GEOLOGICA CARPATHICA, 49, 5, BRATISLAVA, OCTOBER 1998

329–339

LITHOSTRATIGRAPHY AND DEPOSITIONAL ENVIRONMENT

OF LOWER–MIDDLE JURASSIC CRINOIDAL LIMESTONE

FORMATIONS OF THE VYSOKÁ NAPPE UNIT

(MALÉ KARPATY MTS., WESTERN CARPATHIANS)

EDUARD KOŠA

Slovak Geological Survey, Mlynská dolina l, 817 04 Bratislava, Slovak Republic

(Manuscript received February 4, 1998;  accepted in revised form September 1, 1998)

Abstract: The Lower–Middle Jurassic sequence of the Vysoká Unit in the Malé Karpaty Mts. (Western Carpathians,

Slovakia) comprises a  complex of crinoidal limestones. The paper suggests newly dividing this unit into four formations:

Trlenská Fm., Vývrat Fm., Prístodolok Fm. and Vils Fm., all of which are described in detail. Two of them, the Vývrat

and the Prístodolok Fms., are defined as new formal lithostratigraphic units.

A connection is supposed between rhythmical facies changes in these sediments and relative sea level fluctuation.

Two significant regressions are recognisable in a generally shallowing upward sequence with an uncertain number of

cycles of lower order between them. The influence of eustatic and regional tectonic activity control on relative sea

level changes has been not distinguished. The curve of sea level changes suggested by sequence stratigraphic analysis

is comparable to the curve published by Haq et al. (1988). Lateral facies changes have been studied across the Vysoká

Nappe Unit. The Lower–Middle Jurassic crinoidal complex is a part of a slope apron rimming the toe-of-slope of a

carbonate plateau which probably originated due to tectonic collapse of the large Triassic carbonate platform during

the Early Jurassic. Its proximal development (near to apex) was recognized at the SW and the distal development at

the NE edge of the Vysoká Unit. Sedimentation of the crinoidal limestones was terminated by an abrupt rise of the

relative sea level and followed by deposition of nodular limestone formations.

Key words: Lower Jurassic, Western Carpathians,  carbonate sedimentology, lithostratigraphy, sequence stratigraphy,

sea level change, slope apron, crinoidal limestone.

Introduction

During the early 60’s, several papers discussing the lithology

and stratigraphy of the Lower–Middle Jurassic crinoidal lime-

stones of the Vysoká Nape in the Malé Karpaty Mts. were pre-

pared, as a result of substantial research by the team of Mahe¾

and  co-workers.  The  lithofacies  characteristics  of  these  sedi-

ments  have  been  described  in  more  detail  by  Kullmanová

(1965), Szalontay (in Mahe¾ 1966) & Pevný (1964). However,

no lateral and/or vertical facies relationships of the sedimentary

bodies of different development, their geometry and position in

the lithostratigraphic framework have been suggested by these

authors. Nevertheless, the research provided a great amount of

biostratigraphic data.

There are three main areas where the Lower–Middle Juras-

sic  crinoidal  limestones  occur:  Vývrat-Prístodolok,  Buková

hora and Smolenice (sea below, Fig. 1). Fortunately, the out-

crops  are  distributed  across  the  whole  body  of  the  Vysoká

Nappe Unit (the study area). For exact localization of the out-

crops, profiles and type localities see Koša (1997).

On the basis of the work mentioned above and after very de-

tailed field research the author proposes in the present paper to

divide  the  crinoidal  complex  into  four  formations:  Trlenská

Fm., Vývrat Fm., Prístodolok Fm. and Vils Fm.; two of them

are  suggested  as  new  formal  lithostratigraphic  units.  Within

these formations, some lateral lithological changes are evident

across the Vysoká Unit, supporting the idea of the paleodistrib-

utary system with its proximal deposits preserved at the SW

and the distal ones at the NE margin of the Vysoká Unit (see

Fig.  1.  Geological  sketch  of  the  Vysoká  Nappe  Unit  showing

distribution  of  the  Lower–Middle  Jurassic  crinoidal  limestones

(black  areas)  and  location  of  the  most  important  localities

(modified after Borza & Michalík 1987; Michalík 1997).

