GEOLOGICA CARPATHICA, AUGUST 2005, 56, 4, 327–336

www.geologicacarpathica.sk

Non-marine evaporites in the Lower Miocene of Upper Silesia

(Carpathian Foreland Basin, Poland)

TADEUSZ MAREK PERYT

1

, ZBIGNIEW BU£A

2

, STANIS£AW HA£AS

3

, BARBARA OLSZEWSKA

4

,

IRENA PLUTA

5

 and BARBARA S£ODKOWSKA

1

1

Polish Geological Institute, Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa, Poland; tadeusz.peryt@pgi.gov.pl; barbara.slodkowska@pgi.gov.pl

2

Polish Geological Institute, Oddzia³ Górnoœl¹ski, ul. Królowej Jadwigi, 41-200 Sosnowiec, Poland; zbigniew.bula@pgi.gov.pl

3

Mass Spectrometry Laboratory, Institute of Physics, Maria Curie-Sk³odowska University, 20-031 Lublin, Poland;

halas@tytan.umcs.lublin.pl,   wujek@tytan.umcs.lublin.pl

4

Polish Geological Institute, Oddzia³ Karpacki, Skrzatów 1, 31-560 Kraków, Poland; barbara.olszewska@pgi.gov.pl

5

G³ówny Instytut Górnictwa, pl. Gwarków 1, 40-166 Katowice, Poland; irena-pluta@wp.pl

(Manuscript received December 8, 2004; accepted in revised form March 17, 2005)

Abstract: A continual record of Eggenburgian to Late Badenian deposition, mostly in non-marine environments during

the Early Miocene and in marine settings during the Middle Miocene time periods, was studied in the Woszczyce IG1

borehole (Zawada Basin, the Upper Silesia segment of the Carpathian Foreland Basin). In addition to the earlier-de-

scribed Early Miocene foraminiferal assemblages, a Late Ottnangian pollen assemblage, which can be correlated with

the MF4 Zone from Slovakia was found. Anhydrite-bearing deposits occur some 25 m below the Lower Badenian Skawina

Formation. The foraminifers found immediately above the anhydrite-bearing complex and the redeposited foraminifers

recorded in the lowermost part of the complex indicate its Karpatian age. The anhydrite is replacing gypsum, which

originally formed displacive lenticular crystals within claystones and siltstones. The δ

34

S values of anhydrite (+2.17 ‰

to +9.2 ‰, average +4.4 ‰) are considerably lower and the δ

18

O values (+18.0 ‰ to +22.0 ‰, average +20.1 ‰) are

considerably higher than the values characteristic for Miocene marine sulphates. On the other hand, the range of δ

34

S

values found in the anhydrites of the Woszczyce IG1 borehole is similar to the range recorded in the sulphur from

Carboniferous coals. The sulphate was recycled and evaporite deposits in the Woszczyce IG1 borehole, and thus in the

entire Zawada Basin, formed from recycled solutes. Thus, the anhydrite-bearing sequence originated in a non-marine

environment, in which periodically saline conditions prevailed.

Key words: Karpatian, lacustrine environment, Ottnangian palynomorphs, oxygen isotopes, sulphur isotopes, anhydrite.

Introduction

The  Carpathian  Foredeep  Basin  is  a  typical  peripheral  fore-

deep  basin  filled  with  synorogenic  flysch  and  molasse  sedi-

ments,  mainly  deltaic  and  turbiditic  siliciclastic  deposits  of

Miocene  age.  Evaporites  of  Early  and  Middle  Miocene  age

also occur in it (e.g. Garlicki 1979; Stoica & Gherasie 1981;

Kovalevich & Petrichenko 1997; Fig. 1). In the Polish part of

the Foredeep, evaporites are Badenian in age; the nannoplank-

ton study of sections in Upper Silesia showed that the Bade-

nian gypsum corresponds to the lower part of the NN6 Zone

(Peryt 1997). In the Ukrainian part of the Carpathian Foredeep

the  number  of  evaporite  formations  and  their  stratigraphical

position are still under discussion although it seems that in ad-

dition to the Badenian, the most important phases of evaporite

deposition  are  related  to  the  Karpatian  and  Eggenburgian

(Wójtowicz et al. 2003).

The evaporites of the Carpathian Foredeep Basin formed at

the  transition  between  marine  and  continental  sedimentation

as a consequence of restriction to the open sea caused by tec-

tonics during the Alpine orogenesis and/or sea-level changes.

Traditionally it was thought that these evaporites are marine in

origin.  However,  geochemical  modelling  of  the  Badenian

evaporites (Cendón et al. 2004) showed that the general hy-

drological evolution of the basin is explained as a restricted

basin with an important continental input and ongoing recy-

cling process.

In the Upper Silesia segment of the Carpathian Foreland Ba-

sin,  in  the  W–E  elongated  Zawada  Basin  located  between

Rybnik  and  Oœwiêcim  (Fig. 2),  anhydrite-bearing  deposits

were  recorded  approximately  250 m  below  the  Badenian

evaporites and some 25 m below the Lower Badenian Skawi-

na Formation (Jura 2001). The aim of this paper is to present

recent results of stratigraphic and geochemical studies on the

anhydrite-bearing sequence whose origin has remained enig-

matic so far.

Geological setting

The Paleogene time period was traditionally regarded as a

period of intensive inversion and erosion in the western part of

the Carpathian foreland area, with local accumulations of con-

tinental  deposits  (Picha  1979, 1996;  Moryc  1985),  until  dis-

covery  of  marine  autochthonous  deposits  at  the  base  of  the

Lower Miocene molasses (Oszczypko & Oszczypko-Clowes

2003, with references therein). These findings show that there

existed a broad Eggenburgian foreland basin in the Northern

328                                                                                              PERYT  et al.

Outer Carpathians and the adjacent part of the European Plat-

form, followed by Late Ottnangian folding and the uplift and

overthrust of the Outer Carpathians onto the foreland platform

(Oszczypko 1998; Kováè et al. 1998; Oszczypko & Oszczyp-

ko-Clowes 2003). During the Karpatian, intensive subsidence

and deposition in the inner foredeep took place, and during the

Late Karpatian–Early Badenian, a relatively deep sea flooded

both the foreland plate and the Carpathians (e.g. Adámek et al.

2003),  leading  to  deposition  of  the  marly  mudstones  of  the

Skawina Formation.

In Upper Silesia the Eggenburgian transgression event onto

the southern edge of the European Platform was probably re-

corded  in  the  Woszczyce  IG1  borehole  (Oszczypko  &  Osz-

czypko-Clowes  2003),  located  in  the  Zawada  Basin

(Figs. 2, 3).  The  Zawada  Basin  occurs  south  of  the  Be³k–

Oœwiêcim regional fault, which plays an important role in the

structure  of  the  Carboniferous  deposits  of  the  Upper  Silesia

Coal Basin. This fault originated (or was reactivated) due to

Alpine  tectonic  movements  (Kotas  1985;  Jureczka  &  Kotas

Fig. 1. Occurrence of Miocene evaporites in the Carpathian region in time

(A) and space (B); asterisked (in B) is the location of the Zawada Basin.

