area,  the  “regional  basement  slope”  has  been  distinguished

(Fig. 3, dislocation (B) and dislocation (C)).

The  northernmost  dislocation  “D”  runs  along  the  line

Jaremèa–Staryj  Sambir–Przemyœl–Rzeszów.  In  Poland,  it  is

the eastern fragment of the peri-Carpathian dislocation (Sikora

1976),  while  in  western  Ukraine  it  is  called  the  fore-Car-

pathian dislocation (Krug³ow et al. 1985). In the planar view

of the Baikalian complex, in its western part this dislocation in

the area of Poland overlaps with the great dislocation zone of

Knia¿yce (Karnkowski, Po¿aryski & Tomczyk in: Po¿aryski

1974). Following these authors approach, the discussed dislo-

cation delineates the southern frame of the Laramian unit —

the Neogene Carpathian Foredeep (Po¿aryski 1964). Ukraini-

an geologists are of similar opinions and treat this dislocation

as  the  boundary  of  the  Carpathian  Foredeep  (Kruglov  et  al.

1985). South of the discussed dislocation, the Precambrian el-

evation,  dissected  by  secondary  dislocations,  dips  gradually

under the flysch Carpathians.

The dislocation running in the centre of the study area has a

more southerly position. In the west, in the territory of Poland

between the Dunajec river and Wysowa, this dislocation is al-

most  W–E  oriented.  East  of  the  transverse  dislocation

Wysowa–Jas³o  (Fig. 3)  the  dislocation  is  shifted  ca.  45 km

northward  (Ry³ko  &  Tomaœ  1999a)  and  runs  along  the  line

Jas³o–Sanok–Ustrzyki  Dolne  to  the  transverse  dislocation

Lutsk–Staryj  Sambir–Ustrzyki  Górne–Michalovce.  Further

eastward, in the territory of the Ukrainian Carpathians already,

between the transverse dislocations Lutsk–Staryj Sambir–Us-

trzyki  Górne–Michalovce  and  Nemyriv–Javoriv–Stryj–

Skole–Mukaèeve  it  extends  along  the  line  Ustrzyki  Górne–

Volovets.  Here,  it  is  shifted  several  tens  of  kilometers  with

respect to the western branch. East of the transverse disloca-

tion  Nemyriv–Javoriv–Stryj–Skole–Mukaèeve  to  the  trans-

verse  dislocation  Kolomyja–Vorohta–Rahiv,  the  discussed

dislocation is again shifted ca. 35 km and runs along the line

Skole–the Jablunytsja Pass. Further to the east, past the dislo-

Fig. 4a. Deep geological profiles. 1 — Neogene deposits, 2 — Central Carpathian Paleogene, 3 — Flysch Carpathian deposits, 4 — Pieniny

Klippen Belt (PKB), 5 — Penninicum, 6 —Paleogene cover of the Marmarosh massif, 7 — Marmarosh massif, 8 — Mesozoic deposits, 9 —

Mesozoic–Paleozoic deposits, 10 — Upper Paleozoic deposits, 11 — Lower Paleozoic deposits, 12 — Paleozoic deposits, 13 — Consolidat-

ed basement, 14 — Neogene volcanics, 15 — Inner Carpathian block, 16 — Outer Carpathian block, 17 — Carpathian Foredeep block,

18 — Malopolska massif, 19 — Upper Silesia massif, 20 — Secondary dislocation zones, 21 — Main dislocation zones, 22 — Boundary of

the Malopolska and Upper Silesia massifs, 23 — Moho discontinuity, 24 — Geological boundaries.

background image


Fig. 4b. Deep geological profiles. Explanation see Fig. 4a.

