GEOLOGICA  CARPATHICA,  OCTOBER  2006,  57,  5,  355—370

www.geologicacarpathica.sk

Tertiary development of the Polish and eastern Slovak parts

of the Carpathian accretionary wedge: insights from

balanced cross-sections

MICHAL  NEMČOK

1

,  PIOTR  KRZYWIEC

2

,  MAREK  WOJTASZEK

3

,  LÍVIA  LUDHOVÁ

4

,

RICHARD  A.  KLECKER

5

,  WILIAM  J.  SERCOMBE

5 

and  MIKE  P.  COWARD

6†

1

EGI, University of Utah, 423 Wakara Way, Suite 300, Salt Lake City, UT 84-108 Utah, USA;  mnemcok@egi.utah.edu

2

Polish Geological Institute, Rakowiecka 4, PL—00-975 Warszaw, Poland

3

Institute of Geological Sciences, Jagiellonian University, Oleandry 2A, PL-30-063 Krakow, Poland

4

Department of Geology and Paleontology, Faculty of Natural Sciences, Comenius University, Mlynská dolina, SK-842 15 Bratislava,

Slovak Republic

5

Amoco Prod. Co., P.O. Box 4381, Houston, TX 77210, USA

6

Ries-Coward Associates, LtD., 70 Grosvenor Road, Caversham, Reading RG4 0ES, UK

(Manuscript received March 11, 2005; accepted in revised form March 16, 2006)

Abstract: During Eocene—Sarmatian, a Polish-eastern Slovak portion of the Outer West Carpathian accretionary wedge was
deformed in front of the ALCAPA terrane. This portion advanced into the area of the subducting remnant Carpathian Flysch
Basin, a large oceanic tract left in front of the Alpine orogen. Western parts of the wedge were characterized by a noticeable
lack of involvement of thick-skin thrusting and by a predominant development of fault-propagation folds. Eastern parts of
the  wedge  were  characterized  by  the  involvement  of  thick-skin  thrusting,  triangle  zones  and  back-thrusts.  The  frontal
portion of the wedge was characterized by a décollement formed along the shale and gypsum formations of the Badenian
molasse  sediments,  which  resulted  in  the  increased  width  of  the  thrust  sheets.  Forelandward  thinning  of  foreland  basin
sediments  indicates  that  the  portion  of  the  European  Platform  attached  to  the  subducting  oceanic  lithosphere  flexed
underneath the advancing Carpathians as early as the Eocene. Oligocene sediments record syn-depositional thrusting by
abrupt  thickness  changes  over  short  distances.  Younger  periods  of  the  thrusting  are  documented  by  the  Eggenburgian—
Karpatian piggy-back basin carried by thrust sheets in the frontal portion of the ALCAPA terrane, the Early Miocene age
of the youngest sediments in the central portion of the wedge and involvement of the middle Badenian molasse sediments
in the frontal portion of the wedge. The end of the shortening is documented by the lower Sarmatian end of the strike-slip
fault activity behind the wedge, by the middle Sarmatian transgression over the deformed wedge in the Orava-Nowy Targ
Basin, which is located in the rear portion of the wedge, and by the Sarmatian undeformed sediments sealing the wedge
front. The existence of the forebulge in front of the advancing Carpathians is documented by local Eocene, Oligocene and
Lower Miocene unconformities in the frontal portion of the wedge.

Key words: Western Carpathians, development mechanism, structural style, balanced cross-sections.

Introduction

While  Tertiary  development  reconstructions  of  the  entire
Carpathian-Pannonian  region  have  resulted  in  a  relatively
accepted  scenario  (e.g.  Balla  1984;  Royden  1988;  Royden
&  Báldi  1988;  Horváth  1993;  Csontos  1995;  Haas  et  al.
1995;  Meulenkamp  et  al.  1996;  Nemčok  et  al.  1998;  Bada
1999),  several  basic  problems  remain  for  the  reconstruc-
tion  of  the  Carpathian  accretionary  wedge.  The  effects  of
the  mechanical  stratigraphy,  the  presence  of  pre-thrusting
structures,  the  syn-tectonic  deposition,  erosion,  and  fluid
flow  on  the  Carpathian  wedge  mechanics  and  dynamics
require  further  research.

The  Carpathian  accretionary  wedge  was  formed  during

the  Tertiary  by  NE-  and  E-ward  migration  and  accretion
occurring  in  front  of  advancing  microplates  (e.g.  Balla
1984;  Kovács  1987;  Royden  &  Báldi  1988;  Kovács  et  al.
1989;  Csontos  et  al.  1992;  Haas  et  al.  1995).  During  this
process,  the  remnant  Carpathian  Flysch  Basin  (rCFB),
which  was  floored  by  oceanic  and  thinned  continental

crust  placed  between  the  orogen,  the  West  and  East  Euro-
pean  Platforms  and  the  Moesian  Platform,  was  consumed
(e.g.  Royden  &  Báldi  1988).  The  major  driving  force  for
the  accretionary  wedge  was  the  subduction  roll-back  (e.g.
Royden  et  al.  1982)  and  deformation  of  the  wedge  in  the
west  was  influenced  by  the  eastward  lateral  mass  extrusion
from  the  Eastern  Alps,  as  noted  by  Neubauer  &  Genser
(1990)  and  Ratschbacher  et  al.  (1991).

Earlier  research  of  the  Carpathian  accretionary  wedge

defined  ancestral  basins,  sediments  of  which  are  accreted
in  a  present-day  wedge.  These  sediments  include  sedi-
ments  of  Early  Cretaceous  rifts  evolved  on  a  present-day
margin  of  the  West  European  Platform  (e.g.  Swidziński
1948;  Książkiewicz  1960,  1962b,  1965,  1977a;  Lucińska-
Anczkiewicz  et  al.  2002;  Poprawa  et  al.  2002a,b;
Grabowski  et  al.  2004;  Oszczypko  2004),  sediments  of
Upper  Cretaceous-Paleocene  basins  formed  by  an  inver-
sion  of  earlier  rifts  (e.g.  Suk  et  al.  1984  and  references
therein;  Krzywiec  2002;  Poprawa  et  al.  2002a;  Oszczypko
2004  and  references  therein)  and  sediments  of  the  Eocene-

356

NEMČOK, KRZYWIEC, WOJTASZEK, LUDHOVÁ, KLECKER, SERCOMBE and COWARD

Oligocene  deep  foreland  basin  (Winkler  &  Ślączka  1992;  Po-
prawa  et  al.  2002a,b).  This  distinction  was  tested  and  put  into
tectonic  continuum  by  earlier  balanced  cross-section  cam-
paigns  (e.g.  Roure  et  al.  1993,  1994;  Roca  et  al.  1995;  Behr-
mann  et  al.  2000).  The  existence  of  Early  Cretaceous  horsts
and  younger  intra-basinal  sources  in  the  West  Carpathian  ac-
cretionary  wedge  sedimentary  record  (e.g.  Książkiewicz
1960;  Roure  et  al.  1993,  1994;  Oszczypko  &  Oszczypko-
Clowes  2002)  and  their  non-existence  in  the  East  Carpathian
accretionary  wedge  sedimentary  record  (e.g.  Stefanescu  &
Melinte  1996)  indicate  the  progressive  deepening  of  the
rCFB from NW to SE (see also Ryłko & Adam 2005).

Two  modern  attempts  have  been  made  for  the  described

basin  system  to  be  palinspastically  restored,  however,  they
either  lack  balanced  cross-sections  made  from  detailed
geological  maps  (Morley  1996)  or  cover  the  whole  region
by  only  a  few  balanced  cross-sections  (Ellouz  &  Roca
1994).  No  attempts  have  used  kinematic  data  from  the
western  half  of  the  wedge  to  constrain  their  interpretation.

The  balanced  cross-sections  and  kinematic  and  paleo-

magnetic  data  in  the  western  half  of  the  Carpathian  accre-
tionary  wedge  would  assist  in  answering  fundamental
unsolved  questions,  such  as  questions  on  the  transforma-
tion  of  the  convergence  from  the  rear  into  both  internal

wedge  deformation  and  advance,  the  role  of  the  out-of-se-
quence  thrusting,  the  nature  of  both  erosion/shortening
and  deposition/shortening  coupling,  basement/cover  de-
formation  interplay  and  basal  friction  role  in  the  thrusting.

The  intent  of  this  paper  is  not  to  address  all  of  the  out-

lined  open  problems,  but  rather  to  characterize  the  Tertiary
mechanics  of  the  Polish-east  Slovak  portion  of  the  Car-
pathian  accretionary  wedge.  This  paper  is  based  on  the  five
regional  balanced  cross-sections  to  provide  determination
of  wedge  shortening  and  advancing  during  the  Tertiary.

Methods

Five  balanced  cross-sections  have  been  constructed  from

the  West  European  Platform  to  the  Inner  Western  Car-
pathians  (Fig. 1).  Data  constraints  for  balancing  are  provid-
ed  by  magnetotelluric  and  gravity  data  (e.g.  Pospíšil  pers.
com.,  1994;  Ryłko  &  Tomaś  1995),  reflection  seismic  pro-
files  (e.g.  profiles  5-3-73K,  5-1-78K,  5A-1-78K),  boreholes,
our  own  outcrop  data  and  data  from  available  geological
maps.  Seismic  data  imaged  structural  architecture  in  the
thinner  portion  of  the  wedge  and  the  location  of  the  basal
décollement  underneath  the  whole  wedge.  Magnetotelluric

Fig. 1. A map of the Outer West Carpathian accretionary wedge between a longitude of E19º and E23º and with a location of balanced cross-
sections and locations of kinematic studies. The inset shows the whole of the Western Carpathians. AFB are the autochthonous Miocene molas-
se sediments of the foreland basin, TTZ is the Tornquist-Teisseyre Zone, OC are the Outer Carpathians, IC are the Inner Carpathians, EC are
the Eastern Carpathians, PKB is the Pieniny Klippen Belt, A are the Alps and PB is the Pannonian Basin. The seismic profile in Fig. 3 is paral-
lel to the frontal portion of the second profile and located to the west of it. It is not precisely located for confidentiality reasons.

357

TERTIARY DEVELOPMENT OF THE CARPATHIAN ACCRETIONARY WEDGE

data  were  particularly  suitable  for  the  determination  of  the
top  of  the  crystalline  basement,  even  under  the  rear  portion
of  the  wedge.  Gravity  data  constrained  geometries  of  struc-
tural  highs  and  depressions  below  the  thicker  half  of  the
wedge  and  boreholes  constrained  structural  architecture  in
the  upper  3—6 km  of  the  wedge.

Dip  domain  and  kink  band  analyses  were  made  manually

from  seismic,  borehole  and  outcrop  data  in  order  to  exclude
local  complexities,  such  as  lower-order  folding  or  slumps.
This  cleaning  resulted  in  thrust  geometries  constructed
without  complexities,  which  are  smaller  than  the  visualiza-
tion  capability  of  regional  balanced  cross-sections.  This
consideration  was  of  special  importance,  because  the  ob-
tained  fold  geometries  cleaned  from  small-scale  com-
plexities 

comprised 

fault-bend 

folds 

(Suppe 

1983),

fault-propagation  folds  (Suppe  &  Medwedeff  1984)  and
their  evolutional  combinations  (e.g.  Mitra  1990).  Their  axi-
al  planes  and  bounding  faults  provided  constraints  for  line
balancing.  Construction  was  done  using  Paradigm  2D  Geo-
Sec,  in  direction  from  pin  lines  towards  the  orogenic  hinter-
land  as  well  as  from  the  surface  down.  Pin  lines  for  the
Magura  and  Silesian  Units  were  located  in  the  very  front.

Volume  preservation  was  simulated  by  the  area  preserva-
tion  within  each  cross-section.  Deformed  cross-sections
were  tested  for  area  preservation  by  restoring  them  to  their
undeformed  state  using  the  flexural  slip  algorithm.

Mechanical stratigraphy

Figure 2  shows  the  complete  and  grouped  lithostratigra-

phy  of  sediments  present  in  the  studied  part  of  the  Carpathian
accretionary  wedge.  The  complete  lithostratigraphy  is  pre-
sented  according  to  its  division  to  the  Skole,  Sub-Silesian,
Silesian,  Dukla  and  Magura  Units  (Gucik  et  al.  1962;  Bieda
et  al.  1963)  and  is  slightly  modified.  Various  facies  have
been  grouped  together  to  obtain  the  layered-cake  stratigra-
phy  required  by  balancing  (Fig. 2).  This  grouping  is  not  a
simplification  of  the  input  data,  because  any  separate  facies
can  be  located  again  after  balancing  is  done.  The  Magura  fa-
cies  are  grouped  separately  and  the  facies  of  all  other  units
are  grouped  to  the  “Silesian  Unit”  because  they  were  deposit-
ed  in  a  system  of  neighboring  basins  and  highs.  The  Silesian
Unit will be used in this sense in the whole paper.

