background image

GEOLOGICA CARPATHICA, FEBRUARY 2009, 60, 1, 71—104                                          doi: 10.2478/v10096-009-0002-7

Introduction

The Pennsylvanian—Permian succession of the Circum Pan-
nonian Region (CPR) records the change from the Pangaean
configuration  and  compressive  regime  inherited  from  the
Variscan  orogeny,  to  the  development  of  a  broad  zone  of
strike-slip  and  extensional  basins.  The  subsequent  thermal
subsidence  led  to  the  gradual  coalescence  of  these  isolated
basins. Large evaporitic sabkha and salt pan to shallow water
environments  were  formed  at  the  beginning  of  the  Alpine
orogenic cycle. This was caused by the post-Cisuralian—Ear-
ly  Triassic  extension  and  transgression  of  the  shallow  Neo-
tethys Sea over the large CPR area.

The geological relationships of the CPR were demonstrated

in  a  set  of  “Tectonostratigraphic  Terrane  and  Paleoenviron-
ment  Maps  of  the  Circum  Pannonian  Region”  (published  by
the  Geological  Institute  of  Hungary,  Budapest;  Kovács  et  al.
(Eds.) 2004) for four selected time slices. The presented text is
a  short  explanation  and  interpretation  which  is  dedicated  to

Late Variscan (Carboniferous to Permian) environments in

the Circum Pannonian Region

ANNA VOZÁROVÁ

1

, FRITZ EBNER

2

, SÁNDOR KOVÁCS

3

, HANS-GEORG KRÄUTNER

4

,

TIBOR SZEDERKENYI

5

, BRANISLAV KRSTIĆ

6

, JASENKA SREMAC

7

, DUNJA ALJINOVIČ

8

,

MATEVŽ NOVAK

and DRAGOMIR SKABERNE

10

1

Department of Mineralogy and Petrology, Faculty of Natural Science, Comenius University in Bratislava, Mlynská dolina G,

842 15 Bratislava, Slovak Republic;  vozarova@fns.uniba.sk

2

Department of Applied Geosciences and Geophysics, University of Leoben, Peter Tunnerstrasse 5, A-8700 Leoben, Austria;

fritz.ebner@unileoben.ac.at

3

Department of Geology, Academy of Research Group, Eötvös Loránd University, Pázmány Péter sétány 1/C, H-1117, Budapest, Hungary

4

Isarstrasse 2E, D-83026 Rosenheim, Germany

5

Department of Mineralogy, Geochemistry and Petrology, József Attila 

 

University Szeged, H-6701 Szeged, Hungary

6

Djoke Vojvodica 6, SRB-11160 Beograd-74, Serbia

7

Department of Geology, Faculty of Mining, Geology and Petroleum Engineering, University of Zagreb, Horvatovac 102a,

HR-10000 Zagreb, Croatia

8

Faculty of Mining, Geology and Petroleum Engineering, University of Zagreb, Pierottijeva 6, HR-10000, Zagreb, Croatia

9,11

Geological Survey of Slovenia, Dimičeva 14, SI-1000 Ljubljana, Slovenia

(Manuscript received March 11, 2008; accepted in revised form June 12, 2008)

Abstract: The Pennsylvanian-Cisuralian late-orogenic and post-orogenic paleoenvironments of the Circum Pannonian
Region (CPR) include tectono-stratigraphic sequences developed from the Upper Bashkirian-Moscovian marine early
molasse stage up to the Guadalupian-Lopingian post-orogenic stage, with gradual connection to the beginning of the
Alpine (Neotethyan) sedimentary cycle. Shallow marine siliciclastic or carbonate siliciclastic overstep sequences started
in  the  internal  part  of  the  Variscan  orogenic  belt  during  the  latest  Serpukhovian  and  Bashkirian—Moscovian.  They
overlapped unconformably the variably metamorphosed Variscan basement, or weakly deformed and metamorphosed
foreland and syn-orogenic flysch sediments of Mississippian to  Early Pennsylvanian age. The post-Variscan rifting
largely affected the Variscan orogenic belt by reactivation of the Variscan lithosphere. The late- to post-orogenic terres-
trial sequences started within the internal part of the Variscan orogenic belt during the Middle/Late Pennsylvanian. It
continued gradually to terrestrial-shallow water carbonate-siliciclastic sequences in its external part through the Per-
mian. According to the present configuration, the Alpine (Neotethyan) northward shifting transgression started during
the Guadalupian/Lopingian in the South and during the Early Triassic in the North.

Key words: Pennsylvanian—Permian, Variscan post-orogenic stage, Circum Pannonian Region, tectono-paleoenvironments,
paleogeography.

the Pennsylvanian-Cisuralian late- and post-Variscan orogenic
stage. The Guadalupian—Lopingian Epoch is not documented
in this map, although it is very important for interpretation of
the beginning of the Alpine orogenic cycle. As the transgres-
sion  of  the  Tethys  Sea  prograded  during  the  Guadalupian—
Lopingian up to Early Triassic gradually from the South to the
North (according to the present position of units), the distribu-
tion of these sediments in the CPR realm is an important phe-
nomenon for the interpretation of Variscan and Alpine geody-
namic  evolution.  To  minimize  this  lack  we  include  brief
information  on  the  Guadalupian—Lopingian  environments  in
the Pennsylvanian—Cisuralian explanation text.

In  the  present  fabric  all  Variscan  and  pre-Variscan  tec-

tonostratigraphic  units/terranes  are  included  within  the  Al-
pine mega-crustal blocks: ALCAPA, TISIA, DACIA, VARD-
AR and ADRIA-DINARIA Megaterranes (Fig. 1). The focus
of Map 2 (“Late Variscan (latest Carboniferous to Early Per-
mian)  environments”;  Vozárová  et  al.  2004;  http//
www.geologicacarpathica.sk) is to decipher the Late Carbon-

www.geologicacarpathica.sk

background image

72

VOZÁROVÁ et al.

iferous—Permian  late-  to  post-Variscan  events  and  paleogeo-
graphical reconstruction within the CPR realm. The explana-
tory  text  and  stratigraphic  columns  (Figs. 2—6)  also  accumu-
lates description of the Guadalupian—Lopingian environments,
with the main aim of entering the relations with the beginning
of the Alpine geodynamic cycle.

The  Carboniferous/Permian  (C/P)  sequences  were  de-

scribed in their present position within the qualifying Mega-
terranes,  with  respect  to  their  facies  and  lithostratigraphic
development, sea-level fluctuations, palinspastic reconstruc-
tion  and  disconformities.  Corresponding  to  the  explanatory
text of the previous Map 1 “Variscan pre-Flysch (Devonian/
Carboniferous)  environments”  (Ebner  et  al.  2008)  the
Variscan  tectono-stratigraphic  units/terranes  are  marked  by
italic letters. Therefore, the nomination of the tectonic units
generally  follows  the  terms  of  terrane  tectonics  as  used  for
IGCP  No. 276  “Terrane  Maps  and  Terrane  Descriptions”
(Ed.  Papanikolaou  1997).  The  description  of  the  Variscan
terranes/units  
is  in  order  to  their  position  in  the  Alpine
structural framework.

Pennsylvanian to Permian sedimentary sequences

in the Circum Pannonian Region

The ALCAPA Megaterrane

The Eastern Alps

For the tectonic subdivision of the Eastern Alps we use the

“classical” tectonic subdivision of Tollmann (1987).

In the Eastern Alps the basement of the internal zones (i.e.

the  Austroalpine  and  Penninic  nappe  system  of  the  Tauern
Window) is covered with post-orogenic Upper Paleozoic sedi-
ments (Fig. 3). Generally, the post-Variscan sediments display
two  sedimentary  cycles,  strongly  influenced  by  climatic
changes, vertical tectonics and finally the transgression of the
Neotethys Sea:

1. Upper Pennsylvanian/Lower Permian clastic fillings of in-

tramontane basins and acid volcanics (Upper Austroalpine units),

2.  Guadalupian-Lopingian  continental  deposits  merging

into “Permoskythian” shallow marine sediments of the trans-

Fig. 1. The Alpine Megaterranes and important tectonostratigraphic units of the Circum Pannonian Region. The numbers indicate schematical-
ly the position of the described tectonostratigraphic units documented in Figs. 2—6: the ALCAPA Megaterrane – the Eastern Alps (1—8), the
Western Carpathians (9—17), the Pelsonia Composite Terrane (18—23); the TISIA Megaterrane – the Mecsek-Villányi Zone (24), the Bihor
Autochthon (25), the Codru Nappe System (26—27), the Biharia Nappe System (28); the DACIA Megaterrane – the Bucovinian-Getic Nappe
System (29—33), the Danubian Nappe System (34—36); the VARDAR Megaterrane – the Jadar Block (37—38); the ADRIA-DINARIA
Megaterrane – the E-Bosnia-Durmitor Terrane (39—40), Central Bosnian Terrane (41), the Sana-Una Terrane (42), the Adriatic-Dinaridic
Platform (43), the Southern Alps (44—45).

background image

73

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

gressing Neotethys Sea (Lower and Middle Austroalpine and
Penninic units).

Lower and Middle Austro-Alpine and Penninic nappe system

All  late  to  post/Variscan  sequences  (Fig. 3,  col. 1—2)  have

been deformed and overprinted by Alpine (Cretaceous) meta-
morphism  to  phengite-  and  muscovite  schists,  metaarkoses,

Fig. 2. Legend to lithostratigraphic columns (Figs. 2—6) of the Penn-
sylvanian-Permian sequences in the Circum Pannonian Region.

quartzites  and  porphyroids.  Based  on  the  lithological  correla-
tions, the whole sequence is generally divided into: i) the lower,
coarse-grained  Guadalupian?-Lopingian  “Alpine  Verrucano”
(including rhyolitic volcanic materials) and ii) the upper, finer-
grained Scythian quarzites (“Skythquarzite”)*.

*

Note:  The  Early/Lower  Triassic  period  is  also  known  as  the

Scythian  epoch,  within  the  time  span  between  251 ± 0.4  and
245 ± 1.5 million years ago (ICS Geological time table). It is divided
into  the  Induan  and  Olenekian  stages.  The  name  of  “Scythian
quartzite”  is  used  for  the  designation  of  mineralogically  mature,
continental  quartzose  clastic  sediments,  mainly  overlapping  the
Variscan  crystalline  complexes,  as  well  as  the  post-Variscan  sedi-
mentary  sequences  in  the  internal  part  of  the  Alpine-Carpathian
Variscan  orogenic  domain.  A  lithostratigraphic  synonym  for  these
sequences is the Germanic Lower Triassic Buntsandstein.

Compared to the “Skythquarzite” the Permian sediments are

immature,  rich  in  feldspars,  and  locally  fragments  of  acidic
rocks and detritus from underlying crystalline complexes. Due
to the strong Alpine deformation and overprinting the mutual
relationship between these two sedimentary complexes is un-
clear. On the basis of distinct differences in mineralogical ma-
turity  a  disconformity  between  them  could  be  suggested.
Further information is given in Tollmann (1964, 1972, 1977),
Oberhauser (1980), Krainer (1993).

Upper Austroalpine Nappes

In the Upper Austroalpine units (Fig. 3, col. 3—8) the post-

Variscan sediments rest with an angular unconformity above
the  low-  and  very  low  grade  Paleozoic  sediments  of  the
Graywacke  Zone  (Noric  Nappe),  the  Stolzalpe  Nappe  of  the
Gurktal Thrust System and the Steinach Nappe. The Graz Pa-
leozoic has no post-Variscan Upper Paleozoic sediments.

Gurktal Nappe System (Stolzalpe Nappe)

The  Variscan  basement  in  this  region  is  composed  of  de-

formed  and  weakly  metamorphosed  sedimentary  and  volcanic
rocks of Ordovician to Mississippian age. The youngest rocks
of the Variscan basement are represented by more than 20 m of
shales  and  cherts  resting  on  the  Upper  Devonian  limestones.
Based on conodonts, these rocks are assigned to the Late Tour-
naisian or Tournaisian/Visean age (Neubauer & Herzog 1985).
This  Variscan  basement  is  unconformably  overlain  by  a  more
than 400 m thick succession of grey, freshwater clastics, desig-
nated as the Stangnock Formation (Krainer 1989a,b; Fritz et al.
1990). The lowermost part is composed of polymict conglomer-
ates  rich  in  gneiss  clasts,  and  intercalated,  immature,  coarse-
grained sandstones of a proximal fluvial environment. Based on
petrological  and  geochronological  investigations,  these  gneiss
clasts were compared with the “Middle Austro-Alpine crystal-
line basement” (Frimmel 1986; Frank 1987). The main part of
the succession consists of several indistinctly developed fining-
upward  megasequences  containing  gravelly  braided  river  sys-
tem  deposits  at  the  base,  grading  upward  into  a  gravel-sandy
facies with characteristic features of meandering river systems.
The  sandstones  contain  small  amounts  of  volcanic  rock  frag-
ments and volcanic quartz indicating the onset of volcanic ac-

background image

74

VOZÁROVÁ et al.

tivity  during  the  latest  Pennsylvanian.  Several  meters  of  thick
dark shales containing abundant well preserved plant fossils are
developed at the top of these megasequences. About 80 species
of plant fossils have been described from the interbedded shales
and thus suggest the Kasimovian—Gzhelian age (Tenchov 1980;
Krainer 1989a,b, 1992, 1993; Fritz et al. 1990). Current direc-

Fig. 3. Pennsylvanian-Permian sequences in the Eastern Alps (part 1 of the ALCAPA Megaterrane). Legend in Fig. 2.

tions show in the present geographic orientation a distinct east-
ward trend indicating that the sediments of the Stangnock For-
mation  were  deposited  in  an  approximately  E-W-trending
intermontane basin. The sharp erosional contact at the base of
the  megasequence  is  interpreted  as  a  result  of  synsedimentary
block faulting (Krainer 1993).

background image

75

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

Nonmarine  clastic  sediments  of  the  Kasimovian—Gzhelian

age unconformably overlie the Variscan basement of the Up-
per  Austroalpine  Steinach  Nappe  in  the  Brenner  area.  The
poorly  exposed  succession  is  composed  of  grey  coloured
channel,  bar  and  overbank  sediments.  Thin  anthracite  seams
occur in places. Overbank shales contain well preserved plant
fossils.  Some  assemblages  contain  about  30  taxa  suggesting
the  Kasimovian  age.  The  facies  and  mineralogical  composi-
tion of the sediments are very similar to the Stangnock Forma-
tion  of  the  Gurktal  Nappe,  the  sediments  were  probably
deposited in the same intramontane basin (Krainer 1990).

The Permian sequence is divided into two lithostratigraph-

ic cycles, separated by a major hiatus, interpreted by Krainer
(1993)  as  a  consequence  of  the  Saalian  movements.  Proxi-
mal  to  distal  alluvial  red-beds,  grading  into  fine-grained
sandflat-playa  complexes  with  caliche  crust  and  thin  algal
layers in some places, characterize the Cisuralian (lower cy-
cle)  throughout  these  tectonic  units  (the  Laas  Formation  in
the  Drauzug,  the  Werchzirm  Formation  in  the  Gurktal
Nappe). In most cases, these sediments overlie with angular
unconformity the Variscan crystalline basement (the Gailtal
metamorphic  rocks  in  the  Drauzug),  or  different  weakly
metamorphosed Variscan metasediments. At the NW margin
of the Stolzalpe Nappe, the Cisuralian red-beds overstepped
the  Upper  Pennsylvanian  sediments  of  the  Stangnock  For-
mation. Flora from the basal parts of these red-beds proved
the  Cisuralian  age  (van  Ameron  et  al.  1982;  Fritz  et  al.
1990).  Generally,  the  sediments  are  rich  in  clasts  derived
from  the  local  basement  (polymict  conglomerates,  lithic
arenites and greywackes).

In the Drauzug, Stolzalpe Nappe of the Gurktal Thrust Sys-

tem  and  the  westernmost  part  of  the  Northern  Calcareous
Alps, rhyolitic volcanics (ignimbrites, pyroclastic flows) with
thicknesses up to 100 m are widespread. Based on the palyno-
logical  data  from  lacustrine  sediments  within  the  equivalent
Bolzano Volcanic Complex of the Southern Alps, the Permian
age  reaches  up  to  Late  Artinskian—Kungurian  (Hartkopf-
Fröder & Krainer 1990).

The  Guadalupian-Lopingian  siliciclastic  red-bed  sediments

of the ephemeral braided river and playa system of the Gröden
Formation  overlie  the  Cisuralian  sediments  with  the  hiatus
caused by block faulting. According to Krainer (1993) this hi-
atus  corresponds  to  the  boundary  between  lower  and  upper
sedimentary cycles. In Drauzug and Gurktal Nappe the maxi-
mum thickness of the Gröden Formation is ca. 350 m. These
sediments contain large amounts of redeposited acid volcani-
clastic  fragments  derived  from  the  underlying  Cisuralian  se-
quence.  The  Scythian  disconformity  is  represented  by  the
transition  to  the  “Alpine  Buntsandstein  Formation”  which  is
characteristic  in  the  Drauzug  and  Stolzalpe  Nappe  of  the
Gurktal Thrust System.

Along the Periadriatic Lineament some Upper Permian gra-

nitic  intrusions  are  present  within  the  basement  of  the  Drau
Range (Nötsch and Eisenkappel granites; Exner 1984).

Graywacke Zone

The whole Carboniferous sequence of the Veitsch Nappe is

composed of syn- to late-orogenic sediments which were de-

veloped  in  the  narrow  post-early  orogenic  (post-Bretonian
event)  foredeep  and  remnant  basin  zone  described  as  the
Nötsch-Veitsch-Szabadbattyán-Ochtiná Zone (NVSOZ;  Ebner
et al. 2008). For this reason all Carboniferous sequences from
the Veitsch Nappe up to the Moscovian are described together
with the Devonian-Carboniferous pre-flysch and flysch envi-
ronments in the Circum Pannonian Region (Ebner et al. 2008).

In the Veitsch Nappe of the Graywacke Zone, Upper Per-

mian  Alpine  Verrucano  occurs  only  within  the  thin  Alpine
Silbersberg thrust-sheet (Neubauer et al. 1993).

In  the  Noric  Nappe  of  the  Graywacke  Zone  the  Variscan

pre-orogenic  sequence  continues  locally  until  Visean/Na-
murian  levels  (Schönlaub  1982).  The  Variscan  pile  is  over-
lain  with  an  angular  unconformity  by  conglomeratic
formations (Präbichl Formation) which grade upwards in the
continental  red-beds  and  sabkha  sediments  (Hochfilzen
Group).  At  the  base  of  the  Calcareous  Alps  there  are  thick
evaporates  (“Haselgebirge”),  dated  by  sporomorphs  (Klaus
1965), including some basic magmatic material representing
the  early  Alpine  rifting  stage.  Compared  to  the  Drazug  and
Stolzalpe  Nappe  of  the  Gurktal  Thrust  System,  the  mutual
transition from continental coarse-grained Guadalupian-Lop-
ingian  sediments  to  lagoonal-sabkha  facies  is  proved  at  the
basement of the Northern Calcareous Alps.

The Western Carpathians

Structural fragments of newly formed epi-Variscan crust

were incorporated in the paleo-Alpine Western Carpathian
units.  Like  most  of  the  other  collisional  fold  belts,  the
Western  Carpathians  have  been  traditionally  divided  into
external and internal structural zones. The age of the main
Alpine events and the intensity of deformational and meta-
morphic  effects  is  the  main  difference  between  the  distin-
guished  structural  zones.  These  are:  i)  The  internal  zone,
consisting of the HP/LT Late Jurassic subduction event and
Early/middle  Cretaceous  collision,  followed  by  the  nappe
stacking. This pre-Late Cretaceous nappe system comprises
the  crystalline  massifs  with  their  Late  Paleozoic  overstep
sequences. ii) The external zone, the Late Cretaceous/Early
Paleocene  to  Oligocene/Early  Miocene  subduction/accre-
tion and collision events. Mišík (in Mišík et al. 1985) sub-
divided  the  internal  zone  of  the  Western  Carpathians  into
the  “Central”  and  “Inner”  part.  This  triple  division  of  the
West Carpathian orogenic belt is more acceptable from the
standpoint of the Variscan geodynamic evolution and con-
sequently of the Alpine tectono-thermal cycle.

In  the  Western  Carpathians  different  types  of  Variscan

basement were overstepped by the post-orogenic Carbonifer-
ous/Permian  sedimentary  sequences.  Regardless  of  their
lithological  composition  and  the  grade  and  timing  of  the
Variscan  metamorphic  overprint,  the  Alpine-West  Car-
pathian  basement  can  be  subdivided  into  three  zones
(Vozárová  1998):  the  Central  Western  Carpathian  Crystal-
line Zone (CWCZ), the North Gemeric Zone (NGZ) and the
Inner  Western  Carpathian  Zone  (IWCZ).  Relics  of  these
Variscan crustal fragments are preserved within the main Al-
pine  crustal  nappe  units  together  with  their  characteristic
post-Variscan overstepped sequences (Fig. 4).

background image

76

VOZÁROVÁ et al.

Fig. 4. 

Pennsylvanian-Permian 

sequences 

in 

the 

Western 

Carpathians 

and 

the 

Pelsonia 

Composite 

Terrane 

(part 2 

of 

the 

ALCAPA 

Megaterran

e). 

Legend 

in 

Fig. 2.

background image

77

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

Central Western Carpathian Crystalline Zone

Fragments from the medium to high-grade crystalline base-

ment (the CWCZ crust) are inferred as integral parts of the fol-
lowing  Alpine  nappe  units:  Tatricum,  Northern  Veporicum,
Southern  Veporicum,  Zemplinicum  and  Hronicum  (Fig. 4.
col. 9—13).

The Zemplinicum Pennsylvanian sequence consists of four

partial  lithostratigraphic  units  (Čerhov,  Luhyňa,  Tŕňa,  Kašov
Formations;  in  Bouček  &  Přibyl  1959;  Grecula  &  Együd
1982;  Vozárová  1986).  Their  stratigraphic  range  was  estab-
lished  according  to  macrofloral  (Němejc  1953;  Němejc  &
Obrhel  1958)  and  microfloral  findings  (Planderová  et  al.
1981).  Polymict  conglomerates,  with  grain-supported  struc-
ture and relatively well-rounded pebble material derived from
the underlying Zemplinic crystalline basement (the Byšta Ter-
rane
;  Vozárová  &  Vozár  1996),  lie  unconformably  on  the
basement and build up the dominant lithofacies of the Čerhov
Formation (400—600 m thick). They are interpreted mostly as
braided-river  deposits.  Their  lithology  consists  of  repeated
small  fining-upward  sedimentary  cycles  with  the  prevalent
conglomeratic  or  sandy-conglomeratic  components.  Minor
black shale and siltstone intercalations occur in the upper part
of the sequence. The dating, Late Moscovian—Kasimovian, is
based  on  dominant  microflora.  The  gradually  evolving  Lu-
hyňa Formation (~200 m thick) consists of fine-grained lacus-
trine sediments – sandstones, mudstones and shales of grey
to black colour, interrupted by the episodic events of distal-fan
streams. The Kasimovian age was proved mainly by macrof-
lora.  Microfloral  assemblages  also  confirm  the  Kasimovian
range.  Cyclothems  with  thin  coal  seams  represent  the  Tŕňa
Formation. The Kasimovian age was inferred from plant find-
ings. The Tŕňa Formation ( ~ 800 m thick) can be divided into
two large cycles, several hundreds of m thick. The lower cycle
contains  seven  limnic-fluvial  cyclothems  with  coal  seams  of
variable thickness (from several cm up to 160 cm). Generally,
the sediments are rich in clastic mica, plant debris, fragments
of  tree  trunks  and  barks.  The  distinct  cyclicity  of  fining-up-
ward  type,  with  sets  of  layers  of  black  shales  with  thin  coal
seams  and  occasionally  dark  clayey  lenses  and  nodules  of
limestones,  indicate  the  limnic-fluvial  and  swamp  environ-
ments.  The  second  large  cycle  is  characterized  by  alluvial
stream-channel lithofacies, with dominant sandstones and ab-
sence of the coal-bearing association. Several levels of calc-al-
kaline  rhyolite-dacite  and  their  volcaniclastics  are  typical  of
this part of the sequence. Thick layers of rhyolite-dacite volca-
niclastics (incl. ignimbrites) and alluvial, stream-channel and
flood plain sediments with dominant sandstones are the domi-
nant lithology of the Kašov Formation ( ~ 300 m thick). Based
on the microfloral assemblage, the Kašov Formation was as-
signed to the Kasimovian—Gzhelian.

The  Southern  Veporicum  Carboniferous  post-orogenic  se-

quence is represented by the upward-coarsening Kasimovian-
Gzhelian  sediments  of  the  Slatviná  Formation  ( ~ 800 m
thick). Their direct contact with the basement (the Kohút Ter-
rane
; Vozárová & Vozár 1996) is hard to prove, due to either
Alpine tectonic reworking or the contact-thermal effects of the
Alpine granitoids. The well preserved cyclical structure, as a
multiplied  vertical  alternation  of  grey  metasandstones,  dark

grey/black  metapelites  and  their  regional  unification  in  two
large coarsening upward regressive cycles indicate the mutual
prograding  from  lacustrine-deltaic  to  fluvial  environments.
This prograding trend is in contrast to the rapid change of sed-
iment  colour,  from  black  or  dark  grey  to  light  grey/light
green, due to changes of climatic conditions, as well as sedi-
mentary environments. In reaches of stillwater anoxic condi-
tions tended to develop, and this led to the formation of black
shales.  Abundant  carbonized  plant  detritus,  relics  of  tissue
fragments and spores of terrestrial plants are indicative of the
proximity  of  a  plant  covered  continent.  Conspicuous  stratifi-
cation  and  cycles,  tabular  and  relatively  uniform  sandstone
strata are the main sedimentary features. Most others were de-
stroyed  by  the  Alpine  regional  deformation  and  metamor-
phism and by consequent thermal relaxation (Vozárová 1990).
On the basis of pollen (Planderová & Vozárová 1978) the sed-
iments are classified as Kasimovian—Gzhelian.

The Hronicum has been defined as a rootless mega-structural

Alpine unit consisting of two partial nappes: Šturec and Choč
Nappes (according to Andrusov et al. 1973). Due to their inter-
nal structure and mutual relationships as well as facies charac-
teristics these partial nappes have been distinguished as mainly
Triassic complexes. Both Hronic Nappe subunits contain Upper
Paleozoic  volcano-sedimentary  formations,  preserved  variably
as a consequence of tectonic reduction during the nappe thrust-
ing. The remains of these sequences are known in many moun-
tain  ranges  in  the  Western  Carpathians,  and  their  tectonic
position is always equal, between the Veporic/Fatric and North-
ern Gemeric or higher Mesozoic nappe units.

There is no evidence of the underlying pre-Upper Pennsyl-

vanian  sediments,  or  of  the  immediate  crystalline  basement.
Tectonic slices of granitoid blastomylonites found in the basal
part  of  the  Šturec  Nappe  might  be  partly  indicative  for  its
composition (Andrusov 1936; Vozárová & Vozár 1979). Data
obtained  through  petrofacies  analysis  of  clastic  sediments
proved proximity to a dissected magmatic arc source area (the
hypothetical Ipoltica Terrane; Vozárová & Vozár 1996). The
Upper  Pensylvanian  Nižná  Boca  Formation  (400—500 m
thick) is generally a regressive clastic sequence with a distinct
tendency  of  upward  coarsening.  The  most  typical  feature  is
the numerous small repeating fining-upward sedimentary cy-
cles.  Abundant  graded-bedded  sandstones  with  minor  mud-
stone  intercalations,  as  well  as  layers  rich  in  plant  detritus
indicate  a  fluvial-lacustrine  delta  association.  The  sequences
of the fine-grained sandstones, mudstones and shales of grey
to  black  colour  correspond  to  lacustrine  lithofacies.  Synge-
netic,  mostly  subaerial  dacite  volcanism  is  represented  by
abundant redeposited volcanogenic material mixed with non-
volcanic  detritus  and  more  or  less  by  thin  layers  of  dacitic
tuffs and exceptionally by small lava flows of dacite.