330                                                                                                     KOŠA

below).  For  this  reason  there  are  two  descriptions  given  in

some of the definitions of the formations: one for the devel-

opment of the sediments studied at the type locality, and an-

other one for their lateral equivalents.

Trlenská Formation

The Trlenská Fm. was defined by Bujnovský et al. (1979) in

the Trlenská Valley in the Ve¾ká Fatra Mts. (S of Ružomberok)

in the Liassic sequence of the Šiprúò Group. In spite of the fact

that it was originally defined as a unit belonging to the Tatric

Superunit, this term has been also applied to the basal part of

the crinoidal complex of the Vysoká Unit in the Malé Karpaty

Mts. (Michalík in Plašienka et al. 1991).

In the  study area this formation crops out at the E foot of

the crest part of the Prístodolok Hill, in the massif of Me-

saèná and in a wider area NW from Smolenice. Its thickness

is about 20 m at Prístodolok and 40–60 m in the vicinity of

Smolenice (profile Smolenice, Fig. 2).

At the Prístodolok Hill the Trlenská Fm. is represented by

bedded (10–20 cm in thickness) sandy crinoidal limestones,

fresh fracture surfaces are dark grey to blue-black, with ir-

regular nodules and longitudinal lenses of brown and grey si-

licites. Weathered surfaces are brown to brown-grey in co-

lour,  with  abundant  quartz  grains  and  silicified  bioclasts

(unbroken, completely preserved shells of brachiopods, also

bivalves and belemnites are common) are clearly visible (Pl.

I:  Fig.  a).  Microscopically,  they  are  packstones  composed

mainly of crinoidal detritus, coarse biodetritus, with clastic

sand-size quartz grains (5–10 %) and some foraminifers. In

this development, lithoclasts of  grey biomicritic limestones

(see below) are common.

In the NE part of the study area the lateral equivalents of

these  limestones  crop  out  at  several  localities  near

Smolenice (Hlboè Valley, Prielohy, Driny, see Koša 1997).

These are sandy crinoidal packstones to grainstones without

biomicritic  lithoclasts,  indistinctly  bedded  to  massive  and

grey on the weathered surface.

The base of the formation is not exposed in outcrops. In

the  saddle  between  the  Prístodolok  and  the  Vysoká  Hills,

however, the geomorphology as well as the outcrops of the

underlying  Kopienec  Fm.  and  the  Trlenská  Fm.  in  close

proximity allow us to localize their boundary. However, this

boundary  documents  a  significant  (and  probably  quite

sharp) change in sedimentation style from the marl and clay

dominated sediments of the Kopienec Fm. to crinoidal lime-

stones which is interpreted as a major regression H/S (Fig.

10) in this area.

The chronostratigraphical range is Sinemurian–?Lotaring-

ian (Mahe¾ et al. 1966; Pevný 1964; Michalík 1997, personal

communication).

 Vývrat Formation (newly suggested name)

The name of the Vývrat Fm. is after the locality of Vývrat

(road  crossing,  hunting  cottage,  Fig.  1)  situated  at  the  SW

edge of the study area.

The type profile of 55 m of stratigraphic thickness is found

in an little old quarry situated beside the former forest rail-

way at the S slope of the Prístodolok Hill (profile Vývrat 2).

The lower part of the natural exposure of the little klippe at

the left bank of the Vývrat creek ca. 150 m S (profile Vývrat

1) can serve as a reference profile for this formation. It is rea-

sonable to study both, the relatively fresh, weakly weathered

former, and the natural latter outcrop, for recognition of the

diagnostic  lithological  features  of  the  Vývrat  Fm.  Further

larger outcrops of this formation are located on the S, SE and

W slopes of the Buková hora Hill (profile Buková hora), on

the S slopes of the Parná Valley and typically for the devel-

opment of the NE part of the study area in the Vrtichov Quar-

ry in the Hlboè Valley (NW of Smolenice) (profile Smolen-

ice,  Fig.  1,  also  see  Koša  1997).  The  thickness  of  the

formation is about 100 m.