Fig. 2.  The  lithostratigraphy  of  the  Outer  West  Carpathian  accretionary  wedge  (modified  after  Gucik  et  al.  1962;  Bieda  et  al.  1963).
The  numbers  next  to  the  detachments  indicate  the  presence  of  the  detachment  at  certain  cross-section.  Cross-sections  numbered  from
west  to  east  refer  to  locations  in  Fig. 1.  The  dark  grey  colour  highlights  hydrocarbon  source  rocks,  the  light  grey  highlights  shale  and
marl and the dotted pattern highlights sandstone dominated facies. Further explanation is in text.

358

NEMČOK, KRZYWIEC, WOJTASZEK, LUDHOVÁ, KLECKER, SERCOMBE and COWARD

The  Magura  Unit  is  divided  into  three  sequences

(Fig. 2).  The  oldest  sequence,  a  basin  inversion-related  se-
quence,  forms  a  relatively  competent  layer  characterized
mainly  by  flysch  sediments  with  abundant  sandstone  lay-
ers.  The  intermediate  sequence,  a  pelagic  and  distal  flysch
sequence,  can  be  characterized  as  an  incompetent  layer,
due  to  the  abundance  of  shale  and  thin  rhythmic  flysch,
whether  or  not  it  locally  contains  larger  sandstone  bodies.
The  most  competent  sequence  is  the  youngest  one  that
was  formed  by  sandstone-dominated  syn-orogenic  sedi-
ments.

The  basal  décollement  is  formed  at  the  base  of  the  Inocer-

amus  Formation  (B  in  Fig. 2).  Less  important  local  detach-
ments  have  been  observed  in  our  balanced  cross-sections  at
the  base  of  the  pelagic  and  distal  flysch  sediments  (A  in
Fig. 2).

The  Silesian  Unit  is  divided  into  seven  sequences

(Fig. 2).  The  lowest  three,  divided  in  more  detail  for  better
visualization  of  Lower  Cretaceous  rifts  (e.g.  Nemčok  et  al.
2001),  form  generally  incompetent  layers  due  to  their  high
shale  content,  despite  a  certain  content  of  carbonate  fa-
cies.  Their  incompetence  is  further  enhanced  by  potential
fluid-releasing  clay  mineral  transformation  and  hydrocar-
bon  generation.  Primarily,  the  Spas,  Wierzowice  (Veřovice)
Shale  and  parts  of  the  Cieszyn  (Tešín)  Formation  are
known  as  potential  source  rocks  (e.g.  Bessereau  et  al.
1996).  The  lower  basin  inversion-related  sequence  is
somewhat  between  an  incompetent  and  competent  layer,
comprising  a  true  mixture  of  different  rheologies.  The  up-
per  basin  inversion-related  sequence  represents  the  lower-
most  competent  layer,  as  it  is  supported  by  the  Cisna
Sandstone  or  sandstone-prevailing  parts  of  the  Istebna  or
the  Inoceramus  flysch.  The  following  pelagic  and  distal
flysch  layer  is  an  incompetent  layer  despite  the  local  pres-
ence  of  larger  bodies  of  the  Ciezkowice  Sandstone.  The
layer  of  syn-orogenic  sediments  includes  sediments  of  the
maximum  flooding  event,  the  Globigerina  Marl  and  the
Menilite  Formation  that  reside  on  the  bottom  of  the  layer.
Menilite  Formation  is  the  proven  source  rock  in  the  region
(Ziegler  &  Roure  1996),  which  can  potentially  change  its
rheology  during  the  fluid  expulsion.  The  upper  parts  of
syn-orogenic  sediments  are  generally  competent,  as  repre-
sented  by  the  Krosno  flysch  that  comprises  the  larger  pro-
portion  of  sandstone.

The  basal  décollement  is  formed  in  shaly  parts  of  the

Cieszyn  Formation  and  in  the  Wierzowice  Shale  (E  in
Fig. 2).  Detachments  at  the  base  of  both  inversion-related
sequences  are  locally  frequent  (C,  D  in  Fig. 2).  A  less  im-
portant  local  detachment  has  also  been  observed  in  our
cross-sections  at  the  base  of  both  pelagic  and  distal  sedi-
ments  and  syn-orogenic  sediments  (A,  B  in  Fig. 2).

Balanced cross-sections

All  balanced  cross-sections  are  pinned  on  the  West  Eu-

ropean  Platform  and  end  in  the  Pieniny  Klippen  Belt,  with
the  exception  of  profile 1,  which  goes  further  to  the  Cen-
tral  Carpathian  Paleogene  (Podhale)  Basin.

Profiles 1  and  2

Figures 5  and  7  in  Nemčok  et  al.  (2000),  which  show  pro-

files 1  and  2,  respectively,  indicate  four  and  nine  normal
faults  below  the  wedge.  They  were  constrained  by  magneto-
telluric  imaging  (Ryłko  &  Tomaś  1995)  and  reflection  seis-
mic  profiles  5-3-73K,  5-1-78K,  5A-1-78K.  None  of  the  two
profiles  shows  a  distinct  thickening  of  Jurassic-Lower  Creta-
ceous  or  Tertiary  sediments  towards  these  normal  faults,
which  would  indicate  their  relationship  to  Jurassic-Early  Cre-
taceous  rifting  or  the  Tertiary  flexure  of  the  underlying  plate,
with  exception  of  Jurassic  wedge  between  third  and  fourth
normal  faults  from  north  in  profile 2.  However,  location  100
documents  the  same  system  of  NW-SE  striking  normal  faults,
which  deform  the  Oxfordian  limestone  and  are  overlapped  by
the  Senonian  marl,  providing  the  evidence  for  Early  Creta-
ceous  rifting.  The  mining  in  the  Wieliczka  area  between  pro-
files 1  and  2  has  documented  the  Neogene  inversion  of
NW-SE  striking  normal  faults  (Poborski  &  Jawor  1989)  in  ad-
dition  to  far  field  and  along-strike  evidence  from  the  Bohe-
mian  Massif  to  the  west  of  our  study  area  for  their  Late
Cretaceous-Paleocene 

inversion 

(e.g. 

Malkovský 

1979,

1987;  Bachman  et  al.  1987;  Betz  et  al.  1987;  Schröder  1987).

Jurassic  and  Upper  Cretaceous  sediments  of  grabens  un-

derneath  the  thrustbelt  are  unconformably  overlain  by  Neo-
gene  sediments,  a  small  portion  of  which  is  accreted  in  the
thrustbelt.  Missing  sediments  underneath  the  unconformity
in  profile 2  indicate  at  least  0.6 km  of  the  Lower  Miocene
erosional  removal  of  the  Silesian  sediments  before  the  mo-
lasse  was  deposited  (Fig. 7  in  Nemčok  et  al.  2000).

The  youngest  Neogene  sediments  of  the  thrustbelt  have

late  Badenian  age.  They  are  present  in  frontal  parts  of  pro-
file 2  (Fig. 7  in  Nemčok  et  al.  2000),  where  they  uncon-
formably  overlie  the  Senonian-Paleocene  upper  basin
inversion  sequence.  They  belong  to  a  relatively  narrow
belt  of  deformed  foredeep  deposits  (Książkiewicz  1977c)
called  Zgłobice  Unit  (Kotlarczyk  1985),  detached  along
middle  Badenian  evaporites.  The  fold-and-thrust  struc-
tures  of  this  unit  include  a  small  imbricated  fan  system
consisting  of  mostly  blind  thrusts  (sensu  Boyer  &  Elliot
1982;  Dunne  &  Ferrill  1988;  Fig. 3)  and  minor  back-
thrusting.  They  developed  as  growth  structures.  This  is
documented  by  a  significant  thinning  of  Badenian  sedi-
mentary  packages  from  the  limb  towards  the  crest  of  the
growth  fold  as  well  as  intra-Badenian  angular  unconformi-
ties  related  to  the  thrust-induced  rotation  of  depositional
surfaces.  In  front  of  the  fold-and-thrust  structures  of  the
Zgłobice  Unit,  above  the  M3  seismic  horizon,  which
could  be  approximately  correlated  with  the  Badenian/Sar-
matian  boundary  (Krzywiec  et  al.  1995),  several  stacked
small-scale  prograding  wedges  are  observed  on  seismic
data.  These  wedges  were  interpreted  as  fan  deltas,  derived
from  the  eroded  thrust  front.  In  addition,  similar  Sarmatian
fan  deltas  were  described  in  several  outcrops  from  the  vi-
cinity  of  the  Carpathian  front  (Doktor  1983).

Although  both  profiles  include  the  décollement  fault,

which  is  cut  to  the  surface,  several  reflection  seismic  pro-
files  from  the  vicinity  of  the  profile 2  indicate  buried
thrustbelt  front  (Fig. 3).  Fig. 3  also  indicates  that  sedi-

359

TERTIARY DEVELOPMENT OF THE CARPATHIAN ACCRETIONARY WEDGE

ments  deposited  at  about  Badenian/Sarmatian  boundary
or  a  bit  older  overlie  the  frontal  anticline.

Frontal  thrust  sheets  of  the  thrustbelt  in  profiles 1  and  2

are  0.7—2  and  1.2—1.9 km  thick,  and  3.5—15  and  2.8—6.7 km
wide,  respectively.  These  sheets  have  been  made  by  fault-
propagation  folding  (sensu  Suppe  &  Medwedeff  1984)  and
thrust  over  the  shale  and  gypsum  formations  of  the  middle
Badenian  autochthonous  molasse.

Sub-horizontal  veins  with  the  fibrous  gypsum  exist  in

close  proximity  to  the  décollement  within  the  shale  sequence
at  location  107  and  indicate  fluid  overpressure  (Nemčok  et
al.  2000).  The  other  location  inside  the  wedge  that  is  close  to
its  décollement  is  location  106.  It  shows  shale  duplexing  and
sandstone  boudinage  within  shale  horizons,  E-W  striking
fold  axes  and  randomly  oriented  gypsum  veins,  indicating
fluid  overpressure  (Nemčok  et  al.  2000).

Frontal  thrust  sheets  of  the  wedge  contain  unconform-

able  contact  between  the  Oligocene  and  underlying  Se-
nonian-Paleocene  sediments.  The  entire  Eocene  pelagic
and  distal  flysch  sequence  is  frequently  eroded  off.

The  immediate  contact  of  the  Magura  and  Silesian  Units

in  profile 2  is  made  by  the  Zegocina  sinistral  transpres-
sional  strike-slip  fault  zone,  which  was  studied  at  loca-
tions 113—127.  The  fault  zone  itself  is  shown  in  the
balanced  cross-section 2  as  the  undifferentiated  Sub-Sile-
sian  sequence  (Fig. 7  in  Nemčok  et  al.  2000).  This  is  be-
cause  the  distinction  of  each  small  strike-slip  duplex,
mapped  by  Burtan  &  Skoczylas-Ciszewska  (1964b)  was  not
possible.  The  W-E  sigmoidal  orientation  of  strike-slip  du-
plexes  indicates  a  sinistral  transpression,  which  is  docu-
mented  at  locations 114,  116  and  120  by  kinematic
data.  This  fault  zone  brings  a  large  portion  of  the  oldest
sediments  to  the  surface  in  strike-slip  duplexes.  These

duplexes  comprise  both  marginal  and  basinal  facies  of
the  Silesian  Basin  fill.  The  zone  is  formed  above  a  large
NE-SW  striking  fault  in  the  autochthonous  basement
that  is  oblique  to  the  cross-section.

Silesian  thrust  sheets  buried  under  Magura  thrust  in  pro-

files 1  and  2  are  2—8.3  and  2.1—16.3 km  wide,  and  formed  in
1—2.3  and  1.1—3.9 km  thick  sections,  respectively.  The  short-
ening  value  and  restored  width  of  the  Silesian  Unit  along
profiles  1  and  2  are  75  and  80 km,  and  130  and  137 km,  re-
spectively.  The  only  exception  from  their  foreland  vergency
is  the  Slopnice  antiformal  stack  and  the  most  proximal  parts
of  the  wedge.  The  Slopnice  antiformal  stack  is  formed  by  four
sheets  of  various  widths,  which  are  cut  at  the  base  of  Lower
Cretaceous,  Upper  Cretaceous  and  Eocene.  The  overlapping
ramp  anticlines  of  the  stack  do  not  have  coincident  trailing
branch  lines  and  the  Magura  sole  thrust  above  them  is  corru-
gated.  The  complex  structure  of  the  stack  rules  out  its  se-
quential  development  (e.g.  Boyer  &  Elliott  1982;  Butler
1982),  particularly  the  presence  of  pre-upper  Badenian  sedi-
ments  located  among  two  of  its  thrust  sheets.  Proximal  parts
of  the  wedge  contain  subvertical  and  overturned  thrust  faults.