The rift-related sediments of the Hronicum showed a trend

towards of older and older supplies of detrital mica in an up-
ward  direction.  The 

40

Ar/

39

Ar  cooling  ages  of  detrital  white

mica  from  the  Nižná  Boca  Formation,  from  the  stratigraphi-
cally lowest sample, yielded age of 309 ± 3 Ma. The samples
from the middle and upper portion of the Nižná Boca Forma-
tion  delivered  successively  older  ages  of  318 ± 2 Ma  and
329 ± 2 Ma respectively (Vozárová et al. 2005). The time gap
between the average cooling in the source area and the age of

background image

78

VOZÁROVÁ et al.

sedimentation in the basal part of the Nižná Boca Formation
may not exceed  ~ 5 Myr, whereas at the top of the same for-
mation  this  time  difference  reaches  about  ~ 20 Myr.  These
cooling ages of the source area reflect the development of the
Hronicum terrestrial rift and heterogeneity of source area, with
gradual rifting and cooling of the lithosphere. Macroflora from
the uppermost part of the Nižná Boca Formation indicates the
latest Moscovian-Kasimovian age (Sitár & Vozár 1973). Plan-
derová  (1979)  also  distinguished  Kasimovian-Gzhelian  mi-
croflora assemblages.

The  Carboniferous/Permian  boundary  in  the  CWCZ  is  ei-

ther  unconformable,  where  the  Permian  sediments  directly
overlie  crystalline  basement,  or  conformable,  where  the  up-
permost Pennsylvanian sediments continuously prograde into
the Cisuralian. Sharp change in sediment colour is related to
rapid increase of aridity. The coarse-grained continental sedi-
ments  of  the  Tatricum  and  Northern  Veporicum  have  an  un-
conformable  base.  The  Tatricum  Permian  sediments  are  not
very thick, and are preserved only in isolated areas (e.g. High
Tatra, Low Tatra, and Malé Karpaty Mts), with more impor-
tant occurrences in the Považský Inovec and Malá Fatra Mts.
Common  features  of  these  successions  include:  unconform-
able overstepping of medium- to high-grade Variscan crystal-
line basement; continental, proximal to distal braided-alluvial
sediments  (conglomerates,  coarse-grained  sandstones).  The
sediments lack fossils. Scarce presence of rhyolites and their
volcaniclastics  show  a  calc-alkaline  trend.  The  U-Pb  isotope
data  from  the  rhyolites  of  the  Považský  Inovec  Mts  gave  an
age of  ~ 280 Ma (Archangelskij in Rojkovič 1997).

In the Northern Veporicum, the Lower Permian sequence is

represented  by  the  lower  part  of  the  ubietová  Group,  com-
prising the Brusno and Predajná Formations (Vozárová 1979).
The  Brusno  Formation  (150—750 m  thick)  mostly  represents
arkosic  fluvial  sandy  sediments  deposited  in  low-sinuosity
rivers. Coeval rift-related volcanic activity resulted in calc-al-
kaline dacite effusions, associated with pyroclastic flows (ign-
imbrites)  and  epiclastic  deposits.  Rare  andesite/basalts  and
their  volcaniclastics  show  affinity  to  a  tholeiitic  magmatic
trend. The Cisuralian age of the Brusno Formation is only pro-
vided  by  the  poor  assemblage  of  monosaccate  spores.  The
Predajná  Formation  (350—450 m  thick)  overlaps  disconform-
ably the Brusno Formation. A hiatus, as a consequence of the
Saalian  movements,  is  documented  by  a  change  of  drainage
system,  distinct  differences  in  composition  of  detritus  (mica
schists, paragneisses, microgranites and reworked Brusno vol-
canites).  Sediments  indicate  alluvial  fan  to  piedmont  flood
plain environments with isolated distal ephemeral lakes. Two
regional megacycles with polymict conglomerates at the base,
both reflect the synsedimentary tectonic. The second cycle is
partially  reduced  due  to  pre-Triassic  erosion.  The  Cisuralian
age was deduced according to the poor microflora (Planderová
in Planderová & Vozárová 1982).

Representatives of those Permian successions which are ly-

ing conformable on the Upper Pennsylvanian include the Ci-
suralian  deposits  in  the  Southern  Veporicum,  Zemplinicum
and Hronicum tectonic units.

The  strongly  deformed  and  metamorphosed  Southern  Ve-

poricum metasediments (200—500 m thick) consist of coarse-
grained  arkosic  metasandstones  and  rare  metaconglomerates

with  abundant  granitic  detritus  (e.g.  the  Rimava  Formation;
Vozárová & Vozár 1982). Occasional lava flows of calc-alka-
line rhyolites with their tuffs are present.

The  Cisuralian  sediments  of  the  Zemplinicum  (the  Cejkov

and Černochov Formations) were deposited in an alluvial fan
setting alternating with floodplain or ephemeral lake deposits
with  calcrete  horizons,  all  showing  the  typical  features  of
semiarid/arid climatic conditions. Several layers of calc-alka-
line rhyolite tuffs are partly present in the formation. The Ci-
suralian  age  of  the  Cejkov  Formation  ( < 400 m)  is  based  on
the abundance of the species from the genus Potonieisporites
and Vittatina (Planderová et al. 1981).

The Hronicum Permian sequence (the Malužiná Formation;

Vozárová & Vozár 1988) comprises a thick succession of al-
ternating conglomerates, sandstones and shales. Lenses of do-
lomite,  gypsum  and  calcrete/caliche  horizons  occur  locally.
The  sediments  of  the  Malužiná  Formation  ( ~ 2000 m  thick)
were deposited in braided alluvial and fluvial-lacustrine envi-
ronments under a semiarid/arid climate. Fining-upward cycles
of the order of several meters, as well as three regional mega-
cycles (third-order cycles related to synsedimentary tectonics)
are  recognized.  The  basal  part  of  each  megacycle  comprises
channel-lag  and  point-bar  deposits,  associated  laterally  with
floodplain and levee sequences. The upper part of each mega-
cycle  is  characterized  by  playa,  rare  continental  sabkha  and
ephemeral  lake  deposits.  An  important  phenomenon  is  the
polyphase  synsedimentary  rift-related  andesite-basalt  volcan-
ism with a continental tholeiitic magmatic trend (Vozár 1997;
Dostal  et  al.  2003).  The  Cisuralian  microfloral  assemblages
correspond approximately to the first and second megacycles
(Planderová & Vozárová 1982). This assumption is supported
by the 

206

Pb/

238

U and 

207

Pb/

235

U dating of 263 ± 11 Ma from

uranium-bearing layers of the upper part of the second mega-
cycle  (Legierski  in  Rojkovič  1997).  The  important  magneto-
stratigraphic  data,  confirming  the  position  of  the  Illawara
Reversal  Horizon  were  obtained  from  the  upper  part  of  the
second megacycle (Vozárová & Túnyi 2003). On the basis of
these magnetostratigraphical and biostratigraphical results, the
third Malužiná megacycle is considered to be of Late Permian
age. The established paleomagnetic latitudes of the Hronicum
Permian sediments as well as the volcanic rocks indicate a po-
sition  below  the  equator  –  7°  S  of  the  equator  (Krs  et  al.
1996).

The A-type Permian-Triassic granites occur within the intra-

Veporic  strike-slip  zone  (the  Hrončok  Granite;  Petrík  et  al.
1995) and along the Southern Veporic-Northern Gemeric tec-
tonic contact (the Turčok Granite; Uher & Gregor 1992). The
age of the A-type group magmatites is known from the con-
ventional zircon dating: 239 ± 1.4 Ma for the Hrončok Granite
(Putiš et al. 2000) and 278 ± 1 Ma for its fine-grained micro-
aplitic equivalent (Kotov et al. 1996).

Northern Gemeric Zone

The  Northern  Gemeric  Upper  Bashkirian-Moscovian

(Fig. 4,  col. 14)  basal  polymict  conglomerates  overstep  the
different  lithological  members  of  the  Mississippian  syn-oro-
genic sequence, as well as the thrust wedges of two pre-Car-
boniferous  terranes  (the  Spiš  Composite  Terrane  comprising

background image

79

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

the Klátov and Rakovec Terranes; Vozárová & Vozár 1996).
Within  the  Northern  Gemeric  Zone  the  continental  post-oro-
genic  sedimentation  started  during  the  Early  Permian.  All
post-orogenic rock complexes within the NGZ were deformed
and metamorphosed during the Alpine tectonothermal events
under very-low to low-grade greenschist facies conditions.

The  shallow-water  to  paralic  Upper  Bashkirian-Moscovian

formations  overstepped  unconformably  both  NGZ  pre-Car-
boniferous  crystalline  complexes  (Klátov  and  Rakovec  Ter-
ranes
) as well as the eastern part of the occurrences the Early
Carboniferous  syn-orogenic  Črme   Formation  (a  part  of  the
Veitsch-Nötsch-Szabadbattyán-Ochtiná  Zone;  Ebner  et  al.
2008). Due to very narrow spatial and compositional relation-
ships  between  the  marine  Upper  Bashkirian-Moscovian  and
the  syn-orogenic  Mississippian  sequence,  these  formations
were described in more detail together with the Carboniferous
foredeep and remnant basins (Ebner et al. 2008). Important in-
dications are two breaks in sedimentation. The first, was dur-
ing the Early Pennsylvanian (Bashkirian) and the second one
in the Late Pennsylvanian (Kasimovian—Ghzelian). Both hiati
in  sedimentation  were  connected  with  gradual  reconstruction
of  the  NGZ  sedimentary  realm,  first  in  a  transpressional  and
the  second  time  in  a  transtensional  tectonic  setting.  This  as-
sumption is documented by different pre-transgressive erosion
steps of individual pre-Pennsylvanian sequences and by their
reworked detritic material.

The marine post-orogenic sequence (8—170 m thick) start-

ed  with  delta-fan  boulder  to  coarse-grained  polymict  con-
glomerates  (the  Rudňany  Formation),  with  rock  fragments
derived  from  all  pre-Pennsylvanian  complexes  of  the  NGZ.
The 370—380 Ma 

40

Ar/

39

Ar cooling age data from white clas-

tic  mica  and  gneiss  pebble  (Vozárová  et  al.  2005)  indicates
perfectly the age of the first step of the Variscan collisional su-
turing in the NGZ. After initial rapid sedimentation the littoral
to  shallow-neritic  limestones  and  fine-grained  clastic  sedi-
ments  were  associated  with  basalts  and  their  volcaniclastics
(the  Zlatník  Formation;  up  to  400  m  thick).  Termination  of
this  Late  Bashkirian—Moscovian  peripheral  basin  is  reflected
by  cyclical  paralic  sediments  (the  Hámor  Formation).  The
lower  part  of  the  Late  Bashkirian  sequence  is  well  biostrati-
graphically fixed, based on macrofauna: brachiopods, bryozo-
ans,  crinoids,  gastropods,  corals,  ammonites  and  mainly
trilobites (Rakusz 1932; Bouček & Přibyl 1960), Neuropteris
plant  debris  (Němejc  1953)  and  Idiognatoides  sinuatus  con-
odonts (Kozur & Mock 1977).

The  origin  of  the  Cisuralian  basin  was  related  to  the  post-

Asturian  transtension  regime.  Coarse  clastic  sediments  de-
rived  from  the  collisional  belt  predominate,  and  these  are
associated  with  bimodal  andesite/basalt-rhyolite  volcanism.
The  basal  part  of  the  Permian  succession  (the  Knola  Forma-
tion)  contains  mostly  poorly-sorted  conglomerates  and  brec-
cias  of  variable  thickness  (100—350 m).  The  deposited
mudflows  were  partially  eroded  by  alluvial  stream  channels.
The age of the sediments is not well dated, due to the lack of
fossils.  The  overlying  Petrova  Hora  Formation  (750—900 m
thick)  comprises  clastic  sediments  arranged  into  fining-up-
ward alluvial cycles. Depositional environments are represent-
ed  by  fluvial  and  floodplain  environments,  alternating  with
playa-lake settings in the topmost parts of the megacycles. Bi-

modal volcanics and volcaniclastics are the significant mem-
ber of the Petrova Hora Formation. Analyses of the volcanic
horizons indicate that activity was polyphase. The Artinskian-
Kungurian (“Upper Rotliegend”) microflora was found in the
upper part of the Petrová Hora Formation (Planderová in Plan-
derová & Vozárová 1982). Th-U-Pb dating of monazite con-
firm  the  Artinskian-Kungurian  age  278 ± 11 Ma  of  rhyolite
tuffs (Rojkovič & Konečný 2005).

The Cisuralian-age terrigenous and terrigenous-volcanogenic

sequence is overlain by a relatively mature sandy-conglomerat-
ic horizon, containing pebbly material derived from the underli-
er. The evidence of this “cannibalistic” erosion might have been
a consequence of the break in sedimentation at the end of the
Cisuralian  (Saalian  movements)  and  the  beginning  of  the  Al-
pine sedimentary cycle. However, the biostratigraphic evidence
supporting this assumption is missing. Deposition is represent-
ed  predominantly  by  alluvial  stream-channel  deposits  grading
upwards to salt pan/nearshore sabkha/lagoonal facies with an-
hydrite-gypsum and salt breccia horizons, associated with small
accumulations  of  sylvite  (in  the  Novoveská  Huta  Formation,
Kántor  1972  in  Vozárová  1997).  There  is  a  gradual  transition
from  the  Guadalupian-Lopingian  siliciclastic-evaporitic  se-
quence  up  to  the  Lower  Triassic  siliciclastic-carbonate  sedi-
ments.  The  paleomagnetic  latitudes  of  the  Northern  Gemeric
Permian sediments and volcanics indicate their position at a pa-
leolatitude of 8° S of the equator (Krs et al. 1996).

Inner Western Carpathian Crystalline Zone

The  Permian  post-orogenic  sequences  were  recognized

within several Alpine tectonic units in the Inner Western Car-
pathians  (Fig. 4,  col. 15—17).  The  lowermost  Inner  Western
Carpathian Alpine unit is represented by the Southern Gemeri-
cum,  which  is  overthrust  by  the  outliers  of  the  Meliaticum,
Turnaicum and Silicicum Nappes. The whole stack of the Al-
pine Inner Western Carpathian nappes is characterized by the
distinct  northern  vergency.  The  superficial  presence  of  the
Variscan basement was acknowledged only within the South-
ern Gemericum.

The Southern Gemericum basement is mostly composed of

thick Lower Paleozoic volcanogenic flysch (the Gelnica Ter-
rane
;  Vozárová  &  Vozár  1996,  1997).  Within  this  tectonic
unit, the Lower Permian continental Rožňava Formation was
preserved as a relict basin filling related to the initial stage of
post-Variscan rifting. This formation unconformably overlies
the low-grade Lower Paleozoic volcano-sedimentary complex
of the Gelnica Terrane. The Rožňava Formation (300—400 m
thick) is subdivided into two large cycles, with conglomerate
horizons  at  the  base  of  each  and  of  a  sandstone-mudstone
member  in  their  upper  part.  Sediments  were  deposited  as
stream-channel  and  sheet-flood  deposits.  Both  of  the  con-
glomeratic  horizons  interfinger  with  rhyolite-dacite  subaerial
volcaniclastics  and  rare  lava  flows.  According  to  monazite
ages  the  Rožňava  Formation  volcanogenic  horizon  corre-
sponds  to  the  Artinskian—Kungurian  (average  age  277 Ma;
Vozárová et al. 2008). The chemical composition of these vol-
canic rocks tends to be of calc-alkaline to alkaline magmatic
type.  The  Cisuralian  age  of  the  Rožňava  Formation  is  also
confirmed by the presence of microflora (Planderová 1980).

background image

80

VOZÁROVÁ et al.

The gradually prograding Štítnik Formation ( ~ 400 m thick)

is a monotonous complex of cyclically alternating sandstones,
siltstones and shales. Lenses of calcareous sandstones and do-
lomitic limestones with intercalations of shales occur only in
its upper part. Thin lenses of phosphatic sandstones are rare.
The  phosphatic  sandstones  contain  intraclasts  of  microphos-
phorites as well as fine-grained apatite crystals within the ce-
ment.  The  sediments  contain  a  relatively  high  amount  of
rhyolite/dacite  detritus  (most  probably  redeposited  from  the
Rožňava  Formation).  The  sedimentary  environment  is  inter-
preted  as  alluvial-lacustrine  and  lacustrine,  with  ephemeral
high-alkaline lakes in some places, grading into near-shore, la-
goonal  facies.  In  contrast  to  this,  the  phosphatic  sandstones
originated  in  ephemeral  eutrophic  lakes  as  a result  of  phos-
phorus concentrations due to iron redox cycling (Vozárová &
Rojkovič  2000).  The  Guadalupian-Lopingian  age  determina-
tions  are  known  only  from  the  uppermost  part  of  the  Štítnik
Formation (plant and bivalve test remains – Šuf 1963; micro-
flora assemblages – Planderová 1980).

Generally,  the  Southern  Gemeric  Permian  sequence  con-

tains  a  high  amount  of  mineralogically  mature  detritus
(quartz,  metaquartzites),  mainly  in  its  basal  part.  Conspicu-
ous upward fining is accompanied by decreasing of mineral
maturity (enrichment in clastic mica, phyllitic fragments and
acid volcaniclast).

Mineralogically  and  geochemically  specialized  Ss  granites

(Broska  &  Uher  2001)  are  the  integral  part  of  this  crustal
block. These granites have very high initial 

87

Sr/

86

Sr isotopes

ratios,  > 0.720  (Kovách  et  al.  1986;  Cambel  et  al.  1990),
which  indicates  a  mature  continental  metasedimentary  pro-
tolith. The Permian—Triassic age was obtained by zircon sin-
gle  grain  analysis  (250 ± 18 Ma;  Poller  et  al.  2002).  The
Permian age was confirmed by Rb-Sr whole rocks and mineral
dating  (Cambel  et  al.  1990),  monazite  microprobe  dating
(276 ± 13 Ma,  263 ± 28 Ma;  Finger  &  Broska  1999;  Finger  et
al.  2003)  and  Re-Os  isotope  molybdenite  dating  (262.2 ± 0.9
and 263.8 ± 0.8 Ma; Kohút & Stein 2005).

Bôrka Nappe (Meliaticum)

A  high  pressure/low  temperature  accretionary  wedge  rock

complex of the Meliaticum suture, assigned to a single tectonic
unit termed the Bôrka Nappe, consists of a variable, discontinu-
ous  and  intensely  tectonically-segmented  rock  package  of  the
ocean bottom and thinned continental crust including Permian
complexes among other fragments (Mello et al. 1998). Two tec-
tonic  slices  of  the  Permian  metasediments  have  been  recog-
nized,  namely:  i)  the  Bučina  Formation,  composed  of  felsitic
rhyolite-dacites  and  their  volcaniclastics,  mixed  with  non-vol-
canic quartzose detritus; and, ii) the Jasov Formation, composed
predominantly  of  siliciclastic  quartzose  metasediments,  with
rare acid volcanics and volcaniclastics at the base. Conglomer-
ates are rich in quartz and metasiliciclastic fragments.

Petrological features of the Permian metasediments, as well

as  metapelites,  marbles  and  metabasalts  from  the  Mesozoic
part  of  the  Bôrka  Nappe  sequence,  point  to  two  dominating
metamorphic  evolutionary  stages  (Mazzoli  &  Vozárová
1998), the first HP/LT stage (P ± 1.3 GPa, T ~ 550 °C) and the
second  LP  one  (P ~ 0.5 GPa  and  T ~ 400 °C).  Both  Permian

sedimentary  formations  are  lithologically  similar  to  the  Ci-
suralian sediments of the Southern Gemericum. They are in-
terpreted  as  representing  fragments  of  the  initial  rift-related
basin  filling,  which  were  involved  in  the  subduction  process
during closure of the Meliata Ocean.

Turnaicum (Slovenská skala Nappe)

In  the  Turnaicum,  the  Brusník  Formation  continental  red-

beds unconformably overlie the Bashkirian syn-orogenic flysch
turbiditic strata. Most probably they are of Guadalupian-Lopin-
gian  age  (no  biostratigraphical  material  was  found  and  it  re-
mains  undated).  The  mutual  upward  prograding  of  polymict
siliciclastic sediments into the Perkupa Formation evaporites is
characteristic. The Brusník Formation is dominated by coarse-
grained siliciclastics and has a distinct fining-upward tendency,
with  violet  and  greyish-violet  colour.  The  whole  sequence  is
composed  of  three  large  fining-upward  cycles,  with  mudstone
and scarce lenses of carbonates at the top, however, carbonates
were found only in a third part of them. The sediments are struc-
turally  immature.  The  prevalent  depositional  system  corre-
sponds to alluvial fan environment. Supracrustal provenance is
documented  by  fragments  of  metapelites,  metasandstones,  ly-
dites  and  metaquartzites.  Sediments  are  rich  in  quartz  and
synsedimentary acid volcanic material.

The Guadalupian-Lopingian/Lower Scythian evaporites are

the integral part of the Turnaicum as well as mostly Mesozoic
Silicicum Nappe system. They have been referred to the Per-
kupa Formation. The main occurrence is in the Slovak Karst,
on the territory of Slovakia (Mello et al. 1997) and in the Ag-
gtelek-Rudabánya  Unit  of  the  Aggtelek  Karst  in  northern
Hungary  (Kovács  et  al.  1989).  Evaporites  in  both  areas  are
concordantly overlain by the Bódvaszillas Beds (red and grey
sandstones and shales – Griesbachian). This uniform Middle-
Late Permian/Scythian sedimentary pattern is an integral part
of the Alpine sedimentary cycle.

Pelsonia Composite Terrane

The  Pelsonia  Composite  Terrane  (Fig. 4,  col. 18—23)  con-

sists of the Transdanubian Range Unit (the Bakonya Terrane),
Zagorje-Mid-Transdanubian  Unit,  Bükk  Unit  (Bükkia  Ter-
rane) and the Aggtelek-Rudabánya Unit. It is bounded by the
Rába-Hurbanovo-Diósjenő Line and the Rožňava Line to the
North  and  by  the  Mid-Hungarian  Lineament  to  the  South
(Haas et al. 2001). The juxtaposition occurred during the Late
Cretaceous—Early Paleogene.

Pre-Variscan and Variscan basements are not known in the

Aggtelek-Rudabánya  Unit.  The  Guadalupian—Lopingian  in
the Aggtelek-Bódva Nappes is characterized by accumulation
of  a  thick  evaporite  sequence  under  arid  climatic  conditions
(the  Perkupa  Formation)  related  to  the  transgression  of  the
Neotethys Sea at the beginning of the Alpine sedimentary cycle.

Bükkia Terrane

The shallow-marine Mályinka Formation develops continu-

ously from the flyschoid, deep-water siliciclastic sediments of
the  Szilvásvárad  Formation,  apparently  without  any  break  in

background image

81

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

sedimentation. In the older literature the Szilvásvárad turbidit-
ic silicilastics were correlated as the Hochwipfel flysch. How-
ever,  Ebner  et  al.  (2008)  do  not  refer  to  these  sediments  as
syn-orogenic flysch due to the lack of any Variscan overprint.
The Mályinka Formation consists of fossiliferous shales (bra-
chiopods, crinoids and sometimes trilobites, bivalves, gastro-
pods), sandstones and scarce conglomerates, with three major
limestone horizons (two in Late Moscovian, one in Gzhelian).
The limestone horizons (each of them several tens of meters)
are  mostly  very  rich  in  fossils  (fusulinids,  corals,  calcareous
algae,  etc.).  The  formation  represents  the  time  equivalent  of
the  Auernig  Group  of  the  Carnic  Alps  (Ebner  et  al.  1991),
however,  there  is  no  evidence  for  Variscan  orogenic  events.
On the other hand, similarly to the Jadar Block and Sana-Una
Terranes, an uplift and erosion took place in the Early Permian.

During  the  Permian  the  Bükkia  Terrane  (Bükk  Parautoch-

thon  Unit)  might  have  been  located  in  the  inner  part  of  the
western  Tethys  (Protić  et  al.  2000;  Filipović  et  al.  2003).
There is a gap in the Cisuralian. The Guadalupian formations,
representing the beginning of the Neotethyan sedimentary cy-
cle,  overlie  the  eroded  surface  of  a  shallow  marine  Upper
Pennsylvanian series. Mostly the whole Kasimovian-Gzhelian
part had been eroded and the overlying Szentlélek Formation
rests  directly  on  the  Upper  Moscovian  sediments.  The
Szentlélek  Formation  sequence  begins  with  the  170—250 m-
thick  sandstone  and  siltstone  formation.  Whitish-grey  and
variegated sandstone characterizes the basal part of the lower
member of the formation. Quartz grains are predominant in
the sandstone. The quantity of mica, feldspar and acidic vol-
caniclasts is subordinate. Violet and brownish-red sandstone
makes  up  the  middle  part  of  the  sequence,  containing  in-
creasing amounts of clastic muscovite.

The lower and middle part of the lower member was formed

in a fluvial environment. The upper part of the lower member
consists of lilac to reddish siltstone and fine-grained sandstone
that  formed  in  an  alluvial  and/or  coastal  plain  environment.
This part of the Permian succession can be correlated with the
Val Gardena (Gröden) Formation in the Southern Alps.

The upper member of the Szentlélek Formation is made up

of  an  alternation  of  greenish-grey  claystones,  dolomite,  gyp-
sum and anhydrite layers. Evaporites predominate in the lower
third of the formation. Above the dolomitic limestone horizon
dolomites  become  increasingly  important.  Dolomitic  layers
contain foraminifera and ostracode fossils. The small number
of species and large number of specimens suggest a high-sa-
linity environment. The ostracode assemblage is indicative of
the Guadalupian (Fülöp 1984). The lithofacies and fossils in-
dicate an alternation of the sabkha and subtidal lagoonal envi-
ronments.  The  features  of  this  member  are  very  similar  to
those of the coeval Fiamazza facies of the Bellerophon Forma-
tion  in  the  Southern  Alps.  Similar  facies  were  also  reported
from the Jadar Block (Filipović et al. 2003).

The evaporitic dolomite series passes gradually upward into

dark grey bituminous limestone,  ~ 170—260 m thick (Nagyvis-
nyó Limestone). In the lower part of the formation limestone
and dolomite layers alternate, showing an upward-decreasing
trend  of  dolomitization.  Corals  and  calcareous  sponges  were
found  in  the  topmost  bed  of  the  lower  member.  Above  this
bed  medium-bedded,  dark  grey  to  black  limestone  predomi-

nates, punctuated by thin black shale layers. In the upper part
of the formation limestone and marl layers alternate, and marl
with calcareous nodules is typical. In some layers brachiopods
and molluscs can be found in large quantities, while trilobites
are rare. The formation is very rich in microfossils. Calcareous
algae  (Mizzia,  Gymnocodium  etc.)  commonly  occur  in  rock-
forming quantity (Fülöp 1994). The quantity of benthic fora-
minifera  is  also  remarkable  (Bérczi-Makk  et  al.  1995).  The
ostracode assemblage is extremely rich in species as well (Ko-
zur  1985).  On  the  basis  of  the  fossils  the  Nagyvisnyó  Lime-
stone  can  be  assigned  to  the  latest  Guadalupian—Lopingian
(Kozur  1985;  Fülöp  1994).  The  large  amount  of  dasycla-
dacean algae in the Nagyvisnyó Limestone clearly indicates a
euphotic,  subtidal,  low-energy  inner  shelf  depositional  envi-
ronment. The faunal assemblage suggests normal-salinity ma-
rine  conditions.  The  formation  shows  close  similarities  with
the Badiota facies of the Bellerophon Formation in the South-
ern Alps, the Slovenian Žažar Formation, the Croatian Velebit
Formation and especially the Dinaridic (W Serbian) Jadar For-
mation (Pešić et al. 1988; Filipović et al. 2003; Sremac 2005).

Bakonyia Terrane (Transdanubian Range Unit)

Very low to low grade metamorphism of the thick Early Pa-

leozoic succession took place in the second part of the Missis-
sippian  (320—340 Ma).  The  Pennsylvanian  molasse-type
terrestrial deposits that contain clasts of the previously meta-
morphosed  Lower  Paleozoic  basement  were  not  affected  by
metamorphism.  In  the  Cisuralian  (274 ± 1.7 Ma)  peralumi-
nous, S- or S/A-type alkali granodioritic magma intruded into
the Variscan metamorphic complex, leading to the formation
of granite, granodiorite and quartz diorite intrusions, all along
the Balaton Lineament that is considered to be a continuation
of the Periadriatic Lineament (Buda et al. 2004).