The limestones are thick bedded to platy (10–100 cm, most-

ly  15–25  cm).  Their  typical  textures  are  fine-  to  medium-

grained crinoidal packstones. The rocks are strongly silicified,

dark grey, grey to brown-grey on fresh fracture surfaces (occa-

sionally also red!, see Koša 1997), grey or brownish grey on

weathered  surfaces.  Typically  a  great  amount  (40–90  %)  of

large irregular lenses and stratiform layers of grey and brown

cherts occurs. The bedding planes (which are not necessarily

conformable  with  the  primary  bedding  planes!,  Fig.  5)  are

characteristically wavy, probably due to compaction of a se-

lectively silicified sediment (Pl. I: Fig. b).

  Thinning-upward cycles with occurrence of  0.5–3 cm

thick marly and about 5 cm thick nodular limestone interca-

lations are visible in this formation. In the upper part of it,

also layers of biodetrital, occasionally reddish to purple co-

loured limestones occur, showing features of the overlying

formation (Fig. 2).

On the weathered surface, lithoclasts (in some cases also

thin  lenses  and/or  layers)  of    grey  fine-grained  biomicrites

are visible in a coarser grained crinoidal biomicritic matrix.

They  are  typical  for  the  development  exposed  at  the

localities Vývrat-Prístodolok and Buková hora. They are not

present in the development of the NE part of the study area.

The lateral equivalent of this formation in the NE part of

the  study  area  is  an  alodapic  complex  of  bedded  (5  to  30

cm)  crinoidal  packstones  intercalated  by  1  to  10  cm  thick

layers  of  marls,  limy  shales  to  bituminous  shales  which

enclose  thin  (0.1  to  3  cm)  lenses  and  intercalations  of  the

crinoidal  limestones  identical  with  the  neighbouring  ones

(Pl. I: Fig. e). The limestones are grey to greyish brown on

fresh fracture surfaces, rusty brown on weathered surfaces.

The silicification is more considerable in the upper part of

the  formation.  Nevertheless,  there  are  some  small  chert

nodules  and  lenses  occurring  throughout  the  formation.

These sediments represent a more distal, relatively deeper fa-

cies of the Vývrat Fm.

The base of the Vývrat Fm. is very obvious in the NE part

of  the  study  area,  where  the  grey  thick  bedded  to  massive

Fig.  2.  Simplified  lithological  collumns  of  selected  profiles  and

lithostratigraphic scheme of the Lower–Middle Jurassic crinoidal

complex.

I

 LITHOSTRATIGRAPHY AND DEPOSITIONAL ENVIRONMENT  OF CRINOIDAL  LIMESTONE  FMS.                    331

332                                                                                                     KOŠA

sandy crinoidal grainstones of the Trlenská Fm. are overlain

by the complex of  rhythmically alternating crinoidal lime-

stones and marlstones of the Vývrat Fm. The upper boundary

is not  evident. Conventionally it is based on the rate of silic-

ification; in the uppermost parts of the Vývrat Fm. the  litho-

logical  features  are  practically  identical  with  those  of  the

overlying  formation,  however  they  are  interlayered  with

thick layers of stratiform cherts.

Chronostratigrafically this formation belongs to the Pliens-

bachian (Mahe¾ et al. 1966; Pevný 1964; Michalík 1997, per-

sonal  communication).  In  the  NE  part  of  the  study  area

where,  the  overlying  layers  belong  predominantely  to  the

Vývrat  Fm.,  it  is  assumed  that  the  stratigraphic  range  is

broader  (Pliensbachian–Bajocian–?Bathonian),  however,  it

has not been proved on a profile.