cation  Kolomyja–Vorohta–Rahiv  it  continues  to  the  Chyv-

tshyn  Mountain.  The  discussed  dislocation  along  its  entire

course  throws  the  consolidated  basement  southward.  In  the

area  between  the  Dunajec  river  and  Wysowa  the  discussed

dislocation throws the basement ca. 5–7 km southward (Ry³ko

& Tomaœ 2001). Further to the east, between Jas³o and Ustrzy-

ki Górne the basement shift (Fig. 4a) to the south is ca. 12 km

(Ry³ko & Tomaœ 2001). East of Ustrzyki Górne to Volovets,

the “regional basement slope” also throws the basement to the

south  ca.  10 km  (Fig. 4a).  In  the  section  between  Skole  and

the Jablunytsja Pass, the basement is thrown to the south also

ca. 10 km (Fig. 4b). Further east of the dislocation Kolomyja–

Vorohta–Rahiv the throw is initially ca. 12 km (Fig. 4b) and

then ca. 3 km (Fig. 4b).

According to the authors of this paper, west of the Dunajec

river,  the  tectonic  zone  Lubliniec–Kraków,  identified  from

boreholes,  passed  the  dislocation  Wysowa–Jas³o,  continues

to the east along the “regional basement slope” — disloca-

tion  B+C  (Fig. 3).  Thereby,  the  “regional  basement  slope”

turns out to be a high priority feature and east of the disloca-

tion Wysowa–Jas³o becomes a boundary between the Malo-

polska and Upper Silesia massifs, blocks and terrans. As re-

sults  from  the  cross-sections  (Fig. 4a,b),  in  the  Ukrainian

part, the remnants of the Lower and Upper Paleozoic are pre-

served on this slope.

The  peri-Pieninian  dislocation  is  the  southernmost  distin-

guished one (Fig. 3). The dislocation in question runs from the

Marmarosh massif in the east towards the NW direction across

the entire study area. It is in the boundary zone between the

Outer and Inner Carpathians. South of the discussed disloca-

tion,  the  consolidated  basement  rises  significantly  in  the

whole  study  area  (Fig. 4a,b).  The  magnitude  of  this  rise  is

comparable  with  the  shifts  along  the  “regional  basement

slope”. Thus, a deep graben is present between the “regional

basement  slope”  and  the  peri-Pieninian  dislocation.  Every-

where, the graben is filled with Mesozoic-Paleozoic deposits,

thus it had to form in the Early Paleozoic, while during the

Neogene  transformation  of  this  part  of  the  Carpathian  base-

ment it was only slightly changed (Ry³ko & Tomaœ 2001).

Final conclusions

1. The morphology of the consolidated basement of the Car-

pathians is very diversified. The depth of the top surface of the

basement varies from a few kilometers in the western part of

background image

38                                                                                     RY£KO and TOMAŒ

the study area to ca. 24 km in the south-eastern part. General-

ly, the surface of the consolidated basement dips in a NW to

SE direction.

2. North of the Pieniny Klippen Belt the zone of maximum

depressions occurs. The axis of this zone is irregular in the ma-

jor part of the study area and is NW–SE oriented. In the direct

vicinity of the Pieniny Klippen Belt the surface of the consoli-

dated basement shows a rising tendency towards the south.

3. The consolidated basement has a blocky pattern. It is dis-

sected by numerous transverse and longitudinal dislocations.

Along the transverse dislocation a systematic shift of the base-

ment towards the SE takes place.

4. It  can  be  suggested  that  the  dislocation  Lubliniec–

Kraków, being the boundary between the Malopolska and Up-

per Silesia massifs, continues to the south-east along the “re-

gional basement slope”.

5. The surface of the consolidated basement between the “re-

gional basement slope” and the peri-Pieninian dislocation has

the form of a graben with the axis Rahiv–Krynica. The graben is

likely filled with the Paleozoic and Mesozoic deposits.

Acknowledgments: We acknowledge the support of the Pol-

ish  State  Committee  for  Scientific  Research  Grant  No.

6 P04D01421.


Bogacz K. 1980: Geological structure of Dêbnik Palaeozoic. Rocz.