Uplifting and denudation due to the Late Pennsylvanian—Ci-

suralian orogenic movements were followed by regional sub-
sidence  in  the  Guadalupian.  In  this  stage,  remarkably  thick
terrestrial series began to accumulate in the southwestern part
of  the  Transdanubian  Range.  The  northeastern  part  of  the
Transdanubian Range was subjected to marine inundation. Al-
luvial,  coastal  plain,  peritidal  and  subtidal  lagoon  facies  oc-
curred  coevally.  This  pattern  is  very  similar  to  that  which
developed in the Southern Alps at the same time (Val Gardena
Formation = Bellerophon Formation) (Haas et al. 1988).

In the Balaton Highland area, continental red-beds covering

a  considerable  area  represent  the  Guadalupian—Lopingian
(Balatonfelvidék Sandstone – an equivalent of the Val Gar-
dena Sandstone in the Southern Alps). In this area its thickness
may reach 500—800 m. There is a significant north-eastward re-
duction of the formation thickness to  ~ 150 m only.

Generally, the sequence begins with a coarse clastic mem-

ber  which  is  made  up  of  conglomerate—sandstone—siltstone
cycles bounded by unconformities. The conglomerate pebbles
are  derived  from  Lower  Paleozoic  metamorphic  rocks  and
dacite. In some parts of the Balaton Highland coarse polymict
breccia  (fanglomerate)  occurs  at  the  base  of  the  formation.
The  upper  member  of  the  formation  consists  of  sandstone—
siltstone  cycles,  occasionally  with  intraformational  conglom-
erate  at  the  base  of  the  cycles.  The  sand  grains  consist

background image

82

VOZÁROVÁ et al.

predominantly  of  rock  fragments  and  quartz.  As  a  rule,  the
percentage of feldspar grains is less than 20 modal %. The ma-
trix  is  illitic  with  hematite  and  micritic  dolomite  or  gypsum.
Matrix-supported  conglomerates  in  the  lower  segment  mem-
ber  are  formed  by  proximal,  upper  alluvial  fan  facies.  The
clast-supported sandy conglomerate indicates the middle fan.
Cycles with sandstone and siltstone beds, which are character-
istic of the upper part of the formation, mark a distal fan envi-
ronment,  from  alluvial  plain  to  coastal  plain.  The  commonly
occurring  cross-bedded  sandstone  beds  are  channel  deposits
(point bar, channel bar, channel fill) and the siltstone layers are
floodplain sediments (Majoros 1983). The sequence is poor in
fossils,  but  coalified  plants,  imprints  of  leaves  and  stems,
and silicified trunks occasionally occur. In the Balaton High-
land  the  Guadalupian-Lopingian  sporomorph  assemblage
has  been  found  250—300 m  beneath  the  P/T  boundary
(Barabás-Stuhl 1975).

NE  of  the  Balaton  Highland  an  evaporitic  formation  con-

sists of siltstone, dolomite, anhydrite and gypsum. These ap-
pear  above  the  red  sandstone  and  partly  interfingering  with
them  (Tabajd  Evaporite).  Dolomite  and  anhydrite  form  con-
cretions,  nodules,  laminae  and  thin  beds  within  the  red  or
greenish-grey siltstones. The sedimentary environment of the
evaporitic  siltstone  formation  was  the  coastal  sabkha  where
sulphate  precipitation  and  dolomitization  took  place  in  the
ground-water  fluctuation  zone  under  arid  conditions.  Sporo-
morphs, found in some layers are essentially the same, as the
assemblage from the upper segment of the red sandstone for-
mation (Barabás-Stuhl 1975).

In the northeastern part of the Transdanubian Range the up-

per  segment  of  the  Permian  is  represented  by  a  cyclical  la-
goonal  facies  consisting  predominantly  of  dolomite  (Dinnyés
Dolomite). It is underlain by the evaporitic siltstone unit and in-
terfingers with it. The thickness of the formation is 200—300 m.
It consists of grey and dark grey, bituminous dolomite with in-
terlayers  of  nodular  anhydrite  or  gypsum.  The  evaporate  nod-
ules indicate sabkha facies in a periodically desiccated lagoon.
The laminated or locally fenestral, laminated bituminous dolo-
mites represent intertidal—supratidal facies. The peloidal, calcar-
eous algal, foraminiferal or ostracodal wackestone microfacies
indicate  the  subtidal  lagoon  environment,  whereas  the  oolitic,
bioclastic grainstones point to ooid shoals. The lagoonal dolo-
mite  is  rich  in  calcareous  algae,  foraminifera  and  ostracods
(Góczán et al. 1987). This microfauna and the algal association
were reported in the Tethys region from the eastern part of the
Southern Alps as far as China in the Guadalupian—Lopingian.

Zagorje-Midtransdanubian Terrane

Between  Balaton  and  the  Mid-Hungarian  Lineament,  the

basement of the Cenozoic sequences is made up of Upper Pa-
leozoic-Mesozoic formations, significantly different from the
corresponding  horizons  of  the  neighbouring  structural  units.
This strongly sheared zone was named Zagorje-Midtransdanu-
bian  Zone  by  Pamić  &  Tomljenović  (1998)  and  recently  the
Sava Composite Unit by Haas et al. (2000).

The Permian sequences show significant facies relationships

with coeval formations of the Carnic Alps, the South Karawan-
ken,  the  Sava  Folds  and  the  Inner  Dinarides.  It  indicates  the

original location of these sheared blocks in the junction area of
the Southern Alps and Dinarides (Haas et al. 2001).

The Cisuralian succession consists predominantly of fine si-

liciclastic  sediments  (grey  quartz  sandstone  and  dark  grey
shale)  with  interlayers  of  fossiliferous,  dark  grey,  dolomitic
limestones and subordinately, lenses of reef talus breccia. Al-
gae and foraminifera were found in the carbonate layers (Bérc-
zi-Makk  &  Kochansky-Devidé  1981).  This  carbonate-clastic
sequence can be fairly well correlated with the Trogkofel stra-
ta of the South Karawanken. Above this succession light grey
dolomite  and  dolomitic  limestone  are  exposed.  They  are  as-
signed to the Guadalupian—Lopingian.

The TISIA Megaterrane

The TISIA Megaterrane forms the basement of the Pannon-

ian Basin south of the Mid-Hungarian Lineament. This lithos-
pheric  fragment  broke  off  from  the  southern  margin  of
Variscan  Europe  during  Jurassic  times.  After  complicated
drifting and rotation it took its present position during the Ear-
ly Miocene (Balla 1986; Csontos et al. 1992; Horváth 1993).
This  pre-Neogene  basement  crops  out  only  in  two  relatively
small,  isolated  mountains  in  South  Transdanubia  –  the  Me-
csek and Villány Mts. Within the crystalline basement of the
TISIA Megaterrane, three pre-Alpine terranes have been dis-
tinguished, separated from each other by major fracture zones
(Szederkenyi  1997).  Their  post-Variscan  sequence  is  repre-
sented in the Mecsek-Villány Zone column (Fig. 5, col. 24).

Slavonia-Dravia Terrane

The Slavonia-Dravia Terrane is located in the southeastern

part of Transdanubia, extending southward into eastern Croat-
ia. It is necessary to mention that every part of the Slavonia-
Dravia
 unit in Hungary is covered by younger formations and
it is confirmed by deep-drillings.

Babócsa  Subunit:  A  non-metamorphic  Pennsylvanian  mo-

lasse-type sequence oversteps unconformably in southern part
of the crystalline basement as erosional remnants above them.
The  crystalline  rocks  are  identical  with  the  medium-grade
crystalline  rocks  of  the  Drava  Basin  as  well  as  the  Papuk-
Krndija Mountains of East Croatia (Pamić & Lanphere 1991).
The Teseny Sandstone Formation consists of a cyclic grey and
dark  grey  conglomerate,  sandstone,  siltstone,  shale  and  thin
anthracitic coal seams. Rich plant remnants indicate the Late
Moscovian—Kasimovian age.

A  Pennsylvanian  “molasse-type”  sequence  shows  poor  af-

finity to the Radlovac Formation (Pamić 1998) and an excel-
lent one to the Apuseni Mountains Pennsylvanian formations
(Bleahu et al. 1976). Certain relationships are recognized with
the coal-bearing Carboniferous complexes of Silesia and Ger-
many. Permian deposits are unknown in this subunit.

Baksa Subunit: Similarly to the Babócsa Subunit the Penn-

sylvanian  “molasse-type”  sandstone  sequence  had  uncon-
formably  overlain  the  crystalline  basement.  This  thick
coal-bearing  grey-coloured  sandstone-claystone  sequence  of
Late  Moscovian  and  Kasimovian  age  contains  a  rich  flora
characterized  by  typical  ferns,  Equisetum  and  Sphaenophyl-
lum
 (Hetényi et al. 1971). This sedimentary formation is over-

background image

83

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

Fig. 5. 

Pennsylvanian-Permian 

sequences 

in 

the 

TISIA 

and 

DACIA 

Megaterr

anes 

(the 

Eastern 

Carpathians 

and 

Carpatho-Balkanides). 

Legend 

in 

Fig. 2.

background image

84

VOZÁROVÁ et al.

lain  by  a  complex  of  violet-brown  siltstone  and  fine-grained
sandstone. Several thin rhyolite tuffs and dolomitic marl inter-
calations also occur. Amphibian footprints suggest Kasimov-
ian—Gzhelian age (Barabás-Stuhl 1975).

The Late Pennsylvanian strata pass without a sharp bound-

ary  into  the  Permian  sequence,  which  represents  a  thick  and
complete  Cisuralian  “red-beds”  formation  (Barabás-Stuhl
1988).  This  characteristic  sedimentary  rock-column  is  fin-
ished  by  a  thick  acidic  volcanic  and  volcano-sedimentary
rock-complex.  It  is  represented  by  a  rhyolitic  lava  complex
and related pyroclastics (ignimbrites, tuffs) more than  ~ 800 m
thick. After a considerable gap, the Early Triassic conglomer-
ates and red sandstones settled down on the erosional surface
of the volcanic mass (Fazekas et al. 1981, 1987).

The crystalline complex of the Baksa Subunit has the same

affinity to the Babócsa Subunit, namely the crystalline com-
plexes  of  the  East  Slavonian  Papuk,  Ravna  Gora,  Psunj,
Krndija  and  Moslovacka  Gora  Mountains.  Significant  simi-
larity  can  be  recognized  in  lithology,  lithostratigraphy  and
metamorphic evolution to the Csongrád Subunit of the Béké-
sia Terrane
. There is still no acceptable explanation for this
similarity.

Kunságia Terrane

The Kunságia Terrane extends over the area located between

the Middle Hungarian Lineament and the Villányi-Mecsekalja-
Szigetvar Fracture Zone. An eastward continuation towards the
Apuseni  Mts  can  be  postulated,  but  true  connection  between
them is still lacking.

Mórágy Subunit: There are five smaller and variable bodies,

which  represent  several  types  of  thrust  outliers,  mostly  of
Variscan nappe remnants wedged into the crystalline rocks of
the Mórágy Subunit. Grey, non-metamorphosed fossil and oc-
casionally  organic  matter  rich  sandstones  (the  Nagykörös
Sandstone) are wedged into the NE continuation of the Mecse-
kalja  Line.  They  are  tentatively  regarded  as  Pennsylvanian.
Nearly  a  complete  Permian  rock-column  overstep  sequence
covers  the  granitoid  deep-basement  of  the  Western  Mecsek
Mountains.  A  continuous  and  undisturbed  “molasse”  se-
quence about  ~ 3200 m thick consists of four sedimentary and
one  volcanic  formation.  They  are  the  Korpád  Sandstone,
Gyűrűfű Rhyolite, Cserdi Conglomerate, Boda Aleurolite and
Kővágószőlős  Sandstone  Formations  (Fülöp  1994).  The  last
of them contains a uranium-bearing level.

The  Korpád  Sandstone  consists  of  predominantly  red,

coarse-grained  sandstone  and  polymict  conglomerates.  The
whole sequence displays cyclicity, with intercalation of red-
brownish  mudstones  at  the  top  of  individual  cycles.  On  the
basis  of  sporomorph  and  macroflora  the  age  of  this  forma-
tion is Cisuralian (Barabás-Stuhl 1981). The Gyűrűfű Rhyo-
lite is a rather monotonous complex of lava flow alternating
with ignimbrites. The top part of this formation is character-
ized by an erosional surface (Fazekas et al. 1987). The whole
rock  Rb-Sr  age  is  277 ± 45 Ma  (Balogh  &  Kovách  1973).
The Cserdi Conglomerate transgressively overlies the eroded
surface  of  the  Gyűrűfű  Rhyolite.  A  fluvial  cyclic  red-beds
(conglomerate—sandstone—siltstone)  sequence  gradually  pass-
es upward into the overlying Boda Siltstone. The formation is

made up of thick, monotonous, reddish-brown siltstone with
scarce intercalations of fine-grained sandstone and dolomitic
marls.  Sedimentary  structures  indicate  lacustrine  environ-
ment in an arid/semiarid climate. The phyllopods proved the
Cisuralian age (Fülöp 1994). According to the sporomorphs
the formation belongs to the Guadalupian—Lopingian (Bara-
bas-Stuhl  1981).  The  Guadalupian—Lopingian  age  is  thus
better  constrained.  The  youngest  Kővágószőlős  Sandstone
Formation consists of well-bedded fluviatile coarse- to fine-
grained sandstone and a lacustrine-paludal siltstone. Numer-
ous  grey  interlayers  contain  the  Guadalupian-Lopingian
macroflora  (Heer  1877).  After  a  small  hiatus,  found  on  the
top  of  the  Permian  rock-column,  the  Early  Triassic  red-bed
layers (so-called Jakabhegy Sandstone Formation), overstep
the Permian formations. In other parts of the Mórágy Subunit
(northern part of the Great Hungarian Plain and Tolna Coun-
ty  of  SE  Transdanubia)  small  remnants  of  the  Cisuralian
Korpád  Sandstone  Formation  with  thin  Gyűrűfű  Rhyolite
lava  overlay  the  crystalline  complex  (Vajta  and  surround-
ings). The younger Permian rocks are missing in this area.

The crystalline complex of the Mórágy Subunit shows simi-

larity  in  lithology,  lithostratigraphy,  metamorphic  evolution
and tectonic setting to the basement of Szolnok-Debrecen Up-
per Cretaceous-Paleogene flysch (Ebes) and the northernmost
hills of Apuseni Mountains (Bükk, Ciko, Salaj Magura, Mesz-
es).  The  Permian  sequences  of  the  Western  Mecsek  show  a
rather  unique  development.  Any  other  thick  and  continuous
Permian  rock  formations  can  be  found  in  the  Pannonian  Ba-
sin. In the Villány and Apuseni Mountains small isolated rel-
ics of the Permian rock complexes are settled on the erosional
surface of the Mórágy- and Kőrös Subunits, as-well-as on the
crystalline  complex  of  the  Békésia  Unit  (Vajta,  Kecskemét,
Nagykőrös,  Kelebia,  Kiskunmajsa,  Tótkomlós,  Nagyszénás,
Battonya, Kékkut, Balaton Highland).

Kőrös  Subunit:  It  forms  the  crystalline  basement  of  so-

called Villány Zone (except the crystalline basement of strict-
ly  regarded  Villány  Mountains,  which  belongs  to  the
Slavonia-Dravia  Terrane).  The  Kőrös  Subunit  forms  a
~250 km  long  synclinorium  structure  with  migmatite-grani-
toid bodies in its axial zone, similarly to the Mórágy Subunit.
Within  this  zone,  there  are  five  elongated  small  (15—25 km
long)  S-  and  I-type  biotite  metagranite-granodiorite  bodies
(Buda 1985, 1995). This subunit also contains small enclaves
of crystalline rock bodies (amphibolite and eclogite and low-
grade metamorphic rocks).

As  an  overstep  sequence  the  Cisuralian  red  sandstone  (the

Korpád  Sandstone  Formation)  and  thin  rhyolite  lava  flows
overlay it (the north-eastern continuation of Villány Permian
association  up  to  the  Danube  River).  The  younger  Permian
sedimentation  was  missing  in  this  area  (Fülöp  1994).  The
crystalline  rocks  of  the  Kőrös  Subunit  correspond  to  south-
western  continuation  of  the  so-called  Bihor  Autochthon
(Bleahu et al. 1975).

Békésia Terrane

Remnants  of  the  Upper  Paleozoic  overstep  sequences  are

rare within the  Békésia  Variscan  basement.  They  are  present
only within the Kelebia and Batonya Subunits.

background image

85

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

Kelebia  Subunit:  It  is  made  up  of  low-  and  medium-grade,

strongly-folded  two-micaschists  with  rare  chlorite  schist  inter-
calations.  This  rock  complex  shows  mainly  the  effect  of  Bar-
rowian  metamorphism,  with  a  weak  Variscan  thermal
overprinting  in  some  places.  The  Cisuralian  rhyolite  lava
(Gyűrűfű  Rhyolite  Formation)  and  small  erosive  remnants  of
the Korpád Sandstone Formation overlap the erosional surface
of  the  metamorphic  basement  rocks  in  the  north  Serbian  area
(the Kelebia locality). Another independent Cisuralian rhyolite
volcanic body was found at Kiskunmajsa (Fazekas et al. 1981)

Due  to  their  metamorphic  grade  and  structural  style  the

Kelebia  crystalline  rocks  form  a  rather  individual  structural
rock  mass.  The  north  Serbian  (Vojvodina)  crystalline  base-
ment shows similar development near Subotica and Sombor.

Battonya Subunit: Biotite-muscovite granodiorite with en-

claves of medium- and high-grade metamorphic rocks occur
on both (NW and SE) sides of the broad granitoid body (25—
30 km  wide)  and  characterize  this  subunit.  According  to
Buda (1995) these peraluminous rocks show mixed crustal/
mantle origin of the destructive plate margin setting. On the
erosional  surface  of  the  Battonya  Subunit  a  huge  Gyűrűfű
Rhyolite Formation volcano developed with a diameter of at
least  ~30 km  at  its  base.  Due  to  the  powerful  pre-Triassic
erosion this volcano was eroded nearly to its root. The age of
volcanism,  dated  by  the  Rb-Sr  whole  rocks  method  gave
very wide time span around 240 ± 45 Ma (Balogh & Kovách
1973).

The Apuseni Mountains

The Apuseni Mts are the product of several tectonic cycles,

the last of which, the Alpine cycle has been best defined and
precisely delimited. The Alpine orogeny gave rise to two geo-
logical units, the Northern Apuseni and the Southern Apuseni,
differing  in  the  character  and  age  of  Alpine  sedimentary  se-
quences  as  well  as  the  timing  of  tectonothermal  processes.
Variscan post-orogenic sediments are known only within the
Northern  Apuseni  Mts.  In  the  Northern  Apuseni  Mts  three
main zones can be differentiated on the basis of their structural
and paleogeographical history: 1. Bihor Autochthon, 2. Codru
Nappe System, 3. Biharia Nappe System (Bleahu et al. 1981).
These main Alpine zones represent the eastern continuation of
the TISIA Megaterrane basement units of the Pannonian Basin
(Fig. 5, col. 25—28).

Bihor “Autochthon”

The Permian deposits represent the oldest sedimentary cov-

er of the pre-Alpine metamorphic basement. This is assigned
to the Somes Terrane, consisting of paragneisses, mica schists,
leptyno-amphibolite  sequence  and  migmatites,  considered
pre-Variscan  (Kräutner  1997).  The  Variscan  deformational
and  tectono-thermal  events  are  mostly  represented  by  retro-
gressive  greenschist  facies  metamorphism  (Kräutner  1997;
Dallmeyer et al. 1994: 316—306 Ma 

40

Ar-

39

Ar ages) and pene-

tration  of  late  orogenic  igneous  intrusions  (Muntele  Mare
Granitoids, 278 Ma zircon age; Pana et al. 2002). In some ar-
eas  a  distinct  Alpine  thermal  overprinting  was  recorded  (ca.
100—120 Ma 

40

Ar-

39

Ar ages; Dallmeyer et al. 1994).

The  Permian  overstep  sequence  is  mostly  represented  by

quartzitic breccia containing fragments from the metamorphic
basement,  scarce  bodies  of  rhyolites  and  acid  welded  pyro-
clastics. Locally, the breccia is underlain by argillaceous silty
shales and vermicular sandstones.

Codru Nappe System (Békés-Codru of TISIA)

Most of the Codru Alpine Units are cover nappes, contain-

ing  sedimentary  sequences  ranging  from  the  Permian  to  the
Early Cretaceous (Bleahu et al. 1981). Fragments of the pre-
Permian  terranes  were  conserved  only  in  the  deeper  units  of
the  nappe  system:  the  Codru  Terrane  in  the  Finis-Gârda
Nappe  and  the  Variscan  low-grade  Lower  Carboniferous
metapsamites  and  metapsefites  (Arieseni  Formation)  in  the
Arieseni  Nappe.  The  Codru  Complex  consists  of  polymeta-
morphic  ortho-amphibolites,  paragneisses,  micaschists  and
quartzites (

40

Ar-

39

Ar  ages  of  405 Ma  for  amphibole,  373 Ma

for muscovite; Dallmeyer et al. 1994). Integral parts of the Co-
dru Complex
 are pegmatites (K-Ar ages of 356 Ma for musco-
vite;  Pavelescu  et  al.  1975)  and  intrusive  bodies  of
trondhjemite, quartz-diorite and orthoclase granite, microcline
and muscovite granites (Codru Granitoids). Variscan and Al-
pine  deformational  events  are  documented  by  retrogressive
greenschist facies overprint.

Post-Variscan overstep sequences are preserved in most of

the  Codru  Nappe  System,  excluding  the  uppermost  units
(Vascau  and  Golesti  Nappes)  formed  only  by  Mesozoic  de-
posits. They are represented by the Permian varicoloured sedi-
ments, locally associated with acid and basic volcanic rocks.
Changes of facial development and character of volcanism in
different tectonic units suggest that in the Codru Nappe Sys-
tem  distinct  parts  of  an  intracontinental  rift  basin  are  pre-
served, ranging from the continental edge of the Bihor realm
(Bihor  “Autochthonous”  and  Valani  Nappe)  through  a  slope
(Finis-Gârda Nappe) to the main basin zone (Dieva-Batrânes-
cu and Moma-Arieseni Nappes). In the lower part of the nappe
pile, the deposits underwent a weak Alpine metamorphism.

Within  the  Finis-Gârda  Nappe  the  Permian  overstep  se-

quence includes, from the bottom to the top, the following for-
mal  lithostratigraphic  units  (Bleahu  et  al.  1981):  (1)  the
Laminated  Conglomerate  Formation  (latest  Pennsylvanian—
Cisuralian)  consisting  of  oligomictic  metaconglomerates,  as-
sociated  with  laminated  metasandstones  and  purplish
metapelites;  (2)  the  Vermicular  Sandstone  Formation  com-
posed mainly of red lithic sandstones with bioglyphes (burrow
fillings),  interbedded  with  shales  and  sandy  shales;  (3)  the
Rhyolitic  Formation  formed  mainly  of  ignimbrites  (Stan
1981),  locally  interbedded  with  tuffs  and  tuffaceous  sand-
stones;  (4)  the  Feldspathitic  Formation  represented  by  felds-
pathitic sandstones.

The lithological sequence of the Arieseni Nappe (Bleahu et

al. 1981) starts with (1) the Laminated Conglomerate Forma-
tion,  followed  by  (2)  the  Vermicular  Sandstone  Formation
which shows its largest development in this unit. The equiva-
lent of the Rhyolitic Formation (3) consists mainly of detrital
feldspathitic  sediments,  and  ignimbrites/rhyolites  occur  only
as subsidiary element. Sporadic occurrences of basalts may be
mentioned. On the top of the whole sequence the Oligomictic

background image

86

VOZÁROVÁ et al.

Formation  (4)  was  distinguished.  It  may  be  considered  a
lithostratigraphic equivalent of the Feldspathitic Formation of
the  Finis-Gârda  realm.  Here  the  quartzose  character  of  the
sandstones becomes more evident and the amount of the feld-
spar component decreases.

In the Moma and Dieva-Batrânescu Nappes the rifting relat-

ed bimodal volcanism show the largest extent. The sedimenta-
ry pile (Bleahu et al. 1981) includes from the base to the top:
(1) the Laminated Conglomerate Formation; (2) the Volcanic
Formation, in which three members have been distinguished.
The Lower Rhyolite Member (2a) includes mainly ignimbrites
(also cinerites in the Moma Nappe) in which the dacitic rocks
are associated towards the upper part (in the Dieva-Batrânescu
Nappe). The Mafic Member (2b) is formed of basalts, andes-
ite-basalts, spilitic rocks and anamesite flows, associated with
intercalations  of  basaltic  tuffs  (Stan  1987).  Spilitization  and
hydrothermal alteration are largely extended processes, so that
most of the available analytical data (Stan 1980, 1983) are not
suitable  for  discrimination  of  tectonic  environments.  These
volcanics  are  interbedded  with  shales,  silty  shales,  siltstones
and  fine  reddish-violet  sandstones.  In  the  Moma  Nappe,  the
amount of detrital rocks is higher than in the Dieva-Batrânes-
cu  unit.  The  Upper  Rhyolitic  Member  (2c)  (or  “feldspathitic
member with upper rhyolites”) consists prevailingly of detrital
material represented by conglomerates, feldspathitic and arko-
sic  sandstones  and  shales.  Several  levels  of  rhyolitic  ignim-
brites  and  acid  tuffs  are  present.  The  rhyolitic  roots  of  these
volcanics  are  crosscutting  the  Mafic  Member.  A  decrease  of
volcanic material marks the transition to the Oligomictic For-
mation (3) on the top of the Permian sequence (only in the Di-
eva-Batrânescu Nappe).

Biharia Nappe System

This  nappe  system  includes  the  uppermost  Alpine  units  of

the Northern Apuseni, comprising from the bottom to the top:
(1)  the  Highis-Poiana  Nappe,  (2)  the  Biharia  Nappe  (incl.
Radna  Nappe  of  the  Drocea  Mts),  (3)  the  Muncel-Lupsa
Nappe and (4) the Baia de Aries Nappe. All these nappes are
constituted  mainly  of  metamorphic  rocks,  assigned  to  differ-
ent  pre-Alpine  terranes,  which  underwent  successively  pre-
Variscan,  Variscan  and  Alpine  tectono-thermal  overprints.  In
the Biharia Terrane, considered a pre-Variscan ophiolitic crust-
al fragment (Dimitrescu 1994), the pre-Variscan granitoids are
recorded in the Gilau and Biharia Mts (described as Lunca Lar-
ga Granitoids – Balintoni 1994; 490 Ma zircon age – Pana et
al. 2002). In its western part (Radna Unit; Balintoni 1986) the
Biharia Terrane was intruded by the Highis Granitoids during
the Permian (266—264 Ma zircon age – Pana et al. 2002).

Post-Variscan overstep sequences are represented by largely

extended detrital deposits, mainly conglomerates, assigned to
the Late Pennsylvanian. They are intensively overprinted by a
low-grade Alpine metamorphism. Locally this pile is covered
by the Permian deposits, somehow similar in facial develop-
ment to the Permian deposits of the Codru realm.

(1)  In  the  Highis-Poiana  Nappe  the  Upper  Carboniferous

deposits  were  described  as  the  Paiuseni  Formation  (in  the
Highis and Biharia Mts). In the Highis Mts the Paiuseni For-
mation  is  represented  mainly  by  metaconglomerates  with  in-

tercalations  of  fine-grained  metasediments  and  scarce  occur-
rences  of  acid  metatuffs.  Supplementary  intercalations  of
metaquarzites,  chlorite-carbonate  schists,  marbles  and  metar-
hyolites occur. The whole sequence is penetrated by intrusive
bodies  of  rhyolites,  microgranites,  gabbros  and  diorites,  as-
signed to the Permian. The Paiuseni Formation is unconform-
ably  covered  by  Permian  metasandstones  and  metasiltstones
assigned  to  the  Cladova  Formation  (“Black  Series”).  It  may
represent  an  equivalent  of  the  Vermicular  Sandstone  Forma-
tion of the Codru realm. The black rock colour is due to a dis-
tinct  thermal  contact  effect  which  produced  a  martitized
hematite pigment.