The  deformation  of  the  Magura  Nappe  is  characterized

by  fault-propagation  folding  (Figs. 5  and  7  in  Nemčok  et
al.  2000).  Sheets  in  profiles 1  and  2,  formed  in  0.9—4.2  and
0.5—3.5 km  thick  sections,  are  4.5—12  and  3.6—12.1 km
wide,  respectively.  Fault  tips  are  usually  present  in  the
Eocene  pelagic  and  distal  flysch  sequence  and  the  basal
detachment  of  the  Magura  Unit  is  folded  and  offset  by  nu-
merous  out-of-sequence  thrusts  in  profile 2.

The  out-of-sequence  movement  of  the  Magura  thrust  is

best  documented  by  the  existence  of  the  lower-middle  Bad-
enian  molasse  sediments  between  the  Magura  and  Silesian
Units,  discovered  in  the  Zawoja  borehole  (Moryc  1989),
which  is  located  55 km  to  the  west  of  cross-section 2.  These
sediments  were  deposited  on  top  of  the  shortened  Silesian
Unit  and  were  later  thrust  over  by  the  Magura  Unit.

The  amount  of  shortening  and  original  width  of  the

Magura  Unit  in  profiles 1  and  2  is  about  20  and  42 km,
and  64  and  83 km,  respectively.  The  timing  of  the  end  of
shortening  is  provided  by  the  middle  Sarmatian  transgres-
sive  facies  of  the  Orava-Nowy  Targ  Basin,  which  lies  on
the  Magura  Unit  (Cieszkowski  1992;  Nagy  et  al.  1996).

Balancing  does  not  provide  any  direct  evidence  regarding

pre-Neogene  shortening.  However,  the  age  of  the  youngest
Magura  sediments  (Table 1)  indicates  that  the  initial  shorten-
ing  of  the  Magura  sedimentary  succession  took  part  during
the  Late  Eocene  and  Oligocene.  The  ages  of  the  youngest
Magura  sediments  (Table 1),  younger  in  a  northerly  direc-
tion,  further  indicate  a  piggy-back  sequence  of  thrusting.  Nu-
merous  observations  of  deformation  bands,  which  were
formed  prior  to  Eocene  sediment  lithification  in  the  Krynica
and  Rača  Nappes  of  the  Magura  nappe  system,  serve  as  add-
ed  evidence  for  pre-Neogene  shortening  (e.g.  Świerczewska
&  Tokarski  1998;  Tokarski  &  Świerczewska  1998).

The  proximal  half  of  the  wedge  in  the  restored  cross-sec-

tion 1  indicates  a  strike-slip  component  of  the  movement
along  thrusts.  This  is  because  of  the  mismatch  of  restored
sheets,  which  requires  additional  restoration  in  a  map  view
for  the  horizontal  component  of  the  displacement  (Nemčok

Fig. 3.  A  seismic  reflection  profile  27-7-92K  crossing  the  frontal
Carpathian  thrust  developed  within  the  Miocene  foredeep  sediments.
See  explanation  in  Fig. 1  for  location.  The  vertical  scale  indicates
two-way travel time in seconds. Note the thickness reduction of fore-
deep  sediments  within  the  hinge  of  the  interpreted  fault-propagation
fold  pointing  to  its  syn-depositional  growth.  A  indicates  the  seismic
horizon  related  to  middle  Badenian  anhydrites  (approximately  the
top  of  the  pre-Miocene  basement),  M1  and  M2  are  intra-Badenian
horizons,  M3  probably  indicates  the  Badenian/Sarmatian  boundary
(from  Krzywiec  et  al.  1995)  and  J  and  Cr  show  Jurassic  and  Creta-
ceous sediments. See text for further explanations.

360

NEMČOK, KRZYWIEC, WOJTASZEK, LUDHOVÁ, KLECKER, SERCOMBE and COWARD

et  al.  2000).  Our  field  check  showed  a  strike-slip  component
of  the  displacement  along  some  of  these  fault  contacts  (lo-
cations  74—76,  114,  116,  120,  135,  137,  138,  165,  180,  189,
193),  which  is  in  agreement  with  some  Polish  Geological
Survey maps (e.g. Kulka et al. 1985).

Profile 3

Figure 4  shows  eight  major  normal  faults  related  to  Early

Cretaceous  rifting.  Their  timing  is  based  on  the  thickness
relations  between  Paleozoic  and  Mesozoic  sediments  on
horsts  and  grabens.  The  first  six  faults  are  located  under-
neath  the  frontal  part  of  the  wedge.  There  was  no  evidence
of  their  later  inversion  that  was  found  by  balancing.  The
first  four  of  them  apparently  caused  ramp  location  in  the
overriding  wedge.  They  are  overlain  by  undeformed  Neo-
gene  autochthonous  molasse.  The  seventh  and  eighth  large
normal  faults  are  present  under  the  rear  portion  of  the  wedge
(Fig. 4).  Both  of  them  have  been  reactivated  by  thrusting,  as
indicated  by  the  balancing  that  was  constrained  by  the  top-
basement  surface,  which  was  taken  from  interpreted  magne-
totelluric  (Ryłko  &  Tomaś  1995)  and  gravimetric  data
(Pospíšil,  pers.  com.  1994).  The  balanced  profile,  however,

does  not  allow  determining,  whether  they  have  been  reacti-
vated  by  Late  Cretaceous-Paleocene  basin  inversion  or
only  by  younger  shortening  during  the  development  of  the
West  Carpathian  accretionary  wedge.  The  younger  shorten-
ing  is  apparent  from  their  propagation  through  the  overly-
ing  wedge  and  their  out-of-sequence  character  (Fig. 4).  The
frontal  portion  of  the  wedge  accreted  small  volumes  of  the
Neogene  molasse  sediments.  The  youngest  of  them  are  of
Badenian—early  Sarmatian  age.  The  frontal  half  of  the
wedge  comprises  Silesian  sediment  section  in  4.3  to
18.6 km  wide  thrust  sheets.  This  increased  width,  in  com-
parison  with  profiles 1  and  2,  is  caused  by  the  dramatic
thickness  increase  of  the  Cretaceous  portion  of  the  sedi-
mentary  section  in  the  unit  defined  as  Skole  (located  in
Fig. 1),  which  caused  a  strength  increase.  Its  maximum
thickness  is  3.6 km.  Most  of  these  sheets,  formed  by  fault-
propagation  folding,  were  thrust  over  incompetent  forma-
tions  of  the  autochthonous  molasse  (Fig. 4).  Two  preserved
fault  tips  are  located  inside  the  Upper  Cretaceous  section,
one  at  the  base  of  the  syn-tectonic  sediments.  The  syn-tec-
tonic  sediments  show  large  thickness  variations,  which  are
due  to  erosion  of  shortened  structures  and  the  existence  of
complex  topography  during  their  deposition.

Table 1:  The  age  of  the  syn-tectonic  deposition  along  balanced  cross-sections. Profile 1:  1  –  Burtan  (1964);  2  –  Burtan  &  Szymakowska
(1964); 3 – Badak (1964a); 4 – Watycha (1964a); 5 – Badak (1964b); 6 – Watycha (1964b). Profile 2: 1 – Burtan & Skoczylas-Cisze-
wska  (1964a);  2  –  Burtan  &  Skoczylas-Ciszewska  (1964b);  3  –  Paul  (1978).  Profile 3:  1  –  Koszarski  et  al.  (1965);  2  –  Koszarski  &
Kucinski (1966); 3 – Koszarski (1967); 4 – Koszarski & Żytko (1967); 5 – Sikora (1964); 6 – Nemčok (1990). Profile 4: 1 – Kucinski
& Nowak (1965); 2 – Ślączka (1963); 3 – Ślączka (1964); 4 – Nemčok (1990). Profile 5: 1 – Gucik et al. (1979); 2 – Wdowiarz et al.
(1988);  3  –  Gucik  (1983);  4  –  Ślączka  &  Żytko  (1978);  5  –  Nemčok  (1990).  The  boundaries  between  Magura  nappes  in  all  of  the  re-
ferred maps were modified according to Poprawa & Nemčok (1989). An alternative end age of the syn-tectonic deposition along profile 4
is  given  as:  Late  Eocene-Early  Oligocene  (*3  –  author  3).  An  alternative  onset  age  of  this  deposition  is  given  as:  Profile  1:  intra-Late
Eocene (*3 – author 3); Profile 2: intra-Late Eocene (*2 – author 2); Profile 3: Late Eocene/Early Oligocene boundary (*1, 3, 4 – authors
1, 3, 4); Profile 5: Middle Eocene (*2 – author 2); Late Eocene/Early Oligocene (*2 – author 2).

361

TERTIARY 

DEVELOPMENT 

OF 

THE 

CARPATHIAN 

ACCRETIONARY 

WEDGE

Fig. 4. A balanced and restored cross-section No. 3. The thick dashed vertical line indicates the southernmost extent of autochthonous molasse sediments of an indicated age, located below
the  accretionary  wedge  and  inferred  from  well  penetrations  in  the  broader  area.  The  layers  of  the  Magura  and  Silesian  sedimentary  section  are  those  introduced  in  Fig. 2  as  a  result  of
grouping facies. Molasse sediments are divided into groups of pre-middle Badenian and middle Badenian—Sarmatian. The vertical scale equals the horizontal scale.

362

NEMČOK, KRZYWIEC, WOJTASZEK, LUDHOVÁ, KLECKER, SERCOMBE and COWARD

The  rear  half  of  the  wedge  has  a  more  complex  structure,

which  includes  thick-skin  tectonics,  buried  Silesian  du-
plexes  and  an  overlying  Magura  Unit  (Fig. 4).  Basement-
involved  thrust  blocks  are  13  and  27.4 km  wide  and  their
bounding  ramps  cut  through  the  wedge  to  the  surface  in
an  out-of-sequence  fashion.  Buried  Silesian  thrust  sheets,
formed  in  3.6—4.6 km  thick  sections,  are  3.6  to  10 km
wide.  They  are  relatively  short  in  the  area  located  behind
the  step  in  the  basement  of  the  Gorlice  area  (Fig. 4).  Their
ramps  are  cut  through  the  whole  section.  The  original
width  and  amount  of  shortening  along  this  profile  reaches
168  and  74 km,  respectively.

The  structural  architecture  of  the  Magura  Unit  is  devel-

oped  by  fault-propagation  folding  and  the  basal  detach-
ment  of  the  Magura  Unit  is  folded.  Thrust  sheets,  made  of
1.1—3.9 km  thick  sections,  are  2.9  to  12.9 km  wide.  Two
preserved  fault  tips  are  located  inside  the  sequence  related
to  basin  inversion;  one  is  located  at  the  base  of  the  pelagic
and  distal  flysch  sequence  (Fig. 4).  The  total  shortening
and  initial  width  of  the  unit  is  18  and  66 km,  respectively.

Balancing  does  not  provide  any  direct  evidence  regard-

ing  pre-Neogene  shortening.  However,  dramatic  thickness
variations  of  syn-tectonic  sediments  may  indicate  complex
topography  created  by  initial  thrusting.

Profile 4

There  are  ten  major  normal  faults  related  to  Early  Creta-

ceous  rifting  present  below  the  wedge  (Fig. 5).  Their  timing
is  based  on  the  analogy  with  previous  profiles  and  thick-
ness  relations  of  Paleozoic-Jurassic  sediments  in  grabens
and  on  horsts,  although  the  origin  by  flexural  bending  can-
not be ruled out for the first seven faults. The first seven nor-
mal  faults  are  located  under  the  frontal  third  of  the
accretionary  wedge.  None  of  them  indicate  a  younger  inver-
sion.  They  are  buried  by  Neogene  autochthonous  molasse
sediments.  The  second  and  third  normal  faults  coincide
with  ramp  location  in  the  overlying  wedge.  The  remaining
normal  faults,  interpreted  from  gravity  and  magnetotelluric
data,  are  much  larger  than  the  first  seven  faults  (Fig. 5).
They  have  been  inverted  by  younger  thrusting.  This  bal-
anced  cross-section  does  not  allow  us  to  determine  whether
they  were  inverted  during  the  Late  Cretaceous—Paleocene
basin  inversion  or  during  the  Neogene  development  of  the
accretionary  wedge.  The  Neogene  reactivation  can  be  im-
plied  from  the  out-of-sequence  character  of  their  extensions
located  within  the  wedge  (Fig. 5).

The  frontal  part  of  the  wedge  incorporates  a  small  volume

of  the  Neogene  molasse,  lower  Sarmatian  being  the  youngest.
Thrust  sheet  widths  in  the  frontal  third  of  the  wedge  are  af-
fected  by  thickness  changes  in  the  pre-Eocene  part  of  the  sed-
imentary  section.  The  thick  section,  which  has  a  thickness  of
about  1.92 km,  forms  thrust  sheets  that  are  5.5—7.1 km  wide.
The  thin  section,  located  at  both  the  southern  and  the  north-
ern  sides  of  the  thick  section,  has  a  thickness  of  only  about
0.5 km  and  forms  thrust  sheets  only  0.55—1.65 km  wide.
Fault-propagation  folding  formed  most  of  the  thrust  sheets
north  of  the  Zyznow 1  well  (Fig. 5).  They  were  thrust  over  in-
competent  Neogene  sediments.  Four  fault  tips  are  located  in

the  middle  of  the  upper  sequence  related  to  basin  inversion.
One  fault  tip  is  located  inside  the  pelagic  and  distal  flysch  se-
quence.  The  frontal  six  ramps  propagated  upward  into  Neo-
gene  sediments  that  were  deposited  in  a  piggy-back  basin
and  carried  on  top  of  the  first  five  thrust  sheets.  This  is  the
only  profile  with  preserved  frontal  thrust  sheets.  The  remain-
ing  profiles  show  these  structures  as  deeply  eroded.  The  five
frontal  thrust  sheets  of  profile 4  have  preserved  several  local
unconformities,  which  are  described  later  in  chapter  “The
timing  of  deformational  events”.