Pol. Tow. Geol. 50, 2, 183–208 (in Polish with English sum-


Bojdys G.& Lemberger M. 1986: Gravimetric modelling as a meth-

od of lithosphere examination with the Carpathians as example.

Zesz.  Nauk.  Akad.  Gór.  -Hutn.  1073,  Geologia  33,  1–106  (in

Polish with English summary).

Borisov A.A. & Kruglakova G.I. 1962: About deep geological struc-

ture of the Earth crust of the Carpathian hinterland. Izw. Akad.

Navk. SSSR. Ser. Geofiz. Nr. 11, 1497–1501 (in Russian).

Brochwicz-Lewiñski W., Po¿aryski W. & Tomczyk H. 1968: Strike-

slip movements in southern Poland in Palaeozoic. Przegl. Geol.

31, 12, 651–658 (in Polish with English summary).

Bukowy S. 1964: New concepts on the structure of the north-eastern

margin of the Upper Silesia Coal Basin. Biul. Inst. Geol. 184,

5–34 (in Polish with English summary).

Bukowy  S.  1984:  Variscan  structures  of  the  Silesia  —  Cracow  re-

gion. Pr. Nauk. Uœl. Geologia 692, 1–75 (in Polish with English


Bu³a Z. 1994: Problems of stratigraphy and development of the old-

er Palaeozoic deposits of the north-eastern margin of the Upper

Silesia  Coal  Basin.  Przew.  65  Zjazdu  Pol.  Tow.  Geol.  w  Sos-

nowcu. Pr. Nauk. Uœl. 1431, 31–57 (in Polish).

Bu³a Z. 2000: Lower Palaeozoic of the Upper Silesia and Western

Malopolska. Pr. Pañstw. Inst. Geol. 171, 1–63 (in Polish with

English summary).

Bu³a Z. & Jachowicz M. 1996: The Lower Paleozoic sediments in

the Upper Silesia Block. Geol. Quart. 40, 3, 299–336.

Bu³a Z., Jachowicz M. & ¯aba J. 1997: Principal characteristics of

the  Upper  Silesia  Block  and  Ma³opolska  Block  border  zone

(Southern Poland). Geol. Mag. 134, 5, 66–77.

Buriakov  W.B.,  Gordienko  W.W.  &  Kulik  S.N.  1977:  Complex

analysis of geophysical data on the Earth crust and surface ma-

terial of the Western Carpathian. In: Matier. XI Kongr. Karpa-

to-Ba³kan.  Ass.,  Nauk.  Dumka,  Kijev,  419–420  (in  Russian

with English summary).

Buriakov W.B., Gordienko W.W. & Kulik S.N. 1978: Complex geo-

physical model of the lithosphere of the Western Carpathians.

Geofiz. Sb., Wyp. 83, 3–16 (in Russian with English summary).

Czerwiñski T. & Miecznik J. 1999: Interpretation of magnetotelluric

data along the line Bukowina Tatrzañska-Niepo³omice; western

part  of  the  Polish  Carpathians.  Romanian  J.  Tectonics  Reg.

Geol. 77 Suppl. Number 1.

Czerwiñski  T.  &  Stefaniuk  M.  2001:  Recognition  of  geological

structure of the Carpatians as a result of magnetotelluric inves-

tigation. Slovak Geol. Mag. 7, 139–144.

Èerv  V.,  Pek  J.,  Pícha  F.  &  Tobiasova  M.  1994:  Magnetotelluric

models of inhomogenity zones. In: Bucha V. & Blizkovski M.

(Eds.): Crustal structure of the Bohemian Massif and the West

Carpathians. Monogr. Praha–Heildelberg 147–157.

Dolenko G.N., Danilovith L.G. & Boythevskaya £.T. 1978: Tecton-

ic  development  of  the  Ukrainian  Carpathians  in  the  light  of

lithosphere plate tectonic. In: Tektonika Sriedizemnomorskoho

pojasa. M., Nauka 16–18 (in Russian with English summary).