1995). The central, deepest part of the Zawada Basin is

related  to  that  portion  of  the  Be³k-Oœwiêcim  fault

where  the  greatest  downthrows  of  Carboniferous  de-

posits  are  recorded,  about  500–600 m  compared  to

100–200 m east and west of that structure (Fig. 3).

In the entire area of the Upper Silesia Coal Basin, at

the top of the coal-bearing Carboniferous deposits oc-

cur  weathered  and/or  thermally-modified  deposits

(termed “red beds”), which originated due to oxidation

or spontaneous heating of coal (Lipiarski 2001) at the

temperature  range  between  several  hundred  and

>1000 ºC (Kralik 1984).

The Carboniferous deposits are overlain by the Röt

deposits;  they  were  recorded  in  the  depth  interval

706.8–719 m in the Woszczyce IG1 borehole (Senko-

wiczowa 1991; Fig. 3). The Röt deposits contain Lower

Miocene  foraminiferal  fauna  (Odrzywolska-Bieñkowa

1986); single specimens of Globorotalia peripheroron-

da Blow et Banner, Globoquadrina langhiana Cita et

Gelati and Globigerinoides trilobus (Reuss) have been

recognized. This indicates the reworking of the Röt de-

posits  during  transgression  which  led  to  their  mixing

with Lower Miocene (Ottnangian) microfauna.

The Röt deposits are overlain by marls and red clay-

stones 203.9 m thick (Fig. 4). Jura (1986) distinguished

the following lithological complexes within this interval:

—  550.4–576.0 m:  claystones  and  marly  claystones

with fish fragments;

—  576.0–627.5 m:  anhydritic  claystones  with  clay-

stone and rare mudstone and tuffite intercalations (lo-

cally dolomitic or bituminous), mostly massive;

— 627.5–675.9 m: mudstones locally dolomitic with

claystone intercalations and fish fragments;

— 675.9–683.8 m: intercalated beds of dolomite and

claystone;

— 683.8–686.8 m: marls and limestones/dolomites;

— 686.8–705.2 m: brownish (in places green) medi-

um- and fine-grained sandstone with a sandy claystone

intercalation (at the depth of 700.5–701.0 m), in places

abundant  pyrite,  locally  horizontal  lamination,  more

rarely  flaser  and  small-scale  cross-stratification;  the  contact

with the underlying breccia sharp, possibly erosive;

—  705.2–706.8 m:  breccia  composed  of  clasts  (1–5 cm

across) of nodular limestone, marly limestone, claystone and

rare quartz grains.

Below  the  depth  of  668.5 m  rare  specimens  of  ostracod

Cytherissa  sp.  (occurring  from  Paleogene  to  date  in  deeper

parts of fresh-water lakes or in shallow lakes and brackish wa-

ter)  and  oogonia  of  Chara  tenuitecta  levis  Straub.  (known

from the Aquitanian-Burdigalian border in southern Germany)

were found (Odrzywolska-Bieñkowa 1986). An abundant as-

semblage of mostly benthic foraminifers occurs at the depth of

573.5 and 574 m. It was regarded by Odrzywolska-Bieñkowa

(1986) as similar to the Karpatian assemblages of the Czech

Republic, although the presence of planktonic species Praeor-

bulina glomerosa  Blow  in  the  assemblages  advocates  rather

an early Badenian age (Cicha et al. 1998, 2003).

The  above-characterized  interval  is  covered  by  the  Lower

Badenian  Skawina  Formation  (346.5–550.4 m)  overlain  by

NON-MARINE EVAPORITES IN THE LOWER MIOCENE OF SILESIA (POLAND)                                     329

Fig. 2. A — Occurrence of Miocene deposits in Upper Silesia (after Kubica 1998). B — Map of the top of the Carboniferous deposits (af-

ter Bu³a & Kotas 1994) showing the location of the Zawada I and Woszczyce IG1 boreholes.

Fig. 3. Geological cross-section through the Zawada Basin showing the distribution of Lower Miocene deposits (in grey). Q — Quaternary,

T — Röt, WF — Wieliczka Formation. 1–4 — Carboniferous (1: Namurian B–C — Upper Silesian Sandstone Series, 2: Westphalian B —

Siltstone Series — Za³ê¿e Beds, 3: Westphalian B  — Siltstone Series — Orzesze Beds, 4: Westphalian B–D — Cracow Sandstone Series).

330                                                                                              PERYT  et al.

Fig. 4. Sedimentary log of the interval contained between the Low-

er  Badenian  Skawina  Formation  and  the  Carboniferous  in  the

Woszczyce IG1 borehole.

the Wieliczka Formation (245.0–346.5 m) (Garlicki 1994; Ale-

xandrowicz  1997).  The  top  58.0 m  of  the  Woszczyce  IG1

borehole section are Quaternary deposits.

Methods

For the purpose of this study fifty-four samples for micropa-

leontological study were collected by Z. Bu³a from the inter-

val of 584.0–699.0 m. Foraminiferal investigations (done by

B.  Olszewska)  applied  to  whole  the  interval  studied  while

studies of calcareous nannoplankton (by M. Garecka) and pa-

lynological studies (by B. S³odkowska) were carried out only

on selected samples (twenty and eight samples, respectively).

Preparation of samples for foraminiferal investigations includ-

ed washing and drying disintegrated samples, picking up mi-

crofossils and designating their nature, quantity and age. Sam-

ples  for  study  of  calcareous  nannoplankton  were  prepared

according to standard techniques. Samples chosen for palyno-

logical  studies  were  macerated,  and  the  treatment  involved

crumbling of rocks and collecting ca. 5 g of sediment from in-

side each sample. Carbonates were removed using 10% HCl.

The material was subsequently boiled in 7% KOH in order to

eliminate humic compounds. The mineral fraction was isolat-

ed from organic matter by means of dense-media separation

and  with  a  use  of  cadmium  iodide  and  potassium  iodide  of

density 2.21 g/cm

3

. Organic matter was macerated using the

acetolysis method. 20×20 mm glycerine preparations for mi-

croscopic studies were made out of the obtained macerate. The

preparations were analysed using the “Leica” ARISTOPLAN

biological microscope at magnification of 400× and 1000×.

The  strontium  content  of  nine  core  samples  (collected  by

T.M. Peryt) was measured using an XRF spectrometer (Philips

PW 2400). 6 g of sample and 1.5 g of wax were pressed into a

powder pellet (40 mm in diameter). Total uncertainty of analy-

sis is about 5 %.