  Prístodolok Formation (newly suggested name)

The name is after the Prístodolok Hill at the SW edge of

the study area (Fig. 1).

The type profile is at a little klippe rising on the left bank

of the Vývrat Creek, about 300 m SE from the former hunting

cottage Vývrat, where a continuous outcrop of this formation

is known and parts of the under- and overlaying formations

are also exposed (profile Vývrat 1). Very good profiles ex-

posing up to 25 m stratigraphic thickness are found on the

rocky crest of the Prístodolok Hill (profile Prístodolok 1, 2)

as well as on the series of  SW-NE oriented rocky ridges SE

from the Buková hora Hill (profile Buková hora). In the NE

part  of  the  study  area  this  formation  is  replaced  by  the

Vývrat  Fm.  Its  thickness  is  about  35  m  at  the  locality  of

Vývrat-Prístodolok.  At  Buková  hora  the  thickness  of  this

formation  together  with  the  overlying  one  (see  below)  is

about 100 m.

It is made up of grey, greyish pink, pink to purple red, in-

distinctly  bedded  to  massive  crinoidal  nodular-like

limestones.  The  seemingly  nodular  character  of  these

limestones is partially due to the high content (0–95 %) of li-

thoclasts  (“nodules,  intraclasts”)  of  pink  and  grey  fine-

grained biomicritic limestones. The lithoclasts are enclosed

in  a  coarser  sandy  crinoidal  matrix.  Their  amount  varies

rapidly vertically and laterally.

Vertically  the  decrease  of  micritic  lithoclast  content  ap-

pears  as  an  interlayer  of  a  coarse  grained,  at  Vývrat  and

Prístodolok  typically  dark  red  sandy  crinoidal  biosparite

which  may  contain  deformed  white  “nodules”.  A

considerable  concentration  of  coarse  biodetritus  including

fragments  as  well  as  complete  belemnite  rostra  is  very

characteristic. The presence of small (0.5–15 mm) beige ex-

traclasts  i.e.  “exotic”  lithoclasts  (?Triassic  dedolomites—

Mišík 1997, personal communication, Pl. I: Fig. c) is typical.

The preferential tectonic deformation can cause a shaly char-

acter of these layers.

The lenses and layers of purely detrital limestones in a se-

quences of limestones rich in  biomicritic lithoclasts are al-

ways found in the outcrops of this formation. Their thickness

and number vary rapidly both laterally and vertically.

The basal part of this formation is rich in small irregular

nodules and lenses to stratiform layers of orange and/or grey

silicites. Their abundance and size decrease upwards. In the

upper parts of the formation the silicites are rather rare and

their  occurrence  bears  upon  the  zones  of  inhomogenities

such as, for example paleodistributary channels fills (Fig. 7,

see Koša 1997).

The succession from the Prístodolok Fm. to the overlying

Vils Fm. with sharp contact between them outcrops at the lo-

cality Vývrat-Prístodolok. At Buková hora the transition is

fairly  continuous,  indicating  the  lateral  substitution  of    the

two lithofacies up to the base of the formation overlying the

Vils Fm. (Fig. 2).

Stratigrafically we assign the Prístodolok Fm. to the Toar-

cian. However, locally its stratigrafical range can be broader

(Pliensbachian–Aalenian–(?Bathonian  at  Buková  hora),

Mahe¾  et  al.  1966;  Pevný  1964;    Michalík  1997,  personal

communication).

 Vils Formation

Defined by Hauer (1853) as a complex of crinoidal lime-

stones with a huge amount of brachiopods. The name is after

the village of Vils in Tyrol (Austria). In the Carpathians it was

described by Hauer & Richthofen (1859) at the localities Stará

Kremnica and Dolhoja. Štúr (1860) applied this term to the Ju-

rassic crinoidal limestones of the Klippen Belt at the locality

of  Dolná  Súèa  (now  called  the  Krupianka  and  Smolegowce

Limestones).