Dudek  A.  1980:  The  crystalline  basement  block  of  the  Outer  Car-

pathians in Moravia: Bruno-Vistulicum. Rozpr. Ès. Akad. Vìd.

90, 8, 1–85.

Dvoøáková  V.,  Tomek  S.  &  Vozár  J.  1992:  Late  Cretaceous  Aus-

troalpine  collisional  events  as  evidenced  in  the  Veporic  and

Gemeric Terranes in Slovakia.  Terra Nova Abstr. Suppl. 2, 4,


Glushko W.W. 1957: About conglomerates of Slobuck beds of the

Carpathian foredeep. Geol. Zborn. (Lvov) 4, 85 (in Russian).

G³owacki E. & Karnkowski P. 1963: Comparison of the Upper Pre-

cambrian of the Carpathain foreland and the green shale series

of  Dobrogea.  Kwart.  Geol.  7,  1,  187–195  (in  Polish  with  En-

glish summary).

G³owacki E., Karnkowski P. & ¯ak C. 1963: The Precambrian and

Cambrian  in  the  basement  of  the  foreland  of  the  Central  Car-

pathians and Holy Cross Mountains. Rocz. Pol. Tow. Geol. 34,

3, 321–362 (in Polish with English summary).

Grigoras  N.  1956:  Some  comments  on  the  Silurian  of  Dobrogea.

Bul.  stiniintifie  Acad.  Rep.  Pop.  Romine.  Sect.  De  geologie  si

geografie I, 3–4 (in Romanian).

Jarish M.S., Turthanienko N.T. & Zajac H.B. 1969: Deep geological

structure of the Carpathians in selected regions along the profile

Czop–Gorochov–Lutsk–Voronitsha.  In:  Geofiziczeskije  issle-

dowanija na Ukrainie. Technika, Lviv, 101–107 (in Russian).

Jawor E. 1970: Deep geological structure of the region east of Cra-

cow. Acta Geol. Pol. 20, 4 (in Polish with English summary).

Jurkiewicz H. 1975: The geological structure of the basement of the

Mesozoic in the central part of the Miechów Trough. Biul. Inst.

Geol. 283, 5–100 (in Polish with English summary).

Karnkowski  P.  1977:  Deep  basement  of  the  Carpathians.  Przegl.

Geol. 25, 6, 289–297 (in Polish with English summary).

Karnkowski P. & G³owacki E. 1961: On the geological structure of

the under-Miocene deposits of the Central Carpathian foreland.

Kwart. Geol. 2, 372–419 (in Polish with English summary).

Klityñski  W.  &  Wójcicki  A.  2001:  Western  Carpathians  basement

according  to  results  of  intrgrated  geophysical  investigations

with  particular  cosideration  of  magnetotelluric  data.  Slovak

Geol. Mag. 7, 155–161.

Kotas A. 1982: Outline of geology of the Upper Silesia Coal Basin.

In:  Przew.  54.  Zjazdu  Pol.  Tow.  Geol.  Sosnowiec  23–25  IX

1982. Wyd. Geol., Warszawa, 45–72 (in Polish).

Kotas A. 1985: Structural evolution of the Upper Coal Basin (Poland).

X Cong. Int. Strat. Geol. Carb., C. R. (Madrid) 3, 459–469.

Kowalczewski  Z.  1981:  Lithostratigraphy  of  the  Vendian  in  the

Holy Cross Mountains and the Miechów Basin. In: Przew. 53.

Zjazdu  Pol.  Tow.  Geol.,  Kielce  6–8  IX  1981.  Wyd.  Geol.,

Warszawa, 9–19 (in Polish).

background image


Kowalski  W.R.  1983:  Stratigraphy  of  the  Upper  Precambrian  and

Lowest Cambrian strata in southern Poland. Acta Geol. Pol. 33,

1–4, 183–217.