Seven samples of sulphate rocks were selected by I. Pluta

and T.M. Peryt for sulphur and oxygen stable isotope analysis

at the Mass Spectrometry Laboratory, Maria Curie-Sklodows-

ka  University,  Lublin;  the  analyses  were  done  by  S.  Ha³as.

The isotopic compositions, δ

34

S and δ

18

O, were analysed by a

dual inlet and triple collector mass spectrometer on SO

2

 and

CO

2

 gases, respectively. The SO

2

 was extracted by the method

developed  in  the  Lublin  laboratory  (Halas  &  Szaran  2001),

whereas CO

2

 was prepared by the method described by Mi-

zutani  (1971).  Typically  8  to  12 mg  of  BaSO

4

  was  used  in

each preparation. The reproducibility of the two delta analyses

(2 standard deviations) was about 0.16 ‰.

Results and interpretation

The anhydrite is the commonest sulphate mineral occurring

as  an  admixture  in  dolomitic  claystones  and  siltstones.  The

commonest  clay  minerals  are  illite  and  illite/smectite.  The

content of clay minerals in the anhydrite-bearing rocks ranges

from 10 % to 60 %, and the dolomite content is 3–27 %. The

anhydrite content is 20–55 %. Only rarely does the anhydrite

content exceed 50 % of rock volume and the most common

NON-MARINE EVAPORITES IN THE LOWER MIOCENE OF SILESIA (POLAND)                                     331

mode of occurrence of the anhydrite is millimetric (rarely up

to 4 cm) crystals arranged parallel to the bedding (Fig. 5). The

anhydrite is replacing gypsum, which formed displacive len-

ticular  crystals  within  the  claystones  (Fig. 5).  Thus  the  gyp-

sum grew below the groundwater table, mostly within clayey

deposits, as is common in recent sabkhas of Abu Dhabi (e.g.

Shearman 1963) and in many recent and ancient continental

basins  (e.g.  Truc  1979;  Handford  1982;  Türkmen  &  Özkul

1999). In some cases the anhydrite replacements of displacive

lenticular gypsum crystals form almost continuous laminae re-

sembling the pavement of post-sedimentary gypsum described

from a recent paralic salt basin of Tunisia (Perthuisot 1975).

The gypsum was replaced by the anhydrite during burial and

secondary gypsum occurs locally.

The most frequent fossils are fragments of fish and sponge

spicules. Carbonized remnants of land (?) plants are also fre-

quent. Occasionally, in variable quantities, pseudomorphs of

echinoderm  spines  were  recorded.  Foraminifera  were  ob-

served  sporadically  (Fig. 4).  The  richest  assemblage  was

found at the depth of 620.9 m in beige mudstones. The recog-

nized species: Textularia gramen d’Orbigny, Textulariella sp.,

Siphonaperta sp., Ammonia beccarii (Linne) had tests covered

with fine sand particles suggesting redeposition. The lack of

diagnostic species precluded a precise age designation, how-

ever the occurrence of the assemblage occurring between the

distinct early Early Miocene and Badenian faunas may imply

its late Early Miocene age. The mode of preservation of en-

countered specimens suggests their redeposition. In the sam-

ple  from  the  depth  of  624.7 m  few,  poorly  preserved  speci-

mens of large Ammonia beccarii (Linne) have been found. In

other  cases  (depth  628.0  and  642.3  isolated  specimens  of

Rhabdammina cf. exilis Mjatliuk have been found, accompa-

nied by few diatom frustules. Sponge spicules, fish remnants

and  carbonized  plant  fragments  were  more  abundant  in  the

studied  material  suggesting  rather  shallow  sedimentary  set-

tings  and  possibly  high  river  run-off.  No  calcareous  nanno-

plankton was found.

After  using  standard  laboratory  preparation  methods,  the

palynological  matter  with  numerous  palynomorphs  (sporo-

morphs)  and  palynoclasts  (phytoclasts)  has  been  isolated.

Their frequency was diverse: in some samples it was low and

in others it was satisfactory. The state of preservation of the

sporomorphs was poor. The surface of the specimens was of-

ten effaced, worn out with the traces of inconvenient external

factors. The determination of the sporomorphs was based on

the  morphological  system;  using  the  natural  systematic  of

plants as far as it was possible. Among the phytoclasts, black

and brown wood debris are very common. The occurrence of

the sporomorphs (68 taxa and 3 taxonomically undefined cate-

gories) is shown in Table 1.

Two pollen assemblages were distinguished: the lower one

at the depth of 681.2–687.2 m and the upper one at the depth

of  620.9–658.2 m;  the  sample  from  the  depth  of  658.2 m  is

transitional between the two assemblages (Table 2).

The lower assemblage contains rich and very well preserved

sporomorphs. An important role in this assemblage is played

by  gymnosperm  pollen  with  dominant  Pinuspollenites  and

Sciadopityspollenites,  Inaperturopollenites  hiatus,  Sequoia-

pollenites.  A  significant  share  consists  of  very  poorly  pre-

served pollen from the Pinaceae family, making unreasonable

more precise taxonomical identification. The angiosperm pol-

len assemblage contains many species and has quantification

differential in the domination of individual taxa. In the lower

part of this interval a significant role is played by Caryapolle-

nites,  Pterocaryapollenites,  Intratriporopollenites  instructus,

Ericipites ericius, while in its upper part Intratriporopolleni-

tes instructus, Castaneoideaepollis pusillus, C. oviformis, Tri-

colporopollenites  pseudocingulum,  Quercoidites,  Engelhard-

tioipollenites  punctatus,  Ericipites  ericius,  E.  callidus,

Caryapollenites, Pterocaryapollenites, Liquidambarpollenites

and others form a greater share. No marine phytoplankton or

other palynological indicators of marine facies were recorded.

The differences in the pollen spectra composition are connect-

ed with the variability of the plant communities: the middle

part of the interval records a domination of the riparian forest

community and the lower and upper parts correspond to mixed

forest communities. The phytogenic material was accumulated

in freshwater and low hydrodynamic conditions as indicated

by a considerable quantity of phytoclasts. The plant vegetation

adjacent to the sedimentary basin indicates a warm and humid

climate.