(2)  In  the  Biharia  Nappe,  the  Late  Pennsylvanian  is  repre-

sented  by  a  metaconglomerates  and  phyllites  sequence,  de-
scribed  in  this  unit  as  the  “Gritty-Conglomeratic  Formation”
(Bleahu  et  al.  1981).  It  covers  unconformably  different  parts
of  the  Biharia  Terrane.  Towards  the  east,  no  Late  Paleozoic
sediments  are  recorded,  the  Biharia  Terrane  being  directly
overstepped  by  the  low-grade  metasediments  of  the  Lower
Triassic Belioara Formation.

(3)  In  the  Muncel-Lupsa  Nappe  no  post-Variscan  overstep

sequences are known.

(4) In the Baia de Aries Nappe the Permian cover deposits

occur only in its easternmost part (Baisoara), where red con-
glomerates  locally  cover  the  metamorphic  rocks  of  the  pre-
Variscan Baia de Aries Terrane. These conglomerates may be
an  equivalent  of  the  Laminated  Conglomerate  Formation  of
the Codru realm.

The common feature of the post-Variscan sequence within

the  Northern  Apuseni  nappe  units  is  the  pre-Triassic  strati-
graphic  hiatus  and  the  discordant  position  of  the  mineralogi-
cally mature Lower Triassic quartzose sediments, overlapping
different parts of the Permian sequence.

The DACIA Megaterrane

The Eastern Carpathians

Within  the  Infra-Bucovinian,  Sub-Bucovinian,  and  Bu-

covinian Nappe Systems  the Variscan cycle is represented by
Lower Paleozoic to the Lower Carboniferous continental rift-
ing  related  formations  (the  Rodna  and  Bistrita  Terranes).
They were deformed and metamorphosed probably during the
intra-Late Carboniferous (Sudetian) movements under LP-LT
conditions in the Infra-Bucovinian realm, and MP-LT condi-
tions in the Bucovinian and Sub-Bucovinian domains (Kräut-
ner  et  al.  1975).  During  the  subsequent  Variscan  shortening,
these  low-grade  metamorphic  rocks  were  involved  in  an  ex-
tensive Variscan nappe system (Kräutner 1997).

Pennsylvanian/Permian  late-  and  post-orogenic  Variscan

sequences are not preserved in most parts of the Eastern Car-
pathians. Relics of continental or marine sediments occur only
in  restricted  parts  of  the  Bucovinian  Nappe  System  (Fig. 5,
col. 29—30). They overstep mostly the Precambrian continen-
tal  crust,  which  was  overprinted  in  greenschist  facies  during
the Variscan metamorphic event.

In the Bucovinian and Sub-Bucovinian Nappes only conti-

nental breccias of reworked basement material occur, reaching
thicknesses of some tens of meters (Haghimas Breccia; Mure-

background image

87

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

san 1970). They are transgressively overlain by the Lower Tri-
assic  siliciclastic  sediments.  In  the  Eastern  Rodna  Mts  red
quartzose breccia also occur, grading into the Lower Triassic
conglomerates and sandstones. Thus the Guadalupian/Lopin-
ghian age may be envisaged for these continental deposits.

In  the  Infra-Bucovinian  area,  Late  Pennsylvanian  and  Ci-

suralian  deposits  are  locally  found.  The  Late  Pennsylvanian
consists of grey sandstones and microconglomerates (Neagra
Sarului/Borcut-Ulm  Formation),  exposed  only  in  the  Sarul-
Dornei/Neagra  Sarului  Nappe.  The  Cisuralian  reddish  con-
glomerates  with  scarce  intercalations  of  sandstones  and
siltstones occur in the same unit. In the deepest Infra-Bucovin-
ian units (Poleanca Unit) of the Northern Maramures and Ra-
hov  Mts,  the  Cisuralian  is  represented  by  red  and  grey
siltstones,  sandstones  and  conglomerates,  interlayered  with
rhyolites  and  basalts.  The  Guadalupian/Lopinghian  reddish
conglomerates  prograding  into  the  Lower  Triassic  siliciclas-
tics  are  known  from  the  Infra-Bucovinian  Petriceaua  Unit
(Maramures Mts).

The Southern Carpathians

The  main  Alpine  structural  units  of  the  Southern  Car-

pathians, the Supragetic, Getic and Danubian Nappe Systems,
are  all  composed  of  post-Variscan,  Pennsylvanian-Cisuralian
continental deposits, which unconformably overstep different
Precambrian-Cambrian and low-grade Lower Paleozoic crys-
talline  rock  complexes,  as  well  as  the  Variscan  nappe  struc-
tures in which these are involved. Molasse-like sedimentation
started in the Late Moscovian and prograded continuously to
the  Cisuralian  (Fig. 5,  col. 31—36).  The  post-Variscan  over-
step  sequences,  as  well  as  the  metamorphic  basement  com-
plexes  are  discordantly  covered  by  the  Lower  Jurassic
deposits, in which the Alpine sedimentation cycle starts in this
part of the orogenic belt.

The post-Variscan overstep sequence formed in two princi-

ple domains with distinct internal structures, possibly separat-
ed by emerged ridges (Kräutner 1996: fig. 3). Thus the Lower
Danubian  realm  corresponds  to  the  eastern  mostly  emerged
continental one. The Upper Danubian realm includes two mo-
lasse  basins  (Presacina  sedimentation  zone  in  the  East  and
Sirinia sedimentation zone in the West) separated by a small
emerged zone (Iablanita-Rudaria). In the eastern Getic realm
sedimentary  rocks  do  not  document  the  Late  Paleozoic  sedi-
mentation. This presupposed emerged zone separated the sedi-
mentation zone of the western Getic realm from the adjacent
Resita  and  Sasca-Gornjak  area  (Resita  sedimentation  zone).
The  Supragetic  area  included  an  easternmost  basin  system
(Ranovac, south of the Danube).

Lower  Danubian:  Permian  red  conglomerates  and  sand-

stones are reported only from two restricted areas (South Re-
tezat Mts, Tismana-Vâlcan Mts).

Upper Danubian: The Upper Moscovian—Kasimovian sedi-

ments  occur  only  in  the  Sirinia  Zone  (Nastaseanu  et  al.  1981;
Kräutner  et  al.  1981;  Cucuiova  Formation  according  to  Stan
1987).  They  consist  of  grey-blackish  detrital  sequences  with
coal  beds.  Sedimentary  breccias  and  polymict  conglomerates
with crystalline rock detritus constitute most of the lower part of
this sequence, while in the upper part sandstones, sandy shales

and shales prevail. Age constrains are given by plant fossils (Bi-
toianu  1973)  including  Neuropteridae,  Alethopteridae  (Late
Moscovian) and Pecopteridae (Kasimovian). Locally basic py-
roclastics lava flows (basalts, basaltic andesites, rarely andesite)
are intercalated in the middle part of the sequence (Stan 1987).

The Cisuralian follows after a short stratigraphic hiatus. It is

widespread in both the Sirinia and Presacina Zones and covers
unconformably Carboniferous sediments and older rocks. The
Cisuralian has been assigned according to flora remnants and
lamellibranches  (Nastaseanu  et  al.  1973).  In  the  Presacina
zone the red-beds sequence consists of a lower conglomerate-
sandstone member (300 m) and an upper sandy-clayey mem-
ber (500 m).

In  the  Sirinia  Zone  red  alluvial  and  lacustrine  conglomer-

ates,  sandstones  and  shales  with  lenses  of  limnic  limestones
represent the basal part of this sequence. It also includes a few
basic volcanics, pointing to a bimodal character of the Permi-
an  volcanism.  The  middle  part  mainly  consists  of  rhyolite-
dacite  volcanics  and  their  pyroclastic  rocks.  Red-beds  with
conglomerate,  sandstone  and  shales  form  the  top  of  the  se-
quence. In the rhyolitic-dacitic pile, two volcanic assemblages
have  been  distinguished  (Stan  et  al.  1986;  Stan  1987):  the
lower Povalina Formation, formed by mixed dacitic conglom-
erates  and  microconglomerates,  alternating  with  red  sand-
stones,  shales,  sporadically  limestones,  with  ignimbritic
rhyodacitic bodies; the upper Trescovat Formation, formed by
rhyolitic ignimbrites.

Eastern Getic Nappe:  Permian red conglomerates are ex-

posed in a restricted area (Cioclovina, Eastern Sebes Mts; Stil-
la  1985).  A  Jurassic  overstep  sequence  covers  most  of  the
older metamorphic complexes.

Western Getic Nappe and Resita Nappe: In the Resita sedi-

mentation zone a widespread post-Variscan overstep sequence
formed, ranging in age from the Moscovian to the Cisuralian.

The  Late  Pennsylvanian  is  represented  by  coarse-grained

deposits of continental facies in which three successive lithos-
tratigraphic  and  biofacies  units  have  been  recognized  (Nas-
taseanu et al. 1981; Kräutner et al. 1981): (i) The Doman Beds
(Moscovian) – 300 m thick, formed of basal continental con-
glomerates and breccias with blocks and pebbles of crystalline
rocks. The Doman conglomerates are massive, without obvi-
ous  bedding,  suggesting  a  torrential  sedimentation  of  pied-
mont  type.  They  pass  gradually  into  (ii)  the  Lupacu-Batrân
Beds  –  200—400 m  thick,  represented  by  siliciclastic  fluvial
sandstone-conglomerate  complex,  which  prograde  to  sandy
shales with paleoflora remnants and coal beds. The plants re-
covered  indicate  the  Late  Moscovian—Kasimovian  (Bitoianu
1973). The Lupacu-Batrân Beds also extend into the marginal
parts of the Resita sedimentation zone (Secu area), where the
coarse-grained  Doman  and  Lower  Lupacu-Batrân  Beds  as
well as the Lupac Beds are missing. (iii) The Lupac Beds –
150—300 m  thick,  are  lacustrine  sediments  represented  by
black  shales  and  argillaceous  sandstones  with  ferruginous
concretions  and  coal  intercalations.  They  contain  rich  plant
remnants  indicating  the  Kasimovian  (Bitoianu  1973;  Dra-
gastan et al. 1997).

The  Cisuralian  sediments  follow  concordantly,  without  a

break in sedimentation. The sequence consists of two forma-
tions (Nastaseanu et al. 1981), both assigned to the Cisuralian

background image

88

VOZÁROVÁ et al.

on  the  basis  of  macroflora  (Nastaseanu  et  al.  1973)  and  pa-
lynological records (Antonescu & Nastaseanu 1976).

The  lower,  Black  Clay  Formation  (150—300 m),  consists

of  black  argillaceous  rocks,  with  intercalations  of  fluvial
sandstones, conglomerates and occasionally lacustrine lime-
stones.  The  upper,  Red  Sandy-Conglomerate  Formation
(1000—1500 m), is represented by a sequence of conglomer-
ates, sandstones and red clays.

Supragetic Nappe: In Romanian territory only small occur-

rences  of  the  Upper  Pennsylvanian  overstep  sequences  were
preserved:  (i)  Doman  Beds  like  conglomerates  interbedded
with coarse-grained sandstones in the Bocsa Unit; (ii) metric
and  decimetric  alternations  of  conglomerates  and  grey  sand-
stones similar to the Lupacu-Batrân Beds lithofacies at Brebu
and Valeapai; (iii) in the Valeapai sequence, the Permian de-
posits are absent and hornblende dacites and their pyroclastics
are characteristic.

Serbian Carpatho-Balkanides

The  East  Serbian  units  are  directly  connected  with  the

Southern  Carpathians  and  Balkanides  and  Krajištides
(Fig. 5,  col. 31—36).  Regarding  the  different  Paleozoic  suc-
cessions,  several  Variscan  tectonostratigraphic  units  (Ter-
ranes)  have  been  distinguished  in  Eastern  Serbia.  They  had
individual geological histories up the end of the Visean and a
common history after docking in Late Paleozoic times. From
the western to the eastern part of the Serbian Carpatho-Bal-
kanides the following terranes (units) has been defined: Ra-
novac-Vlasina-Osogovo  
(Suprageticum),  Kučaj  (Geticum),
Stara  Planina-Poreč  (Upper  Danubicum)  and  Vrška  Čuka-
Miroč
 (Lower Danubicum) (Krstić & Karamata 1992; Kara-
mata & Krstić 1996; Kräutner & Krstić 2001). The Pennsyl-
vanian-Permian  terrestrial  sediments,  which  correspond  to
part  of  the  Moscovian  and  to  the  Kasimovian—Gzhelian,
overlay  unconformably  different  older  rocks.  They  belong
from  the  Riphean—Cambrian  to  the  Lower  Paleozoic  low-
grade  metamorphic  rocks  and  Tournaisian-Visean  flysch  to
passive continental margin formations.

Vrška Čuka-Miroč Terrane (Lower Danubian)

This easternmost unit of the Serbian Carpatho-Balkanides

is characterized by the absence of Mississippian syn-orogen-
ic  flysch  deposits.  The  post-Variscan  stage  started  with  the
Kasimovian-Gzhelian  continental  sequence,  which  uncon-
formably  overlaps  the  Riphean-Cambrian  greenschists
(Krstić et al. 2005). The basal part of this sequence consists
of  polymict  alluvial  conglomerates,  containing  rock  debris
from  the  underlying  schists,  granites  and  metaquartzites.
Fluvial-lacustrine sandstone and shales with scarce thin coal
seams  prograde  upward,  with  an  overall  thickness  of
~230 m.  The  Kasimovian/Gzhelian  age  is  deduced  from
macroflora  remains:  Pecopteridae,  Neuropteridae,  Cordai-
tea 
(in Krstić et al. 2005). Within the uppermost part of this
succession are conglomerates, which contain limestone cob-
bles with Cambrian trilobite fauna. This material is exotic to
the underlying basement and appears to have been transport-
ed  from  the  region  north  or  northeast  of  Vrška  Čuka.  The

Kasimovian/Gzhelian  deposits  gradually  pass  upwards  into
Permian red-beds (Vrška Čuka), or they are overlain by the
Liassic sediments (Miroč area).

Stara Planina-Poreč Terrane (Upper Danubian)

Fluvial and lacustrine sediments of Late Bashkirian—Mos-

covian  age  unconformably  overlie  the  Tournaisian-Visean
flysch  sequence  in  the  northern  (Poreč)  part  of  the  Stara
Planina-Poreč Terrane
. The lower part of the Moscovian se-
quence is composed of polymict conglomerates (over 300 m
thick)  with  gneiss,  greenschist  and  metaquartzite  pebbles
(braided  river  or  fan  delta  deposits;  Krstić  &  Maslarević
1997).  The  upper  part  of  this  succession  consists  of  lacus-
trine sandstones and shales, which contains Moscovian mac-
roflora.  The  presumed  age  is  deduced  from  the  macrofloral
remains:  Asterophyllites  equisetiformis,  A.  charaeformis,
Mariopteris sauveuri, Lepidodendron simile, Calamites cis-
tii
,  Paripteris  gigantea,  Sigillaria  scutellata,  etc.  (Krstić  et
al. 2005).

Permian rocks are red sandstone and shale, alternating with

pyroclastics and volcanic flows, wich lie discordantly over py-
roxene  gabbro  of  Glavica  (at  Donji  Milanovac)  and  green
schists  on  the  left  side  of  the  Porečka  reka.  Bogdanović  &
Rakić (1980) thus distinguish two Permian horizons: terrigene
and volcanic-sedimentary.

The  terrigene  horizon  forms  the  lower  part  of  the  Permian

with conglomerate breccia at the base to sandstone and shale
to red sandstone and shale intercalated with freshwater lime-
stone  on  the  top.  The  volcanic-sedimentary  horizon  is  com-
posed  of  red  sandstone,  shale,  volcanic  breccia,  tuffs  and
rhyolite/dacite extrusions.

The Moscovian of the Stara Planina region consists only of

volcano-sedimentary  limnic  sediments  (dacite-andesite  and
their volcaniclastics, mixed with siliciclastic sediments). They
unconformably  overlie  the  Devonian  sediments,  basic  and
acid magmatites, as well as the Proterozoic greenschists. Thin
coal seams within dark shales are an integral part of this suc-
cession. The ?Ducmantian-Bolsovian is inferred from the rich
macroflora (Krstić & Maslarević 1970; Krstić et al. 2005). Af-
ter a long stratigraphic hiatus the Moscovian sediments in the
Stara  Planina  region  were  overlapped  by  the  Permian  conti-
nental red-beds.

Kučaj Terrane (Geticum)

The post-Variscan continental sedimentation started during

the  Kasimovian—Gzhelian.  The  continental,  fluvial-lacustrine
deposits  overstep  unconformably  on  the  thick  low-grade
metamorphosed Tournaisian-Visean flysch succession (Krstić
et  al.  2004,  2005).  The  Kasimovian-Gzhelian  fining  upward
sequence consists of polymict conglomerates, graywackes and
shales  with  scarce  coal  seams  and  occasionally  siderite  nod-
ules. The Kasimovian—Gzhelian age corresponds to the mac-
rofloral  remains:  Asterophyllites  equisetiformis,  Annularia
stellata
,  Asterotheca  asborescens,  Alethopteris  bohemica,
Callipteridium  gigas,  Cordaites  borrassifolius,  etc.  (Pantić
1955a,b). Gradual transition into the Permian red-beds is char-
acteristic (Krstić et al. 2005).

background image

89

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

Ranovac-Vlasina-Osogovo Terrane (Suprageticum)

The  terrestrial  Kasimovian-Gzhelian  sediments,  up  to

150 m thick, unconformable overlapped the low-grade Paleo-
zoic  complex  (Ordovician?—Visean?).  They  consist  of
polymict  conglomerates  and  coarse-grained  sandstones  alter-
nating  with  microconglomerates  and  shales  with  occasional
thin coal seams. The associated fossil plant assemblage corre-
sponds to the Kasimovian—Gzhelian  and  is  identical  to  that  in
the adjacent Kučaj Unit. The Kasimovian-Gzhelian fluvial and
lacustrine sediments pass upward into the Permian red-beds.

Serbian-Macedonian Massif

The Serbian-Macedonian Massif (composite terrane) repre-

sents  a  unit  composed  of  amalgamated  terranes  located  be-
tween the Vardar Zone in the West, the Carpatho-Balkanides
and the Rhodope Massif in the East. It is finally influenced by
the  eastward  subduction  of  the  west  situated  Vardar  Ocean,
during the (Middle-) Late Jurassic to Late Cretaceous.

Precambrian and Lower Paleozoic (Cambrian to Devonian)

sedimentary  and  magmatic  rock  assemblages,  originated  in
different  geotectonic  settings  and  represent  separate  tectonic
units,  that  is  terranes.  They  are  composed  of  volcanic-sedi-
mentary (rift?) association of tholeiitic WP basalts and psamit-
ic-pelitic  sediments,  continental  slope  turbiditic  sediments,
terrigenous  sediments  on  plateaus,  shallow  water  (shelf)  car-
bonate  (calcitic  and  dolomitic)  sediments,  all  penetrated  by
basaltic  (WP)  dykes,  as  well  as  continental  sands  and  clays.
The younger formations are more abundant in the western and
northern parts of this composite domain. The Massif was re-
peatedly intruded by granitoids (from Ordovician to Cenozo-
ic). The whole Massif has a poly-tectonometamorphic history,
but during the Variscan orogeny all the units were equalized
under  medium-grade  metamorphic  conditions  (Karamata  &
Krstić 1996). The metamorphic suite comprises gneisses, mic-
aschists, amphibolites, marbles, quartzites, locally with eclog-
itic  and  granulitic  facies  relicts.  S-type  granite  intrusion  at
Bujanovac and Ogražden probably belong to the Carbonifer-
ous, but exact dating does not exist. The oldest post-Variscan
cover sediments are ?Permian quartzose sandstones and clays
(in the Macedonian part), or Middle Triassic limestones (in the
Serbian  part).  However,  they  are  not  the  characteristic  post-
Variscan  sediments,  consequently,  they  are  not  presented  in
the lithostratigraphic column.

The VARDAR Megaterrane

The  VARDAR  Megaterrane  is  considered  an  independent

Alpine oceanic domain with a very complex internal structure.
The relics of Carboniferous island arc sequence (the Veles Se-
ries)  and  oceanic  crust,  inherited  from  an  Early  Paleozoic  do-
main  and  transported  and  docked  to  units  to  the  E  during  the
Late Jurassic, form the Main Vardar Belt (Karamata 2006). The
Kopaonik Block represents a crust remnant detached from the
north-eastern  border  of  Gondwana  during  the  Late  Triassic.  It
created  a  ridge  separating  the  Main  Vardar  Ocean  from  the
Western Marginal Vardar Ocean Basin in the West that existed
from the Late Jurassic and was closed in the latest Cretaceous

(Vardar Zone Western Belt – VZWB; Karamata 2006). To this
newly formed VZWB, the Jadar Block Terrane was incorporat-
ed  in  the  Late  Cretaceous  (Filipović  et  al.  2003;  Karamata
2006).

The  Carboniferous  of  the  Vardar  Zone  is  stratigraphically

poorly  documented.  The  only  known  complex  is  Veles  “Se-
ries”  represented  by  variable  rocks:  amphibolites,  different
greenschists metamorphic rocks, serpentinites, quartzites, mi-
crocrystalline  limestones,  marbles.  Its  protholite  was  com-
posed  of  basalts  and  their  volcaniclastics  mixed  with
siliciclastic sediments and associated with pelagic limestones
and cherts,  formed most likely in back-arc setting (Krstić et
al. 2005). The whole sequence was metamorphosed under P-T
conditions  ranging  from  amphibolite  to  greenschist  facies,
presumably during the middle Carboniferous. Palynomorphs,
which  were  extracted  from  the  part  greenschists  rocks,  gave
the Carboniferous age (Grubić & Ercegovac 1975).

Jadar Block Terrane

The  Pennsylvanian  sedimentary  complexes  contain  both,

the autochthonous and allochthonous nappe units of the Jadar
Block Terrane (Fig. 6, col. 37—38).

Autochthonous  unit:  After  a  stratigraphic  hiatus  the  Late

Carboniferous  continental  to  shallow  marine  sediments  dis-
conformably overlie the anchimetamorphosed Devonian-Mis-
sissippian  turbidite  siliciclastic  and  pelagic  complexes
(Ramovš et al. 1990; Krstić et al. 2005). The following shal-
low-water  marine  or  continental  sediments  reflect  regression
after climax of the Variscan orogenesis. The lower part of this
sequence (the Ivovik Formation) contains Devonian and Mis-
sissippian limestone clasts in a silty matrix. The upper part is
characterized by several different facies. Fossiliferous lagoon-
al  to  shallow  marine  silty  carbonates  and  siltstones  rich  in
plant, fusulinid and brachiopod remains are characteristic. The
fauna corresponds to the Late Moscovian of the Donetsk and
Moscow Basins and Russian Platform. In the western part the
shallow  marine  sediments  are  interfingering  with  continental
deposits. The Moscovian (Podolsky Horizon) age was proved
by  fusulinid  fauna.  The  youngest  Carboniferous  sediments
were found only in the southern part of the Jadar Block Unit.
They  correspond  to  shallow  marine  massive  limestones,
which  are  rich  in  Late  Moscovian  and  Kasimovian-Gzhelian
fusulinids and conodonts (the Kriva Reka Formation).

Allochthonous unit: Pennsylvanian sediments were recog-

nized  in  the  Likodra  Nappe.  They  continuously  followed
above the Mississippian deep-water turbiditic siliciclastic sed-
iments and transitional Serpukhovian-Bashkirian fossiliferous
limestones and siltstones (the Djulim Formation). In the older
literature  these  turbiditic  siliciclastics  were  assigned  as
“Kulm” flysch facies. However, Ebner et al. (2008) do not re-
fer to these sediments as syn-orogenic flysch due to the lack of
any Variscan overprint. They are conformably overlain by the
Upper  Bashkirian  massive  and  bedded  limestone  rich  in
fusulinid fauna (the Rudine Formation). These sediments ver-
tically  alternate  with  a  complex  of  limestones  and  siltstones,
which contain rich plant remains as well as fusulinids and bra-
chiopods  of  Bashkirian-Early  Moscovian  age  (the  Stojkovići
Formation). The Bashkirian fauna assemblages are similar to

background image

90

VOZÁROVÁ et al.

those of the Donetsk Basin, Russian Platform and Urals. The
Lower Moscovian association corresponds more to the Canta-
brian Mts fauna in NW Spain. The youngest lithostratigraphic
unit in the Likodra Nappe is a complex of recrystallized lime-
stones (the Stolice Formation) rich in Bashkirian microfauna
(Krstić et al. 2005).

After a stratigraphic hiatus the Pennsylvanian formations in

both,  autochthonous  and  allochthonous  units,  are  transgres-
sively  covered  by  the  Guadalupian-Lopingian  continental
clastics,  which  were  followed  by  the  Bellerophon  limestone
facies. The Variscan and Alpine evolution of the Jadar Block
Unit can be compared with those sequences in the Bükkia Ter-
rane (Filipović et al. 2003).

The ADRIA-DINARIA Megaterrane

The ADRIA-DINARIA Megaterrane consists of the Drina-

Ivanjica Terrane, the Dinaric Ophiolite Belt, the East Bosnian-
Durmitor Terrane, the Central Bosnian Terrane, the Sana-Una
Terrane,  the  Adriatic-Dinaric  Platform  ( = Dalmatian-Herze-
govinian  Composite  Terrane;  Karamata  et  al.  1997)  and  the
Southern Alps. The latter are separated from the Dinarides by
a Miocene strike-slip zone only (Karamata et al. 1997; Pamić
et al. 1997; Haas et al. 2000; Pamić & Jurković 2002; Kara-
mata  2006).  All  these  terranes  are  of  Alpine  age.  However,
they  include  pre-Mesozoic  sequences.  The  information  re-
garding the Devonian-Carboniferous sedimentary sequences are
summarized by Ebner et al. (2008). In the ADRIA-DINARIA
Megaterrane the grade of Variscan metamorphism and defor-
mation seems to be weak or even absent. Similar tectono-sedi-
mentary  development  during  the  Carboniferous  and  Permian
occurred in the Dinarides and Southern Alps realm.

The Dinarides

The Carboniferous and Permian sequences of the Dinarides

are represented within several Alpine terranes. In the eastern
Dinarides they occur in two different terranes: the Drina-Ivan-
jica  (W  and  SW  Serbia)  and  the  East  Bosnian-Durmitor  (the
Lim area of SW Serbia, N and NE Montenegro). The Carbon-
iferous in the central Dinarides (Prača Unit) still remains as a
part  of  the  East  Bosnian-Durmitor  Unit.  In  the  Central  Bos-
nian  Mts  the  Pennsylvanian—Permian  continental  to  shallow
water  sedimentary  sequences  are  missing.  During  the  Late
Pennsylvanian—Permian,  this  part  of  the  Dinarides  belonged
to  the  Gondwana  passive  margin  of  the  Paleo-Vardar  Ocean
(Karamata 2006).

Drina-Ivanjica Terrane

Carboniferous  deep-water  siliciclastic  sedimentary  se-

quences of Drina-Ivanjica Terrane (Dimitrijević in Karamata
et al. 1997) conformably overlie the pre-Mississippian low-
grade  to  anchimetamorphic  complexes.  Main  occurrences
are known from the Drina Anticlinorium and in the western
part  of  the  Ivanjica  Block.  This  Visean-Serpukhovian  olis-
tostrome flysch trough was closed during the Early Bashkiri-
an  times.  The  late  Variscan  “molasse-like”  sediments  are
unknown.  The  Carboniferous  succession  is  directly  uncon-

formably  overlain  by  the  Lower  Triassic  continental  clastic
sediments.  Whole  Paleozoic  complexes  underwent  the  dis-
tinct  Alpine  overprinting  up  to  condition  of  the  greenschist
facies. The Alpine metamorphism based on radiometric data
range  from  170—160 Ma  to  130—120 Ma  ages  (Milovanović
1984).