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

Deep litosphere under Polish part of the Carpathians as a result

of  integrated  magnetotelluric  and  gravity  data  interpretation.

Abstr. of Pancardi 2000. Vijesti  Spec. Issue. 37, 3.

Królikowski C. & Petecki Z. 2001: Recent results of the gravity and

magnetotelluric  modeling:  litosphere  structure  in  the  Polish

Carpathians. Slovak Geol. Mag. 7, 131–138.

Kruglov S.S., Smirnof S.E., Spitkowskaya S.M., Filshtynski L.E. &

Khizniakov  A.W.  1985:  Geodynamics  of  the  Carpathians.

Naukova Dumka, Kijev, 1–136 (in Russian).

Liniecka L.W. & Utrobin W.N. 1961: Riphean deposits of the base-

ment of the Carpathian foredeep. Dokl. Acad. Nauk CCCP 140,

5, 1152–1155 (in Russian).

£ydka  K.  &  Siedlecki  S.  1963:  On  Algonkian  deposits  in  the  en-

vrons of Cracow. Biull. Acad. Pol. Sci. Sér. Sci. Geol. Geogr.

Varsovie 11,  2,  75–82.

Mahel’  M.  (Ed.)  1973:  Tectonic  map  of  the  Carpathian-Balkan

Mountain  system  and  adjacent  areas,  sheet:  Lodz,  Lvov,  Bu-

charest. Publ. by GÚDŠ Bratislava and UNESCO, Bratislava.

Mahel’ M. (Ed.) 1974: Tectonics of the Carpathian Balkan regions.

GÚDŠ, Bratislava, 1–453.

Molek M. & Klimkowski W. 1991: Documentation of magnetotellu-

ric and telluric examination. Project: Examination of the deep

geological  structure  of  the  Carpathians  “Carpathians”  1988–

1990 part 2 <area III and IV> and summary of the results ob-

tained  since  1975.  Centr.  Arch.  Geol.  Pañstw.  Inst.  Geol.,

Warszawa, 1–52 (in Polish).

Molek M. & Oraczewski A. 1988: Documentation of magnetotellu-

ric and telluric examination. Project: Examination of the deep

geological  structure  of  the  Carpathians  “Carpathians”  1986–

1987 part 1 <area II and III>. Centr. Arch. Geol., Pañstw. Inst.

Geol., Warszawa, 1–54 (in Polish).

Moryc W. & Heflik W. 1998: Metamorphic rocks in the basement of

the  Carpathians  between  Bielsko-Bia³a  and  Kraków.  Kwart.

Geol. 42, 1, 1–14.

Moryc W. & Jachowicz M. 2000: Precambrian deposits in the region

of Bochnia–Tarnów–Dêbica. Prz. Geol. 48, 7, 601–606 (in Pol-

ish with English summary).

Moryc W. & £ydka K. 2000: Sedimentation and tectonic of the Up-

per  Proterozoic-Lower  Cambrian  deposits  of  the  southern

Ma³opolska Massif (SE Poland). Kwart. Geol. 44, 1, 47–58.

Murgoci G. 1914: Etudes geologiques dans Dobrogea de Nord. La

tectoniques de lair cimmerienne. Ann. Inst. Geol. Rom. 6.

Nowak  J.  1927:  Outline  of  tectonics  of  Poland.  II  Zjazd  Stow.

Geogr., Kraków, 5–160 (in Polish).

Nowak W. 1975: Comments on deep structure of the western part of

the Polish Flysch Carpathians and their basement Cieszyn–An-

drychów  region.  Kwart.  Geol.  19,  3,  968–969  (in  Polish  with

English summary).