The  remaining  two  thirds  of  the  wedge  have  a  more  com-

plex  structure,  including  two  levels  of  buried  duplexes  in  the
Czarnorzeki  area,  an  antiformal  stack  and  two  triangle  zones
with  back-thrusting  in  the  Zboiska  area  and  the  Magura  Unit
above  Silesian  buried  duplexes  (Fig. 5).  The  comparison  of
Figs. 4  and  5  indicates  that  basement-involved  thrusting  af-
fected  more  frontal  parts  of  the  European  Platform  than  it  did
in  profile 3.  Each  basement  block-bounding  ramp  continues
into  the  overlying  wedge  in  an  out-of-sequence  fashion
(Fig. 5).  In  addition,  each  of  them  causes  a  complexity  in
overlying  structures.  A  comparison  of  Silesian  thrust  sheets
buried  underneath  the  Magura  Unit  with  those  in  front  of  the
Magura  Unit  indicates  distinct  thickness  changes  of  the  syn-
tectonic  sediments.  It  indicates  a  complex  topography  pro-
duced  by  initial  thrusting  during  the  deposition  of
syn-tectonic  sediments  (see  Nemčok  et  al.  2000).

The  basement  involved  thrust  blocks  are  11.8,  23  and

47.4 km  wide.  Silesian  thrust  sheets  buried  underneath  the
Magura  Unit,  about  1.7 km  thick,  are  1.6—8.2 km  wide.
The  shortening  value  and  original  width  of  the  Silesian
Unit  equals  183  and  304 km,  respectively.  The  structures
of  the  overlying  Magura  Unit  are  formed  by  both  fault-
bend  and  fault-propagation  folding.  Two  fault-propaga-
tion  folds  have  the  tips  of  their  ramps  located  inside  the
pelagic  and  distal  flysch  sequence.  The  ramps  of  fault-
bend  folds  are  either  cut  up  to  the  present  surface  or  cut  up
to  the  base  of  the  syn-tectonic  sediments  (Fig. 5).  The  bas-
al  detachment  of  the  Magura  Unit  is  folded.  Thrust  sheets
of  the  0.5—3.2 km  thick  Magura  section  are  1.6—8.7 km
wide.  The  shortening  value  and  original  width  of  the
Magura  Unit  is  35  and  85 km,  respectively.

Profile 5

Figure 6  shows  five  major  normal  faults  related  to  Early

Cretaceous  rifting  below  the  wedge,  as  indicated  by  the  thick
Paleozoic-Jurassic  sediments  preserved  in  grabens.  The  flex-
ural  origin  of  the  first  three  faults,  however,  cannot  be  ruled
out.  The  first  two  normal  faults  are  located  in  front  of  the
Kuźmina  borehole.  Their  later  inversion  is  not  evident  from
the  balanced  cross-section.  They  do  not  coincide  with  ramps
in  the  above  wedge  and  are  overlain  by  the  autochthonous
Neogene  molasse.  The  three  remaining  normal  faults  are
much  larger  than  the  first  two  and  are  located  below  the  cen-
tral  part  of  the  wedge  (Fig. 6).  The  third  and  fifth  normal
faults  show  evidence  of  their  thrust  reactivation.  The  Neo-
gene  timing  of  thrust  reactivation  is  indicated  by  their  out-of-
sequence  character,  i.e.  their  propagation  through  the
overlying  wedge  (Fig. 6).  There  is  no  evidence  allowing  us  to

363

TERTIARY 

DEVELOPMENT 

OF 

THE 

CARPATHIAN 

ACCRETIONARY 

WEDGE

Fig. 5. A balanced and restored cross-section No. 4. Explanations are same as in Fig. 4. Molasse sediments are divided into groups of pre-upper Badenian and upper Badenian. The vertical
scale equals the horizontal scale.

3

6

4

NEMČOK, 

KRZYWIEC, 

WOJTASZEK, 

LUDHOVÁ, 

KLECKER, 

SERCOMBE

 a

n

d

 COWARD

Fig. 6. A balanced and restored cross-section No. 5. Explanations are same as in Fig. 4. Molasse sediments are divided into groups of pre-Sarmatian and Sarmatian. The vertical scale equals
the horizontal scale.

365

TERTIARY DEVELOPMENT OF THE CARPATHIAN ACCRETIONARY WEDGE

determine  whether  the  thrust  reactivation  took  part  also  dur-
ing  the  Late  Cretaceous—Paleocene  time  period.

The  frontal  half  of  the  wedge  comprises  Silesian  sedi-

ment  sections  in  2.1  to  26.4 km  wide  thrust  sheets.  This  in-
creased  width,  in  comparison  with  profiles 1,  2  and  4,  is
caused  by  the  thickness  increase  of  the  Cretaceous  sedi-
mentary  section  in  the  Skole  Unit,  which  allows  for  in-
creased  strength.  Its  maximum  thickness  is  3.6 km,  which
is  identical  with  profile 3.

The  frontal  part  of  the  wedge  was  thrust  over  less  com-

petent  middle  Badenian—Sarmatian  facies  of  the  autochth-
onous  molasse.  Due  to  a  deep  erosional  level,  only  three
of  the  frontal  thrust  sheets  show  evidence  of  fault-propa-
gation  folding.  Two  preserved  fault  tips  are  located  at  the
base  of  the  Eocene  section.  The  variable  thickness  of
thrust  sheets  is  related  to  various  widths.  Thrust  sheets
with  a  width  of  7.1—26.4 km  have  a  thickness  close  to  the
maximum  value  and  contain  both  Lower  and  Upper  Creta-
ceous  sections.  The  thickness  of  the  2.1—8.6 km  wide
thrust  sheets  ranges  between  1.4  and  2.1 km.  The  Lower
Cretaceous  section  is  not  present  in  these  short  thrust
sheets  and  the  thickness  of  the  Upper  Cretaceous  section
is  frequently  reduced  (Fig. 6).  There  are  four  buried  Lower
Cretaceous  duplexes  in  the  Kuźmina  borehole  area.

The  rear  portion  of  the  wedge  has  a  more  complex  struc-

ture,  which  includes  triangle  zones,  back-thrusts  in  the
Silesian  section  and  dramatic  thickness  and  thrust  sheet
width  changes  (Fig. 6).  Triangle  zones  with  back-thrusts
are  formed  in  the  hanging  walls  of  reactivated  and  up-
ward-extended  normal  faults  that  were  originally  located
underneath  the  wedge.  Two  of  the  normal  faults  reactivat-
ed  by  thrusting  are  propagated  through  the  whole  overly-
ing  wedge  to  the  surface.  Both  hanging  walls  bring
considerably  older  sediments  than  sediments  in  footwalls
do  to  the  present  surface.  Basement-involved  thrust  blocks
are  7.4,  17.4  and  36.8 km  wide.  Silesian  thrust  sheets  and
duplexes  in  this  part  of  the  wedge,  formed  in  2—4.3 km
thick  sections.  They  are  3.6  to  15.7 km  wide  with  the  ex-
ception  of  one  30 km  wide  thrust  sheet.  Thrust  sheet  ramps
are  cut  through  the  whole  section.  Some  indicate  fault-
propagation  folding,  while  others  indicate  fault-bend  fold-
ing.  One  back  thrust  is  propagated  all  the  way  to  the
surface;  two  others  die  out  in  basal  parts  of  the  Oligocene-
Lower  Miocene  syn-tectonic  sediments  (Fig. 6).  The  total
shortening  and  original  width  of  the  Silesian  Unit  reaches
222  and  349 km,  respectively.

The  shortening  of  the  Magura  Unit  produces  mostly  over-

turned  thrust  sheets  (Fig. 6).  There  is  no  evidence  regarding
the  mechanism  of  folding,  due  to  a  deep  erosion  level.  Thrust
sheets  of  this  2.5—4.25 km  thick  section  are  8  to  20.75 km
wide.  The  basal  detachment  is  folded.  The  initial  width  and
shortening  of  the  Magura  Unit  is  41  and  18 km,  respectively.

The timing of deformational events

The  following  text  summarizes  available  published  evi-

dence  for  the  activity  span  of  the  thrustbelt  activity,  such  as
the  age  of  basal  post-orogenic  sediments,  activity  span  of

syn-orogenic  lateral  ramps,  age  of  syn-orogenic  deformation,
age  of  the  youngest  sediments  accreted  in  the  thrustbelt  front,
age  of  the  youngest  sediments  located  below  the  décolle-
ment  fault,  and  ages  of  syn-orogenic  erosional  events:

1  –  The  youngest  sediments  in  the  Central  Carpathian

Paleogene  (Podhale)  Basin,  located  behind  the  wedge,  have
Oligocene—earlier  Early  Miocene  age.  They  indicate  the
lowermost  limit  for  the  onset  of  syn-orogenic  erosion  (e.g.
Čverčko  1975;  Cieszkowski  &  Olszewska  1986;  Oszczyp-
ko  et  al.  1992;  Cieszkowski  1992;  Soták  et  al.  2001;  Janoč-
ko  et  al.  1998).

2  –  The  Čelovce  Formation,  the  fill  of  the  Eggenburg-

ian-Karpatian  piggy-back  basin  carried  by  thrust  sheets  of
the  Central  Carpathian  Paleogene  (Podhale)  Basin,  indi-
cates  continuous  syn-depositional  thrusting.  Together  with
other  Lower  Miocene  sediments  from  northern  parts  of  the
East  Slovak  Basin,  it  indicates  continuous  shortening  dur-
ing  this  time  period  (Nemčok  &  Nemčok  1994;  Nemčok  et
al.  1995,  1998).

3  –  The  Muráň  strike-slip  fault  in  the  orogenic  hinter-

land,  which  accommodated  inhomogeneous  thrusting  of
the  Carpathian  accretionary  wedge,  is  sealed  by  the  lower
Sarmatian  volcanics.  It  provides  the  upper  bracket  on  the
wedge  activity  (Fusán  et  al.  1967;  Sperner  1996).

4  –  The  Pieniny  Klippen  Belt,  which  formed  at  the  zone

of  contact  of  the  Carpathian  accretionary  wedge  and  the
orogenic  hinterland,  is  sealed  by  undeformed  lower  Sarma-
tian  volcanics  (Birkenmajer  1986;  Pécskay  et  al.  1995;  own
structural  checking).  It  provides  the  upper  bracket  on  the
wedge  shortening.

5  –  Upper  Badenian  autochthonous  molasse  sediments

seal  the  frontal  thrust  of  the  Carpathian  accretionary  wedge
along  profile 1.  This  indicates  the  end  of  wedge  shortening  in
this  area  (Burtan  1964;  Burtan  &  Skoczylas-Ciszewska
1964a,b;  Burtan  &  Szymakowska  1964;  own  structural
checking).  The  shortening  in  the  area  shown  in  profile 2  was
slightly  younger  than  in  the  area  shown  by  profile 1,  as  it  has
the  latest  Badenian  up  to  most  probably  the  earliest  Sarma-
tian  age,  as  indicated  by  syn-tectonic  fan  deltas  present  in
front  of  the  Zgłobice  Unit  (Krzywiec  1997,  2001).

6  –  The  accretionary  wedge  is  thrust  over  middle  Bad-

enian  autochthonous  molasse  sediments  along  profiles 1
and  2.  It  puts  the  lower  bracket  on  the  time  interval  of  the
last  wedge  activity  in  this  region  (Książkiewicz  1960;
own  structural  checking).

7  –  The  age  of  the  undeformed  basal  transgressive  fa-

cies  of  the  Orava-Nowy  Targ  Basin,  which  lies  on  the  rear
portion  of  the  Carpathian  accretionary  wedge  along  pro-
file1,  is  middle  Sarmatian.  It  indicates  the  upper  bracket
on  the  age  of  the  last  thrusting  (Cieszkowski  1992;  Nagy
et  al.  1996;  own  structural  checking).

8  –  The  Krosno  Formation  lies  on  the  Istebna  Forma-

tion  above  an  erosional  contact  in  the  frontal  portion  of
profiles 1  and  3.  This  provides  the  upper  bracket  of  Oli-
gocene  age  on  the  forebulge  erosion  timing  in  this  area.