In a complete profile with a stratigraphic thickness of 44 m

with transitions to the under- and overlying formations the

Vils Fm. crops out along the former forest railway on the S

slope  of  Prístodolok  Hill  (profile  Vývrat  2).  Laterally  this

outcrop can be followed almost continually toward the little

klippe at the left bank of the Vývrat Creek to the W (profile

Vývrat 1) and toward the W brink of the crest of  Prístodolok

Hill to the E (profile Prístodolok 1). Lensoid bodies of typi-

cally developed limestones of the Vils Fm. also crop out on

the small ridge SSE of  Buková hora Hill (profile Buková

hora, Figs. 1, 2, see above, also see Koša 1997).

Fig. 3. Typical microfacies of crinoidal grainstones of the Vils Fm.

Vývrat. 2–135 m, X, scale bar = 1 mm.

 LITHOSTRATIGRAPHY AND DEPOSITIONAL ENVIRONMENT  OF CRINOIDAL  LIMESTONE  FMS.                    333

These are pink, greyish rose to grey, massive to indistinctly

bedded  crinoidal  grainstones  (Fig.  3),  predominantly  coarse

grained, containing ca. 10 % of coarse sandy, or even coarser

clastic quartz grains.  On weathered surfaces they are grey and

rough due to the quartz grains. Large (2–10 mm in diameter)

completely preserved crinoidal columns prepared by weather-

ing are also visible. The crinoidal ossicles are also conspicu-

ous  on  fresh fracture surfaces.

The upper boundary of  the Vils Fm. is sharp, erosive at the

locality Vývrat-Prístodolok (Figs. 2, 9), with a layer of brecci-

ated biomicritic limestone at the base of the overlying forma-

tion of the “true” nodular limestones with rare occurrence or

lack of crinoidal detritus (lower nodular limestones after Borza

& Michalík 1987). In the range of Buková hora it has a contin-

uous transition to the same facies.

Stratigraphically  the  Vils  Fm.  is  placed  to  the  interval  of

Aalenian–Bathonian  (Mahe¾  et  al.  1966;  Pevný  1964;

Michalík 1997, personal communication).

 For lists of identified fossils as well as for discussion of fur-

ther problems related to determination of the lithostratigraphic

relevance of the sediments described above (such as the possi-

ble influence of their subaerial exposure, intensity and type of

weathering, variability in colour, relation between the primary

and  secondary—tectonically  conditioned  “bedding”,  prob-

lems of irregular distribution of silicites and biomicritic litho-

clasts etc.) see Koša 1997.

Problem of “nodularity” and “nodular character”

of limestone of the Prístodolok Fm.

Mišík (1964, p. 66) in the chapter discussing the problem

of the “nodularity” of the Lower Liassic “untypical Adneth

limestones” wrote: “The nodularity of the untypical Adneth

limestones (with transitions to weakly crinoidal limestones)

is always due to their clastic structure. The “nodules” are in

reality clasts of micritic limestones often containing calcified

sponge spicules, with no crinoidal detritus.” This description

corresponds very well to that of the character of the “nodu-

larity” of the limestones of the Prístodolok Fm. (even if their

composition:  biomicritic  lithoclasts  in  crinoidal  matrix  is

typical for both of the underlying formations of the crinoidal

complex as well).

In the lithoclasts of the biomicritic limestones, a relatively

high  percentage  (10–20  %)  of  calcified  sponge  spicules  is

very typical. They also contain (often unbroken, complete)

ostracodes,  foraminifers  and  thin  shelled  bivalves  (Fig.  4).

Crinoidal fragments and silt-size quartzs are relatively rare.

Microscopically they represent a characteristic spiculite mi-

crofacies in all of the Trlenská, Vývrat and Vils formations in

their typical development in the SW part of the study area.