A  different  pollen  assemblage  at  the  depth  of  620.9–

658.2 m  is  characterized  by  a  poor  state  of  preservation  of

sporomorphs, with the effaced pollen grain surface due to un-

favourable physical and chemical conditions during the depo-

sition  and  diagenesis.  Spores  with  many  pre-Paleogene  spe-

cies are frequent elements of the assemblage. Only pre-Paleo-

gene species and worn-out grains of the Pinaceae family occur

among gymnosperm pollen grains. Another evidence of rede-

position is the presence of the Upper Cretaceous–Lower Pa-

leogene Normapolles pollen grains — the extinct group of an-

giosperm  plants.  The  typical  Paleogene  and  Neogene  an-

giosperm taxa include Ericipites ericius, Quercoidites, Ulmi-

pollenites,  Betulaepollenites,  Myricipites  microcoryphaeus,

Quercoidites  microhenrici,  Q.  henrici,  Platycaryapollenites,

Tetracolporopollenites,  Engelhardtioipollenites  punctataus,

Tricolporopollenites  pseudocingulum,  Castaneoideaepollis

pusillus and C. oviformis. There is no record of marine influ-

ence  within  this  palynomorph  assemblage.  Abundant  phyto-

clasts in the form of black, non-transparent, wood debris indi-

cate periodical emergence and oxidation of palynological mat-

ter. Plants growing around the basin shores represented mixed

mesophilous forest. Slight quantitative differences in the share

of individual taxa suggest the temperature oscillation and the

Fig. 5.  Anhydrite  replacing  displacive  lenticular  crystals  of  gyp-

sum within claystone (coin diameter is 15 mm).

332                                                                                              PERYT  et al.

Taxon 

620.9 

641.4 

647.7 

652.5 

658.2 

681.2 

682.1 

687.2 

Spores 

  

  

  

  

  

  

  

  

Cicatricosisporites paradorogensis 

  

  

+ 

  

  

  

  

  

Cingulatisporis 

  

+ 

+ 

+ 

+ 

  

  

  

Gleicheniidites 

+ 

  

+ 

+ 

  

  

  

  

Laevigatosporites haardti 

  

  

+ 

  

  

  

  

  

Lycopodiaceaesporis 

+ 

  

  

  

  

  

  

  

Neogenisporis 

  

  

  

  

  

  

+ 

  

Osmundacidites primarius 

  

  

  

  

  

+ 

  

  

Retitriletes 

  

  

+ 

  

  

  

  

  

Rugulatisporis quintus 

+ 

  

  

  

  

  

  

  

Todisporis 

+ 

  

  

  

  

  

  

  

Toroispotis 

  

  

+ 

  

  

  

  

  

Trilobosporites 

+ 

  

  

  

  

  

  

  

Pre-Paleogene 

+ 

+ 

+ 

+ 

  

  

  

  

indeterminate 

  

  

+ 

  

+ 

+ 

+ 

  

Gymnosperms  

  

  

  

  

  

  

  

  

Araucariapollenites 

+ 

  

  

  

  

  

  

  

Ephedripites 

  

  

  

  

  

  

  

+ 

Inaperturopollenites dubius 

  

  

  

  

  

  

+ 

  

Inaperturopollenites hiatus 

  

  

  

  

+ 

  

+ 

  

Pinaceae (pre-Paleogene) 

+ 

+ 

  

  

  

  

  

  

Pinaceae (indeterminate) 

  

+ 

+ 

+ 

+ 

+ 

+ 

  

Pinuspollenites 

  

  

  

  

  

+ 

+ 

+ 

Sciadopityspollenites 

  

  

  

  

  

+ 

+ 

  

Sequoiapollenites 

  

  

  

  

  

+ 

  

+ 

Tsugaepollenites 

  

  

  

  

+ 

  

  

  

Pre-Cretaceous 

+ 

  

  

  

  

  

  

  

Angiosperms 

  

  

  

  

  

  

  

  

Alnipollenites 

  

  

+ 

  

+ 

  

  

  

Aralaiaceoipollenites edmundii 

  

  

+ 

  

  

+ 

  

  

Betulaepollenites 

+ 

+ 

+ 

+ 

  

  

  

  

Betulaepollenites betuloides 

  

+ 

  

  

+ 

  

+ 

  

Caprifoliipites 

  

  

  

  

  

  

+ 

  

Carpinipites 

  

+ 

  

  

  

  

+ 

  

Caryapollenites 

  

+ 

+ 

+ 

+ 

+ 

+ 

+ 

Castaneoideaepollis oviformis 

  

+ 

+ 

  

+ 

  

+ 

  

Castaneoideaepollis pusillus 

+ 

+ 

+ 

  

+ 

+ 

+ 

+ 

Celtipollenites 

+ 

  

  

  

  

  

  

  

Cercidiphyllidites 

  

  

  

  

  

  

+ 

  

Chenopodipollis 

  

  

  

  

  

+ 

  

  

Cornaceoipollenites satzveyensis 

  

  

  

  

  

+ 

  

  

Engelhaedtiopollenites punctatus 

  

+ 

+ 

+ 

+ 

+ 

+ 

+ 

Ericipites callidus 

  

  

  

  

  

  

+ 

  

Ericipites ericius 

+ 

+ 

  

  

+ 

+ 

+ 

  

Ilexpollenites margaritatus 

  

  

  

  

  

+ 

  

  

Ilexpollenites propinquus 

  

+ 

+ 

  

+ 

+ 

+ 

  

Intratriporopollenites insculptus 

  

  

  

  

+ 

  

  

  

Intratriporopollenites instructus 

+ 

  

  

  

+ 

+ 

+ 

+ 

Liquidambarpollenites 

+ 

  

+ 

+ 

  

+ 

+ 

  

Liriodendroipollis 

  

  

  

  

+ 

  

  

  

Myricipites 

  

  

+ 

+ 

+ 

+ 

  

  

Myricipites microcoryphaeus 

  

+ 

  

  

+ 

  

  

  

Nyssapollenites 

  

  

  

  

+ 

+ 

+ 

  

Platanipollis ipelensis 

  

  

  

  

  

  

+ 

  

Platycaryapollenites 

+ 

+ 

+ 

  

+ 

+ 

  

+ 

Platycaryapollenites miocaenicus 

  

  

  

  

+ 

  

  

  

Pterocaryapollenites 

  

+ 

  

  

  

+ 

+ 

+ 

Quercoidites 

+ 

+ 

+ 

  

+ 

  

+ 

  

Quercoidites henrici 

+ 

+ 

+ 

  

  

  

  

  

Quercoidites microhenrici 

  

+ 

  

  

+ 

  

  

  

Sapotaceoipollenites oblongus 

  

  

  

  

  

+ 

  

  

Sparganiaceaepollenites 

  

  

  

  

  

  

  

+ 

Symplocoipollenites latiporis 

  

  

  

  

+ 

  

  

  

Tetracolporopollenites 

  

  

+ 

+ 

+ 

  

  

  

Tricolporopollenites bruhlensis 

  

  

  

  

+ 

  

  

  

Tricolporopollenites exactus 

  

  

  

  

  

  

+ 

  

Tricolporopollenites fallax 

  

  

  

  

+ 

  

  

  

Tricolporopollenites megaexactus 

  

  

  

  

+ 

+ 

  

  

Tricolporopollenites porasper 

  

+ 

+ 

  

  

  

  

  

Tricolporopollenites pseudocingulum 

+ 

+ 

+ 

  

+ 

+ 

+ 

+ 

Tricolporopollenites wackersdorfensis 

  

  

  

  

  

+ 

+ 

  

Ulmipollenites undulosus 

  

  

+ 

+ 

+ 

+ 

+ 

+ 

Normapolles 

  

  

  

  

  

  

  

  

Nudopollis 

+ 

  

  

  

  

  

  

  

Oculopollis 

  

+ 

  

  

  

  

  

  

 

Table 1: Sporomorphs in the Woszczyce IG1 borehole.