Oszczypko N., Zaj¹c R., Garlicka I., Mencik E., Dvoøák J. & Mate-

jovská O. 1989: Geological map of the substratum of the Ter-

tiary  of  the  Western  Outer  Carpathians  and  their  foreland.  In:

Poprawa D. & Nemèok J. (Eds.): Geological atlas of the West-

ern  Outer  Carpathians  and  their  foreland.  Pañstw.  Inst.  Geol.,


Paleckelmann W. 1935: Probleme des Varisticums der Dobrudscha.

Z. Dtsch. Geol. Gesell.  87, 521.

Parachoniak W. 1963: Phyllites (?) in the basement of the Miocene

of the Carpathian Foreland. Spraw. z Pos. Kom. PAN Oddz. w

Krakowie, I–VI, 313 (in Polish).

Paul K.M. & Tietze E. 1877: Studien in der Sondsteinzone der Kar-

pathen. Jb. Geol. Reichsanst. (Wien) T–27, 125.

Po¿aryski W. 1964: Overview of the Palaeozoic and Mesozoic tec-

tonics of the Polish Lowland. Kwart. Geol. 8, 1, 1–41 (in Polish

with English summary).

Po¿aryski  W.  1990:  Caledonides  of  Central  Europe  as  shifted  oro-

gen  consisting  of  terrans.  Przegl.  Geol.  38,  1,  109  (in  Polish

with English summary).

Po¿aryski W. (Ed.) 1974: Geology of Poland. Vol IV — Teconics,

part  1  —  Polish  Lowland.  Wyd.  Geol.,  Warszawa,  1–477  (in


Po¿aryski W. & Tomczyk H. 1968: Assyntian orogen in South-East

Poland. Biul. Inst. Geol. 236, 5–39.

Po¿aryski  W.  &  Kotañski  Z.  1979:  The  Baikal  and  Caledonian-

Variscan  tectonic  development  of  East  European  Platform.

Kwart. Geol. 23, 1, 7–23 (in Polish with English summary).

Po¿aryski W., Vidal G. & Brochwicz- Lewiñski W. 1981: New data

of  the  Lower  Cambrian  at  the  southern  margin  of  the  Holy

Cross Mts (SE Poland). Biull. Acad. Pol. Sci. Sér. Sci. Terra 29,

2, 167–174.

Po¿aryski W. & Tomczyk H. 1993: Geologic section across South-

Eastern Poland. Przegl. Geol. 10, 41, 683–694 (in Polish with

English summary).

Po¿aryski W. & Karnkowski P. 1992: Tectonics map of Poland dur-

ing the Variscan time 1:1,000,000. Wyd. Geol., Warszawa.

Rokitianskiy I.I. 1975: Studies on electric conductivity anomaly by

magnetic  variation  sounding.  Nauk.  Dumka,  Kijev,  1–280  (in


Ry³ko W. & Tomaœ A. 1989: Geologic interpretation of data in the

automatic  correlation  of  remote  sensed  and  geophysical  data,

sheet  Przemyœl,  Kalników,  £upków,  Cieszyn.  Arch.  Oddz.

Karp. Pañstw. Inst. Geol., Kraków, 1–17 (in Polish).

Ry³ko W. & Tomaœ A. 1990: Deep geological structure studies —

gravimetric  examination.  Arch.  Oddz.  Karp.  Pañstw.  Inst.

Geol., Kraków, 1–67 (in Polish).

Ry³ko  W.  &  Tomaœ  A.  1991:  Magnetotelluric  examinantion.  Arch.

Oddz. Karp. Pañstw. Inst. Geol., Kraków, 1–30 (in Polish).

Ry³ko W. & Tomaœ A. 1995a: Morphology of the consolidated base-

ment  of  the  Polish  Carpathians  in  the  light  of  magnetotelluric

data. Kwart. Geol. 39, 1, 1–16.

Ry³ko W. & Tomaœ A. 1995b: Main tectonic elements of the consoli-

dated basement of the Polish Carpathians. In: Gucwa I., Poprawa

D., Ry³ko W., Szymakowska F., Skulch J. & Tomaœ A. (Eds.):

Modelling  of  the  Carpathian  orogen  and  its  evolution.  Arch.