The material of the lithoclasts may have been deposited in a

relatively deeper environment and, after erosion, been trans-

ported in semiplastic condition and redeposited together with

their obviously coarser sandy crinoidal matrix formed under

relatively shallower conditions (Fig. 4, Pl. I: Fig. d). The ma-

trix is composed of coarse crinoidal detritus, sand- and silt-

size clastic quartz, brachiopodal, bivalval and bryozoan biode-

tritus,  with  rare  foraminifers  but  no  sponge  spicules  and

Fig. 4. Thin section showing contact of coarser grained crinoidal

matrix and fine-grained biomicritic lithoclasts containing calcified

sponge  spicules,  ostracodes  and  small  gastropodes.  Prístodolok

Fm. Vývrat.1–47 m, X, scale bar =  1 mm.

Fig. 5. “Bedding planes” of limestones of the Prístodolok Fm. are

not parallel to stratification. The limestone is primarily enriched in

biomicritic  lithoclasts  (light).  Nodules  and  lenses  of  silicites  are

distributed symmetrically in these layers. Prístodolok Hill.

334                                                                                                     KOŠA

ostracodes. For the most part it is red stained by Fe-colloids.

Especially  within  the  detrital  interlayers  the  colloids  clearly

mark out the internal structure of the strongly corroded crinoi-

dal ossicles (Pl. I: Fig. f). The percentage of micrite varies in

the range of  0–50 %.

The obvious heterogeneity of the “nodules” and the crinoi-

dal matrix (i.e. the differences in granulometry of the quartz

and biodetrital grains, differences in association and propor-

tion of the allochems, as well as the plastic deformation of the

lithoclasts and their reworking by erosion and transport) indi-

cate that the “nodules” are actually clasts (plasticlasts) form-

ing by redeposition of partially lithified and completely unlith-

ified sediments (Figs. 6, 7).

Macroscopically,  the  matrix  is  characterized  by  coarser

rough structure and relatively darker colours: pink to red on

the  weathered  surfaces,  whereas  the  biomicritic  lithoclasts

are generally pale grey to white and smooth (Fig. 5).

The amount of the biomicritic lithoclasts in the sandy crinoi-

dal matrix varies in a range of 5–95 % (Fig. 2). Depending on

the ratio between the two components the sediment shows fea-

tures of the “true nodular limestones” of  various types. It is

probable that the pressure solution at the contacts of the pre-

lithified and relatively solution resistent biomicritic lithoclasts

played some role during the deep burial diagenesis of the sedi-

ments. However, evaluating the significance of these features

and the primary heterogeneous character of the sediments,  in-

traformational breccia formation seems to be plausible.

Fig. 7. Detail of margin of distributary channel filled by mixture of

biomicritic  lithoclasts  (light,  plastically  deformed)  and  sandy  and

crinoidal  detritus.  There  are  no  or  only  rare  lithoclasts  found

outside  the  channel  infill.  Prístodolok  Hill.  Prístodolok  Fm.

Prístodolok  2–20 m.

Fig.  6.  Sedimentary  model  of  origin  of  the  facies  found  in  the

proximal  development  of  the  crinoidal  complex  (see  profiles

Vývrat.  1,  2,  Prístodolok.  1,  2)  showing  how  relative  sea  level

changes  influenced  sedimentation.  (No  scale.  For  more

explanation see text).

Discussion of indicators of sedimentary processes

and their importance for paleoenvironmental

reconstruction

An analysis of the controling factors of both the lateral and

vertical facies changes in the sedimentary processes is the sub-

ject of this chapter, on a small scale and also on a regional

scale.

Considering our knowledge of the investigated sedimentary

complex we cannot apply the approach of sequence stratigra-

phy all-embracingly. Use of the terms and categories of se-

quence stratigraphy in this paper is limited by various limiting

factors, such as:

—insufficient precise (micro)biostratigraphical data;

—imperfect, rather uncontinuous exposure;

—different numbers of  depositional cycles in the studied

profiles  due  to  relatively  rapid  alternation  of  sedimentation

and erosion under conditions of changing energy;

—problems of correct distinction of allocyclic and autocy-

clic processes;

 LITHOSTRATIGRAPHY AND DEPOSITIONAL ENVIRONMENT  OF CRINOIDAL  LIMESTONE  FMS.                    335

Fig. 8. Blockdiagram showing facies zonation and development of

the crinoidal complex. (No scale. For more explanation see text).