East Bosnian-Durmitor Terrane

Within  the  East  Bosnian-Durmitor  Terrane,  the  siliciclas-

tic turbidite and olistostrome sedimentation also existed dur-
ing the Bashkirian time (Krstić et al. 2005). This deep-water
turbiditic  siliciclastic  environment  was  gradually  changed
upward  into  the  shallow-water  carbonate  platform  environ-
ment.  The  uppermost  part  of  the  Carboniferous  succession
consists of shallow marine limestones, rich in corals, brachi-
opods,  rostroconchs,  fusulinids  and  algae,  corresponding  to
the  Moscovian  and  Kasimovian—Gzhelian  (Krstić  et  al.
2005).  The  mutual  substitution  of  deep-water  siliciclastic
and carbonate platform sedimentation is spatially and tempo-
rally  unequal.  Lithological  and  stratigraphic  equivalents  of
these carbonate sediments are known in the Jadar Block Ter-
rane.  However,  Variscan  metamorphism  is  not  proved.  The
regional  greenschist  facies  metamorphism  seems  to  be  the
Alpine (Dimitrijević in Karamata 1997). The Carboniferous
sedimentary  sequences  are  unconformably  covered  by  the
Guadalupian-Lopingian  clastics,  in  the  Prača  area,  with
Lower Triassic clastics and limestones also occurring in the
Lim and Tara area (Krstić et al. 2005).

Central Bosnian Terrane

The post-Carboniferous sequence began with the Guadalu-

pian-Lopingian  coarse  clastics,  evaporites  and  the  Bellero-
phon Formation (Hrvatović et al. 2006). They determine the
beginning of the Alpine sedimentary cyclus. The presence of
a Variscan deformation and/or metamorphism is not proved.
Major  folding  and  metamorphism  probably  commenced
within the Triassic (Hrvatović 1998).

Sana-Una Terrane

The  oldest  formation  in  the  Sana-Una  Unit  are  Lower  and

middle  Carboniferous  turbidites  (Javorić  Flysch  Formation),
mostly composed of metasandstones, metasiltstones and with
olistostromes of variable thickness.

Turbidites (with thickness of ca. 250 m) contain redeposited

composite brachiopodal fauna of the Bashkirian or Moscovian
age, as well as remains of paleoflora. The prevailing turbidite
sedimentation ceased from time to time, or was replaced with
fluxoturbidites  or  olistostromal  shocks.  A  longer  interval  of
the  bottom  clayey-silty  sedimentation  involved  the  develop-
ment of the primary siderite iron ore beds (Ljubija, Prijedor).
The  olistostromes  are  mainly  composed  of  limestone  olis-
toliths of different age (Devonian, Lower Carboniferous, mid-
dle  Carboniferous).  Their  thickness  varies  from  1  to  90 m
(Grubić & Protić 2003). The whole Carboniferous sequence is
anchimetamorphosed, but no Variscan deformation and meta-
morphic event was proved (Krstić et al. 2005).

background image

91

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

The  relatively  long  stratigraphic  hiatus  was  ended  by  the

unconformably  resting  Guadalupian-Lopingian  continental
clastics  (red  breccias  and  conglomerates,  sandstones,  shales
and  evaporites),  which  were  followed  by  the  transgressive
Lower Triassic clastic formation (Karamata et al. 1997).

Adriatic-Dinaridic Platform

The geotectonic belt of the Internal and External Dinarides

extends for about 1000 km from the Southern Alps to the Hel-
lenides in Greece. It was derived primarily from Late Paleozo-
ic—Triassic  rifting  off  the  Gondwana  margin  (Vlahović  et  al.
2005;  Balini  et  al.  2006).  During  the  Mesozoic—Cenozoic
time, the region of the External Dinarides, which includes the
karst regions of Slovenia, Croatia, Hercegovina and Montene-
gro, comprised the carbonate platform often called the Adriat-
ic Carbonate Platform (e.g. Vlahović et al. 2005) or as Adria
Terrane by Pamić et al. (1997).

Paleozoic rocks outcrop in the Dinarides at several localities

in Croatia: Lika Region, Velebit Mts, Gorski Kotar, the Ban-
ovina Region, Medvednica Mts and in oil exploratory-wells in
Zebanec (Hrvatsko Zagorje) (Sremac 2005).

The  Lika  Region  and  the  Velebit  Mts  represent  the  best

known  and  the  most  completely  developed  Carboniferous-
Permian  sequence  in  Croatia,  showing  partial  analogy  with
the Carnian Alps. In the Lika Region predominantly shallow
marine Carboniferous deposits are documented by numerous
floral  and  faunal  fossil  findings  (for  references  see  Sremac
1991, 2005).

In the Velebit Mts lower and upper late to post-Variscan cy-

cles can be recognized. In the lower cycle Kasimovian-Gzhe-
lian  argillaceous  shales  intercalate  with  fusulinid  sandstones,
oolitic grainstones, lime mudstones and quartz-conglomerates
and  probably  represent  shallow  marine  setting  related  to  the
tectonically active area. At some localities sedimentation from
the Late Pennsylvanian concordantly continued to Lower Per-
mian deposits represented by lenses of Sakmarian Rattendorf
limestones isolated within clastics.

The upper cycle Middle—Upper Permian to Triassic rocks of

the Velebit Mts have an undefined position in relation to the
lower  cycle  and  comprise  two  distinct  stratigraphic  units:
probably  Lower  Guadalupian  (possibly  partly  Cisuralian  in
lower  parts)  clastic  Košna  Formation  (partly  equivalent  of
clastic Trogkofel Limestone), and the Guadalupian-Lopingian
Velebit  Formation  (carbonates)  in  ascending  order.  The
Velebit Formation represents a well defined platform carbon-
ate  sequence.  Shallow  subtidal,  intertidal  and  supratidal
sabkha  environments  can  be  recognized.  Transgressive/re-
gressive cycles were caused by glacio-eustatic sea-level oscil-
lations (for the references see Sremac 1991, 2005; Aljinović et
al. 2003; Aljinović et al. 2008).

The  Gorski  Kotar  Region  is  represented  by  predominantly

clastic  deposition.  The  clastic  sedimentary  complex  consists
of  an  isolated  occurrence  of  Kasimovian-Gzhelian  Triticites
sandstones  and  of  Permian  orthoquartzitic  to  polymict  con-
glomerates, sandstones and thin-bedded sandstone-shale inter-
calations.  These  sediments  were  deposited  near  the  active
tectonic  belt,  mainly  as  fan  delta  deposits.  According  to  the
microfossil assemblage in resedimented limestone blocks and

clasts,  especially  according  to  pyritized  albaillellacean  radi-
olarians (Sremac & Aljinović 1997; Aljinović & Kozur 2003),
the  Guadalupian  age  can  be  inferred  for  the  entire  Paleozoic
clastic sedimentary complex of Gorski Kotar, thus correlated
with the lower cycle of late to post-Variscan sediments.

The Velebit Mts and Gorski Kotar Region started to devel-

op as a part of the Carboniferous to Cisuralian epeiric plat-
form  formed  by  northern  Gondwana  accumulating  shallow
marine  carbonates  and  terrigenous  clastics.  In  the  Late  Ci-
suralian this primary setting was punctuated by intermittent
rift-related extensional tectonics that broke the platform into
several horsts and grabens isolated from the main carbonate
platforms in the Southern Alps, whereas the clastic rocks in
the Gorski Kotar in western Croatia filled the Permian inter-
platform basins (grabens) prior to the Early Triassic carbon-
ate deposition (Sremac 2005; Aljinović et al. 2008).

In the region of the Adria units in Slovenia, the Upper Penn-

sylvanian-Permian  sequence  occurs  in  the  framework  of  two
structural  units:  i)  the  Trnovo  Nappe  that  is  partly  preserved
west of Ljubljana, and ii) the Hrušica Nappe that passes over
in  the  overthrust  structure  of  the  External  Dinarides.  The
stratigraphic  position  of  these  beds  below  the  Val  Gardena
( = Gröden) Formation is only partly defined. The main reason
are complex tectonic conditions, lack of stratigraphic marker
horizons and fossils within the monotonous clastic sedimenta-
ry  rocks,  dark  grey  shale,  grey  lithic  quartz  sandstones  and
quartz conglomerates.

The sedimentary succession, which is at least 1650 m thick,

was divided into three lithological units: the lower shale, the
sandstone conglomerate and upper shale (Mlakar 1987, 1994,
2003; Mlakar et al. 1993). Incontestably dated are only rocks
of the sandstone subunit, attributed on the basis of fossil plant
remains  to  Early  Pennsylvanian  (Kolar-Jurkovšek  &  Jurkov-
šek 1985, 1986, 1990, 2002). A strong erosional unconformity
is found within the sandstone-conglomerate unit, dividing the
sedimentary  succession  into  two  parts.  The  lower  part,  con-
sisting of the lower shale and basal part of the sandstone-con-
glomerate unit constitute a regression, deltaic-fluvial sequence
(Mlakar et al. 1993). The erosion unconformity is overlain by
coarse-grained conglomerate with larger limestone clasts and
blocks that have partly been dated, and attributed to Silurian,
Devonian  and  Late  Moscovian  ages  (Ramovš  &  Jurkovšek
1976;  Ramovš  1990).  Conglomerates  above  the  erosion  sur-
face  are  most  probably  a  product  of  alluvial  fans  and/or  fan
deltas.  They  constitute  a  transgressive  sequence  (the  upper
shale  unit)  representing  the  second  sedimentary  cycle.  In  the
upper shale unit the sequence of the marine ingressions with
dominant  clastic  sedimentation  is  expected.  This  sequence  is
unconformable overlain by the clastic Val Gardena Formation
( = Gröden Formation), even the contact is mostly tectonic. The
Val  Gardena  Formation  red-beds  (fluvial-lacustrine  and  playa
environment)  are  passing  into  the  Bellerophon  Formation
(Skaberne 2002).

The sedimentary rocks of the Ortnek Formation or the so

called “clastic Trogkofel beds” occur below the Val Gardena
Formation south of the Sava Folds, in Lower Carniola at Ort-
nek (Ramovš 1963, 1968). In its basal part, quartz conglom-
erates  followed  by  quartz  sandstones  are  developed.  They
pass  gradually  into  shaly  mudstones  with  lenses  of  various

background image

92

VOZÁROVÁ et al.

(coral, brachiopod and fusulinid, brecciated crinoidal) massive-
reef limestones, calcareous breccias and angular conglomerates.
The fauna dates these rocks to the Sakmarian—Artinskian. The
macrofauna shows close relations with the South-Alpine assem-
blages, whereas most of the fusulinid microfauna are more simi-
lar to the Asian faunal province.

The Southern Alps

In  the  eastern  Southern  Alps  (Carnic  Alps,  Karawanken,

Southern  Karawanken  Mts),  Pennsylvanian-Permian  sedi-
ments  overlie  unconformably  the  Variscan  basement.  This
basement  was  folded  and,  in  the  western  part,  slightly  meta-
morphosed during the Moscovian. Within these late and post-
Variscan sedimentary sequences, two cycles can be recognized.
They  are  separated  by  a  main  unconformity  (Cassinis  et  al.
1988; Massari et al. 1988).

The  Eastern  Southern  Alps  (Carnic  Alps,  Southern

Karawanken and Julian Alps)

The  deformed  Variscan  basement  in  the  Carnic  Alps  and

Karawanken Mountains terminated by the syn-orogenic flysch
of  the  Hochwipfel  Formation  (Ebner  et  al.  2008)  is  uncon-
formably overlain by a thick sequence of the Upper Pennsyl-
vanian and Cisuralian deltaic and shallow marine siliciclastic
and carbonate sediments (Fig. 6, col. 44). They were deposit-
ed in discrete basins formed by block and wrench faulting sub-
sequent to the final phase of Variscan activity (Venturini 1982,
1990a,b;  Krainer  1993).  The  lowermost  cycle  is  composed  of
Kasimovian-Gzhelian  to  Cisuralian  deltaic  to  shallow  marine
sediments. The uppermost cycle begins with continental to shal-
low marine clastics of the Gröden Formation.

The  basal  Bombaso  Formation  is  formed  by  immature

coarse-grained  clastic  wedges,  rich  in  pebbles  of  radiolarian
cherts, arenites, volcanics and Silurian to Lower Mississippian
limestones  (Fenninger  et  al.  1976;  Venturini  1990).  The
Pramollo  Member  has  been  regarded  for  a  long  time  as  the
base of the Bombaso Formation. The new field investigations
indicate  a  clear  relationship  to  the  Hochwipfel  Formation
(Schönlab & Histon 2000).

The overlying Auernig Group (with maximum thickness of

1200 m) consists of quartz-rich conglomerates (deltaic-beach
environment),  trough-  and  hummocky-crossbedded  sand-
stones (shoreface), bioturbated siltstones, shales and fossilifer-
ous  limestones.  In  the  upper  part  of  the  Auernig  Group,  the
studied lithofacies form clastic-carbonate transgressive and re-
gressive cycles. In general, sea-level lowstands are marked by
coarse-grained clastic sediments, whereas sea-level highstands
are marked by limestones (Krainer 1993). Cycle formation is
related to eustatic sea-level changes caused by the Gondwana
glaciation  (Massari  &  Venturini  1990).  Sediments  of  the
Auernig  Group  contain  a  rich  Kasimovian-Gzhelian  associa-
tion of fauna and plant fossils (Passini 1963;  Gauri 1965 –
brachiopods;  Kochansky-Devide  &  Ramovš  1966;  Kodsi
1967 – bryozoans; Kahler 1983, 1985; Wagner 1984; Fritz &
Boersma 1986 – flora; Flügel 1987 – sponges; Hahn et al.
1989 – trilobites;  Flügel & Krainer 1992; Krainer 1995; Sa-
mankassou 2003 – algae; Forke 2007 – fusulinids).

The  Permian  forms  a  thick  sequence  of  different,  in  most

cases shallow marine carbonates and clastic sediments, divid-
ed  into  the  Rattendorf  Group  and  Trogkofel  Group,  which
were marked by Krainer (1993) as the lower cycle, and the up-
per cycle with the Tarvis Breccia, Gröden Formation and Bel-
lerophon Formation, from the base to the top.

The  Rattendorf  Group  sedimentary  assemblages  were  de-

posited  in  shallow  marine  environments,  with  sedimentary
patterns  changed  from  near-coast  and  inner  shelf  to  outer
shelf.  The  basal,  Schulterkofel  ( = Lower  Pseudoschwageri-
na) Formation (Krainer 1995) of the latest Gzhelian age is a
sequence of thin clastic sediments (sandstone, siltstone, sel-
dom  conglomerates)  and  near-coastal  to  inner  shelf  lime-
stones  (Homan  1969;  Flügel  1974,  1977;  Buggisch  et  al.
1976). Four transgressive/regressive cycles have been recog-
nized  (Homann  1969;  Samankassou  1997;  Forke  et  al.
1998),  similar  to  the  Auernig  Group,  caused  by  glacio-
eustatic  sea-level  changes  of  the  Gondwana  glaciation
(Krainer  1993).  The  Grenzland  Formation  is  a  clastic  se-
quence  of  quartz-rich  conglomerates,  cross-bedded  sand-
stones,  siltstones  and  red  shales,  with  thin  intercalations  of
limestones.  These  sediments  were  deposited  in  a  shallow
marine  near-coastal  environment.  Based  on  fauna  and  plant
fossils  the  Grenzland  Formation  is  of  Middle  Asselian  to
Early  Sakmarian  age  (Fritz  &  Boersma  1984;  Kahler  1985;
Boersma & Fritz 1986; Forke 2002).

Time equivalents to the Grenzland Formation, in which si-

liciclastic facies predominate, crop out in the famous locality
of Permian rocks and fossils in the Southern Karawanken –
the  Dolžanova  Soteska  and  Born  Formations  (Forke  2002).
There,  dark  bedded  biodetritic  limestones,  marls  and  sandy
crinoidal  siltstones  are  overlain  by  a  grey  and  red  limestone
facies. Massive bioturbated wackestones of the lower part of
this unit grade upward into crinoidal wackestones and bioclas-
tic  wacke-  to  packstones  with  more  diverse  fauna.  They  are
followed  by  thick-bedded  greyish  to  pale  red  limestones,
which  pass  into  the  characteristic  dark  red  bioclastic  grain-
stones. Especially, the latter are exceptionally rich in produc-
tid  and  spiriferid  brachiopods,  as  well  as  in  other  fossils  of
different  groups  (Heritsch  1933;  Ramovš  1963;  Hahn  et  al.
1989). The top of the unit is brecciated and it shows clear karst
features  that  indicate  subaerial  exposure.  The  described  unit,
as  well  as  the  following  mixed  clastic-carbonate  succession,
with  biohermal  bodies  (coral  patch-reefs),  have  traditionally
been  regarded  as  the  “carbonate  and  clastic  Trogkofel  beds”
(Heritsch  1933,  1939;  Ramovš  1968;  Kochansky-Devidé
1970;  Buser  1974,  1980;  Kahler  &  Kahler  1980;  Kahler
1983). However, detailed studies of fusulinid assemblages re-
vealed  an  older,  Middle-Late  Asselian  age  (Buser  &  Forke
1996; Forke 2002).

The upper part of the Rattendorf Group sequence is repre-

sented by the open marine platform carbonate with a few thin
clastic  intercalations  (the  Zweikofel  Formation;  Flügel  1971,
1977; Flügel et al. 1971; Krainer 1995). The Late Sakmarian
age is based on fusulinids (Kahler 1985; Forke 2002).

Sediments of the Rattendorf Group are overlain by  ~ 400 m

of  thick-bedded  and  massive  limestones  of  the  Trogkofel
Group  (Trogkofel,  Tressdorf,  Goggau  Limestones  –  Flügel
1980, 1981). All these limestones were deposited in shallow,

background image

93

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

Fig. 6. Pennsylvanian-Permian sequences in the VARDAR and ADRIA-DINARIA Megaterranes. Legend in Fig. 2.

restricted  and  open  marine  shelf-lagoons  with  only  minor
bathymetric differences. On the basis of fusulinids, the lower
part of the Trogkofel Limestones is dated to the Early Sakmar-
ian,  the  Tressdorf  Limestone  to  the  Early  Artinskian  and  the
Goggau Limestone as the Late Artinskian (Flügel 1980; Kah-
ler & Kahler 1980; Kahler 1986; Forke 2002).

In the Southern Karawanken, equivalents of the Zweikofel

Formation and Trogkofel Limestone are only known from tec-
tonically isolated occurrences (Ramovš & Kochansky-Devidé
1979; Novak & Forke 2005). The youngest (Late Artinskian)
fusulinid fauna could be identified in thick-bedded light grey
to  white  limestones  and  breccia,  correlated  with  the  Goggau

Limestone,  at  Javornišky  rovt  and  Krajnska  Gora  (Novak  &
Forke 2005).

After a hiatus, due to block faulting movements, the Guada-

lupian-Lopingian 

sediments 

discordantly 

overlie 

the

Trogkofel Group sequence, with the Tarvis Breccia in its basal
part. It is interpreted as a scarp foot fan deposit and proximal
debris flows and ranges from a few meters up to about 200 m.
Limestone  clasts  derived  from  the  underlying  Trogkofel
Group are the most frequent pebble material. Intercalations of
red  siltstones  and  claystones  with  caliche  concretions  are  in-
terpreted as being a part of evaporitic sedimentation within a
coastal  sabkha  (Kober  1984).  The  Tarvis  Breccia  probably

background image

94

VOZÁROVÁ et al.

corresponds to the Misellina Zone (Buggisch & Flügel 1980)
and is referred to as the “Saalian orogenic phase”.

The boundary between the Tarvis Breccia and the overlying

Gröden  Formation  conglomerates  is  marked  by  the  first  ap-
pearance  of  rhyolitic  volcanic  clasts.  The  Gröden  Formation
(0—800 m)  rests  upon  rock  complexes  of  different  ages,  in-
cluding the Tarvis Breccia, Auernig Group, Hochwipfel For-
mation and even Devonian reef limestones, indicating strong
block faulting tectonics. The Gröden Formation sediments are
of fluvial, playa and shallow water origin (Buggisch 1978; Ori
& Venturini 1981; Farabegoli et al. 1986). Only in the eastern
Julian  Alps  (surroundings  of  Bled)  the  “Neoschwagerina
Limestones” occur as the time equivalent of the Val Gardena
( = Gröden) clastic sedimentary rocks. Fine-grained limestone
breccia and small massive build-ups indicate a gently dipping
carbonate  ramp.  Bedded  shallow  platform  carbonates  domi-
nate in the upper parts (Flügel et al. 1984). Rich fusulinoidean
fauna places this sequence in the Early Capitanian stage (up-
per  part  of  Neoschwagerina  craticulifera  Zone;  Kochansky-
Devidé & Ramovš 1955). It could be inferred that these beds
represent the same transgressive episode, confined within the
Val Gardena Formation on a wide area of the eastern Southern
Alps and Dinarides (Venturini 1990; Sremac 2005).

In the upper part, the Val Gardena ( = Gröden) Formation is

interfingering with the Bellerophon Formation facies. This se-
quence  is  composed  of  evaporitic  sediments  at  the  base
(sabkha), followed by bituminous dolomites, well-bedded or-
ganodetritic  grainstones  (open-marine  shelf)  and  bioclastic
mudstones  (restricted  shelf),  rich  in  faunal  fragments  (Bug-
gisch 1974).

The Dolomites and Western Southern Alps

Dolomites

Late to post-Variscan sedimentation started during the low-

ermost Permian and was controlled by the strong extensional
block-faulting tectonic and volcanic activity (Fig. 6, col. 45).
As  in  the  Carnic  Alps  and  Karawanken  the  sequence  shows
two  evolutionary  stages,  which  are  separated  by  a  major  un-
conformity:  i)  the  lower  cycle  (Cisuralian)—Ponte  Gardena/
Waidbruck  Conglomerate  and  the  acidic  Bolzano  Volcanic
Complex; b) upper cycle Guadalupian?—Lopingian – Gröden
Formation and Bellerophon Formation.

The  low-grade  metamorphic  Variscan  basement  (Brixen

quartzphyllite)  is  locally  overstepped  by  coarse-grained  allu-
vial fan conglomerates (Ponte Gardena/Waidbruck conglom-
erate) of very variable thickness (maximum 200 m) deposited
under  semiarid  climatic  conditions.  In  many  places,  the
Variscan basement is directly covered by the Bolzano Volca-
nic Complex or the Gröden Formation prograding gradually to
the  Bellerophon  Formation.  The  Bolzano  Volcanic  Complex
consists of lati-andesitic to rhyolitic volcanic rocks (lavas, ign-
imbrites, tuffs) with several intercalations of fluvial and lacus-
trine  sediments.  At  the  top  of  this  sequence,  lacustrine
sediments composed of black siltstones and shales, thin algal
layers  and  thin  silica  layers  occur.  Within  these  sediments
Artinskian-Kungurian  palynomorph  assemblages  were  found
(Hartkopf-Fröder & Krainer 1990). Radiometric age determi-

nations  on  biotite  showed  ages  of  ~ 270 Ma  for  the  Bolzano
Volcanic Complex (D’Amico et al. 1980; D’Amico 1986). In
the Carnic Alps and Southern Karawanken Mts age-equivalent
sediments lack any volcanic material. The Guadalupian-Lop-
ingian sediments of the upper cycle unconformable overlie the
Bolzano Volcanic Complex or the Variscan basement directly.
They are similar to those of the Carnic Alps and the Southern
Karawanken Mts and can be divided into two lithostratigraph-
ic units: the Gröden Formation (Val Gardena Sandstone) and
Bellerophon Formation.

Lombardy

Late-  to  post-Variscan  sediments  (Fig. 6,  col. 45)  with

synsedimentary volcanic rocks were deposited in several gra-
ben-like basins (Collio, Tione, W-Trompia, Boario, Treggio-
vo,  and  Orobic  Basins)  and  overstepped  the  Variscan
basement (Cassinis 1985, 1986; Cassinis & Perotti 1997). The
Upper  Pennsylvanian-Cisuralian  part  of  the  sequence  (lower
cycle) is represented by thick fluvial and lacustrine sediments,
rhyodacitic volcanic rocks and their pyroclastic flows (Collio
Formation,  Treggiovo  Formation)  divided  into  several  mem-
bers (Cassinis 1966; Ori et al. 1986). Flora and mainly microf-
lora  suggest  a  Late  Artinskian  age  (Ufimian)  for  the  Collio
Formation,  and  a  younger  age  (Kungurian—Ufimian)  for  the
Treggiovo  Formation  (Remy  &  Remy  1978;  Cassinis  &
Doubinger  1991;  Barth  &  Mohr  1994).  The  tetrapod  foot-
prints (Ceoleoni et al. 1986, 1987, 1988) assemblages are sim-
ilar to those of the Oberhof and Rotterode Formations of the
German  Rotliegend  (the  “Upper  Autunian”  by  Haubold  &
Katzung 1975; Haubold 1996). The time interval covered by
the tetrapod-bearing sediments is constrained by the radiomet-
ric data obtained from volcanic rocks at the base and the top of
the  Collio  and  Treggiovo  successions,  which  are  from
~283± 1 Ma for the base of the Collio, up to 280± 2 Ma for
the topmost volcanic horizon (mean 

206

Pb/

238

U age; Schalteg-

ger & Brack 1999). The second cycle (?Guadalupian—Lopin-
gian)  is  characterized  by  clastic  red-beds  of  a  fluvial
sedimentary  system  (Verrucano  Lombardo),  time  equivalent
of  the  Gröden  Formation  (Val  Gardena  Sandstone)  and  the
Bellerophon  Formation  in  the  Dolomites  (Cassinis  1966;
Cassinis et al. 1988; Ori et al. 1986).

The depositional and geodynamic domains in the

Circum-Pannonian realm during the

Pennsylvanian—Permian

The  ensuing  locking  of  the  Variscan  subduction  system

and the subsequent Pennsylvanian-Permian disintegration of
the  Variscan  fold  belt  was  probably  the  combined  result  of
dextral  shear,  gravitational  collapse  of  the  over-thickened
crust,  and  possibly  back-arc  extension  related  to  post-oro-
genic  steepening  and  decay  of  the  N-dipping  Paleotethys
subduction zone (Jowett & Jarvis 1984). However, the Late
Pennsylvanian  and  Cisuralian  fault  systems  are  clearly
multi-directional,  and  affected  not  only  the  Variscan  fold
belt, but also large parts of its foreland. It is likely that dex-
tral  translation  of  Gondwana  margin  relative  to  Laurussia

background image

95

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

was  the  principal  mechanism  that  governed  their  develop-
ment (Ziegler 1988).

The post-Variscan period brought an intense crustal reequil-

ibration and reorganization under an alternating transtensional
and  transpressional  tectonic  regime.  The  crustal  reequilibra-
tion and tectonic activity was controlled by subsidence of in-
tramontane basins, mostly with a major strike-slip component
in  their  deformational  history.  Following  the  main  phases  of
Variscan  compression,  thermal  relaxation  of  the  crust  oc-
curred  in  Pennsylvanian—Cisuralian  times,  creating  the  rifts
and  graben  that  allowed  accumulation  of  the  first  stage  of
post-orogenic sedimentation.

Contemporaneous  deep-crustal  fracturing  triggered  wide-

spread intrusive and extrusive magmatism characterized by a
highly variable chemical composition – continental tholeiitic
andesite/basalts, calc-alkaline to alkaline acid to intermediate
volcanites and their volcaniclastics. The extensive rift-related

tectonics  and  related  extensional  magmatic  activity  probably
in response to changes in the regional stress field and subse-
quent thermal equilibration of the lithosphere have played an
important  role  in  the  geodynamic  evolution  of  sedimentary
basins. Synsedimentary volcanism was an important source of
the clastic filling of sedimentary basins as well as a very im-
portant stratigraphic marker.