9  –  Eocene  pelagic  and  distal  flysch  sediments  lie  on

the  Istebna  Formation  above  an  erosional  contact  in  the
front  of  profile 1,  providing  the  upper  constraint  of
Eocene  age  on  erosion  in  this  area.

366

NEMČOK, KRZYWIEC, WOJTASZEK, LUDHOVÁ, KLECKER, SERCOMBE and COWARD

10  –  The  Krosno  Formation  is  eroded  off  and  missing

above  the  originally  underlying  Eocene  pelagic  and  distal
flysch  sediments  in  relatively  frontal  parts  of  profile 2.  This
provides  the  lower  bracket  on  the  erosion  timing  in  this  area.

11  –  Lower  Badenian  molasse  sediments  lie  on  the  Isteb-

na  Formation  above  a  local  erosional  contact  along  profile 2,
providing  the  upper  constraint  on  erosion  in  this  area.

12  –  The  unconformity  between  the  Godula  Formation

and  the  overlying  Eocene  pelagic  and  distal  flysch  sedi-
ments  along  profile 4  indicates  erosion  related  to  basin  inver-
sion,  which  took  part  during  the  Late  Cretaceous—Paleocene.

13  –  Numerous  observations  of  deformation  bands,

which  were  formed  prior  to  the  Eocene  sediments’  cemen-
tation  in  the  Krynica  and  Rača  Nappes  of  the  Magura
nappe  system,  serve  as  evidence  for  pre-Neogene  shorten-
ing  (e.g.  Świerczewska  &  Tokarski  1998;  Tokarski  &
Świerczewska  1998).

14  –  The  frontal  parts  of  profile 4  indicate  that  syn-tec-

tonic  Lower  Miocene  molasse  sediments  are  unconform-
able  over  Oligocene—Lower  Miocene  syn-tectonic  Krosno
sediments,  but  later  folded  together  with  them.

They  have  to  be  merged  with  evidence  of  youngest  ages

of  sediments  accreted  in  various  structures  of  the  thrust-
belt  in  its  different  portions,  compiled  from  available  sur-
face  geological  maps  and  listed  in  Table 1.

Restored  balanced  cross-sections  further  provide  us  with

evidence  of  rapid  thickness  changes  characteristic  for  syn-
orogenic  deposition  reacting  to  growth  of  various  struc-
tures.  They  also  allow  us  to  see,  which  restored  layers  can
be  characterized  by  the  wedge  profile,  indicating  the  prox-
imity  of  the  flexural  bulge  by  pinching  out  and  orogenic
loading  by  thickening.  The  following  text  summarizes  the
evidence  along  five  studied  cross-sections:

1  –  In  profile 1  (Fig. 5  in  Nemčok  et  al.  2000),  the  Mid-

dle-Upper  Eocene  syn-orogenic  sediments  of  the  Magura
Unit  are  strongly  thinning  toward  the  foreland.  The  syn-
orogenic  sediments  of  Middle  Eocene—Early  Oligocene
age  in  profile 4  probably  form  a  wedge,  but  it  is  an  uncer-
tain  interpretation  due  to  erosion  (Fig. 5).  These  sediments
look  lens-shaped  in  profile 5  (Fig. 6).

2  –  The  Eocene  pelagic  and  distal  flysch  layer  of  the

Magura  Unit  is  lens  shaped  in  profile 5  (Fig. 6),  and  lens-
shaped  to  slightly  thinning  toward  the  foreland  in  pro-
file 1  (Fig. 5  in  Nemčok  et  al.  (2000)).  It  is  clearly  thinning
toward  the  foreland  in  profiles 2,  3  and  4  (Fig. 7  in  Nem-
čok  et  al.  2000,  and  Figs. 4,  5).

3  –  The  Eocene  pelagic  and  distal  flysch  layer  of  the

Silesian  Unit  is  clearly  thinning  toward  the  foreland  in
profile 1  (Fig. 5  in  Nemčok  et  al.  2000).  It  is  less  distinc-
tively  thinning  in  profile 2  (Fig. 7  in  Nemčok  et  al.  2000)
and  lens  shaped  to  slightly  thinning  toward  the  foreland
in profiles 3, 4 and 5 (Figs. 4, 5, 6).

4  –  The  Oligocene  syn-orogenic  sediments  have  vary-

ing  thicknesses  that  can  be  interpreted  as  syn-depositional
shortening  in  profiles 1  and  2  (Figs. 5,  7  in  Nemčok  et  al.
2000).  Oligocene-Lower  Miocene  syn-orogenic  sediments
in  profile 4  probably  form  a  forelandward  thinning  se-
quence,  but  the  interpretation  is  uncertain  due  to  erosion
(Fig. 5).

Discussion

Interpretations  of  the  1  –  palinspastic  relationship  of  the

Magura  and  other  Outer  Carpathian  sediments,  2  –  conti-
nuity  of  sediments  previously  grouped  into  Silesian,  Sub-
Silesian,  Skole,  Dukla,  Grybów  and  Obidowa-Slopnice
Units,  3  –  out-of-sequence  young  Magura  emplacement,
4  –  basic  structural  style  and  mechanisms  and  5  –  origi-
nal  shape  of  the  remnant  Carpathian  Flysch  Basin,  confirm
previously  published  results  (e.g.  Roure  et  al.  1993,  1994;
Ellouz  &  Roca  1994;  Roca  et  al.  1995;  Nemčok  et  al.  1999,
2000,  2001)  and  expand  the  knowledge  regarding  the
whole  wedge  to  the  east  of  the  Kraków-Zakopane  line.  The
timing  of  the  youngest  main  thrust  movements  determined
along  our  profiles  is  in  agreement  with  earlier  papers  (e.g.
Jiříček  1979  and  references  therein;  Nemčok  et  al.  1998  and
references  therein).  There  is  a  general  trend  of  west-to-east
younging  of  terminal  thrusting  along  the  Carpathian  arc,
which  is  of  late  Badenian  age  in  the  west  of  our  study  area
and  of  Sarmatian  age  in  the  east  of  our  study  area.  There  are
few  new  local  evidence  for  Pannonian  strata  underneath  the
wedge  in  the  Andrychów  region  of  the  Polish  Western  Car-
pathians  (Wójcik  &  Jugowiec  1998;  Wójcik  et  al.  1999).
We  understand  them  as  local  complexities  in  the  overall
younging  trend  of  terminal  thrust  movements.

The  new  results  or  results  differing  slightly  from  earlier

observations  include  1  –  the  timing  of  initial  shortening,
2  –  the  strike-slip  component  along  thrusts  in  the  rear
and  western  portion  of  the  wedge,  and  3  –  the  timing  of
the  flexural  basin  development.

The  timing  of  the  initial  shortening  of  sediments  accreted

in  the  Outer  Carpathian  wedge  can  be  improved  either  by
studies  of  syn-sedimentary  deformation  or  by  balancing.
Both  methods  suggest  an  earlier  initiation  of  shortening
than  previously  understood;  Late  Eocene-Oligocene  in  the
Magura  Unit  and  Early—Middle  Miocene  in  the  other  Outer
Carpathian 

Units 

(e.g. 

Książkiewicz 

1957, 

1960;

Książkiewicz  &  Leško  1959;  Roth  1973;  Suk  et  al.  1984;
Sandulescu  1988;  Eliáš  et  al.  1990;  Stráník  et  al.  1993;
Ellouz  &  Roca  1994;  Oszczypko  1998,  1999).  The  pro-
nounced  forelandward  thinning  of  Middle  Eocene—Upper
Eocene  and  Lower  Eocene  layers  of  the  Magura  Unit  in  re-
stored  balanced  cross-sections  indicate  the  onset  of  shorten-
ing  earlier  than  was  thought  before.  This  is  in  agreement
with  recent  syn-sedimentary  deformation  studies  in  the
Magura  Unit  (Świerczewska  &  Tokarski  1998;  Tokarski  &
Świerczewska  1998),  which  determined  the  onset  of  short-
ening  as  early  as  Eocene.  Restored  balanced  profiles 1  and
2  (Figs. 5,  7  in  Nemčok  et  al.  2000)  indicate  initial  shorten-
ing  in  the  Silesian  Unit  as  early  as  Oligocene,  based  on  the
syn-tectonic  erosion  of  growth  folds  and  the  erosion  timing
in  the  forebulge  region.  This  reconstruction  was  allowed  in
this  study  by  the  access  to  more  detailed  data,  especially
when  compared  to  earlier  balancing  studies  (e.g.  Roure  et
al.  1993,  1994;  Roca  et  al.  1995).  The  Oligocene  age  of  the
initial  shortening  in  the  units  now  located  in  front  of  and  be-
low  the  Magura  Unit  agrees  with  the  thickness  reduction  ob-
servations  shown  in  papers  that  have  focused  on  details  of
hydrocarbon  fields  (e.g.  Kruczek  1968;  Kuśmierek  1994).

367

TERTIARY DEVELOPMENT OF THE CARPATHIAN ACCRETIONARY WEDGE

The  strike-slip  component  of  the  displacement  in  the

western  part  of  the  Outer  Western  Carpathians  is  indicated
in  the  rear  portion  of  the  wedge,  not  only  along  the  Pien-
iny  Klippen  Belt,  as  it  was  interpreted  earlier  (e.g.  Birken-
majer  1986;  Roca  et  al.  1995).  The  restored  profiles 1  and
2  (Figs. 5,  7  in  Nemčok  et  al.  2000)  indicate  a  strike-slip
component  by  misfit  of  neighbour  thrust  sheets.  Some  of
these  “thrust”  contacts  were  checked  in  field.  They  show
strike-slip  component,  which  was  indicated  by  sub-hori-
zontal  or  oblique  striations  at  outcrops  such  as  loca-
tions 180  and  186.  These  data  suggest  that  the  Pieniny
Klippen  Belt  was  not  a  low  friction  zone  along  which  the
northeastward  movement  of  the  Inner  Western  Carpathians
and  a  radial  shortening  of  the  Outer  West  Carpathian  ac-
cretionary  wedge  would  be  decoupled.  On  the  contrary,
mapped  arrays  of  strike-slip  faults,  that  we  had  determined
to  be  sinistral,  are  present  within  the  rear  portion  of  the
wedge,  as  shown  by  the  map  of  Kulka  et  al.  (1985).  The
lack  of  strike-slip  components  on  restored  profiles 3,  4  and
5  (Figs. 4—6)  is  in  accordance  with  their  general  eastward
decrease  along  the  orogen  strike  (Nemčok  et  al.  1998)  and
controlling  stress  regimes  (Gayer  et  al.  1998).

Conclusions

1  –  The  basal  décollement  of  the  Magura  Unit  is  formed

along  the  Upper  Cretaceous  sediments.  Local  less  important
detachments  are  formed  at  the  base  of  the  pelagic  and  distal
flysch  sediments.  The  basal  décollement  of  the  Silesian  Unit
(grouping  together  the  Skole,  Sub-Silesian,  Silesian,  Dukla,
Grybów  and  Obidowa-Slopnice  Units  in  this  paper)  is  devel-
oped  along  the  Lower  Cretaceous  strata.  Detachments  along
the  bases  of  both  basin-inversion-related  sequences  are  locally
frequent.  Local  unimportant  detachments  are  formed  along  the
base  of  both  pelagic  and  distal  flysch  sediments  and  syn-tec-
tonic  sediments.  The  Magura  Unit  includes  a  sedimentary  sec-
tion  that  cannot  be  directly  matched  to  the  sedimentary  section
accreted  in  underlying  units.  Various  units  in  front  of  and  un-
der  the  Magura  Unit  can  be  matched  by  balancing  as  neigh-
bours  in  their  original  depositional  area,  because  hanging  wall
and  footwall  geometries  of  adjacent  thrust  sheets  in  balanced
cross-sections  fit.  Although  their  syn-rift  sections  may  restore
as  separate  bodies,  syn-inversion  and  especially  younger  sedi-
ments  run  across  the  boundaries  of  Dukla,  Obidowa-Slopnice,
Grybów,  Silesian,  Sub-Silesian  and  Skole  Units.

2  –  The  largest  amount  of  the  thrust  structures  along

studied  profiles  was  developed  by  fault-propagation  fold-
ing.  The  second  largest  population  of  thrust  structures  in-
cludes  fault-bend  folds.  The  rest  is  formed  by  triangle
zones,  back-thrusts  and  basement-involved  thrusts.

3  –  Age  distribution  of  the  youngest  Magura  sediments

in  space  indicates  a  piggy-back  thrusting  mode  of  the  Late
Eocene—Oligocene  age.  Balanced  profiles 1  and  2  suggest
that  the  initial  shortening,  in  units  in  front  of  and  under
the  Magura  Unit,  started  as  early  as  in  Oligocene.

4  –  Profiles 1  and  2  indicate  a  strike-slip  displacement

component  of  the  Miocene,  shortening  in  their  rear  por-
tions  along  thrust  planes  and  along  sides  of  several  sa-

lients.  Profiles 3,  4  and  5  do  not  indicate  a  strike-slip  dis-
placement  component  of  the  Miocene  shortening.