Fig.  9.  Obviously  erosional  contact  between  crinoidal  grainstone

of the Vils Fm. and the overlying micritic limestone. Vývrat 2–145

m, X, scale bar = 1 mm.

—insufficient (or better lack) of correlative data on the rela-

tive sea-level changes in the related areas.

Discussion of the possible relation of the facies

changes to relative sea-level changes

There are several indicators of the relative sea-level chang-

es, such as (Fig. 10):

1) thinning upward of sequences (beds thicknesses) with in-

tercalations of marly and nodular limestones occurring in the

uppermost part of the Vývrat Fm. (see above);

2) periodical changes in the proportion of  biomicritic lime-

stones and the crinoidal matrix;

3) periodically occurring layers of red coarse detrital crinoi-

dal limestones enriched in belemnite rostra;

4) periodical occurrence of “exotic” lithoclasts (up to 2 cm

large) of beige coloured microcrystalline limestones contain-

ing less than 1 % of silt-size clastic quartz (?Triassic dedolo-

mites, Mišík, personal communication) exclusively fixed upon

those layers;

5)  an  oolitic  ironstone  layer  with  ferruginous  crusts  and

banded ?microbialites, considerably enriched in amonites just

below the base of the Vils Fm.;

6)  sharp  errosional  contact  between  the  Vils  Fm.  and  the

overlying  nodular  limestone  formation  with  a  basal  breccia

layer at the locality Vývrat-Prístodolok.

A  model  for  the  sedimentary  processes  and  their  relation

with the relative sea level changes, as will be explained here-

after, is illustrated in Fig. 6.

Soták & Plašienka (1996) described the same facies from

the northern part of the Veporic Superunit as a toe-of-slope ac-

cumulation. As we do not have enough data on the paleotec-

tonic setting of the study area, the author´s suggestion is to re-

gard the sedimentary paleoenvironment as a slope and toe-of-

slope s.l., with an area producing platform carbonate material

behind its upper margin, that is landwards.

Parts A) and B) of Fig. 6 show the facies zonation of the

sedimentary  environment.  A  flat  coast  served  as  the  source

area of lithologically well sorted (more than 99 % of quartz

grains) material. Kullmanová (1965) considering the elonga-

tion coefficient of the quartz grains (1.4–1.8) supposed its ori-

gin in acid magmatites and metamorphites. Practically no feld-

spars and very few small muscovites are present, as well as

rutile,  zircon  and  epidote  as  accesoric  constituents.  The  ab-

sence of kaolinite also indicates secondary origin of the silici-

clasts, which may have been redeposited from previously sort-

ed source rocks (e.g. Triassic terrigenous clastics). As for the

clay minerals, the X-ray difractography analysis only showed

the presence of illite.

The crinoidal meadows may have produced a large amount

of crinoidal detritus covering large areas of a relatively shal-

low  submarine  plateau  (carbonate  ramp),  and  trapped  the

greater part of the terrigenous siliciclastics (mostly quartz).

The sediments consisting of 60–80 % of lime mud (micrite)

were deposited on its more distal parts. During the regression

and lowstand systems tract (Fig. 6a) a considerable part of

the unlithified to weakly lithified sediment was eroded and

transported  outside  the  ramp,  partially  down  the  slope  and

336                                                                                                     KOŠA

partially through a system of incised submarine valleys (can-

yons). From the canyons mouths the material derived both

from the crinoidal biotops and the more distal parts of the

ramp  was  further  transported  by  a  system  of  distributary

channels (Fig. 7). Consequently, it was deposited (partially

in form of intraformational breccias) forming huge canyon

fed slope aprons at the toe-of-slope. Sediments consist of a

mixture of redeposited lithoclasts of biomicritic platform car-

bonates  and  coarser  grained  biodetrital  (mainly  crinoidal)

material representing the main feeding channel fill. Less dif-

ferentiated sediments consisting mainly of crinoidal detritus

and lime mud were deposited in the interchannel area.