Within the ambit of the CPR several Pennsylvanian—Permi-

an  paleogeographic  zones  were  recognized,  based  on  spatial
relation to the Variscan orogenic belt, the timing of sedimen-
tation,  character  of  sedimentary  environments  and  the  struc-
tural  type  of  sedimentary  basins  (Fig.  7).  The  following
geodynamic domains can be generally distinguished:

1. Continental strike-slip and rift-related basins of the inter-

nal part of the Variscan orogenic domain;

2.  Continental  and  marine  shallow-water  extensional  ba-

sins of the external part of the Variscan orogenic domain;

Fig.  7.  Cartoon  of  the  late  Variscan
(Carboniferous/Permian) paleogeograph-
ic  restoration  and  post-Variscan  zoning
in  the  Circum  Pannonian  Region  (modi-
fied after Ebner et al. 2008). Size, bound-
aries  and  positions  of  the  units  are
schematized  and  are  not  to  scale.  The
position of the equator is only tentative.
1  –  Continental  strike-slip  and  rift-re-
lated  basins  of  the  internal  part  of  the
Variscan  orogenic  domain: 

IVD  –

Mediterranean  Crystalline  Zone  (MCZ)
with Late Devonian—Early Carboniferous
deformation  and  metamorphism  and
SMZ  with  polystage  Variscan  overprint;
Veitsch-Nötsch-Szabadbattyán-Ochtiná
Zone (VNSOZ): post orogenic sediments
(marine foredeeps, remnant basins) in re-
spect to the MCZ. 2 – Continental and
marine shallow-water extensional basins
of the external part of the Variscan oro-
genic domain:  

EVD – Prevailing conti-

nental sediments generated in the zone of
typical or atypical Visean-Bashkirian fly-
sch,  characteristic  of  Variscan  deforma-
tion,  partly  with  a  slight  metamorphic
overprint;  syn-orogenic  siliciclastic  fly-
sch  sediments  of  the  Variscan  flysch
zone  (VFZ):  deformed  during  the  (?)
Late Visean until the Intra-Late Carbon-
iferous orogeny. 3 – Continental to ma-
rine  shallow-water  basins  related  to
passive margin domain:  

PMD – Pelag-

ic carbonate and turbiditic siliciclastic sediments lacking any Variscan deformation of the Bükk-Jadar Zone; Elements of the future Gond-
wana NE border without Carboniferous syn-orogenic flysch sediments and lack of Variscan or suspected Variscan deformation; Paleotethys
with the Veles Series Terrane remaining as an open oceanic domain during the final Variscan period. * PA = Panafrican basement – with-
out Variscan overprint from the northern margin of Gondwana, explored in AGIP drillings in front of the Southern Alps (Vai in Ebner et al.
2004). Further Abbreviations: B – Bükk Mts, CA – Carnic Alps, CBT – Central Bosnian Terrane, CB – Carpatho-Balkanides, D – Di-
narides, DHT – Dalmatian Herzegovinian Terrane, DIT – Drina Invanjica Terrane, EA – Eastern Alps, EBT – East Bosnian Durmitor
Terrane, EC – Eastern Carpathians, Ge – Gemeric Units, Gr – Rannach Nappe of the Graz Paleozoic, Gt – Gurktal Nappe, HM – Hel-
vetic Moldanubian Unit, JBT – Jadar Block Terrane, M – Medvenica Mts, N – Noric Nappe (Graywacke Zone), T – segment of later
TISIA Megaterrane, Tu – Turnaic Unit, TV – Tatro-Veporic Units, SK – South Karawanken Mts, SMZ – Serbo-Macedonian Zone,
SUT – Sana-Una Terrane, U – Uppony Mts, Sz – Szendrő Mts, VST – Veles Series Terrane, WC – Western Carpathians, WSA – Western
Southern Alps.

background image

96

VOZÁROVÁ et al.

3.  Continental  to  marine  shallow-water  basins  related  to

passive margin domain.

The  established  geodynamic  domains  of  this  area  corre-

spond  to  paleogeographic  and  paleotectonic  reconstructions,
published  by  Scotese  &  McKerrow  (1990),  Rakús  et  al.
(1998), Golonka (2000, 2002), Golonka et al. (2000, 2006).

Distinctive aspects of the Carboniferous-Permian sedimen-

tary basins associated with strike-slip setting are longitudinal
and  lateral  asymmetry  shape,  episodic  rapid  subsidence,
strong  lateral  facies  changes  with  local  unconformities,  and
stratigraphic and facial contrast among different basins within
the same sedimentary realm. Basin fill was derived from mul-
tiple basin-margin sources that changed through time as a re-
sult  of  continued  lateral  movement  along  the  basin-margin
faults. Rift-related basins provide many common tectono-sed-
imentary  elements;  including,  asymmetry  along  low-angle
and listric border faults with large accumulation on one side,
fault  movements  contemporaneous  with  sediment  infill  with
facies coarsening along the border fault, and rapid erosion of
basement  rocks.  For  both  tectonic  settings  intensive  synsedi-
mentary  volcanism  is  characteristic.  Due  to  later  erosion,  re-
worked  volcanic  materials  became  an  integral  part  of  the
sedimentary filling sources.

Continental  strike-slip  and  rift-related  basins  of  the  inter-
nal part of the Variscan orogenic domain

Within the main part of ALCAPA (Eastern Alps, CWCZ in

the  Western  Carpathians),  TISIA  and  DACIA  Megaterranes
(Eastern  and  Southern  Carpathians),  the  post-orogenic  Penn-
sylvanian—Cisuralian  sequences  are  represented  mostly  by
continental coarse-grained clastic sediments, generally. In the
Moscovian sequences lacustrine-deltaic and fluvial-limnic en-
vironments are dominant, with coal seams formed in the hu-
mid climate. The Cisuralian is characteristized by the braided
alluvial  and  playa/aeolian  environments  in  arid/semiarid  cli-
mate. The post-orogenic sedimentary basins were established
in  transpressional/transtensional  and  extensional  setting  first
in  the  Moscovian-Kasimovian  (Phase 1)  and  later  in  the  Ci-
suralian (Phase 2). The synsedimentary volcanism was domi-
nantly  acidic-  to  intermediate  and/or  rhyolite-basalt  bimodal
calc-alkaline,  rich  in  ignimbrites  and  explosive  products.  In
the axial part of extensional, rift-related basins the volcanites
of  the  continental  tholeiitic  magmatic  suite  are  dominant
(Hronicum in the Central Western Carpathians; Moma and Di-
eva Nappes in Northern Apuseni Mts).

The  post-orogenic  sedimentary  sequences  of  the  internal

part of the Variscan orogenic domain overstepped their meta-
morphic basement with angular unconformities. With respect
to  their  creation  the  following  types  of  basement  are  recog-
nized:  1.  medium-  to  high-grade  crystalline  core  complexes
with  huge  masses  of  syn-  and  late  orogenic  magmatites
(Variscan terranes in the Central Western Carpathians, Lower
and Middle Austroalpine, in the Penninic system Habach Ter-
rane
, Tisia crystalline basement units, Bihor Autochthon and
Codru  Nappe  System  in  the  Apuseni  Mts,  units  in  the  Bu-
covinian-Getic  Composite  Terrane  in  the  Eastern  and  South-
ern Carpathians; = Mediterranean Crystalline Zone; Ebner et
al. 2008), 2. Variscan low-grade metamorphic complexes de-

rived  from  the  Lower  Paleozoic  volcano-sedimentary  se-
quences of different tectono-environment – oceanic domain,
pre-flysch  stage,  marine  intracontinental  rift-related  settings
(Quartzphyllite  Unit,  part  of  Graywacke  Zone  and  Gurktal
Nappe and Drauzug in the Eastern Alps, part of Tisia crystal-
line  basement,  Biharia  Nappe  System  in  Apuseni  Mts  and
partly crystalline basement of the Western, Eastern and South-
ern Carpathians) and Mississippian foreland and remnant ba-
sins  (Nötsch-Veitsch-Szabadbattyán-Ochtiná  Zone  in  the
Western Carpathians and Eastern Alps; Ebner et al. 2008).

The sedimentary filling of these basins contains clastic de-

tritus  derived  from  the  immediate  basement  and  is  generally
characteristic  of  a  rapid  sedimentation,  low-grade  of  mineral
and structural maturity, sedimentary cyclicity (VI. and III. or-
der  cycles)  and  distinct  synsedimentary  volcanism.  The
stratigraphy  of  the  continental  Pennsylvanian-Cisuralian  suc-
cession in the CPR is based on lithostratigraphic or allostrati-
graphic  principles.  The  reason  for  this  is  the  lack  of  proper
guide fossils of regional importance.

The Variscan fold belt was apparently characterized by con-

siderable  relief  which  became  progressively  degraded  during
the Cisuralian. The erosion products accumulated in intramon-
tane basins, many of which had been established starting in the
Permian.  In  these  basins,  sedimentation  was  only  temporarily
interrupted at the end of the Cisuralian (i.e. Saalian unconformi-
ty) and resumed with the accumulation of coarse fluviatile clas-
tics  under  increasingly  arid  conditions.  The  changes  of  the
source area and directions of sedimentary transport were reflect-
ed  within  sedimentary  formations.  In  many  places,  however,
there  is  no  clear  distinction  between  “Autunian  and  Saxonian
sediments”,  due  to  the  lack  of  fossils  and  the  poorly-defined
chronostratigraphic-biostratigraphic  boundary  (Lower  Rotlieg-
end-Upper  Rotliegend  265—290 Ma  in  continental  formations,
Menning  1995).  Following  the  main  stages  of  Variscan  com-
pression, thermal relaxation of the crust occurred in Early Per-
mian  times,  creating  the  rifts  and  grabens  that  allowed
accumulation of the first phase of sedimentation.

Extension  of  rifting  in  the  internal  zone  of  the  CPR

Variscides  occurred  coevally  with  thrusting  and  strike-slip
faulting further to the South. The timing and extent of individ-
ual stages of extension and rifting throughout the internal part
of the CPR Variscides rift systems is still uncertain, as the dat-
ing  of  Pennsylvanian  and  Cisuralian  red-beds  is  imprecise.
There  is  no  doubt  that  the  thermal  signature  of  the  Permian
rifting  was  a  significant  control  of  the  subsequent  Mesozoic
evolution of the CPR lithosphere. The beginning of the Alpine
cycle in this zone was shifted from the Late Permian up to the
Early  Triassic.  The  Permian  sediments  in  the  whole  zone  of
the internal part of the Variscan orogenic domain are discor-
dantly overlapped by the extremely mineral mature sediments
of the Early Triassic “Buntsandstein” facies.

Continental  and  marine  shallow-water  extensional  basins
of the external part of the Variscan orogenic domain

The  Pennsylvanian  and/or  Permian  basins  were  generated

in the zone of atypical or typical Variscan flysch domain. The
late  Variscan  deformation  of  the  Mississippian  flysch  se-
quence  is  characteristic,  partly  with  a  slight  metamorphic

background image

97

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

overprint. Post-orogenic sedimentation began during the Late
Moscovian and Kasimovian—Gzhelian with shallow water si-
liciclastic-carbonate  sedimentation  with  a  distinct  unconfor-
mity.  Sedimentation  continued  gradually  to  the  dominant
carbonate  facies  up  to  the  Artinskian-Kungurian  (Southern
Alps).  In  contrast  to  this,  in  the  Turnaic  Unit  (Inner  Western
Carpathians)  the  Bashkirian  flysch  sediments  are  unconform-
ably  overstepped  by  the  Guadalupian-Lopingian  continental
red-beds prograding gradually into the evaporites. In the South-
ern Gemeric Unit, the long lasting Early Paleozoic flysch of the
Gelnica Terrane is unconformably overstepped by mineralogi-
cally  mature  Cisuralian  continental  sediments  associated  with
the rhyodacite volcanism. Similarly, in a part of the Carpatho-
Balkanides  the  Mississippian  siliciclastic  turbidite  sequences
are disconformably covered by the continental Moscovian (Sta-
ra  Planina-Poreč  Unit)  or  Kasimovian-Gzhelian  clastic  sedi-
ments associated with acid to intermediate volcanites and thin
coal seams in some horizons (Kučaj, Vrška Čuka-Miroč, Ra-
novac-Vlasina-Osogovo Terranes
). The Pennsylvanian forma-
tions  either  gradually  prograde  into  the  Cisuralian
coarse-grained clastic sediments or are followed by long last-
ing breaks in sedimentation (Poreč region).

In the area of the Dolomites and Western Southern Alps, the

Variscan post-orogenic rift-related sedimentary sequences di-
rectly  overlap  the  variably  metamorphosed  and  deformed
Variscan crystalline basement.

Gradual sedimentation and progradation from continental to

sabcha-lagoonal/shallow marine environment is characteristic
of sedimentary basins in this geodynamic domain.

Continental to marine shallow-water basins related to pas-
sive margin domain

The gradual continuation of deep-water turbidite siliciclas-

tic sedimentation from the Mississippian up to the Bashkiri-
an  or  Moscovian  is  characteristic  of  this  geodynamic  zone.
Later, sedimentation is followed either by shallowing and in-
terfingering  with  shallow  water  carbonate  and  siliciclastic-
carbonate  formations  or  breaking  of  sedimentation  and
stratigraphic  hiatus.  The  Variscan  regional  metamorphism
and  deformation  is  unknown  in  this  realm.  This  zone  in-
cludes vast areas of the ADRIA-DINARIA Megaterrane, the
Dinarides (Velebit Mts, Sana-Una, Central and Eastern Bos-
nian,  Drina-Ivanjica  Terranes),  the  Jadar  Block  in  Vardar
Zone and the Bükk Composite Terranes.

The relatively long lasting stratigraphic hiatus in this geody-

namic  domain  was  the  time  equivalent  of  the  thermal  relax-
ation  and  subsidence  of  lithosphere,  which  were  introduced
during the Pennsylvanian—Cisuralian within the internal and
external Variscan orogenic domain by an intensive phase of
wrench  faulting.  On  the  other  hand,  in  the  vast  area  of  the
ADRIA-DINARIA Megaterrane a period of increased rifting
activity started during the Late Permian. This is reflected in
the  development  of  a  short  lasting  period  of  continental,
mainly  braided  alluvial  coarse-grained  sedimentation  in  the
Guadalupian. This continental sedimentation continued pro-
gressively  into  the  Lopingian—Induan  sabkha-lagoonal  and
shallow water evaporate – carbonate shelf. All these forma-
tions  are  an  integral  part  of  the  Alpine  sedimentary  cycle.

The development of a new interior rift system in this domain
paved the way for the later Mesozoic break-up of Pangea and
reorganization  of  plate  boundaries  (Ziegler  1988).  It  neces-
sary to mention, that some parts of the Adria-Dinaria domain
(the  Jadar  Block  and  Drina-Ivanjica  Terrane)  contain  infor-
mation  about  the  existence  of  pre-Guadalupian  thrusting  or
thrust-faulting  and  possible  deformation  (the  supposed
thrusting of the Likodra Nappe during the “Saalic” phase be-
fore the Middle Permian transgression; Filipović 1995).

Conclusions

Within the ambit of the Circum Pannonian Region several

Pennsylvanian—Permian  paleogeographic  zones  were  recog-
nized,  based  on  spatial  relationship  to  the  Variscan  orogenic
belt, the timing of sedimentation, character of sedimentary en-
vironments and the structural type of sedimentary basins.

Continental strike-slip and rift-related basins of the internal

part of the Variscan orogenic domain were developed within
the  main  part  of  the  ALCAPA  (Eastern  Alps,  Western  Car-
pathians),  TISIA  and  DACIA  Megaterranes  (Eastern  and
Southern  Carpathians  in  Romania  and  Serbia-Bulgaria).  The
post-orogenic  Pennsylvanian—Lower  Permian  sequences  are
generally  represented  mostly  by  continental  coarse-grained
clastic sediments. Acidic- to intermediate and/or rhyolite-ba-
salt  bimodal  calc-alkaline  synsedimentary  volcanism,  rich  in
ignimbrites and explosive products, was dominant. In the axi-
al  part  of  rift-related  basins  the  volcanites  of  the  continental
tholeiitic magmatic suite were associated.

Continental  and  marine  shallow-water  extensional  basins

of the external part of the Variscan orogenic domain were de-
veloped  within  minor  parts  of  the  ALCAPA  (Inner  Western
Carpathians), DACIA (the Carpatho-Balkanides) and ADRIA
Megaterranes  (the  eastern  and  western  part  of  the  Southern
Alps,  Dolomites).  The  Pennsylvanian  and/or  Permian  basins
were  generated  in  the  zone  of  atypical  or  typical  Variscan
flysch.  The  late  Variscan  deformation  of  the  Mississippian
flysch sequence, partly with a slight metamorphic overprint is
characteristic.  Generally,  post-orogenic  sedimentation  started
in the Late Moscovian/Kasimovian-Gzhelian with an uncon-
formable  lying  marine  shallow  water  siliciclastic-carbonate
sequence. Sedimentation continued gradually to the dominant
carbonate  facies  up  to  the  Artinskian-Kungurian  (Southern
Alps). In a part of this domain (Carpatho-Balkanides) the Mis-
sissippian flysch sequences are disconformably covered by the
continental  Moscovian/Kasimovian-Gzhelian  or  Cisuralian
(Southern Gemeric Unit in the IWCZ) clastic sediments asso-
ciated  with  acid  to  intermediary  volcanites.  In  some  part  of
this  domain,  the  Bashkirian  flysch  sedimentation  is  followed
by a long lasting break in sedimentation (Poreč region in Car-
patho-Balkanides,  Turnaic  Unit  in  IWCZ),  which  is  docu-
mented  by  the  Guadalupian-Lopingian  unconformity  of
continental red-beds overstep sequence.

Continental to marine shallow-water basins related to pas-

sive margin domain are characterized by the gradual continua-
tion  of  deep-water  turbidite  siliciclastic  sedimentation  from
the  Mississippian  up  to  the  Bashkirian  or  Moscovian.  In  the
Kasimovian—Gzhelian the sedimentation is followed by shal-

background image

98

VOZÁROVÁ et al.

lowing with shallow water carbonate and siliciclastic/carbon-
ate formations or breaking of sedimentation and stratigraphic
hiatus. The Variscan regional metamorphism and deformation
is unknown in this realm. This zone includes vast areas of the
ADRIA-DINARIA  Megaterrane  –  the  Dinarides  (Velebit
Mts,  Sana-Una,  Central  and  Eastern  Bosnian,  Drina-Ivanjica
Terranes),  the  Jadar  Block  in  the  Vardar  Zone  and  the  Bükk
Composite Terranes in the ALCAPA Megaterrane.

Acknowledgments:  The  authors  thank  all  colleagues  of  the
national  working  groups  of  the  former  IGCP  No. 5  (leaders
H.W.  Flügel  and  F.P.  Sassi)  and  No. 276  (leader  D.  Papani-
kolau)  for  fruitful  cooperation  after  decades.  Further  we  ac-
knowledge  the  support  of  the  coordinators  (S.  Kovács,  S.
Karamata, J. Vozár), the discussions of the colleagues of the
“Joint Venture on the Circumpannonian Terrane Map” and the
effort of K. Breznyánsky for printing the maps at the Hungari-
an Geological Institute. The authors express their thanks to the
reviewers  Prof.  J.  Golonka  (Kraków),  Ass.  Prof.  S.  Opluštil
(Prague), and Dr. J. Hladil (Prague) for their critical reviews,
comments and helpful suggestions. M. Šipková and E. Petrí-
ková are thanked for the professional preparation of the com-
puter  graphics.  Parts  of  the  investigations  were  supported  by
the  Slovak  Science  Fund  (APVV)  due  to  Grant  No. APVV-
0438-06,  the  Austrian  Science  Fund  (FWF)  due  to  Grant
P10277  and  in  Hungary  by  the  National  Research  Fund
(OTKA), Grants No. T37595, and T47121.

References

Aljinović D., Isozaki Y. & Sremac J. (in print): The Occurrence of

Giant Bivalve Alatoconchidae from the Yabeina Zone (Upper
Guadalupian, Permian) in European Tethys. Gondwana Res.

Aljinović D., Kolar-Jurkovšek T. & Jurkovšek B. 2006: The Lower

Triassic  shallow  marine  succession  in  Gorski  Kotar  Region
(External  Dinarides,  Croatia):  Lithofacies  and  conodont  dat-
ing. Riv. Ital. Paleont. Stratigr. 112, 35—53.

Aljinović D., Sremac J. & Ibrahimpašić H. 2003: Permian and Low-

er  Triassic  facies  of  Velebit  Mt.  and  the  Gorski  Kotar  region
(NW  part  of  External  Dinarides).  In:  Vlahović  I.  &  Tišljar  J.
(Eds.): Evolution of depositional environments from the Palae-
ozoic to the Quaternary in the Karst Dinarides and the Pannon-
ian  Basin.  Field  Trip  Guidebook  of  the  22

nd

  Int.  Assoc.

Sedimentology Meeting (Opatija), 183—206.

Aljinović  D.  &  Kozur  H.  2003:  Resedimented  Carboniferous  and

Lower  Permian  radiolarians  in  Roadian  (Middle  Permian)
deepwater  clastic  complex  of  Gorski  Kotar  Region  (Croatia).
InVlahović I. (Ed.): L 22

nd

 IAS Meeting of Sedimentology –

Opatija 2003, Abstr. 4.

Ameron H.W.J. van, Angerer H. & Mostler H. 1982: Über eine Au-

tuno-Stephanische  Flora  aus  den  Kristbergschichten  im  Mon-
tafon,  Vorarlberg  (Östereich).  Jb.  Geol.  Bundesanst.  124,
283—323.

Andrusov  D.  1936:  Subtatric  Nappes  in  the  Western  Carpathians.

Carpathica 1, 3—50 (in Slovak).

Andrusov D., Bystrický J. & Fusan O. 1973: Outline of the struc-

ture of the West Carpathians. Guidbook for Geological Excur-
sion, X. Congress of CBGA
, Bratislava, 1—44.

Antonescu E. & Nastaseanu S. 1976: Contributions palynologiques

à   la  connaissance  du  Permian  du  Banat.  D.S.  Inst.  Geol.
Geofiz., Bucuresti 
63, 73—114.

Balini M., Jurkovšek B. & Kolar-Jurkovšek T. 2006: New Ladinian

ammonoids  from  Mt.  Svilaja  (External  Dinarides,  Croatia).
Riv. Ital. Paleont. Stratigr. 112, 383—395.

Balintoni  I.  1986:  Petrologic  and  tectonic  features  of  the  Highis-

Drocea  crystalline  massif  (Apuseni  Mts.).  D.S.  Inst.  Geol.
Geofiz. Bucuresti
 70—71, 5, 5—21.

Balintoni I. 1994: Structure of the Apuseni Mts. Rom. J. Tect. Re-

gional Geol. 72, 2, 51—58.

Balla  Z.  1986:  Analysis  of  the  anti-clockwise  rotation  of  the  Me-

csek Mountains (Southwest Hungary) in the Cretaceous: inter-
pretation  of  paleomagnetic  data  in  the  light  of  the  geology.
Geophys. Transact. 32, 2, 147—181.

Balogh  Kad.  &  Kovach  Á.  1973:  Determination  of  the  Battonya

quartz porphyries age by Rb/Sr method. ATOMKI Közl. 15, 4,
245—249 (in Hungarian, English summary).

Barabás-Stuhl Á. 1975: Data to biostratigraphy of the Late Paleozo-

ic  formations  in  Transdanubia. Földt.  Közl.  105,  320—334  (in
Hungarian).

Barabás-Stuhl Á. 1981: Microflora of the Permian and Lower Trias-

sic sediments of the Mecsek Mts. (South Hungary). Acta Geol.
Hung
. 24, 1, 49—97.

Barabás-Stuhl  Á.  1988:  Report  on  investigations  of  the  Permian

formations of South Baranya and Villány Mountains. Manuscr.
Mecsek Ore Mining Co
., Pécs (in Hungarian).

Barth S. & Mohr B.A.R. 1994: Palynostratigraphically determined

age of the Tregiovo sedimentary complex in relation to radio-
metric  emplacement  ages  of  the  Atesina  volcanic  complex
(Permian,  Southern  Alp,  N.  Italy).  Neu.  Jb.  Geol.  Paläont.
Abh
. 192, 273—292.

Bitoianu  C.  1973:  La  flore  du  Carbonif

è

re  supérieur  de  la  Rou-

manie. 7e IKK, Krefeld 1971, Comte rendu 2, 115—127.

Bérczi Makk A., Csontos L. & Pelikán P. 1995: Data on the Upper

Permian Foraminifer fauna of the Nagyvisnyó Limestone For-
mation  from  borehole  Mályinka-8  (Northern  Hungary).  Acta
Geol. Hung
. 38, 185—250.

Bérczi-Makk  A.  &  Kochansky-Devidé  V.  1981:  Marine  Lower-

Middle Permian in the oil exploratory well Újfalu-1 (SW Hun-
gary). Acta Geol. Hung. 24/1, 117—128.

Bleahu M. 1962: Recherches géologiques dans le bassin supérieur de

Valea Ruscova (Monts du Maramure ). D.S. Com. Geol. XVL,
1—63.

Bleahu  M.,  Borco   M.  &  Savu  H.  1968:  Carte  géologique

1 : 200,000. Note explicative pour le feuille 17 Brad. Géol., Bu-
curesti, 1—58.

Bleahu M., Lupu M., Patrulius D., Bordea S., Stefan A. & Panin S.

1981:  The  structure  of  the  Apuseni  Mts.  Inst.  Geol.  Geofiz.,
Bucuresti, Guidbook Series 23, 1—103.

Boersma M. & Fritz A. 1990: Die Paläofloren Kärntens: Oberkar-

bon/Unterperm. In: Fritz A., Boersma M. & Krainer K. (Eds.):
Steinkohlenzeitliche  Pflanzenfossilien  aus  Kärnten.  Carinthia
II.
 Sonderh. 49, 133—172.

Bogdanović P. & Rakić M. 1980: Geology of the sheet Donji Mil-

anovac, Oršova, Baja de Arama and Turnu Severin, 1 : 100,000,
L  34—129,  L  34—117,  L  34—118,  L  34—130,  Federal  Geol.
Surv
., Beograd, p. 26.

Bosellini A. 1965: Lineamenti strutturali delle Alpi meridionali du-

rante il Permo-Trias. Mem. Mus. Soc. Nat. Venezia Trid. XX-
VIII, Venezia, 15, 1—72.

Bouček  B.  &  Přibyl  A.  1959:  Geological  setting  in  Zemplínske

vrchy Hills (Eastern Slovakia). Geol. Práce, Zoš. 52, 185—222
(in Czech).

Bouček  B.  &  Přibyl  A.  1960:  Revision  der  Trilobiten  aus  dem

slowakischen Oberkarbon. Geol. Práce, Spr. 20, 5—15.

Broska I. & Uher P. 2001: Whole-rock chemistry and genetic typol-

ogy of the West Carpathian Variscan Granites. Geol. Carpathi-
ca
 52, 79—90.

è

 

background image

99

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

Buda Gy. 1985: The origin of the collision type Variscan granitoids

(on  the  examples  of  the  granitoids  of  Hungary,  Western  Car-
pathians  and  Central  Bohemia  Massif).  C.Sc.  Thesis,  Eötvös
Univ.
, Budapest (in Hungarian).

Buda  Gy.  1995:  Correlation  of  Middle  European  Variscan  grani-

toids. Habil. ThesisEötvös Univ., Budapest (in Hungarian).

Buda Gy., Koller F. & Ulrych J. 2004: Petrochemistry of Variscan

granitoids  of  Central  Europe:  Correlation  of  Variscan  grani-
toids of the Tisia and Pelsonia Terranes with granitoids of the
Moldanubicum, Western Carpathians and Southern Alps. A re-
view: Part I. Acta Geol. Hung. 47, 117—138.

Buggisch W. 1974: Die Bellerophonschichten der Reppwand (Gar-

tenkofel)  (Oberperm,  Karnische  Alpen).  Untersuchungen  zur
Fazies und Geochemie. Carinthia II. 164 (84), 17/26.

Buggisch W. 1978: Die Grödener Schichten (Perm, Südalpen). Sed-

imentologische und geochemische Untersuchungen zur Unter-
scheidung mariner und kontinentaler Sedimente. Geol. Rdsch.
67, 149—180.

Buggisch W. & Flügel E. 1980: Die Trogkofel-Schichten der Karnis-

chen Alpen. Verbreitung, geologische Situation und Geländebe-
fund. In: Flügel E. (Ed.): Die Trogkofel-Stufe im Unterperm der
Karnischen Alpen. Carinthia II. Sonderh. 36, 13—50.

Buggisch  W.,  Flügel  E.,  Leitz  F.  &  Tietz  G.F.  1976:  Die  fazielle

und paläogeographische Entwicklung im Perm der Karnischen
Alpen un in den Randgebieten. Geol. Rdsch. 65, 649—690.

Buser  S.  1974:  Neue  Ferstellungen  im  Perm  der  westlichen

Karawanken. Carinthia II. 164 (84), 27—37.