Oddz. Karp. Pañstw. Inst. Geol., Kraków, 13–21 (in Polish).

Ry³ko W. & Tomaœ A. 1998: Tectonics of the basement of the Polish

Carpathians. Przegl. Geol. 46, 8, 2, 758–762.

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

Carpathians  in  the  light  of  the  magnetotelluric  studies.  Pr.

Pañstw.  Inst.  Geol.  168,  195–208  (in  Polish  with  English


Ry³ko  W.  &  Tomaœ  A.  1999b:  Consolidated  basement  of  the  Car-

pathians  —  Morphology  and  tectonics,  influence  on  the  Neo-

gene  remodelling  of  the  Carpathians.  Mat.  Karpackiej  Konf.

Nauk.”  Przemys³  naftowy  i  nauka  razem  w  XXI  wiek”  ,  Raba

Ni¿na 99. Geonafta, Oœr. Reg., Kraków, 57–66 (in Polish).

Ry³ko W. & Tomaœ A. 2001: The Neogene remodelling of the Polish

Carpathian  basement  and  the  resulting  findings.  Biul.  Pañstw.

Inst. Geol. 395, 1–60 (in Polish with English summary).

Samsonowicz  J.  1955:  About  the  Upper  Precambrian  (Riphean)  in

Poland.  Przegl.  Geol.  3,  12,  588–589  (in  Polish  with  English


Sheremeta P.M. (Ed.), Hoshowskiy S.V., Kheban V.D., Bodlak P.M.

&  Lyatshuk  D.N.  1999:  Seismogeological  Profile  RP-5  5393

Along Line: c. Breaza, m. Cyblesu, m. Aplak, c. Viseu de Sus,

m. Chyvtshyn, m. Burakova, c. Putyla, m. Oseredok, v. Dolish-

nij Shepit, m. pass Motsherna, v. Hiltshe, v. Dynovtsi. Gover-

ment Committee of Ukraine on Geology & Mineral Resources,

Goverment Geophysical Enterprise “Ukrgeophysica”, Western

background image

40                                                                                     RY£KO and TOMAŒ

Ukrainian Geophysical Exploration Expedition.

Sikora W. 1976: On lineaments found in the Carpathians. Rocz. Pol.

Tow. Geol. 46, 336–349.

Simionescu  J.  1927:  Apercu  geologique  sur  la  Dobrugea.  Assoc.

Pour l’avancement de la Geologie des Carpates. II reunions en

Roumanie guide des excursions, Bucharest.

Stefaniuk M. 1999: The possible zone of subduction in the Eastern

Part  of  the  Polish  Carpathians  in  the  ligth  of  magnetotellric

souding  interpretation.  Joint  Meeting  of  Europrobe,  TESZ,

Pancardi, GeoRift. Romanian Journal of Tectonic and Region-

al Geology, 77, Suppl. No. 1.

Stefaniuk  M.  2000:  An  outline  of  the  basement  of  the  basement

structure in a transition zone between Western and Eastern Car-

pathians in the light of magnetotelluric data interpretation. Ab-

stracts of Pancardi 2000, Vijesti, Special Issue 37, 3.

Stefaniuk  M.  2001:  Main  structural  elements  of  the  basement  of

eastern Polish Carpathians in the light of magnetotelluric inves-

tigation. Kwart. AGH, Geol. 27, 1, 127–159 (in Polish with En-

glish summary).

Stefaniuk M., Czerwiñski T., Wajda A. & Mrzyg³ód T. 1998: First

results  of  high-frequency  magnetotelluric  investigation  in  Po-

land. Book of Abstracts. The 14


 Workshop on Electromagnet-

ic Induction in the Earth. Sinaia, Romania.

Stefaniuk M., Czerwiñski T., Miecznik J. & Klityñski W. 1999: The

sected results of high-frequency magnetotelluric survey in Pol-

ish Carpathians. Biul. Pañstw. Inst. Geol. 387, 184–185.