5  –  Profiles 1  and  2  do  not  show  any  evidence  for  the

Miocene  thick-skin  tectonics,  reactivating  the  Early  Creta-
ceous  normal  faults  below  the  Outer  Carpathian  accretion-
ary  wedge.

6  –  Profiles 1,  2  and  3  do  not  comprise  any  triangle

zones  and  back-thrusts  driven  by  buttressing  from  steps
formed  by  failed  rifts  underneath  the  thrustbelt.

7  –  Profiles 4  and  5  contain  antiformal  stacks,  triangle

zones  and  back-thrusts.

8  –  Profiles 3,  4  and  5  indicate  Miocene  thick-skin  tec-

tonics,  reactivating  Early  Cretaceous  normal  faults  below
the  Outer  Carpathian  accretionary  wedge.

9  –  Boundary  faults  of  the  basement-involved  thrusts

along  profiles 3,  4  and  5  cut  the  thin-skin  wedge  all  the  way
to  the  present-day  surface  as  young  out-of-sequence  thrusts.

10  –  The  detachment  fault  of  the  Magura  Unit  is  fre-

quently  folded  and  offset  by  younger  ramps,  what  can  be
seen  at  several  locations  along  profiles 1,  2  and  4,  and  nu-
merous  locations  along  profile 3.

11  –  Profiles 1  and  3  indicate  orogenic  loading  of  the

flexural  basin  and  forebulge  shift  forelandward  by  the  fact
that  the  Eocene  sediments,  which  would  be  otherwise  lo-
cated  between  overlying  Oligocene  Krosno  Formation  and
underlying  Upper  Cretaceous—Paleocene  Istebna  Forma-
tion  of  the  Silesian  section,  are  missing.

12  –  Younger  episodes  of  the  forebulge  shift  foreland-

ward  and  younger  episodes  of  the  wedge  advance  are  indi-
cated  by  Lower  Miocene  sediments  that  are  unconformable
over  an  Oligocene-Eggenburgian  Krosno  Formation  and
their  subsequent  shortening  along  profile 4.

13  –  The  onset  of  the  flexural  basin  development  is  in-

dicated  by  forelandward-thinning  sediments  of  the  syn-
orogenic,  pelagic  and  distal  flysch  layers  in  the  Magura
Unit.  It  is  as  young  as  Early  Eocene.

14  –  The  onset  of  the  flexural  basin  development  is  indi-

cated  by  forelandward-thinning  sediments  of  the  Eocene  pe-
lagic  and  distal  flysch  layers  in  the  units  in  front  of  and  below
the  Magura  Unit.  The  syn-orogenic  sediments  of  these  units
are  eroded  too  deeply  for  this  determination.  However,  their
thickness  variations  indicate  syn-depositional  shortening.

Acknowledgments:  The  paper  was  made  within  the  frame-
work  of  the  EUROPROBE-PANCARDI  group  projects.  The
work  of  MN,  MW,  LL  and  MPC  was  carried  out  under  the
financial  support  of  the  Amoco  Prod.  Co.,  Houston  and  later
it  was  carried  out  under  support  of  the  Alexander  von  Hum-
boldt  Fund  and  the  Slovak  Geol.  Survey  Project  MŽP—513-96.
PK  wishes  to  thank  Polish  Oil  and  Gas  Company  for  the  ac-
cess  to  seismic  data  of  the  foredeep  basin  and  Komitet
Badań  Naukowych  (Committee  for  Scientific  Research)  for
funding  (Grant  No.  9  S602  010  06).  The  authors  are  grateful
to  numerous  scientists  of  the  PANCARDI  group  for  the  dis-
cussions.  The  authors  thank  Jacek  Grabowski  for  a  friendly
review.  The  Carpathian  seismic  and  magnetotelluric  data
access  was  from  the  proprietary  data  set  owned  by  Amoco
Prod.  Co.,  and  was  used  for  exploration  purposes.  Authors
wish  to  thank  MPC  who  cannot  see  the  final  result.

368

NEMČOK, KRZYWIEC, WOJTASZEK, LUDHOVÁ, KLECKER, SERCOMBE and COWARD

References

Bachmann  G.H.,  Müller  M.  &  Weggen  K.  1987:  Evolution  of  the

Molasse  Basin  (Germany,  Switzerland).  Tectonophysics  137,
77—92.

Bada  G.  1999:  Cenozoic  stress  field  evolution  in  the  Pannonian  Ba-

sin  and  surrounding  orogens.  Inferences  from  kinematic  indi-
cators  and  finite  element  modelling,  Ph.D.  Thesis,  Vrije
University,  Amsterdam,  1—204.

Badak  J.  1964a:  Regional  geological  map  of  Poland  (Quaternary  sedi-

ments  omitted).  Region  of  the  Carpathians  and  their  foreland.
Map  M34-88D  Czarny  Dunajec.  Scale  1 : 50,000,  1  sheet.  Inst.
Geol.,  Warszawa  (in  Polish).

Badak  J.  1964b:  Regional  geological  map  of  Poland  (Quaternary

sediments  omitted).  Region  of  the  Carpathians  and  their  fore-
land.  Map  M34-88B  Rabka.  Scale  1 : 50,000,  1  sheet.  Inst.
Geol.,  Warszawa  (in  Polish).

Balla  Z.  1984:  The  Carpathian  loop  and  the  Pannonian  basin:  a  ki-

nematic  analysis.  Geophys.  Transactions  30,  4,  313—353.

Behrmann  J.H.,  Stiasny  S.,  Milička  J.  &  Pereszlényi  M.  2000:

Quantitative  reconstruction  of  orogenic  convergence  in  the
Northeast  Carpathians.  Tectonophysics  319,  111—127.

Bessereau  G.,  Roure  F.,  Kotarba  A.,  Kusmierek  J.  &  Strzetelski  W.

1996:  Structure  and  hydrocarbon  habitat  of  the  Polish  Car-
pathians.  In:  Ziegler  P.A.  &  Horváth  F.  (Eds.):  Peri-Tethys
Memoir  2.  Structure  and  prospects  of  Alpine  basins  and  fore-
lands.  Mém.  Mus.  Nat.  Hist.  Natur.  170,  343—373.

Betz  D.,  Führer  F.,  Greiner  G.  &  Plein  E.  1987:  Evolution  of  the

Lower  Saxony  Basin.  Tectonophysics  137,  127—170.

Bieda  F.,  Geroch  S.,  Koszarski  L.,  Książkiewicz  M.  &  Żytko  K.

1963:  Stratigraphie  des  Carpathes  externes  polonaises.  Bull.
Inst.  Geol.  181,  5—174.

Birkenmajer  K.  1986:  Stages  of  structural  evolution  of  the  Pieniny

Klippen  Belt,  Carpathians.  Stud.  Geol.  Pol.  80,  7—32.

Boyer  S.E.  &  Elliott  D.  1982:  Thrust  systems.  Amer.  Assoc.  Petrol.

Geol.  Bull.  66,  1196—1230.

Burtan  J.  1964:  Regional  geological  map  of  Poland  (Quaternary

sediments  omitted).  Region  of  the  Carpathians  and  their  fore-
land.  Map  M34-76B  Myslenice.  Scale  1 : 50,000,  1  sheet.  Inst.
Geol.,  Warszawa  (in  Polish).

Burtan  J.  &  Skoczylas-Ciszewska  K.  1964a:  Regional  geological

map  of  Poland  (Quaternary  sediments  omitted).  Region  of  the
Carpathians  and  their  foreland.  Map  M34-77B  Bochnia.  Scale
1 : 50,000,  1  sheet.  Inst.  Geol.,  Warszawa  (in  Polish).

Burtan  J.  &  Skoczylas-Ciszewska  K.  1964b:  Regional  geological

map  of  Poland  (Quaternary  sediments  omitted).  Region  of  the
Carpathians  and  their  foreland.  Map  M34-77D  Limanowa.
Scale  1 : 50,000,  1  sheet.  Inst.  Geol.,  Warszawa  (in  Polish).

Burtan  J.  &  Szymakowska  F.  1964:  Regional  geological  map  of

Poland  (Quaternary  sediments  omitted).  Region  of  the  Car-
pathians  and  their  foreland.  Map  M34-76D  Osielec.  Scale
1 : 50,000,  1  sheet.  Inst.  Geol.,  Warszawa  (in  Polish).

Butler  R.W.H.  1982:  The  terminology  of  thrust  structures.  J.  Struct.

Geol.  4,  239—245.

Cieszkowski  M.  1992:  Marine  Miocene  deposits  near  Nowy  Targ,

Magura  Nappe,  Flysch  Carpathians  (South  Poland).  Geol.
Carpathica  43,  339—346.

Cieszkowski  M.  &  Olszewska  B.  1986:  Malcov  beds  in  the  Magura

Nappe  near  Nowy  Targ,  Outer  Carpathians,  Poland.  Ann.  Soc.
Geol.  Pol.  56,  53—71.

Csontos  L.  1995:  Tertiary  tectonic  evolution  of  the  Intra-Car-

pathian  area:  a  review.  In:  Downes  H.  &  Vaselli  O.  (Eds.):
Neogene  and  related  magmatism  in  the  Carpatho-Pannonian
region.  Acta  Vulcanol.  1—13.

Csontos  L.,  Nagymarosy  A.,  Horváth  F.  &  Kováč  M.  1992:  Tertia-

ry  evolution  of  the  intracarpathian  area:  a  model.  Tectono-
physics  208,  221—241.

Čverčko  J.  1975:  Preliminary  report  about  results  of  the  deep  struc-

tural  well  Prešov-1.  Mns.  Geofond,  Bratislava  (in  Slovak).

Doktor  M.  1983:  Sedimentation  of  Miocene  gravel  deposits  in  the

Carpathian  Foredeep.  Stud.  Geol.  Pol.  68,  2,  1—107.

Dunne  W.M.  &  Ferrill  D.A.  1988:  Blind  thrust  systems.  Geology  16,

33—36.

Eliáš  M.,  Schnabel  W.  &  Stráník  Z.  1990:  Comparison  of  the  Flysch

Zone  of  the  Eastern  Alps  and  the  Western  Carpathians  based
on  the  recent  observations.  In:  Minaříková  D.  &  Lobitzer  H.
(Eds.):  Thirty  years  of  geological  cooperation  between  Austria
and  Czechoslovakia.  ÚÚG,  Prague,  37—46.

Ellouz  N.  &  Roca  E.  1994:  Palinspastic  reconstructions  of  the  Car-

pathians  and  adjacent  areas  since  the  Cretaceous:  a  quantitative
approach.  In:  Roure  F.  (Ed.):  Peri-Tethyan  platforms.  Tech-
nip,  Paris,  51—78.

Fusán  O.,  Kodym  O.,  Matejka  A.  &  Urbánek  L.  1967:  Geological

map  of  ČSSR,  scale  1 : 500,000.  Ústřední  Ústav  Geologický,
Praha  (in  Czech).

Gayer  R.A.,  Hathaway  T.M.  &  Nemčok  M.  1998:  Transpressional-

ly  driven  rotation  in  the  external  orogenic  zones  of  the  West-
ern  Carpathians  and  the  SW  British  Variscides.  In:  Holdsworth
R.E.,  Strachan  R.A.  &  Dewey  J.F.  (Eds.):  Continental  transpres-
sional  and  transtensional  tectonics.  Geol.  Soc.  London,  Spec.
Publ.  135,  253—266.

Grabowski  J.,  Krzemiński  L.,  Nescieruk  P.,  Paszkowski  M.,  Szydło

A.,  Pécskay  Z.  &  Wójtowicz  A.  2004:  New  data  on  the  age  of
teschenitic  rocks  (Outer  Carpathians,  Silesian  Unit)  –  results
of  the  K-Ar  dating.  Przegl.  Geol.  52,  40—46.

Gucik  S.  1983:  Regional  geological  map  of  Poland.  Map  1026-Krzy-

wcza.  Scale  1 : 50,000,  1 sheet.  Inst.  Geol.,  Warszawa  (in  Polish).

Gucik  S.,  Koszarski  L.,  Książkiewicz  M.,  Nowak  W.,  Sikora  W.,

Szymakowska  F.,  Ślączka  A.  &  Żytko  K.  1962:  Stratigraphic
table  of  the  Cretaceous  and  early  Tertiary  deposits  in  the  Pol-
ish  External  Carpathians,  Geological  Atlas  of  Poland.  Strati-
graphic  and  facial  problems.  Państw.  Inst.  Geol.,  Warszawa,
Fascicle  13,  14,  2  maps,  1  table.

Gucik  S.,  Paul  Z.,  Ślączka  A.  &  Żytko  K.  1979:  Geological  map

of  Poland.  B  map  without  Quaternary  sediments.  Map  Prze-
mysl,  Kalnikow  (1 : 200,000).  Państw.  Inst.  Geol.,  Warszawa
(in  Polish).