Buser  S.  1980:  Explanation  text  to  sheet  Celovec  (Klagenfurt)  of

Basic  geologic  map  SFR  Yugoslavia  1 : 100,000.  Geol.  Surv.
Yugosl.
, Belgrade, 1—62.

Buser  S.  &  Forke  H.  1996:  Lower  Permian  conodonts  from  the

Karavanke Mts. (Slovenia). Geologija 38 (1994/95), 153—171.

Buser  S.,  Grad  K.,  Ogorelec  B.,  Ramovš  A.  &  Šlibar  L.  1988:

Stratigraphical,  paleontological  and  sedimentological  charac-
teristic  of  upper  Permian  beds  in  Slovenia,  NW  Yugoslavia.
Mem. Soc. Geol. Ital. 34 (1986), 195—210.

Cambel B., Krá  J. & Burchart J. 1990: Isotope geochronology of the

Western Carpathians. Monograph, VEDA, Bratislava, 1—183 (in
Slovak, English summary).

Cassinis  G.  1966:  La  Formazione  di  Collio  nell’area-tipo  dell’alta

Val Trompia (Permiano inferiore bresciano). Riv. Ital. Paleont.
Stratigr
. 72, 507—590.

Cassinis G. 1985: Il Permiano nel Gruppo dell’Adamello alla luce

delle  ricerche  sui  coevi  terreni  delle  aree  contermini.  Mem.
Soc. Geol. Ital
. 26 (1983), 119—132.

Cassinis  G.  1986:  The  western  continental  area  of  the  Permian

Southalpine  Tethys.  In:  “Field  Conference  on  Permian  and
Permian-Triassic boundary in the South-Alpine segment of the
Western Tethys
”. Field GuidbookSoc. Geol. Ital., Commercial
Pavese, Pavia, 35—37.

Cassinis G. & Doubinger J. 1991: On the geological time of the typ-

ical  Collio  and  Tregiovo  continental  beds  in  the  southalpine
Permian  (Italy),  and  some  additional  observation.  Atti  Ticin.
Sci. Terra
 (Pavia) 34, 1—20.

Cassinis  G.,  Massari  F.,  Neri  C.  &  Venturini  C.  1988:  The  conti-

nental Permian in the Southern Alp (Italy). A review. Z. Geol.
Wiss
. 16, 1117—1126.

Cassinis G. & Perotti C.R. 1997: Tectonics and sedimentation in the

western sector of the Permian continental Collio Basin, South-
ern  Alp,  Italy.  In:  Prace  Panstwowego  Instytutu  Geologicz-
nego,  CLVII.  Proc.  Of  the  XIII.  Intern.  Congr.  of  the
Carboniferous  and  Permian,  1995,  Krakow,  Poland,  Part  2,
Warszawa, 25—32.

Cassinis  G.,  Massari  F.,  Neri  C.  &  Venturini  C.  1988:  The  conti-

nental Permian in the Southern Alps (Italy). A review. Z. Geol.
Wiss
. 16, 1117—1126.

Ceoloni P., Conti M.A., Mariotti N. & Nicosia U. 1986: New Per-

mian  tetrapod  footprints  from  Collio  Formation.  Mem.  Soc.
Geol. Ital
. 39, 45—65.

Ceoloni P., Conti M.A., Mariotti N., Mietto P. & Nicosia U. 1987:

Tetrapod footprints from Collio Formation (Lombardy, North-
ern Italy). Mem. Sci. Geol. 39, 213—233.

Ceoloni P., Conti M.A., Mariotti N., Mietto P. & Nicosia U. 1988:

Tetrapod footprint faunas from Southern and Central Europe.
Z. Geol. Wiss. 16, 895—906.

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

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

Dallmeyer  D.R.,  Neubauer  F.,  Handler  R.,  Fritz  H.,  Müller  W.,

Pana D. & Putiš M. 1996: Tectonothermal evolution of internal
Alps  and  Carpathians:  Evidence  from 

40

Ar/

39

Ar  mineral  and

whole rock data. Eclogae Geol. Helv. 89, 203—227.

Dallmayer  R.D.,  Neubauer  F.,  Pana  D.  &  Fritz  H.  1994:  Variscan

vs. Alpine tectonothermal evolution within the Apuseni Mts.,
Romania: Evidence from 

40

Ar/

39

Ar mineral ages. Rom. J. Tect.

Regional Geol. 75, 2, 65—76.

D’Amico  C.  1986:  Volcanic  sequence  in  Trentino-Alto  Adige.  In:

Italian  IGCP  203  Group, Field Conference on Permian and
Permian-Triassic boundary in the South-Alpine segment of the
Western Tethys
, Soc. Geol. Ital. & IGCP Proj. No. 203, 412
July  1986,  Brescia.  Field  Guide-book.  Tipolitogr.  Comm.
Pavese, 
Pavia, 16—22.

D’Amico C., Del Moro A., Freddo A. & Pardini G. 1980: Studio ra-

diometrico delle ignimbriti riolitische atesine, Gruppo Superi-
ore. Rend. Soc. Ital. Miner. Petrol. 36, 703—716.

Dimitrijević M.D. 1995: Geology of Yugoslavia. Monograph, Barex,

Beograd, 1—205 (in Serbian).

Dostal J., Vozár J., Keppie J.D. & Hovorka D. 2003: Permian vol-

canism in the Central Western Carpathians (Slovakia): Basin-
and-Range type rifting in the southern Laurussian margin. Int.
J. Earth Sci. (Geol. Rdsch
.) 92, 27—35.

Dimistrescu R. 1994: Les schistes cristallines des séries de Biharia

et de Muncel dans le Bihor Méridional. Rom. J. Petrology 76,
159—165.

Ebner F., Pamić J., Kovács S., Szederkenyi T., Vai G.B., Venturini C.,

Kräutner  H.G.,  Karamata  S.,  Krstić  B.,  Sudar  M.,  Vozár  J.,
Vozárová A. & Mioć P. 2004: Variscan Preflysch (Devonian—Ear-
ly Carboniferous) environments. In: Kovács S. et al. (Eds.): Tec-
tonostratigraphic  Terrane  and  Paleoenvironment  Maps  of  the
Circum-Pannonian  Region,  1 : 2,500,000.  Geol.  Inst.  Hung.,
Budapest.

Ebner  F.,  Vozárová  A.,  Kovács  S.,  Kräutner  H.G.,  Krstić  B.,

Szederkenyi T., Jamićić D., Balen D., Belak M. & Trajanova
M. 2008: Devonian—Carboniferous pre-flysch and flysch envi-
ronments in the Circum Pannonian Region. Geol. Carpathica
59, 159—195.

Exner  Ch.  1984:  Petrographie  und  Tektonik  des  Granitzuges  von

Nötsch (Kärnten). Jb. Geol. Bundesanst. 127, 557—570.

Farabegoli E., Flügel E., Levanti D., Noe S., Pasini M., Perri M.C. &

Venturini C. 1986: The Tarvisio Breccia and Val Gardena Sand-
stone: Lithostratigraphie and Paleoenvironments. The Permian/
Triassic  Boundary—Carnic  and  Comelico.  In:  Field  Conference
on Permian and Permian-Triassic Boundary in the South-Alpine
Segment  of  the  Western  Tethys.  Excursion  Guidebook.  Soc.
Geol. Ital., Commerciale Pavese,
 Pavia, 55—72.

Fazekas V., Majoros Gy. & Szederkény T. 1981: Late Paleozoic sub-

sequent volcanism in Hungary. IGCP Pr. 5, Newsleter 3, 61—69.

Fazekas V., Majoros Gy. & Szederkény T. 1987: Lower Permian vol-

canic sequences of Hungary. Acta Geol. Hung. 30, 1, 21—34.

Fenninger  A.,  Schönlaub  H.P.,  Holzer  H.L.  &  Flajs  G.  1976:  Zu

dem Basisbildungen der Auernigschichten in der Karnischen Al-
pen (Österreich). Verh. Geol. BundesanstWien 1976, 243—255.

background image

100

VOZÁROVÁ et al.

Filipović  I.,  Jovanović  D.,  Sudar  M.,  Pelikán  P.,  Kovács  S.,  Less

Gy.  &  Hips  K.  2003:  Comparison  of  the  Variscan—Early  Al-
pine evolution of the Jadar Block (NW Serbia) and “Bükkium”
(NE  Hungary)  terranes;  some  paleogeographic  implications.
Slovak Geol. Mag. 9, 1, 3—21.

Finger F. & Broska I. 1999: The Gemeric S-type granites in south-

eastern Slovakia: Late Paleozoic or Alpine intrusions? Evidence
from  electron-microprobe  dating  of  monazite.  Schweizer.  Min-
eral. Petrogr. Mitt
. 79, 439—443.

Finger F., Broska I., Haunschmid B., Hraško L., Kohút M., Krenn E.,

Petrík I., Riegel G. & Uher P. 2003: Electron-microprobe dating
of  monazites  from  Western  Carpathian  basement  granitoids:
plutonic evidence for an important Permian rifting event subse-
quent to Variscan crustal anatexis. Int. J. Earth. Sci. 92, 86—98.

Flügel E. 1971: Palökologische Interpretation des Zottachkopf-Pro-

files mit Hilfe von Kleinforaminiferen (Oberer Pseudoschwa-
gerinen-Kalk,  unteres  Perm:  Karnische  Alpen).  Carinthia  II.
Sonderh
. 28, 61—96.

Flügel  E.  1974:  Facies  Interpretation  der  unterpermischen  Sedi-

mente in den Karnischen Alpen. Carinthia II. 164 (84), 43—62.

Flügel E. 1977: Environmental models for Upper Paleozoic benthic

calcareous algal communities. In: Flügel E. (Ed.): Fossil algae.
Springer, Berlin—Heidelberg—New York—Wien, 314—343.

Flügel E. 1980: Der mikrofazies der Kalke in den Trogkofel-Schicht-

en der Karnische Alpen. In: Flügel E. (Ed.): Die Trogkofel-Stufe
im Unterperm der Karnischen Alpen. Carinthia II. Sonderh. 36,
51—99.

Flügel  E.  1981:  Lower  Permian  Tubiphytes/Archaeolithoporella

build-ups in the Southern Alps (Austria and Italy). In: Toomey
D.F. (Ed.): European fossil reef models. SEPM Spec. Publ. 30,
143—160.

Flügel  H.W.  1987:  Sphinctozoen  aus  den  Auernigschichten  des

Nassfeldes (Oberkarbon, Karnische Alpen, Österreich). Facies
16, 143—156.

Flügel  E.  &  Flügel-Kahler  E.  1980:  Algen  aus  den  Kalken  der

Trogkofel-Schichten  der  Karnischen  Alpen.  In:  Flügel  E.
(Ed.):  Die  Trogkofel-Stufe  im  Unterperm  der  Karnischen  Al-
pen. Carinthia II. Sonderh. 36, 113—182.

Flügel  E.,  Homann  W.  &  Tietz  G.F.  1971:  Litho-  und  Biofazies

eines Detailprofils in den Oberen Pseudoschwagerinen-Schich-
ten  (Unterperm)  der  Karnischen  Alpen.  Verh.  Geol.  Bunde-
sanst
Wien 1971, 10—42.

Flügel  E.,  Kochansky-Devidé  V.  &  Ramovš  A.  1984:  A  Middle

Permian calcisponge/algal/cement reef: Straža near Bled, Slo-
venia. Facies 10, 179—256.

Flügel E. & Krainer K. 1991: Allogenic and autogenic controls of

reef  mound  formation:  Late  Carboniferous  auloporid  coral
build-ups from the Carnic Alps, Italy. Neu. JbGeol. Paläont.
Mh
. 185, 39—62.

Fülöp J. 1984: The history of mineral resources of Hungary. Mono-

graphMuszaki Könyvkiadó, Budapest, 1—179 (in Hungarian).

Fülöp J. 1994: Geology of Hungary. Palezoic II. Akadémiai Kiadó,

Budapest, 1—447.

Fülöp  J.  1994:  Geology  of  Hungary.  Paleozoic  II.  Monogr.,

Akadémiai Kiadó, Budapest, 222—229 (in Hungarian).

Forke H. 2002: Biostratigraphic subdivision and correlation of Up-

permost  Carboniferous/Lower  Permian  sediments  in  the
Southern  Alps:  Fusulinoidean  and  conodont  faunas  from  the
Carnic Alps (Austria/Italy), Karavanke Mountains (Slovenia),
and Southern Urals (Russia). Facies 47, 201—276.

Frank W. 1987: Evolution of the Austroalpine elements in the Cre-

taceous.  In:  Flügel  H.W.  &  Faupl  P.  (Eds.):  Geodynamics  of
the Eastern Alps. Deuticke, Vienna, 379—406.

Fritz A. & Boersma M. 1984: Funderberichte über Pflanzenfossilien

aus  Kärnten  1984,  Beitrag  8:  Grenzlandbänke  (Rudniksattel,
Unterperm), Karnische Alpen. Carinthia II. 174 (94), 59—69.

Fritz A., Boersma M. & Krainer K. 1990: Steinkohlenzeitliche Pflan-

zenfossilien aus Kärnten. Carinthia IISonderh. 49, 1/189.

Frimmel H. 1986: Petrographie, Gefügenmerkmale und geochronol-

ogische Daten von Kristallingeröllen aus dem Oberkarbon der
Gurktaler Decke im Vergleich zum benachbarten Altkristallin.
Mitt. Gessel. Geol. Bergbaustud. Österr. 32, 39—65.

Gauri Kl. 1965: Uralian stratigraphy, trilobites and brachiopods of

the  western  Carnic  Alps  (Austria).  Jb.  Geol.  Bundesanst.
Sonderb
. 11, 1—94.

Golonka  J.  2000:  Cambrian-Neogene  plate  tectonic  maps.  Wy-

davnictwa Universytetu Jagiellonskiego, Krakow, 1—125.

Golonka  J.  2002:  Plate-tectonic  maps  of  the  Phanerozoic.  In:

Kiesling W., Flügel E. & Golonka J. (Eds.): Phanerozoic reef
patterns. SEPM Spec. Publ. 72, 21—75.

Golonka  J.,  Gahagan  L.,  Krobicki  M.,  Marko  F.,  Osczypko  N.  &

Ślączka A. 2006: Plate-tectonic evolution and paleogeography
of  the  circum-Carpathian  region.  In:  Golonka  J.  &  Pícha  F.J.
(Eds.):  The  Carpathians  and  their  foreland:  Geology  and  hy-
drocarbon resources. AAPG Mem. 84, 11—46.

Góczán F., Haas J. & Oravecz-Scheffer A. 1987: Permian-Triassic

boundary  in  the  Transdanubian  Central  Range.  Acta  Geol.
Hung.
 30, 35—58.

Gräf W. & Ramovš A. 1965: Rugose Korallen aus dem Jungpaläo-

zoikum Sloweniens (NW Jugoslawien). Geologija 8, 160—189.

Grecula P. & Együd K. 1982: Lithostratigraphy of Upper Paleozoic

and  Lower  Triassic  strata  of  the  Zemplínske  vrchy  Hills  (SE
Slovakia). Miner. Slovaca 14, 3, 221—239 (in Slovak).

Haas J., Tóth-Makk Á., Góczán F., Oraveczné-Scheffer A., Oravecz J.

& Szabó I. 1988: Lower Triassic key sections in the Transdanubi-
an Mid-Mountains. Ann. Inst. Geol. Publ. Hung. 65, 1—356.

Haas J., Mioć P., Pamić J., Tomljenović B., Árkai P., Bérczi-Makk

A.,  Koroknai  B.,  Kovács  S.  &  Rálisch-Felgenhauer  E.  2000:
Complex structural pattern of the Alpine-Dinaridic-Pannonian
triple junction. Int. J. Earth Sci. 89, 377—389.

Haas  J.,  Hámor  G.,  Jámbor  Á.,  Kovács  S.,  Nagymarosy  A.  &

Szederkényi T. 2001: Geology of Hungary. In: Haas J. (Ed.):
Monography. Eötvös University Press, Budapest, 1—308.

Hahn G., Hahn R. & Ramovš A. 1983: A new contribution on the

Gzhelian  trilobites  in  the  western  Karavanke  Mountains.
Geologija 26, 109—115.

Hahn  G.  &  Hahn  R.  1987:  Trilobiten  aus  der  Karbon  von  Nötsch

und  aus  den  Karnischen  Alpen  Österreichs.  Jb.  Geol.  Bunde-
sanst
. 129, 567—619.

Hahn G., Hahn R. & Schneider G. 1989: Neue Trilobitenfunde aus

der  Waidegg  Formation  (hohes  Oberkarbon)  der  Karnischen
Alpen (Österreich). Jb. Geol. Bundesanst. 132, 645—664.

Hahn G., Hahn R. & Ramovš A. 1990: Trilobiten aus dem Unter-

Perm (Trogkofel-Kalk, Sakmarium) der Karawanken in Slowe-
nien. Geologica et Palaeont. 24, 139—171.

Hartkopf-Fröder  C.  &  Krainer  K.  1990:  Fluviatile  und  lakustrine

Sedimente  innerhalb  der  permischen  Bozener  Quartzpor-
phyrabfolge  (Südtirol/Italien):  Ihre  biostratigraphische  und
paläoekologische  Bedeutung.  Sediment.  ‘90,  Bonn  (Abstr.),
Geol. Inst., Univ. Bonn, 1—3.

Hauboldt  H.  1996:  Ichnotaxonomie  und  Klassifikation  von  Tet-

rapodenfährten aus dem Perm. Hallesches Jhb. Geowiss. B 18,
23—88.

Hauboldt  H.  &  Katzung  G.  1975:  Die  Position  der  Autun/Saxon

Grenze  (Unteres  Perm)  in  Europa  und  Nordamerika.  Schr.
Geol. Wiss
. 3, 87—138.

Heer O. 1877: On Permian plants occuring in the environs of Pécs.

Ann. Hung. Geol. Inst. 5, 1, 1—16.

Heritsch F. 1933: Die Stratigraphy von Oberkarbon und Perm in den

Karnischem Alpen. Mitt. Geol. Gessel. Wien 26, 162—189.

Heritsch  F.  1938:  Die  stratigraphische  Stellung  des  Trogkofelka-

lkes. Neu. Jb. Min. etc., Bd. 79, Abt. B, 63—186.

background image

101

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

Heritsch F. 1939: Karbon und Perm in den Südalpen und die Südos-

teuropa. Geol. Rdsch. 30, 529—587.

Homan W. 1969: Fazielle Gliederung der Unteren Pseudoschwager-

inenkalke (Unter Perm) der Karnischen Alpen. Neu. Jb. Geol.
Paläont. Mh
. 1969, 265—280.

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

the Pannonian basin. Tectonophysics 226, 333—357.

Hrvatović H. 1998: Structural data on the metamorphic complex of

the Mid-Bosnian Schist Mountains. Abstr. XVI

th

 Congr. Carp.-

Balkan Geol. Ass., Vienna, 220.

Hrvatović H., Ćorić S., Schönlaub H.P., Suttner T. & Corradini C.

2006:  The  conodonts  from  Paleozoic  of  the  Mid-Bosnian
Schist  Mountains,  Central  Dinarides  (Bosnia  and  Herzegovi-
na). Proc. XVIII

th

 CBGA Congr., Belgrade, 226—228.

Italian IGCP 203 Group (Eds.) 1986: Permian and Permian-Triassic

boundary in the South-Alpine segment of the western Tethys.
Field Guide-Book. SGI & IGCP Proj. 203, Pavia, 1—182.

Jelen M., Budkovič T. & Grad K. 1981: Crucisaccites variosulcatus

Gjupina from Permian beds of the uranium deposit of Žirovski
vrh. Geologija 24/2, 319—325 (in Slovenian).

Jowett  E.C.  &  Jarvis  G.T.  1984:  Formation  of  foreland  rifts.  Sed.

Geol. 41, 51—72.

Kahler F. 1983: Fusuliniden aus Karbon und Perm der Karnischen

Alpen und der Karawanken. Carinthia II. Sonderh. 41, 1—107.

Kahler F. 1985: Oberkarbon und Unterperm der Karnischen Alpen.

Ihre  Biostratigraphie  mit  Hilfe  der  Fusuliniden.  Carinthia  II.
Sonderh. 42, 1—93.

Kahler F. 1986: Ein Normalprofil der Fusuliniden-Stratigraphie im

Oberkarbon  und  Unterperm  der  Karnischen  Alpen.  Carinthia
II.
 176 (96), 1—17.

Kahler  F.  &  Kahler  G.  1980:  Fusuliniden  aus  den  Kalken  der

Trogkofel-Schichten  der  Karnischen  Alpen.  In:  Flügel  E.
(Ed.):  Die  Trogkofel-Stufe  im  Unterperm  der  Karnische  Al-
pen. Carinthia IISonderh. 36, 183—254.

Karamata S. 2006: The geological development of the Balkan Penin-

sula related to the approach, collision and compression of Gond-
wanan and Eurasian units. In: Robertson A.H.F. & Mountrakis
D.  (Eds.):  Tectonic  development  of  the  Eastern  Mediterranean
Region. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 260, 155—178.

Karamata S. & Krstić B. 1996: Terranes of Serbia and neighbouring

areas. In: Kniezević V. & Krstić B. (Eds.): Terranes of Serbia.
Fac. Min. Geol. Univ. Belgrade, Comm. Geol. Serb. Acad. Sci.
Arts., 
Belgrade, 25—40.

Karamata S., Krstić B., Dimitrijević D.M., Dimitrijević M.N., Kne-

zević  V.,  Stojanov  R.  &  Filipović  I.  1997:  Terranes  between
the Moesian Plate and Adriatic Sea. In: Papanikolaou D. (Ed.):
IGCP Project No. 276. Terrane maps and terrane descriptions.
Ann. Géol. Pays Hellén. 
37, 193—599.

Klaus  W.  1965:  Zur  Einstufung  alpiner  Saltztone  mittels  Sporen.

Verh. Geol. Bundes. Anst. Sh. G, 288—292.

Kober V. 1984: Zur Genese der Tarviser Breccie in den Karawanken,

NW-Jugoslawien.  Sonderveröffentl.  Geol.  Inst.  Univ.  Köln  56,
1—155.

Kohút M. & Stein H. 2005: Re-Os molybdenite dating of granite-re-

lated  Sn-W-Mo  mineralization  at  Hnilec,  Gemeric  Superunit,
Slovakia. Miner. Petrology 85, 117—129.

Kochansky-Devidé V. 1965: Die ältesten Fusulinidenschichten Slo-

weniens. Geol. Vjesnik 18/2 (1964), 333—336.

Kochansky-Devidé  V.  1970:  Die  Kalkalgen  des  Karbons  vom

Velebit-Gebirge (Moskovien und Kasimovien). Paleont. Jugosl.
10, 1—32.

Kochansky-Devidé  V.  1971:  Upper  Carboniferous  biostratigraphy

in the western Karawanken based on microfossils. Razprave 4.
Razr. SAZU
 XIV/6, 205—211 (in Slovenian).

Kochansky-Devidé V. 1965: Die ältesten Fusulinidenschichten Slo-

weniens Geol. Vjesnik 18/2 (1964), 333—336.

Kochansky-Devidé  V.  &  Ramovš  A.  1966:  Stratigraphic  evolution

based  on  the  Upper  Carboniferous  microfossils  in  the  western
Karawanken. Razprave 4. razr. SAZU 9, 299—333 (in Slovenian).

Kochansky-Devidé V., Buser S., Cajhen J. & Ramovš A. 1973: De-

tailliertes  Profil  durch  die  Trogkofel-Schichten  am  Bache  Ko-
sutnik in den Karawanken. Razprave 4. razr. SAZU 16, 169—200
(German summary).

Kodsi G.M. 1967: Die Fauna der Bank’s des Auernig (Oberkarbon;

Karnische Alpen, Österreich). Carinthia II. 157 (77), 59—81.

Kolar-Jurkovšek T. & Jurkovšek B. 1985: New Palaeozoic macroflo-

ra from the Sava Folds area between Ljubljana and Litija (Slo-
venia, NW Yugoslavia)). Razprave 4. razr. SAZU 26, 199—218
(in Slovenian).

Kolar-Jurkovšek T. & Jurkovšek B. 1986: Carboniferous (Westpha-

lian) Macroflora from Zavrsnik. Rud.-Metalur. Zbor(Ljublja-
na) 
33/1—2, (in Slovenian).

Kolar-Jurkovšek T. & Jurkovšek B. 1990: Carboniferous Macroflo-

ra between Janče and Polšnik in the Sava Folds. Rud.-Metalur.
Zbor
(Ljubljana) 37/3, 367—389 (in Slovenian).

Kolar-Jurkovšek T. & Jurkovšek B. 1993: Frasnian and Visean—Na-

murian conodont fauna at Praprotno, Slovenia. Riv. Ital. Pale-
ont. Stratigr
. V. 99, 4, 427—440.

Kotov A.B., Miko O., Putiš M., Korikovsky S.P., Bereznaya N.G.,

Krá  J. & Krist E. 1996: U/Pb dating of zircons of postorogen-
ic  acid  metavolcanics  and  metasubvolcanics:  a  record  of  Per-
mian-Triassic taphrogeny of the Western Carpathian basement.
Geol. Carpathica 47, 73—79.

Kovách Á., Svingor E. & Grecula P. 1986: Rb/Sr isotopic ages of

granitoid rocks from the Spiš-Gemer metalliferous Mts., West
Carpathians, Eastern Slovakia. Miner. Slovaca 18, 1—14.

Kovács  S.,  Breznyansky  K.,  Ebner  F.,  Pamić  J.,  Gaetani  M.,  Vai

G.B.,  Kräutner  H.G.,  Vozár  J.,  Vozárová  A.  &  Karamata  S.
2004: Tectono-stratigraphic  Terrane  and  Paleoenvironment
Maps  of  the  Circum-Pannonian  Region.  32

nd

  IGC  Florence

2004, Sci. Sessions, Abstr. 2, 1245.

Kozur H. 1985: Biostratigraphic evaluation of the Upper Paleozoic

conodonts,  ostracods  and  Holothurian  sclerites  of  the  Bükk
Mts. Part II: Upper Paleozoic ostracods. Acta Geol. Hung. 28,
225—256.

Kozur  H.  &  Mock  R.  1977:  Erster  Nachweis  von  Conodonten  im

Paleozoikum (Karbon) der Westkarpaten. Čas. Mineral. Geol.
22, 3, 299—305.

Krainer K. 1989a: Molassesedimentation im Oberkarbon der Ostal-

pen  am  Beispiel  der  Stangnock-Formation  am  NW-Rand  der
Gurktaler  Decke  (Östereich).  Zbl.  Geol.  Paläontol.  Teil  I.,
807—820.

Krainer  K.  1989b:  Die  fazielle  Entwicklung  der  Oberkarbonsedi-

mente  (Stangnock-Formation)  am  NW-Rand  der  Gurktaler
Decke. Carinthia II. 179 (99), 371—382.

Krainer  K.  1990:  Ein  Beitrag  zum  Oberkarbon  der  Steinacher

Decke  (“Karbon  des  Nosslacher  Joches“,  Tirol).  Mitt.  Ges.
Geol. Bergbaustud. Österr
. 36, 87—99.

Krainer K. 1992: Facies, Sedimentationsprozesse und Paläogeogra-

phie im Karbon der Ost- und Südalpen. Jb. Geol. Bundesanst.
135, 99—103.

Krainer K. 1993: Late- and Post-Variscan Sediments of the Eastern

and Southern Alps. In: von Raumer J.F. & Neubauer F. (Eds.):
Pre-Mesozoic Geology in the Alps. MonographSpringer Ver-
lag
, 537—564.

Kräutner  H.G.  1989:  Stratigraphic  correlation  forms  in  the  East

Carpathians (Romania). Rend. Soc. Geol. Ital. 12, 305—312.

Kräutner H.G. 1996: Alpine and Pre-Alpine terranes in the Roma-

nian  South  Carpathians  and  equivalents  south  of  the  Danube.
In:  Knezević  V.  &  Krstić  B.  (Eds.):  Terranes  of  Serbia.  Bel-
grade, 53—58.

Kräutner H.G. 1997: Alpine and Pre-Alpine terranes in the Roma-

background image

102

VOZÁROVÁ et al.

nian Carpathians and Apuseni Mts. In: Papanikolaou D. (Ed.):
IGCP Project No. 276. Terrane maps and terrane descriptions.
Ann. Géol. Pays Hellén. 37, 331—400.