NON-MARINE EVAPORITES IN THE LOWER MIOCENE OF SILESIA (POLAND)                                     333

domination  of  less  or  more  thermophilous  plant  vegetation.

The stratigraphic position of this interval based on the palyno-

logical study is enigmatic.

The  strontium  content  in  the  bulk  rock  samples  is  0.04–

0.47 % (Table 3). Although it is within the range characteristic

for  ancient  anhydrites  (Dean  1978),  quite  substantial  differ-

ences between the particular samples are probably related to a

varied degree of supersaturation of the interstitial brines (see

Rosell et al. 1998 for discussion).

The  δ

34

S  values  of  the  studied  samples  are  +2.17 ‰  to

+9.2 ‰  (average  +4.4 ‰)  and  the  δ

18

O  values  are  from

+18.0 ‰ to +22.0 ‰ (average +20.1 ‰) (Table 3). The δ

34

S

values are considerably lower and the δ

18

O values are consid-

erably higher compared to the values characteristic for the Mi-

ocene marine sulphates (Fig. 6). The δ

34

S values are also con-

siderably  lower  than  those  displayed  by  the  Röt  sulphates

(27.1 ‰–32.0 ‰;  Kovalevych  et  al.  2002)  and  therefore  the

studied anhydrites cannot be interpreted as the result of the re-

cycling  of  the  Röt  sulphates  in  non-marine  settings.  On  the

other hand, the range of δ

34

S values found in the anhydrites of

Woszczyce IG1 borehole is within the range recorded in the

Carboniferous  coals  occurring  in  the  mines  of  the  southern

part of the Upper Silesia Coal Basin (from +3.5 ‰ to +9.1 ‰

—  Pluta  2002).  Accordingly,  it  is  interpreted  that  sulphate

ions originated in a near-surface zone due to the oxidation of

sulphides occurring in the Carboniferous coals and then were

transported  by  meteoric  water  to  the  basin  centre  (Pluta  &

Halas 2005) where the sulphate-bearing deposits accumulated

in non-marine settings. It should be noted that the δ

34

S values

show a clear upward-decrease trend (with one exception); the

reason may be the reservoir effect.

Low  δ

34

S  values  of  anhydrites  are  accompanied  by  high

δ

18

O values. In the non-marine gypsum of the Tertiary Ebro

Basin, a similar differentiation was attributed by Utrilla et al.

(1992) to bacterial sulphate reduction in the sedimentary envi-

ronment. However, in order to explain such unusual ranges of

the δ

34

S and δ

18

O values recorded in Ebro Basin, these authors

invoke somewhat specific conditions (the dual layer system),

because normally during the sulphate reduction the remaining

solution is enriched both in 

34

S and 

18

O (Mizutani & Rafter

1973). On the other hand the high δ

18

O and low δ

34

S values

recorded  in  the  Zawada  Basin  anhydrite  are  consistent  with

those observed in sulphate ions of recent summer rains in Po-

land (Trembaczowski & Halas 1991) and in the sulphates ex-

tracted  from  dry  ashes  collected  from  industrial  sites  (Pluta

2000).  The  atmospheric  and  dry-ash  sulphate  ions  have  the

same origin: they are formed from SO

2

 being a by-product of

fuel burning, and the main reason for the high δ

18

O values is

high temperature burning of the pyrite-bearing coals. During

that process the oxygen isotope were exchanged between the

water and SO

2

 in a hot cloud. In anhydrites of the Zawada Ba-

sin, the original ranges of isotope ratios are likely to have been

somewhat altered by other geochemical processes such as the

redox reactions.

The  dry-ash  sulphate  originated  due  to  the  industrial  coal

burning has, however, somewhat higher δ

18

O (from +22.8 ‰

Lithology  Depth 

[m] 

Significant components of palynological matter 

Plant community/ 

climate 

Age 

anhydritic 

claystone 

620.9 

 

frequency low, two types of sporomorphs preservation, spores pre-Paleogene, gymnosperms: 

Pinaceae pre-Paleogene, angiosperms: Normapolles, Ericipites ericius, Quercoidites, 

Ulmipollenites, phytoclasts: mass black wood debris

mesophilous 

forest/temperate 

siltstone, 

grey-green 

 

 

641.4 

 

 

 

frequency satisfactory, poor preservation of sporomorphs, spores pre-Paleogene, gymnosperms: 

Pinaceae pre-Paleogene, Araucariapollenites, angiosperms common: Normapolles, Myricipites 

microcoryphaeus, Quercoidites microhenrici, Q. henrici, Tricolporopollenites pseudocingulum, 

phytoclasts: common black wood debris  

mesophilous 

forest/temperate 

siltstone, 

grey-green 

 

 

647.7 

 

 

 

frequency satisfactory, poor preservation of sporomorphs, spores pre-Paleogene and old 

Paleogene, gymnosperms: Pinaceae worn-out, angiosperms: Engelhardtioipollenites punctatus, 

Tetracolporopollenites, Tricolporopollenites pseudocingulum, Platycaryapollenites, 

Quercoidites, phytoclasts: common black wood debris 

mesophilous 

forest/warm 

temperate 

siltstone, 

grey-green 

 

 

652.5 

 

 

 

frequency very low, poor preservation of sporomorphs, spores pre-Paleogene and old 

Paleogene, gymnosperms: Pinaceae worn-out, angiosperms: Engelhardtioipollenites punctatus, 

Tetracolporopollenites, Ulmipollenites, Betulaepollenites, phytoclasts: common black wood 

debris 

mesophilous 

forest/warm 

temperate 

siltstone, 

grey-green 

 

 

658.2 

 

 

 

frequency high, poor preservation of sporomorphs, spores indeterminate, gymnosperms: 

Pinaceae worn-out, angiosperms abundant: Castaneoideaepollis pusillus, C. oviformis, 

Engelhardtioipollenites punctatus, Quercoidites microhenrici, Tricolporopollenites 

pseudocingulum, Tetracolporopollenites, phytoclasts: abundant black wood debris 

mesophilous 

forest/temperate 

Pa

leogen

e an

d N

eogen

e u

nd

iv

id

ed

 wit

h 

red

ep

osit

ed

 old

er elem

en

ts

 (Triassic, Ju

rassic an

d 

C

ret

aceou

s)