Haas  J.,  Kovacs  S.,  Krystyn  L.  &  Lein  R.  1995:  Significance  of  Late

Permian—Triassic  facies  zones  in  terrane  reconstructions  in  the
Alpine—North  Pannonian  domain.  Tectonophysics  242,  19—40.

Horváth  F.  1993:  Towards  a  mechanical  model  for  the  formation

of  the  Pannonian  basin.  Tectonophysics  226,  333—357.

Janočko  J.,  Hamršmíd  B.,  Siráňová  Z.  &  Jacko  S.  1998:  Suprafan

and  channel-and-levee  deposits  near  Tichý  Potok,  Levoča
Mts.  (Central-Carpathian  Paleogene  Basin,  Slovakia).  Slovak
Geol.  Mag.  4,  3—15.

Jiříček  R.  1979:  Tectogenic  developmentof  Carpathian  arc  during

Oligocene—Neogene.  In:  Mahe   M.  (Ed.):  Tectonic  profiles  of
Western  Carpathians.  GÚDŠ,  Bratislava,  205—215  (in  Czech).

Koszarski  L.  1967:  Regional  geological  map  of  Poland  (Quaternary

sediments  omitted).  Region  of  the  Carpathians  and  their  fore-
land.  Map  M34-79C  Rzepiennik  1 : 50,000.  Inst.  Geol.,
Warszawa  (in  Polish).

Koszarski  L.  &  Kucinski  T.  1966:  Regional  geological  map  of  Po-

land  (Quaternary  sediments  omitted).  Region  of  the  Car-
pathians 

and 

their 

foreland. 

Map 

M34-79A 

Tuchow

1 : 50,000.  Inst.  Geol.,  Warszawa  (in  Polish).

Koszarski  L.  &  Żytko  K.  1967:  Regional  geological  map  of  Poland

(Quaternary  sediments  omitted).  Region  of  the  Carpathians
and  their  foreland.  Map  M34-79D  Jaslo  1 : 50,000.  Inst.  Geol.,
Warszawa    (in  Polish).

Koszarski  L.,  Kucinski  T.  &  Szymakowska  F.  1965:  Regional  geo-

logical  map  of  Poland  (Quaternary  sediments  omitted).  Region
of  the  Carpathians  and  their  foreland.  Map  M34-79B  Pilzno
1 : 50,000.  Inst.  Geol.,  Warszawa    (in  Polish).

Kotlarczyk  J.  1985:  Geotraverse  Kraków—Baranów—Rzeszów—Prze-

mysl—Komańcza—Dukla.  Guide  to  excursion  4.  XIII  Congress  of

369

TERTIARY DEVELOPMENT OF THE CARPATHIAN ACCRETIONARY WEDGE

the  Carpatho-Balkan  Geological  Association,  Poland,  Kraków,
21—32.

Kovács  S.  1987:  Plate  tectonic  position  of  the  basement  of  the

Great  Hungarian  Plain  and  its  connections.  Spec.  Publ.  Hung.
Acad.  Sci.  Comm.,  Szeged,  17—29.

Kovács  S.  et  al.  1989:  The  Tisza  superunit  was  originally  part  of  the

northern  (European)  margin  of  Tethys.  In:  Rakús  M.,  J.  Der-
court  &  Nairn  A.E.M.  (Eds.):  Evolution  of  the  Northern  Margin
of  Tethys.  Mém.  Soc.  Geol.  France,  Nouvelle  Ser.,    81—100.

Kruczek  J.  1968:  Structural  framework  of  the  oil  accumulation  in

the  field  Bóbrka—Rogi.  Biul.  IG,  Warszawa  215  (in  Polish).

Krzywiec  P.  1997:  Large-scale  tectono-sedimentary  Middle  Mi-

ocene  history  of  the  central  and  eastern  Polish  Carpathian
Foredeep  Basin  –  results  of  seismic  data  interpretation.
Przegl.  Geol.  45,  10,  2,  1039—1053.

Krzywiec  P.  2001:  Contrasting  tectonic  and  sedimentary  history  of

the  central  and  eastern  parts  of  the  Polish  Carpathian  Foredeep
Basin  –  results  of  seismic  data  interpretation.  In:  Cloetingh  S.,
Nemčok  M.,  Neubauer  F.,  Horváth  F.  &  Seifert  P.  (Eds.):  The
hydrocarbon  potential  of  the  Carpathian-Pannonian  region.
Mar.  Petrol.  Geol.  18,  1,  13—38.

Krzywiec  P.  2002:  Mid-Polish  Trough  inversion  –  seismic  examples,

main  mechanisms,  and  its  relationship  to  the  Alpine-Carpathian
collision.  In:  Bertotti  G.,  Schulmann  K.  &  Cloetingh  S.  (Eds.):
Continental  collision  and  the  tectonosedimentary  evolution  of
forelands.  European  Geophys.  Soc.  Spec.  Publ.  Ser.  1,  151—165.

Krzywiec  P.,  Łuczkowska  E.,  Sadowska  A.  &  Ślęzak  J.  1995:  Dep-

ositional  model  of  the  central  part  of  the  Carpathian  Foredeep
Basin,  S  Poland  –  results  of  integrated  bio-  and  seismostrati-
graphic  study.  XV  Congress  Carpatho-Balkan  Geol.  Assoc.,
Athens,  Spec.  Publ.  Geol.  Soc.  Greece  4,  3,  1113—1118.

Książkiewicz  M.  1957:  Geology  of  the  Northern  Carpathians:  Geol.

Rdsch.  45,  369—411.

Książkiewicz  M.  1960:  Description  of  the  paleogeography  of  the  Pol-

ish  Flysch  Carpathians.  Prace  Inst.  Geol.  33,  209—231  (in  Polish).

Książkiewicz  M.  1962a:  Geological  atlas  of  Poland.  Stratigraphic

and  facial  problems.  Inst.  Geol.,  Warszawa,  14  sheets.

Książkiewicz  M.  1962b:  Sur  quelques  analogies  lithostratigraphiques

entre  les  Carpathes  roumaines  et  polonaises.  Bull.  Acad.  Pol.
Sci.  10,  11—17.

Książkiewicz  M.  1965:  Les  cordilléres  dans  les  mers  crétacées  et  pá-

leogénes  des  Carphates  du  Nord.  Bull.  Soc.  Géol.  France  7,
443—454.

Książkiewicz  M.  1977a:  Plate  motion  hypothesis  and  Carpathian

development.  Ann.  Soc.  Geol.  Pol.  47,  321—353  (in  Polish).

Książkiewicz  M.  1977b:  The  tectonics  of  the  Carpathians.  In:

Pozaryski  W.  (Ed.):  Geology  of  Poland.  Wydawnictwo  Geol.,
Warsawa,  476—620.

Książkiewicz  M.  1977c:  The  tectonics  of  the  Carpathians.  In:

Pożaryski  W.  (Ed.):  Geology  of  Poland,  IV.  Tectonics  476—620.

Książkiewicz  M.  &  Leško  B.  1959:  On  the  relation  between  the

Krosno  and  Magura-Flysch.  Bull.  Acad.  Pol.  Sci.  7,  773—780.

Kucinski  T.  &  Nowak  W.  1965:  Regional  geological  map  of  Poland

(Quaternary  sediments  omitted).  Region  of  the  Carpathians  and
their  foreland.  Map  M  34-80  B  Strzyżów  1 : 50,000.  Inst.  Geol.,
Warszawa    (in  Polish).

Kulka  A.,  Rączkowski  W.,  Żytko  K.,  Gucik  S.  &  Paul  Z.  1985:  Re-

gional  geological  map  of  Poland.  Map  1050  Szczawnica-
Krościenko.  Scale  1 : 50,000,  1  sheet.  Inst.  Geol.,  Warszawa  (in
Polish).

Kuśmierek  J.  1994:  Evolution  of  the  central  Carpathian  oil  basin  –

quantitative  interpretation.  In:  Roure  F.,  Ellouz  N.,  Shein  V.S.
&  Skvortsov  I.  (Eds.):  Geodynamic  evolution  of  sedimentary
basins.  International  Symposium,  Moscow,  281—303.

Lucińska-Anczkiewicz  A.,  Villa  I.M.,  Anczkiewicz  R.  &  Ślączka  A.

2002: 

39

Ar/

40

Ar  dating  of  alkaline  lamprophyres  from  Polish

Western  Carpathians.  Geol.  Carpathica  53,  45—52.

Malkovský  M.  1979:  Tectonogenesis  of  the  platform  cover  of  the

Bohemian  Massif  (in  Czech).  Knihovnička  ÚÚG  53,  1—176.

Malkovský  M.  1987:  The  Mesozoic  and  Tertiary  basins  of  the  Bohe-

mian  Massif  and  their  evolution.  Tectonophysics  137,  31—42.

McKenzie  D.P.  1978:  Some  remarks  on  the  development  of  sedi-

mentary  basins.  Earth  Planet.  Sci.  Lett.  40,  25—32.

Meulenkamp  J.E.,  Kováč  M.  &  Cícha  I.  1996:  On  Late  Oligocene

to  Pliocene  depocenter  migrations  and  the  evolution  of  the
Carpathian-Pannonian  system.  Tectonophysics  266,  301—317.

Mitra  S.  1990:  Fault-propagation  folds:  geometry,  kinematic  evolu-

tion,  and  hydrocarbon  traps.  AAPG  Bull.  74,  921—945.

Morley  C.K.  1986:  A  classification  of  thrust  fronts.  AAPG  Bull.  70,

1,  12—25.

Morley  C.K.  1996:  Models  for  relative  motion  of  crustal  blocks

within  Carpathian  region,  based  on  restorations  of  the  outer
Carpathian  thrust  front.  Tectonics  15,  885—904.

Moryc  W.  1989:  Miocene  of  the  West  Carpathian  foreland  in  the

Bielsko—Kraków  zone.  Refer.  Sesji  Krakow  30.3.1989.  Mat.
Konf.,  Komis.  Tekt.  Komit.  Nauk  Geol.  PAN,  170—198.

Nagy  A.,  Vass  D.,  Petrík  F.  &  Pereszlényi  M.  1996:  Tectonogenesis

of  the  Orava  Depression  in  the  light  of  latest  biostratigraphic
investigations  and  organic  matter  alteration  study.  Slovak
Geol.  Mag.  1,  49—58.

Nemčok  J.  1990:  Geological  map  of  the  Pieniny,  Čergov,  Lubovňa

Mts.  and  Ondava.  Mts  Scale  1 : 50,000,  sheets  2.  SGÚ/GÚDŠ,
Bratislava  (in  Slovak).

Nemčok  M.  &  Nemčok  J.  1994:  Late  Cretaceous  deformation  of

the  Pieniny  Klippen  Belt,  West  Carpathians.  Tectonophysics
239,  81—109.

Nemčok  M.,  Keith  J.F.  Jr.  &  Neese  D.G.  1995:  The  Central  Car-

pathian  Paleogene  Basin,  West  Carpathians.  ESRI  Occasional
Pub.  11A:  Slovakian  Geology,  ESRI  USC,  Columbia,  43—62.

Nemčok  M.,  Pospíšil  L.,  Lexa  J.  &  Donelick  R.A.  1998:  Tertiary

subduction  and  slab  break-off  model  of  the  Carpathian-Pan-
nonian  region.  Tectonophysics  295,  307—340.

Nemčok  M.,  Coward  M.P.,  Sercombe  W.J.  &  Klecker  R.A.  1999:

Structure  of  the  West  Carpathian  accretionary  wedge:  insights
from  cross  section  construction  and  sandbox  validation.  Phys-
ics  and  Chemistry  of  the  Earth  24,  659—665.

Nemčok  M.,  Nemčok  J.,  Wojtaszek  M.,  Ludhová  L.,  Klecker  R.A.,

Sercombe  W.J.,  Coward  M.P.  &  Keith  J.F.  2000:  Results  of  2D
balancing  along  20º  and  21º  longitude  and  pseudo-3D  in  the
Smilno  tectonic  window:  implications  for  shortening  mecha-
nisms  of  the  West  Carpathian  accretionary  wedge.  Geol.  Car-
pathica  51,  281—300.

Nemčok  M.,  Nemčok  J.,  Wojtaszek  M.,  Ludhová  L.,  Oszczypko

N.,  Sercombe  W.J.,  Cieszkowski  M.,  Paul  Z.,  Coward  M.P.  &
Ślączka  A.  2001:  Reconstruction  of  Cretaceous  rifts  incorpo-
rated  in  the  Outer  West  Carpathian  wedge  by  balancing.  In:
Cloetingh  S.,  Nemčok  M.,  Neubauer  F.,  Horváth  F.  &  Seifert
P.  (Eds.):  The  hydrocarbon  potential  of  the  Carpathian-Pan-
nonian  region.  Mar.  Petrol.  Geol.  18,  39—64.

Neubauer  F.  &  Genser  J.  1990:  Architektur  und  Kinematik  der

östlichen  Zentralalpen:  eine  Übersicht.  Mitt.  Naturwiss.  Ver.
Steiermark  120,  203—219.