Kräutner H.G., Sassi F.P., Zirpoli G. & Zulian T. 1975: The pressure

characters  of  the  pre-Alpine  metamorphisms  in  the  East  Car-
pathians (Romania). Neu. Jb. Mineral., Abh. 125, 3278—296.

Kräutner  H.G.,  Nastaseanu  S.,  Berza  T.,  Stanoiu  I.  &  Iancu  V.

1981: Metamorphosed Paleozoic in the South-Carpathians and
its  relations  with  the  Pre-Paleozoic  basement.  Guidebook  se-
ries,  16  (Exc.  B1,  22-Congr.  Carpatho-Balkan  Geol.  Assoc.,
1981), 
Bucuresti, 1—116.

Kräutner H.G. & Krstić B. 2001: Correlation of Alpine and Pre-Al-

pine  structural  units  within  the  Southern  Carpathians  and  the
Eastern  Balkanides.  In:  Ádám  A.,  Szarka  L.  &  Szendröi  J.
(Eds.): Pancardi 2001. Pancardi, II, Abstracts, Sopron, CP-14.

Krs M., Krsová M. & Pruner P. 1996: Paleomagnetism and paleo-

geography  of  Western  Carpathians  from  the  Permian  to  the
Neogene.  In:  Morris  A.  &  Tarling  D.H.  (Eds.):  Paleomag-
netism and tectonophysics of the Mediterranean Region. Geol.
Soc., Spec. Publ. 
105, 175—184.

Krstić B. & Maslarević Lj. 1970: Westphallian Volcanogenic-Sedi-

mentary Series on Stara Planina  (Eastern Serbia). Vjesnik, Se-
ries A
  28, 431—436.

Krstić  B.  &  Karamata  S.  1992:  Terranes  of  the  Serbian  Carpatho-

Balkanides.  Comptes  Rendus  des  Seances  de  la  Soc.  Serb.  de
Geol., livre jubilaire (1891
1991), Beograd, 57—74.

Krstić B. & Maslarević Lj. 1997: The Palaeozoic of Đerdap. Geolo-

gy of Đjerdap area. In: Grubić A. & Berza T. (Eds.): Geology
in the Danube Gorges (Yugoslavia and Romania).  Internation-
al Symposium,  25—28,  Geoinstitut, Special edition,
 Belgrade-
Bucharest.

Krstić B., Maslarević Lj., Ercegovac M., Sudar M. & Đajić 2004:

Devonian in the Carpatho-Balkanides of Eastern Serbia. Bull.
T. CXXX, Acad. Serbe Sci. Arts, Cl. Sci. Math. Nat., Sci. Nat.
42, 7—16.

Krstić  B.,  Filipović  I.,  Maslarević  Lj.,  Sudar  M.  &  Ercegovac  M.

2005: Carboniferous of the Central part of the Balkan Peninsu-
la. Bull.  T.  CXXX,  Acad.  Serbe  Sci.  Arts,  Cl.  Sci.  Math.  Nat.,
Sci. Nat.
 43, 42—56.

Kullmann J. & Ramovš A. 1980: Cephalopoden aus dem Oberkar-

bon (Gzhelium) und Unterperm der Karawanken. Geologica et
Palaeontologica
 14, 195—208.

Kutterolf  S.  2001:  Die  klastischen  Sedimente  der  karbonen  Hoch-

wipfel- und Auernig-Formation der Ostkarawanken (Österreich/
Slowenien); Sedimentologie, Geochemie und Provenanz. Dok-
tordissertation. Fak. Geo-Biowiss. Univ. Stuttgart, 1—182.

Majoros Gy. 1983: Lithostratigraphy of the Permian formations of the

Transdanubian Central Mountains. Acta Geol. Hung. 26, 7—20.

Massari F., Conti M.A., Fontana D., Helmold K., Mariotti N., Neri

C., Nicosia U., Ori G.G., Pasini M. & Pittau P. 1988: Die Val
Gardena Sandstone and Bellerophone Formation in the Bletter-
bach Gorge (Alto Adige, Italy): biostratigraphy and sedimen-
tology. Mem. Sci. Geol. 40, 229—273.

Massari  F.  &  Venturini  C.  1990:  The  significance  of  the  Auernig

Group cyclicity. In: Venturini C. (Ed.): Field workshop on Car-
boniferous to Permian sequence of the Pramolo-Nassfeld basin
(Carnic Alps). Guidbook. Arti Grafishe Friulani, 81—86.

Mazzoli  C.  &  Vozárová  A.  1998:  Subduction  related  processes  in

the Bôrka Nappe (Inner Western Carpathians): a geochemical
and  petrological  approach.  In:  M.  Rakús  (Ed.):  Geodynamic
development of the Western Carpathians, Monogr. Dionýz Štúr
Publish.
, Bratislava, 89—106.

Mlakar I. 1987: A contribution to the knowledge of the geological

structure of the Sava Folds and their southern border. Geologi-
ja
 28, 29, (1985/86), 157—182 (in Slovenian).

Mlakar I. 1994: On the problems of the Litija ore field. Geologija

36, (1993), 249—338 (in Slovenian).

Mlakar I. 2003: The problems of Paleozoic beds and reconstruction

of the Middle Permian sedimentary basin in Western Slovenia.
Geologija 46/1, 5—39 (in Slovenian).

Mlakar  I.,  Skaberne  D.  &  Drovenik  M.  1993:  On  the  geological

structure  and  mineralization  in  Carboniferous  rocks  north  of
Litija, Slovenia. Geologija 35, (1992), 229—286 (in Slovenian).

Mello  J.  (Ed.),  Elečko  M.,  Pristaš  J.,  Reichwalder  P.,  Snopko  L.,

Vass D., Vozárová A., Gaál  . et. al. 1997: Explanation text to
the  geological  map  of  the  Slovenský  Kras,  1 : 50,000.  D.  Štúr
Inst. Geol.
, Bratislava, 1—255 (in Slovak, English summary).

Milovanović  D.  1984:  Petrology  of  the  Drina-Ivanjica  Paleozoic

– low grade rocks. Glasnik Prirodn. MuzejaBeograd A 39,
13—139 (in Serbian).

Mišík M., Chlupáč I. & Cicha I. 1985: Stratigraphical and Historical

Geology. Slovak Pedagogic. Publ. House, Bratislava, 1—575 (in
Slovak).

Menning M. 1995: A numerical time scale for the Permian and Tri-

assic  periods.  In:  Scholle  P.A.,  Peryt  T.M.  &  Ulmer-Scholle
D.S. (Eds.): The Permian of Northern Pangea. Paleogeogr. Pa-
leoclimatol. Stratigr.
 Vol. 1. Springer, Berlin, 77—97.

Muresan  M.  1970:  Sur  la  présence  du  Paléozoique  supérieur  non

métamorphisé sous faci

è

s continental, dans la Zone Cristallino-

Mésozoique  des  Carpathes  Orientales.  D.S.  Com.  Stat  Geol.,
Inst. Geol., Bucuresti
 56/4, 5—17.

Nastaseanu  S.  &  Boldur  C.  1964:  Observation  concernant  la

présence du Carbonif

è

re  et  du  Dogger 

à

  Valeapai.  D.S.  Com.

Geol. L. 2, Bucuresti, 13—71.

Nastaseanu  S.,  Stanoiu  I.  &  Bitoianu  C.  1973:  Corelares  formatiu-

nilor  hercinice  (Westphalian-Permian)  des  partes  vestica
a carpatilor Meridionali. Ann. Inst. Geol(Bucuresti) 40, 71—109
(in Roumanian).

Nastaseanu  S.,  Bercia  I.,  Iancu  V.,  Vlad  S.  &  Hîrtopanu  I.  1981:

The structure of the South Carpathians (Mehedinti-Banat area).
IGG Guidebook Ser. 22, Bucuresti, 1—100.

Nastaseanu S. & Kräutner H.-G. 1990: Geotraverse G in the South

Carpathians: stratigraphic correlation forms. Rend. Soc. Geol.
Ital
. 12, 339—348.

Němejc  F.  1953:  Introduction  to  stratigraphy  of  coal  basins  of

Czechoslovakia  based  on  Macroflora.  Monogr.,  Acad.  Sci.,
Prague, 1—173 (in Czech).

Němejc F. & Obrhel J. 1958: Evaluation of some plant impressions

from  Permian-Carboniferous  of  Slovakia.  Zpr.  Geol.  Výzk.
1957
ÚÚG, Prague, 165—166 (in Czech).

Neubauer F. & Herzog 1985: Das Karbon der Stolzalpendecke Mit-

telkärtens  –  Implicationen  für  die  variszische  Orogenese  im
Ostalpin. Anz. Österr. Akad. Wiss. Math.-NaturwissK1. 1985,
105—109.

Neubauer F., Handler R., Hermann S. & Paulus G. 1994: Tectonos-

tratigrapy and structure of the eastern Graywacke Zone, East-
ern Alps. Mitt. Österr. Geol. Ges. 87, 61—74.

Novak M. & Forke H.C. 2005: Updated fusulinid biostratigraphy of

Late  Paleozoic  rocks  from  the  Karavanke  Mts.  (Slovenia).  In:
Hubmann B. & Piller W.E. (Eds.): 75. Jahrestagung der Paläon-
tologischen Gesellschaft, Graz, 27. Aug.—2. Sept. 2005: Beitrag-
skurzfassungen.  Berichte  des  Institutes  für  Erdwissenschaften
Karl-Franzens-Universität Graz
, Bd. 10. Institut für Erdwissen-
schaften,  Bereich  Geologie  und  Paläntologie,  Karl-Franzens-
Universität, Graz, 90—91.

Oberhauser  R.  (Ed.)  1980:  Die  geologische  Aufbau  Östereichs.

Springer, Berlin—Heidelberg—New York—Wien, 1—699.

Ori  G.G.  &  Venturini  C.  1981:  Facies  continentali  permiane  nelle

Alpi Carniche. Rend. Soc. Geol. Ital. 3, 21—24.

Ori G.G., Dalla S. & Cassinis G. 1986: Depositional history of the Per-

mian continental sequence in the Val Trompia-Passo Croce Domi-
ni area (Brescian Alps, Italy). Mem. Soc. Geol. Ital. 34, 141—154.

à

 

è

 

è

 

background image

103

LATE VARISCAN ENVIRONMENTS IN THE CIRCUM PANNONIAN REGION

Pamić  J.  &  Lanphere  M.  1991:  Hercynian  magmatic  and  metamor-

phic rocks in the areas of Pamuk, Psunja, Krndije and in the Pan-
nonian  basement  in  Slavonia.  Geologija  34,  81—253  (in
Croatian).

Pamić J., Jelaska V., Gušić I., Šikić K., Belak K. & Tomić V. 1997:

Tectonostratigraphic Units and Terranes between the Adriatic
Sea and Southern Pannonian Basin. In: Papanikolaou D. (Ed.):
IGCP  Project  No. 276.  Terrane  Maps  and  Terrane  Descrip-
tions. Ann. Géol. Pays Hellén. 37, 193—599.

Pamić  J.  &  Tomljenović  B.  1998:  Basic  geological  data  from  the

Croatian  part  of  Zagorje  –  Midtransdanubian  Zone.  Acta
Geol. Hung
. 40, 1, 37—56.

Pana D.I., Heaman L.M., Creaser R.A. & Erdmer P. 2002: Pre-Al-

pine crust in the Apuseni Mts., Romania: insights from Sm-Nd
and U-Pb data. J. Geol. 110, 341—354.

Pantić N. 1955a: Contribution a la connaissance de la paleoflora de

Serbie (I). Zb. Rad. GeolInst. “Jovan Ujović” 8, 203—219 (in
Serbian, French summary).

Pantić N. 1955b: Annex to cognition of paleofloras of Serbia (II).

Geol.  An.  Balkan.  Poluostr.  23,  75—89  (in  Serbian,  English
summary).

Pavelescu  L.,  Pop  G.,  Ailenei  G.,  Ene  I.,  Soroiu  M.  &  Poescu  G.

1975:  K-Ar  age  determinations  from  the  Apuseni  and  Banat
Mts. Rev. Roum. Géophys. 19, 67—79.

Pešić L., Ramovš A., Sremac J., Pantić-Prodanović S., Filipović I.,

Kovács S. & Pelikán P. 1988: Upper Permian deposits of the
Jadar region and their position within the Western Paleotethys.
Mem. Soc. Geol. Ital. 34, 211—219.

Petrík  I.,  Broska  I.,  Bezák  V.  &  Uher  P.  1995:  The  Hrončok  type

granite, a Hercynian A-type granite in schear zone. Miner. Slo-
vaca
 27, 351—363 (in Slovak, English summary).

Planderová E. 1979: Biostratigraphic determination of Carbonifer-

ous in the Choč Nappe based on palynology. Geol. Práce, Spr.
72, 31—61 (in Slovak).

Papanikolaou D. (Ed.) 1997: IGCP Project No. 276. Terrane maps

and terrane descriptions. Ann. Géol. Pays Hellén. 37, 193—599.

Planderová  E.  1980:  New  results  about  age  of  the  “Rožňava-

Železník Group”. Geol. Práce, Spr. 74, 113—128 (in Slovak).

Planderová  E.  &  Vozárová  A.  1978:  Upper  Carboniferous  in  the

Southern  Veporicum.  Geol.  Práce,  Spr.  70,  129—141  (in  Slo-
vak, English summary).

Planderová E. & Vozárová A. 1982: Biostratigraphical correlation

of  the  Late  Paleozoic  in  the  West  Carpathians.  In:  Sassi  F.P.
(Ed.): Newsletter 4, IGCP Pr. No. 5, Padova, 67—71.

Planderová  E.,  Sitár  V.,  Grecula  P.  &  Együd  K.  1981:  Biostrati-

graphical evaluation of graphitic shales of Zemplín Hills. Min-
er. Slovaca
 13, 97—128 (in Slovak).

Poller U., Uher P., Broska I., Plašienka D. & Janák M. 2002: First

Permian-Early  Triassic  ages  for  tin-bearing  granites  from  the
Gemeric  unit  (Western  Carpathians,  Slovakia):  connection  to
the post-collisional extension of the Variscan orogen and S-type
granite magmatism. Terra Nova 14, 41—48.

Protić  L.,  Filipović  I.,  Pelikán  P.,  Jovanović  D.,  Kovács  S.,  Sudar

M.,  Hips  K.,  Less  Gy.  &  Cvijić  R.  2000:  Correlation  of  the
Carboniferous,  Permian  and  Triassic  sequences  of  the  Jadar
Block, Sana-Una and “Bükkium” Terranes. In: Karamata S. &
Janković  S.  (Eds.):  Proceedings  of  the  International  Sympo-
sium  Geology  and  Metallogeny  of  the  Dinarides  and  Vardar
Zone.  Acad.  Scien.  Arts.  Rep.  Srpska,  Collection  and  Mono-
graphs
 1, Dept. Nat., Mat. and Techn. 1, 61—69.

Putiš  M.,  Kotov  A.B.,  Uher  P.,  Salnikova  E.B.  &  Korikovsky  S.

2000: Triassic age of the Hrončok pre-orogenic A-type granite
related  to  continental  rifting:  a new  results  of  U/Pb  isotope
dating (Western Carpathians). Geol. Carpathica 51, 59—66.

Rakusz Gy. 1932: Die oberkarbonischen Fosilien von Dobšiná und

Nagyvisnyo. Geol. Hung., Ser. Paleont. 8, 1—219.

Ramovš  A.  1963:  Biostratigraphy  der  Trogkofel-Stufe  in  Jugosla-

wien. Neu. Jb. GeolPaläontol. Monatsch. 1963, 382—388.

Ramovš  A.  1968:  Biostratigraphy  der  klastishen  Entwicklung  der

Trogkofelstufe in der Karawanken und Nachbargebieten. Neu.
Jb. Geol. Paläontol
Abh. 131, 72—77.

Ramovš A. 1990: Lower Devonian and Lower Carboniferous Con-

odonts in the Pebbles of the Lower Permian Conglomerate at
Podlipoglav,  east  of  Ljubljana,  Yugoslavia.  Geologija,  Abstr.
31, 32.

Ramovš  A.  &  Kochansky-Devidé  V.  1979:  Die  Entwicklung  des

Jungpaläozoikums in der Umgebung von Ortnek in Unterkrain.
Razpr. 4. raz. SAZU 8, 323—416.

Ramovš A. & Jurkovšek 1976: Middle Carboniferous Pebbles and

Cobbles  from  the  Trogkofel  Quartz  Conglomerate  at  Podli-
poglav. Geologija 19, 34—44 (in Slovenian).

Ramovš  A.,  Hinterlechner-Ravnik  A.,  Kalenić  M.,  Karamata  S.,

Kochansky-Devidé V., Krstić B., Kulenović E., Mirković M.,
Petkovsky  P.,  Sremac  J.  &  Temkova  V.  1990:  Stratigraphic
correlation forms of the Yugoslav Paleozoic. Rend. SocGeol.
Ital.
 12 (1989), 359—383.

Remy W. & Remy R. 1978: Die Flora des Perms im Trompia-Tal

und  die  Grenze  Saxon-Thuring  in  den  Alpen.  Argumenta
Palaebot
. Münster 5, 57—90.

Rojkovič I. 1997: Uranium mineralization in Slovakia.  Acta  Geol.

Univers. Comen., Monogr., Bratislava, 1—117.

Rojkovič  I.  &  Konečný  P.  2005:  Th-U-Pb  dating  of  monazite  from

the Cretaceous uranium vein mineralization in the Permian rocks
of the Western Carpathians. Geol. Carpathica 56, 6, 493—502.

Scotese C.R. & McKerrow W.S. 1990: Revised world maps and in-

troduction. In: McKerrow W.S. & Scotese C.R. (Eds.): Paleo-
zoic Paleogeography and Biogeography. Geol. Soc. Mem. 12,
1—21.

Sitár  V.  &  Vozár  J.  1973:  Die  ersten  Makrofloren  Funde  in  dem

Karbon  der  Choč  Einheit  in  der  Niederen  Tatra  (Westkarpat-
en). Geol. Zbor. Geol. Carpath. 24, 2, 441—448.

Schaltegger  U.  &  Brack  P.  1999:  Short-lived  events  of  extension

and  volcanism  in  the  Lower  Permian  of  the  Southern  Alps
(Northern  Italy,  Southern  Switzerland).  J.  Conf.,  EUG  10,
March 28th—April 1st, Abstract Vol
., Strasbourg, 296—297.

Schönlaub H.P. 1982: Die Grauwackenzone in den Eisenerzer Al-

pen (Österreich). Jb. Geol. B.A. 124, 361—423.

Schönlaub H.P. & Histon K. 2000: The Paelozoic evolution of the

Southern Alps. Mitt. Österr. Geol. Ges. 92, 15—34.

Skaberne D. 2002: Facies, evolution and interpretation of sedimen-

tary environment of the uranium-bearing Brebovnica Member
of the Val Gardena Formation in the Žirovski vrh area (W Slo-
venia). Geologija 45/1, 163—188 (in Slovenian).

Sremac J. 1991: Zone Neoschwagerina craticulifera in the Middle

Velebit Mt. (Croatia, Yugoslavia). Geologija 34, 7—55.

Sremac J. 2005: Equatorial shelf of the Paleozoic Supercontinent –

Cradle of the Adriatic Carbonate Platform. Geol. Croatica 58,
1—20.

Stan  N.  1983:  Permian  volcanism  in  the  Codru-Moma  Mts.  Revue

Roum. Géol. Géophys. Géogr., Ser. Géol. 27, 23—28.

Stan  N.  1984:  Contributions  to  the  mineralogical  and  petrochemical

study of the ignimbritic rocks from the Codru-Moma Mts. (Apus-
eni Mts.). D.S. Inst. Geol. Geofiz. 68, 1, 221—232.

Stan N. 1987: Upper Carboniferous and Permian volcanics from Ro-

mania.  In:  Flügel  H.W.,  Sassi  F.P.  &  Grecula  P.  (Eds.):  Pre-
Variscan and Variscan events in the Alpine-Mediterranean Belt.
Miner. Slovaca – Monograph, Alfa-Bratislava, 445—456.

Stan  N.  &  Udrescu  C.  1980:  L’étude  pétrochimique  des  roches

spilitiques  de  Codru-Moma  (Monts  Apuseni  –  Roumanie).
Ler  gen

è

se.  Revue  Roum.  Géol.  Géophys.  Géogr.,  Ser.  Géol.

24, 83—98.

Stan N., Colios E. & Bratosin I. 1986: Permian ignimbritic rocks of

è

 

background image

104

VOZÁROVÁ et al.

the  South  Banat  (Svinita—Baia  Noua—Tîlva  Frasinului).  D.S.
Inst.  Geol.  Geofiz.,  Mineralog.  Petrolog.  Geochem
.  70—71,
203—216.

Stilla  Al.  1985:  Géologie  de  la  région  de  Hateg-Cioclovina-Pui-

Banita  (Carpathes  Méridionales).  An.  Inst.  Geol.  Geofiz.  Bu-
curesti 
66, 91—179.

Szederkény T. 1997: Metamorphic formations of the Hungarian part

of  Tisza  Unit  (Tiia  Composite  Terrane)  and  their  correlation.
In: Haas J. (Ed.): Fülöp József emlékkönyv. Akadémiai Kiadó,
Budapest, 133—147 (in Hungarian).

Šuf J. 1963: Ergebnisse der geologischen Untersuchungen im Gebi-

ete von Štítnik. Geol. Práce, Spr. 27, 63—68 (in Czech, German
summary).

Tenchov Y. 1980: Die paläozoische Megaflora von Östereich. Eine

Übersicht. Verh. Geol. Bundesants. Wien 1980, 161—174.

Tollmann  A.  1964:  Das  Permoskyth  in  den  Ostalpen  sowie  Alter

und Stellung des “Haselgebirge”. Neu. Jb. Geol. Paläont. Mh.
5, 270—299.

Tollmann  A.  1972:  Alter  und  Stellung  des  Alpinen  Verrucano  in

den Ostalpen. Verh. Geol. BundesanstWien 1972, 83, 95.

Tollmann  A.  1977:  Geologie  von  Östereich,  Bd.  I.:  Die  Zentralal-

pen. Deuticke, Wien, 1—766.

Tollmann A. 1987: The Alpidic Evolution of the Eastern Alps. In:

Flügel  H.W.  &  Faupl  P.  (Eds.):  Geodynamics  of  the  Eastern
Alps. Deuticke, Wien, 361—378.

Uher P. & Gregor T. 1992: The Turčok granite a product of post-

orogenic magmatism. Miner. Slovaca 24, 301—304 (in Slovak).

Venturini  C.  1982:  Il  Bacino  tardoercinico  di  Pramolo  (Alpi  Car-

niche): un evoluzione regolata dalla tettonica sinsedimentaria.
Mem. Soc. Geol. Ital. 24, 23—42.

Venturini C. 1990: Geologia delle Alpi Carniche centro orientali. Ediz-

ione del Museo Friulano di Storia Naturale 36, Udine, 1—222.

Visarion A. & Dimitrescu R. 1971: Contribution a la determination

de l’agede certains schistes cristallinesdes Monts Apuseni. An.
St. Univ., Al. I. Cuza, serie nuoua, S:II
 (Geol.) XVII, 1—13 (in
Roumanian).

Visarion A. & Iancu V. 1984: Sur’ lâge Dévonien-Carbonif

è

re in-

férieur des formations faiblement métamorphosées de la nappe
de Moniom (Banat). D.S. Inst. Geol. GeofizBucuresti 69 (3),
145—154.

Vlahović I., Tišljar J., Velić I. & Matičec D. 2005: Evolution of the

Adriatic  Carbonate  Platform:  Palaeogeography,  main  events
and  depositional  dynamics.  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.
Palaeoecol
. 22, 333—360.

Vozár J. 1997: Rift-related volcanism in the Permian of the Western

Carpathians.  In:  Grecula  P.,  Hovorka  D.  &  Putiš  M.  (Eds.):
Geological evolution of the Western Carpathians. Miner. Slo-
vaca – Monograph
, Bratislava, 225—234.

Vozárová  A.  1979:  Lithofacial  characteristics  of  the  Permian  se-

quence in the northwestern part of the Veporicum. Západ. Kar-
paty
Sér. Min. Petr. Geoch. Metal. 6, 61—116 (in Slovak).

Vozárová  A.  1986:  To  problem  of  the  Carboniferous/Permian

lithostratigraphic  subdivision  in  the  Zemplínske  vrchy  Hills:
characteristics  of  the  Luhyňa  Formation.  Reg.  Geol.  Západ.
Karpát
Spr. Geol. Výsk. 21, 39—46 (in Slovak).

Vozárová A. 1990: Development of metamorphism in the Gemeric/

Veporic contact zone (Western Carpathians). Geol. Zbor. Geol.
Carpath.
 41, 475—502.

Vozárová  A.  1997:  Upper  Permian—Lower  Triassic  evaporites  in

the Western Carpathians (Slovakia). Slovak Geol. Mag. 3, 3,
223—230.

Vozárová A. 1998: Late Carboniferous to Early Permian time inter-

val in the Western Carpathians: Northern Tethys margin. Geo-
diversitas
 20, 4, 621—641.

Vozárová A., Frank W., Krá  J. & Vozár J. 2005: 

40

Ar/

39

Ar dating

of  detrital  mica  from  the  Upper  Paleozoic  sandstones  in  the
Western Carpathians. Geol. Carpathica 56, 463—472.

Vozárová  A.  &  Rojkovič  I.  2000:  Permian  lacustrine  phosphatic

sandstone in the Southern Gemeric Unit, Western Carpathians,
Slovakia. Geol. Carpathica 51, 4, 265—278.

Vozárová A. & Túnyi I. 2003: Evidence of Illawara Reversal in the

Permian sequence of the Hronic Nappe (Western Carpathians,
Slovakia). Geol. Carpathica 54, 229—236.

Vozárová A. & Vozár J. 1979: Crystalline rocks at basal part of the

Choč Nappe. Geol. Práce, Spr. 72, 195—198 (in Slovak).

Vozárová  A.  &  Vozár  J.  1982:  New  lithostratigraphic  units  in  the

southern  part  of  the  Veporicum.  Geol.  Práce,  Spr.  79,  27—54
(in Slovak).

Vozárová A. & Vozár J. 1988: Late Paleozoic in West Carpathians.

D.Š. Inst Geol., Monograph, Bratislava, 1—314.

Vozárová A. & Vozár J. 1996: Terranes of West Carpathians—North

Pannonian Domain. Slovak Geol. Mag. 1, 96, 61—83.

Vozárová  A.  &  Vozár  J.  1997:  Terranes  of  the  West-Carpathian-

North  Pannonian  Domain.  In:  Papanikolau  D.  &  Sassi  F.P.
(Eds.):  Terrane  maps  and  Terrane  descriptions.  Monograph,
Ann. Geol
Hellén. 37, Athenes, 245—270.

Vozárová A., Vozár J., Ebner F., Pamić J., Kovács S., Szederkenyi T.,

Vai  G.B.,  Venturini  C.,  Kräutner  H.G.,  Karamata  S.,  Krstić  B.,
Sudar M. & Mioć P. 2004: Late Variscan (Late Carboniferous to
Early Permian) environments. In: Kovács et al. (Eds.): Tectonos-
tratigraphic  Terrane  Paleoenvironmental  Maps  of  the  Circum-
Pannonian Region, 1 : 2,500,000. Geol. Surv. Hung., Budapest.

Vozárová A., Konečný P., Vozár J. & Šmelko M. 2008: Upper Ju-

rassic-Lower Cretaceous tectonothermal event in the Southern
Gemeric Permian rocks deduced from electron microprobe dat-
ing of monazite. Geol. Carpathica 59, 89—102.

Wagner  R.H.  1984:  Megafloral  zones  of  the  Carboniferous.  IX.

Congr. Int. Strat. Geol. Carb., CR 2, 109—134.

Ziegler  P.A.  1988:  Evolution  of  the  Arctic-North  Atlantic  and  the

western Tethys. AAPG Mem. 43, 1—198.

Ziegler P.A. 1993: Plate-moving mechanisms; their relative impor-

tance. J. Geol. Soc. London 150, 927—940.

è