Stefaniuk M. & Klityñski W. 1999: Interpretation of magnetotelluric

data along the Radoszyce–Przemyœl Line — Eastern Part of the

Polish  Carpathians.  Joint  Meeting  of  Europrobe,  TESZ,  Pan-

cardi,  GeoRift.  Romanian  Journal  of  Tectonic  and  Regional

Geology, 77, Suppl. No. 1.

Stefaniuk M. & Klityñski W. 2000: Selected results of magnetotellu-

ric  data  interpretation  in  the  eastern  part  of  the  Polish  Car-

pathians. Abstracts of Pancardi 2000, Vijesti, Special Issue 37, 3.

Stefaniuk M. & Pepel A. 2000: Selected problems of geological struc-

ture of Carpathian orogen and its basement on territory of Poland

in the light of magnetotelluric and gravity surveys. Terra Nostra,

Schriften der Alfred-Weegener-Stiftung 2000/1, Vienna.

Stefaniuk  M.  &  Wójcicki  A.  2000:  Deep  structure  of  Outher  Car-

pathians  on  the  base  of  integrated  geophysical  interpretation.

Proc. EAGE 62


 Conference and Exhibition, Glasgow, 1: B04.

Subbotin  S.I.,  Sollogub  W.B.  &  Thiekunov  A.W.  1976:  Geologic

structure and evolution of Ukraine and selected regions. Geofiz.

Sb. 70, 13–45 (in Russian).

Tomek È. 1993: Deep crustal structure beneath the Central and In-

ner West Carpathians. Tectonophysics 226, 417–431.

Tomek È., Dvoøáková L., Ibrmajer I., Jiøíèek R. & Koráb T. 1987:

Crustal profiles of active continental collision belt: Czechoslo-

vak deep seismic reflection profiling in the West Carpathians.

Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 89, 383–388.

Tomek È., Ibrmajer I., Koráb T., Biely A., Dvoøáková L., Lexa J. &

Zboøil A. 1989: Crustal structures of the West Carpathians on

deep reflection seismic line 2T. Miner. Slovaca 21, 3–26.

Tomek È. & Hall J. 1993: Subducted continental margin imaged in

the Carpathians of Czechoslovakia. Geology 21, 535–538.

Vialov O.S. 1955: Geology of the basement of the Carpathian fore-

deep. Geol. ¯urn. Lvov. Univer., Ser. Geol. XXXV, 8,  8–31 (in


Varga G. & Lada F. 1988: Magnetotelluric measurement on the pro-

file 2T. Geofyzika, Brno, 1–32.

Vozár J. & Šantavý J. (Ed.) 1999: Atlas of Deep Reflection Seismic

Profiles  of  the  Western  Carpathians  and  their  Interpretation.

Bratislava, 1–31.

Wdowiarz S., Wieser T., Szczurowska J., Morgiel J. & Szotowa W.

1974: Geologic structure of the Skole Unit and its basement in

the  borehole  profile  Cisowa  IG-1.  Biul.  Inst.  Geol.  273,  5–96

(in Polish with English summary).

Znosko  J.  1996:  Stages  in  the  evolution  of  the  Holy  Cross  Moun-

tains.  Mat.  Konf.  Nauk.  Pol.  Tow.  Geol.  Uniw.  Œl.,  Katowice-

Sosnowiec, 18–33 (in Polish).

¯aba J. 1999: Structural evolution of the Lower Palaeozoic deposits

in  the  bounding  zone  of  the  Upper  Silesia  and  Malopolska

block. Pr. Pañstw. Inst. Geol. 166, 1–142 (in Polish with En-

glish summary).

¯ytko  K.  1985:  Some  problems  of  a  geodynamic  model  of  the

Northern Carpathians. Kwart. Geol. 29, 1, 85–108.