 

claystone, 

sandstone, 

limestone, 

marl 

681.2 

 

 

 

frequency and state of preservation sporomorphs satisfactory, spores indeterminate, 

gymnosperms: Pinuspollenites, Pinaceae worn-out, angiosperms: Ericipites ericius, 

Pterocaryapollenites, Caryapollenites, phytoclasts: abundant black and brown wood debris 

riparian 

forest/temperate 

claystone, 

sandstone, 

limestone, 

marl 

682.1 

 

 

 

frequency and state of preservation sporomorphs satisfactory, spores indeterminate, 

gymnosperms: Pinuspollenites, Pinaceae worn-out, angiosperms abundant: 

Intratriporopollenites instructus, Castaneoideaepollis pusillus, C. oviformis, 

Engelhardtioipollenites punctatus, Quercoidites, Tricolporopollenites pseudocingulum, 

phytoclasts: abundant black wood debris 

mesophilous 

forest/warm 

temperate 

sandstone 

with 

humus 

687.2 

 

 

frequency very low, poor preservation of sporomorphs, gymnosperms: Pinuspollenites, 

angiosperms rare: Castaneoideaepollis pusillus, Engelhardtioipollenites punctatus, 

Pterocaryapollenites, rare phytoclasts 

mesophilous 

forest/warm 

temperate 

Early M

iocen

e (

L

at

e 

O

tt

nan

gian

, M

F4)

 

 

Table 2: Characteristics of palynological spectra.

334                                                                                              PERYT  et al.

to  +27.9 ‰  —  Pluta  2000)  than  the  summer  rainwater  sul-

phate and the anhydrites of the Zawada Basin, because the sul-

phates formed in high chimneys underwent more favourable

conditions for their enrichment in 

18

O due to the oxygen iso-

tope exchange with water vapour.

Altogether the results indicate that the anhydrite-bearing se-

quence originated in a non-marine environment.

Discussion and conclusions

In the Zawada Basin, the Röt deposits are overlain by marls

and red claystones. In the Zawada I borehole; in the upper part

of this complex, 31 m below its top, one specimen of mollusc

(Pecten n. sp. cf. P. semicingulatus) was found and the Oli-

gocene age of the complex was accepted on this basis (Micha-

el  1913).  However,  our  data  contradict  such  an  assumption.

The  Zawada  Basin  represents  a  continual  record  of  Eggen-

burgian  to  Late  Badenian  deposition,  mostly  in  non-marine

environments during the Early Miocene and in marine settings

during the Middle Miocene time period. The marine influence

is recorded due to the presence of marine foraminiferal assem-

blages at the base of the Miocene sequence in the Woszczyce

IG1 borehole (i.e. near the Egerian/Eggenburgian boundary —

cf. Oszczypko & Oszczypko-Clowes 2003), below, within and

above the anhydrite-bearing deposits (which probably repre-

sent  the  Karpatian)  and  in  the  Badenian  formations  (Odrzy-

wolska-Bieñkowa 1986). The timing of those marine inflows

fits  the  general  evolution  of  the  Carpathian  Foreland  Basin

(Kováè et al. 2003; Oszczypko & Oszczypko-Clowes 2003).

Palynological study showed that the lower part of the inter-

val contained between the Lower Badenian and Eggenburgian

deposits contains the pollen assemblage, which can be corre-

lated  with  the  Late  Ottnangian  MF4  Zone  from  Slovakia

(Planderová  1990)  where  a  significant  participation  of  the

Arctotertiary  element  was  noticed,  especially  in  the  riparian

forest community (Doláková & Slamková 2003). In the same

interval  Odrzywolska-Bieñkowa  (1986)  found  oogonia  of

Chara  tenuitecta  levis  Straub.  They  are  known  from  the

Aquitanian-Burdigalian border in southern Germany and thus

either  the  oogonia  are  reworked  or  they  appeared  in  the

Woszczyce IG1 borehole later than in southern Germany.

Most  of  the  pre-Badenian  deposits  in  the  Zawada  Basin

originated in periodically emerged non-marine settings. This

refers  to  the  anhydrite-bearing  sequence.  Evaporites  need  a

climate aridization to be formed, and the occurrence of Karpa-

tian evaporites in the Ukrainian part (Korenevskiy et al. 1977)

and the Romanian part (Stoica & Gherasie 1981) of the Car-

pathian  Foredeep  Basin  as  well  as  in  the  East  Slovak  Basin

(Kováè  et  al.  1994)  indicates  a  regional  climate  aridization

during the Karpatian time period.

The anhydrite-bearing deposits in the Woszczyce IG1 bore-

hole are related to lacustrine deposits, in which periodical sa-

line  conditions  prevailed.  The  resulting  brines  were  rich  in

sulphate  ions  formed,  as  indicated  by  the  sulphate  isotopic

composition (δ

34

S, δ

18

O) of anhydrite, in near-surface condi-

tions during oxidation of sulphides or spontaneous heating of

coal-bearing deposits and then the sulphate recycling from the

more  peripheral  parts  of  the  Zawada  Basin  (cf.  Fig. 3).  Ac-

cordingly, evaporite deposits in the Woszczyce IG1 borehole,

and  thus  in  the  entire  Zawada  Basin,  formed  from  recycled

solutes. Taberner et al. (2000) concluded that evaporite units

could be entirely formed from solutes recycled from previous

units. The case of Karpatian evaporites in the Woszczyce IG1

borehole fits this general conclusion although the provenance

of sulphate ions is more complex than a simple dissolution of

previous evaporites.

Acknowledgments: The study resulted from the Pañstwowy

Instytut Geologiczny Grant No. 6.65.0001.00.0. I. Iwasiñska-

Budzyk did the XRD analyses and M. Garecka examined the

samples for calcareous nannoplankton occurrence. The journal

Depth (m) 

Sr content 

(ppm) 

ä

34

SCDT (‰)  ä

18

OSMOW (‰) 

584.6 

   436 

 

 

596.8 

 

+2.44 

  +18.96 

600.0 

1737 

 

 

600.2 

1716 

+3.37 

  +20.85 

600.8 

4692 

+2.07 

  +20.69 

602.1 

2296 

+3.15 

  +20.70 

611.6 

2582 

 

 

612.2 

1232 

 

 

612.9 

 

+4.99 

  +19.34 

613.1 

   470 

 

 

613.3 

   813 

 

 

618.0 

 

+5.09 

  +18.04 

623.0 

 

+9.23 

+22.0 

Table 3: Strontium content and isotopic composition of sulphates

from the Woszczyce IG1 borehole.