Oszczypko  N.  1998:  The  Western  Carpathian  Foredeep  –  develop-

ment  of  the  foreland  basin  in  front  of  the  accretionary  wedge
and  its  burial  history.  Geol.  Carpathica  49,  6,  415—431.

Oszczypko  N.  1999:  The  Neogene  dynamics  of  the  Polish  Carpathians

and  their  Foreland.  Technika  Poszukiwa  Geol  38,  82—83.

Oszczypko  N.  2004:  The  structural  position  and  tectonosedimenta-

ry  evolution  of  the  Polish  Outer  Carpathians.  Przegl.  Geol.  52,
780—791.

Oszczypko  N.  &  Oszczypko-Clowes  M.A.  2002:  Newly  discovered

Early  Miocene  deposits  in  the  Nowy  Sącz  area  (Magura
Nappe,  Polish  Outer  Carpathians).  Geol.  Quart.  46,  117—133.

Oszczypko  N.,  Olszewska  B.,  Ślęzak  J.  &  Strzępka  J.  1992:  Miocene

marine  and  brackish  deposits  of  the  Nowy  Sącz  Basin  (Polish
Western  Carpathians);  new  lithostratigraphic  and  biostratigraph-
ic  standards.  Bull.  Polish  Acad.  Sci.,  Earth  Sci.  40,  83—96.

Paul  Z.  1978:  Regional  geological  map  of  Poland,  Map  1034  Lącko.

370

NEMČOK, KRZYWIEC, WOJTASZEK, LUDHOVÁ, KLECKER, SERCOMBE and COWARD

Scale  1 : 50,000,  1  sheet.  Inst.  Geol.,  Warszawa  (in  Polish).

Poborski  J.  &  Jawor  E.  1989:  On  sub-Carpathian  tectonics  in  the

Krakow  area.  Przegl.  Geol.  6,  308—312  (in  Polish).

Poprawa  D.  &  Nemčok  J.  1989:  Geological  atlas  of  the  Western

Outer  Carpathians  and  their  Foreland.  PIG  Warszawa/GÚDŠ
Bratislava/ÚÚG  Praha.

Poprawa  P.,  Malata  T.  &  Oszczypko  N.  2002a:  Tectonic  evolution

of  the  sedimentary  basins  of  the  Polish  part  of  the  Outer  Car-
pathians  in  the  light  of  subsidence  analysis  (in  Polish).  Przegl.
Geol.  50,  1092—1108.

Poprawa  P.,  Malata  T.,  Oszczypko  N.,  Słomka  T.  &  Golonka  J.

2002b:  Subsidence  versus  deposition  –  quantitative  analysis
for  the  Polish  Outer  Carpathian  basins.  Proceedings  of  the
XVII  Congress  of  the  Carpatho-Balkan  Geol.  Assoc.,  Bratisla-
va,  September  1—4,  2002.  Geol.  Carpathica  53,  1—7.

Ratschbacher  L.,  Frisch  W.,  Linzer  H.G.  &  Merle  O.  1991:  Lateral

extrusion  in  the  Eastern  Alps,  part  2:  structural  analysis.  Tecton-
ics  10,  2,  257—271.

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

Neogene  evolution  of  the  Western  Carpathians:  constraints
from  the  Bochnia—Tatra  Mountains  section  (Polish  Western
Carpathians).  Tectonics  14,  855—873.

Roth  Z.  1973:  Outer  West  Carpathians.  In:  Mahe   M.,  Roth  Z.,  Jaroš

J.,  Vozár  J.  &  Haško  J.  (Eds.):  Tectonical  structures  of  the
West  Carpathians:  Guide  to  Excursion  A.  X  Congress  of  Car-
pathian-Balkan  Geol.  Assoc.,  GÚDŠ,  Bratislava,  20—24.

Roure  F.,  Roca  E.  &  Sassi  W.  1993:  The  Neogene  evolution  of  the

outer  Carpathian  flysch  units  (Poland,  Ukraine  and  Romania):
kinematics  of  a  foreland/fold-and-thrust  belt  system.  Sed.
Geol.  86,  177—201.

Roure  F.,  Kuśmierek  J.,  Bessereau  G.,  Roca  E.  &  Strzetelski  W.

1994:  Initial  thickness  variations  and  basement  –  cover  rela-
tionship  in  the  Western  Outer  Carpathians  (SE  Poland).  In:
Roure  F.,  Ellouz  N.,  Shein  V.S.  &  Skvortsov  I.  (Eds.):  Geody-
namic  evolution  of  sedimentary  basins.  International  Sympo-
sium,  Moscow,  255—279.

Royden  L.H.  1988:  Late  Cenozoic  tectonics  of  the  Pannonian  basin

system.  In:  Royden  L.H.  &  Horváth  F.  (Eds.):  The  Pannonian
Basin.  A  study  in  basin  evolution.  Amer.  Assoc.  Petrol.  Geol.
Mem.,  Amer.  Assoc.  Petrol.  Geol.,  Tulsa  27—48.

Royden  L.H.  &  Báldi  T.  1988:  Early  Cenozoic  tectonics  and  paleo-

geography  of  the  Pannonian  and  surrounding  regions.  In:
Royden  L.H.  &  Horváth  F.  (Eds.):  The  Pannonian  Basin.  A
study  in  basin  evolution.  Amer.  Assoc.  Petrol.  Geol.  Mem.,
Amer.  Assoc.  Petrol.  Geol.,  Tulsa  1—16.

Royden  L.H.,  Horváth  F.  &  Burchfiel  B.C.  1982:  Transform  fault-

ing,  extension  and  subduction  in  the  Carpathian-Pannonian  re-
gion.  Geol.  Soc.  Amer.  Bull.  73,  717—725.

Ryłko  W.  &  Adam  T.  2005:  Basement  structure  below  the  West

Carpathian—East  Carpathian  orogen  junction  (eastern  Poland,
north-eastern  Slovakia  and  western  Ukraine).  Geol.  Carpathi-
ca  56,  29—40.

Ryłko  W.  &  Tomaś  A.  1995:  Morphology  of  the  consolidated

basement  of  the  Polish  Carpathians  in  the  light  of  magnetotel-
luric  data.  Geol.  Quart.  39,  1—16.

Sandulescu  M.  1988:  Cenozoic  tectonic  history  of  the  Carpathians.

In:  Royden  L.H.  &  Horváth  F.  (Eds.):  The  Pannonian  Basin.  A
study  in  basin  evolution.  AAPG  Mem.  45,  17—26.

Schröder  B.  1987:  Inversion  tectonics  along  the  western  margin  of

the  Bohemian  Massif.  Tectonophysics  137,  93—100.

Sikora  W.  1964:  Regional  geological  map  of  Poland  (Quaternary

sediments  omitted).  Region  of  the  Carpathians  and  their  fore-
land.  Map  M34-91A  Gorlice  1 : 50,000.  Inst.  Geol.,  Warszawa
(in  Polish).

Ślączka  A.  1963:  Regional  geological  map  of  Poland  (Quaternary

sediments  omitted).  Region  of  the  Carpathians  and  their  fore-
land.  Map  M34-92A  Zmigród  1 : 50,000.  Inst.  Geol.,  Warszawa
(in  Polish).

Ślączka  A.  1964:  Regional  geological  map  of  Poland  (Quaternary  sedi-

ments  omitted).  Region  of  the  Carpathians  and  their  foreland.  Map
M34-92C  Tylawa  1 : 50,000.  Inst.  Geol.,  Warszawa    (in  Polish).

Ślączka  A.  &  Żytko  K.  1978:  Regional  geological  map  of  Poland.

B  map  without  Quaternary  sediments  Lupków  1 : 50,000.  Inst.
Geol.,  Warszawa    (in  Polish).

Soták  J.,  Pereszlényi  M.,  Marshalko  R.,  Milička  J.  &  Starek  D.

1996:  Sedimentology  and  hydrocarbon  habitat  of  the  subma-
rine-fan  deposits  of  the  Central  Carpathian  Paleogene  Basin
(NE  Slovakia).  Mar.  Petrol.  Geol.  18,  87—114.

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

brittle  deformation  structures  and  the  Tertiary  tectonic  evolu-
tion  of  the  Western  Carpathians  (Slovakia).  Tuebinger  Geowis-
senschaftliche  Arbeiten,  Tuebingen  A/27,  1—120.

Stefanescu  M.  &  Melinte  M.  1996:  Cretaceous—Early  Miocene  sub-

sidence  and  the  related  source  and  reservoir  rocks  in  the  Mol-
davids.  In:  Wessely  G.  &  Liebl  W.  (Eds.):  Oil  and  gas  in
Alpidic  thrustbelts  and  basins  of  central  and  eastern  Europe.
EAGE  Spec.  Publ.  EAGE,  197—200.

Stráník  Z.  Dvořák  J.,  Krejčí  O.,  Müller  P.,  Přichystal  A.,  Suk  M.  &

Tomek  Č.  1993:  The  contact  of  the  North  European  Epiv-
ariscan  Platform  with  the  West  Carpathians.  J.  Czech  Geol.
Soc.  38,  21—30.

Suk  M.,  Blížkovský  M.,  Buday  T.,  Chlupáč  I.,  Cícha  I.,  Dudek  A.,

Dvořák  J.,  Eliáš  M.,  Holub  V.,  Ibrmajer  J.,  Kodym  O.,  Kukal  Z.,
Malkovský  M.,  Menčík  E.,  Műller  V.,  Tyráček  J.,  Vejnar  Z.,  Ze-
man  A.  &  Svoboda  J.  1984:  Geological  history  of  the  territory  of
the  Czech  Socialist  Republic.  Czech  Geol.  Surv.,  Prague,  1—396.

Suppe  J.  1983:  Geometry  and  kinematics  of  fault-bend  folding.

Amer.  J.  Sci.  283,  684—721.

Suppe  J.  &  Medwedeff  D.A.  1984:  Fault-propagation  folding.  GSA

Bull.,  Abstr.  with  Programs  16,  670.

Świdziński  H.  1948:  Stratigraphical  index  of  the  Northern  Flysch

Carpathians.  Bull.  Panstw.  Inst.  Geol.  37,  1—128.

Świerczewska  A.  &  Tokarski  A.  1998:  Deformation  bands  and  the

history  of  folding  in  the  Magura  nappe,  Western  Outer  Car-
pathians  (Poland).  Tectonophysics  297,  73—90.

Tokarski  A.K.  &  Świerczewska  A.  1998:  History  of  folding  in  the

Magura  nappe,  Outer  Carpathians,  Poland.  In:  Rossmanith
H.P.  (Ed.):  Mechanics  of  jointed  and  faulted  rocks.  Balkema,
Rotterdam,  125—130.

Watycha  L.  1964a:  Regional  geological  map  of  Poland  (Quaternary

sediments  omitted).  Region  of  the  Carpathians  and  their  fore-
land.  Map  M34-89A  Mszana  Górna.  Scale  1 : 50,000,  1  sheet.
Inst.  Geol.,  Warszawa  (in  Polish).

Watycha  L.  1964b:  Regional  geological  map  of  Poland  (Quaterna-

ry  sediments  omitted).  Region  of  the  Carpathians  and  their
foreland.  Map  M34-89C  Nowy  Targ.  Scale  1 : 50,000,  1  sheet.
Inst.  Geol.,  Warszawa  (in  Polish).

Wdowiarz  S.,  Zubricki  A.  &  Frystak-Wolkowska  A.  1988:  Region-

al  geological  map  of  Poland.  Map  1040-Rymanov  1 : 50,000.
Inst.  Geol.,  Warszawa  (in  Polish).

Winkler  W.  &  Ślączka  A.  1992:  Sediment  dispersal  and  provenance

in  the  Silesian,  Dukla  and  Magura  flysch  nappes  (Outer  Car-
pathians,  Poland).  Geol.  Rdsch.  81,  371—382.

Wójcik  A.  &  Jugowiec  M.  1998:  The  youngest  member  of  the

folded  Miocene  in  the  Andrychów  region  (S  Poland)  (in  Pol-
ish  with  English  summary).  Przegl.  Geol.  46,  763—770.

Wójcik  A.,  Szydło  A.,  Marciniec  P.  &  Nescieruk  P.  1999:  The  fold-

ed  Miocene  of  the  Andrychów  region  (in  Polish).  Biul.
Państw.  Inst.  Geol.  387,  191—195.

Ziegler  P.A.  1982:  Geological  atlas  of  Western  and  Central  Europe.

Elsevier,  Amsterdam,  1—130,  40  plates.

Ziegler  P.A.  &  Roure  F.  1996:  Architecture  and  petroleum  systems

of  the  Alpine  Orogen  and  associated  basins.  In:  Ziegler  P.A.  &
Horváth  F.  (Eds.):  Peri-Tethys  memoir  2;  Structure  and  pros-
pects  of  Alpine  basins  and  forelands.  Mém.  Mus.  Nat.  Hist.  Na-
tur.  170,  15—45.