Fig. 6. Isotopic plot (box showing the range of values for Miocene

gypsum  deposited  from  normal  marine  brines  after  Paytan  et  al.

1998; Badenian sulphate data after Peryt et al. 2002; fly-ashes of

Carboniferous coal burning after Pluta & Ha³as 2005).

NON-MARINE EVAPORITES IN THE LOWER MIOCENE OF SILESIA (POLAND)                                     335

reviewers N. Oszczypko, S. Nehyba and A. Vozárová made

helpful comments on the earlier version of the paper  and T.

Dobroszycka and E. Petríková did the artwork.

References

Adámek J., Brzobohatý R., Pálenský P. & Šikula J. 2003: The Kar-

patian  in  the  Carpathian  Foredeep  (Moravia).  In:  Brzobohatý

R., Cicha I., Kováè M. & Rögl F. (Eds.): The Karpatian — a

Lower Miocene stage of the Central Paratethys. Masaryk Uni-

versity, Brno, 75–92.

Alexandrowicz S.W. 1997: Lithostratigraphy of Miocene deposits in

the Gliwice area (Upper Silesia, Poland). Bull. Pol. Acad. Earth

Sci. 45, 167–179.

Bu³a Z. & Kotas A. (Eds.) 1994: Geological atlas of Upper Silesian

Coal  Basin.  Part  III.  Geological-structural  maps.  Warszawa

(in Polish).

Cendón C.I., Peryt T.M., Ayora C., Pueyo J.J. & Taberner C. 2004:

The importance of recycling processes in the Middle Miocene

Badenian  evaporite  basin  (Carpathian  Foredeep):  palaeoenvi-

ronmental  implications.  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.  Palaeo-

ecol. 212, 141–158.

Cicha I., Rögl F., Rupp Ch. & Ètyroká J. 1998: Oligocene-Miocene

foraminifera  of  the  Central  Paratethys.  Abh.  Senckenberg.

Naturforsch. Gessell. 549, 1–325.

Cicha  I.,  Rögl  F.  &  Ètyroká  J.  2003:  Central  Paratethys  Karpatian

Foraminifera. In: Brzobohatý R., Cicha I., Kováè M. & Rögl F.

(Eds.): The Karpatian — a Lower Miocene stage of the Central

Paratethys. Masaryk University, Brno, 169–187.

Dean  W.E.  1978:  Trace  and  minor  elements  in  evaporites.  SEPM

Short Course 4, 86–104.

Doláková N. & Slamková M. 2003: Palynological characteristic of

Karpatian sediments. In: Brzobohatý R., Cicha I., Kováè M. &

Rögl F. (Eds.): The Karpatian — a Lower Miocene stage of the

Central Paratethys. Masaryk University, Brno, 325–345.

Garlicki A. 1979: Sedimentation of Miocene salts in Poland. Prace

Geol. 119, 1–66 (in Polish).

Garlicki A. 1994: Comparison of salt deposits in Upper Silesia and

Wieliczka  (southern  Poland).  Przegl.  Geol.  42,  752–753  (in

Polish).

Handford C.R. 1982: Sedimentology and evaporite genesis in a Ho-

locene  continental  sabkha  playa  basin-Bristol  Dry  Lake,  Cali-

fornia. Sedimentology 29, 239–254.

Halas S. & Szaran J. 2001: Improved thermal decomposition of sul-

fates  to  SO

2

  and  mass  spectrometric  determination  of  δ

34

S  of

IAEA SO-5, IAEA SO-6 and NBS-127 sulfate standards. Rapid

Comm. Mass Spectrom. 15, 1618–1620.

Jura  D.  1986:  Core  description  of  Tertiary  deposits  in  the  Wosz-

czyce  IG-1  borehole.  In:  Dokumentacja  geologiczno-wyni-

kowa  otworu  wiertniczego  Woszczyce  IG-1.  Archive  of  the

PIG, Sosnowiec, 25–41 (in Polish).

Jura  D.  2001:  Morphotectonics  and  evolution  of  diachronous  un-

conformity at the top of Carboniferous deposits of the Upper

Silesian Coal Basin. Prace Naukowe UŒl. 1–176 (in Polish).

Jureczka  J.  &  Kotas  A.  1995:  Upper  Silesian  Coal  Basin.  Prace

Pañstw. Inst. Geol. 148, 164–173.

Korenevskiy S.M., Zakharova V.M. & Shamakhov V.A. 1977: Mi-

ocene  evaporitic  formations  of  the  Carpathian  forelands.

Trudy VNIGI 271, 1–248 (in Russian).

Kotas A. 1985: Structural evolution of the Upper Silesian Coal Ba-

sin (Poland). X Congres Int. Strat. Geol. Carbon. Com. Rend. 3,

459–469.

Kováè  M.,  Andreyeva-Grigorovich  A.S.,  Brzobohatý  R.,  Fodor  L.,

Harzhauser M., Oszczypko N., Paveliæ D., Rögl F., Saftiæ B.,

Silva L. & Stráník Z. 2003: Karpatian paleogeography, tecton-

ics and eustatic changes. In: Brzobohatý R., Cicha I., Kováè M.

& Rögl F. (Eds.): The Karpatian — a Lower Miocene stage of

the Central Paratethys. Masaryk University, Brno, 49–72.

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

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

construction  of  the  Carpathian-Pannonian  region  during  the

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

Western  Carpathians.  Geol.  Surv.  Slovak  Republic,  Bratislava,

189–217.

Kováè M., Vass D., Janoèko J., Károli S. & Kalièiak M. 1994: Tec-

tonic history of the East Slovakian Basin during the Neogene.

ESRI Occasional Publication New Series No. 11A–b, 1–15.

Kovalevych V.M. & Petrichenko O.I. 1997: Chemical composition

of  brines  in  Miocene  evaporite  basins  of  Carpathian  region.

Slovak Geol. Mag. 3, 173–180.

Kovalevich  V.,  Peryt  T.M.,  Beer  W.,  Geluk  M.  &  Ha³as  S.  2002:

Geochemistry of Early Triassic seawater as indicated by study

of  the  Röt  halite  in  the  Netherlands,  Germany,  and  Poland.

Chem. Geol. 182, 549–563.

Kralik J. 1984: Thermal changes of coal-bearing sediments through

mine  dump  fire  and  coal  bed  combustion.  Sbor.  Vìd.  Prací

Vys. Šk. Báò., Ostrava 30, 171–198 (in Czech).

Kubica  B.  1998:  Map  of  mineral  resources  and  environment-de-

grading industry. In: Peryt T.M. (Ed.): Atlas geologiczno-sozolog-

iczny  mioceñskiej  formacji  skalnej  zapadliska  przedkarpac-

kiego. Warszawa (in Polish).

Lipiarski  I.  2001:  Red  beds  as  a  result  of  fossil  weathering  and

thermal metamorphism of the Upper Carboniferous coal-bear-

ing deposits in the Upper Silesian Coal Basin. Materia³y XXX-

IV  Sympozjum  “Geologia  formacji  wêglonoœnych  w  Polsce”.

AGH, Kraków, 53–58 (in Polish).

Michael  R.  1913:  Über  Steinsalz  und  Sole  in  Oberschlesien.  Jb.

Kön. Preuss. Geol. Landesanst. 34, 341–382.

Mizutani Y. 1971: An improvement in the carbon reduction method

for the isotopic analysis of sulfates. Geochemical J. 5, 69–67.

Mizutani Y. & Rafter T.A. 1973: Isotopic behaviour of sulphate ox-

ygen in the bacterial reduction of sulphate.  Geochemical  J.  6,

183–191.

Moryc W. 1985: Continental deposits of the Paleogene in the Car-

pathian foreland area. Nafta (Gaz) 51, 181–195 (in Polish).

Odrzywolska-Bieñkowa  E.  1986:  Annex  6:  Micropaleontologic

study  of  Tertiary  deposits  in  the  Woszczyce  IG-1  borehole.

In: Dokumentacja geologiczno-wynikowa otworu wiertniczego

Woszczyce IG-1. Archive of the PIG, Sosnowiec, 1–19 (in Pol-

ish).

Oszczypko N. 1998: The Western Carpathian foredeep-development

of the foreland basin in front of the accretionary wedge and its

burial history (Poland). Geol. Carpathica 49, 1–18.

Oszczypko N. & Oszczypko-Clowes M. 2003: The Aquitanian ma-

rine  deposits  in  the  basement  of  Polish  Western  Carpathians

and  its  palaeogeographical  and  palaeotectonic  implications.

Acta Geol. Pol. 53, 101–122.

Paytan A., Kastner M., Campbell D. & Thiemens M.H. 1998: Sulfur

isotopic  composition  of  Cenozoic  seawater  sulfate.  Science

282, 1459–1462.

Perthuisot J.P. 1975: La Sebkha el Melah de Zarzis. Genèse et évo-

lution d’un basin salin paralique. Trav. Lab. Géol. Ecole Nor-

male Sup. 9, 1–252.

Peryt D. 1997: Calcareous nannoplankton stratigraphy of the Middle

Miocene  in  the  Gliwice  area  (Upper  Silesia,  Poland).  Bull.

Acad. Pol. Earth Sci. 45, 119–131.

Peryt  T.M.,  Szaran  J.,  Jasionowski  M.,  Halas  S.,  Peryt  D.,

Poberezhskyy A., Károli S. & Wójtowicz A. 2002: S and O iso-

tope composition of the Badenian (Middle Miocene) sulphates

in the Carpathian Foredeep. Geol. Carpathica 53, 391–398.

336                                                                                              PERYT  et al.

Picha  F.  1979:  Ancient  submarine  canyons  of  Tethyan  continental

margins, Czechoslovakia. AAPG Bull. 63, 67–86.

Picha  F.  1996:  Exploring  for  hydrocarbons  under  thrust  belts  —  a

challenging  New  Frontier  in  the  Carpathians  and  elsewhere.

AAPG Bull. 80, 1547–1564.

Planderová E. 1990: Miocene flora of Slovak Central Paratethys and

its biostratigraphical significance. Dionýz Štur Inst. Geol. Brat-

islava, 5–144.

Pluta I. 2000: Use of sulfates for identification of waters aiming to

forecast the water hazard in mines of the SW part of the Up-

per Silesian Coal Basin. Prz. Górn. 6, 18–22 (in Polish).

Pluta I. 2002: Origin of sulfates in Upper Silesian Coal Basin wa-

ters in the light of isotopic data (δ

34

S and δ

18

O). Przegl. Gór.

59 3, 36–43 (in Polish).

Pluta I. & Halas S. 2005: Origin of sulfate minerals of Zawada val-

ley  in  the  light  of  isotopic  research  δ

34

S  and  δ

18

O.  Przegl.

Gór. 61 1, 25–28 (in Polish).

Rosell L., Ortí F., Kasprzyk A., Playà E. & Peryt T.M. 1998: Stron-

tium geochemistry of Miocene primary gypsum: Messinian of

Southeastern Spain and Sicily and Badenian of Poland. J. Sed.

Res. 68, 63–79.

Senkowiczowa  H.  1991:  Roethian  deposits  from  the  Woszczyce

IG1 borehole near ¯ory. Przegl. Geol. 39, 545–547 (in Polish).

Shearman D.J. 1963: Recent anhydrite, gypsum, dolomite and halite

from the Coastal Flats of the Arabian shore of the Persian Gulf.

Proc. Geol. Soc. London 1607, 63–65.

Stoica C. & Gherasie I. 1981: Sulfur and potassium and magnesium

sulfates in Romania. Bucureºti, 1–248 (in Romanian).

Taberner C., Cendón D.I., Pueyo J.J. & Ayora C. 2000: The use of

environmental  markers  to  distinguish  marine  vs.  continental

deposition  and  to  quantify  the  significance  of  recycling  in

evaporite basins. Sed. Geol. 137, 213–240.

Trembaczowski A. & Halas S. 1991: The δ

18

O values for SO

4

2-

 and

H

2

O  in  precipitation  in  Lublin,  Poland,  Fig.  5.8.  In:  Krouse

H.R.  &  Grinenko  V.A.  (Eds.):  Stable  Isotopes.  SCOPE  43.  J.

Wiley & Sons, Chichester, 1–400.

Truc G. 1979: Evaporites d’un basin continental subsident (Ludien

et  Stampien  de  Mormoiron-Pernes,  sud-est  de  la  France).  As-

pects  séquentiels  du  dépôt.  Faciès  primaries  et  leur  evolution

diagénétique.  In:  Dépôts  Évaporitiques.  Éditions  Technip,

Paris, 61–71.

Türkmen I. & Özkul M. 1999: Sedimentology and evaporite genesis

of Neogene continental sabkha playa complex, Karakeçili Ba-

sin,  Central  Anatolia,  Turkey.  Carbonates  and  Evaporites  14,

21–31.

Utrilla R., Pierre C., Ortí F. & Pueyo J.J. 1992: Oxygen and sulphur

isotope compositions as indicators of the origin of Mesozoic and

Cenozoic evaporites from Spain. Chem. Geol. 102, 229–244.

Wójtowicz A., Hryniv S.P., Peryt T.M., Bubniak A., Bubniak I. &

Bilonizhka P.M. 2003: K/Ar dating of the Miocene potash salts

of the Carpathian Foredeep (West Ukraine): application to dat-

ing of tectonic events. Geol. Carpathica 54, 243–249.