After  the  relative  sea  level  rise,    the  erosion  stopped  and

sedimentation was resumed on the  ramp causing starvation of

the area behind its margin. A small amount of well washed

clastic material was supplied to this area through a system of

distribuary channels keeping its function henceforth. The ma-

terial  was  deposited  in  the  channels  and  on  the  slopes  of

the aprons creating thin condensed layers of detrital, strongly

porous, typically red coloured limestones (Pl. I: Fig. g). The

bioclasts have been strongly corroded and impregnated by Fe-

colloids during the slow transport. A great number of belem-

nite rostra is typical for these layers. As the sea level rose, the

shoreline may have reached outcrops of the source of the beige

microcrystalline carbonate extraclasts, which are very charac-

teristic of  these layers (see above).

Subsequent fall of the relative sea level caused recurrance of

the “normal” sedimentation behind the plateau margin.

A very significant indicator of the influence of the relative

sea-level change on sedimentation is the occurrence of a thin

strongly ferruginous ooidal ironstone layer (lens) and related

banded ferrugenous ?microbialites (Burkhalter 1995; now li-

monitic  crusts,  irregular  coats  and  large  Fe-pisolites)

considerably enriched in amonites fauna just below the base

of the Vils Fm. (Pl. I: Fig. h) representing a sedimentary record

of the main regression T/A (Fig. 10, forced regression systems

tract, e.g. Hunt et al. 1992; Plint & Nummendal, in press; also

see Burkhalter 1995). At the end of the regression period, the

sedimentary  area  of  the  well  washed  crinoidal  biosparites

closely connected to the crinoid meadows was moved to or be-

low the plateau margin (Fig. 8c). The crinoidal grainstones of

the Vils Fm. overlie downdip the top part of the apron sedi-

ments as it is visible in sections Vývrat 1, 2 and Prístodolok 1, 2.

Sedimentation of crinoidal grainstones of the Vils Fm. come

to  on  end  due  to  a  significant  fall  in  sea-level  resulting  in

erosion.

Reconstruction of the paleoenvironment and

development of the crinoidal complex

The Lower–Middle Jurassic complex of the crinoidal lime-

stones of the Vysoká Unit is part of a large submarine slope

Plate I: Fig. a. Clast of the Trlenská lmst. in its proximal develop-

ment. Silicified bioclasts (mainly brachiopods), quartz grains and

biomicritic lithoclasts can be seen on its weathered surface. Scale

bar  = 1 cm. Fig. b. Thick bedded, strongly silicified limestones of

the  Vývrat  Fm.  Wavy,  irregularly  deformed  bedding  planes  are

typical. Vývrat. 2, ca. 20 m. The shoe is 30 cm long.  Fig. c.  Bazal

part of a detrital layer within the Prístodolok Fm. Note its consid-

erably brecciated shape and the beige microcrystalline “exotic” li-

thoclasts (at the lower and upper margin of image). Polished sec-

tion, Vývrat.1–45 m, scale bar = 0.5 mm. Fig. d.  Marks of erosion

on  the  periphery  of  biomicritic  lithoclasts.  Its  right  margin  is

marked by an almost completely dissolved bivalve shell, the lower

margin shows obvious marks of erosion disclosing its clastic ori-

gin.  Prístodolok  Fm.  Vývrat.  1,  II,  10

×

.  (Figure  is  turned  left  of

90°). Fig. e.  Intercalating alodapic crinoidal limestones and marls,

marly  shales  to  bitumenous    shales  represent  the  distal  facies  of

the apron-related sediments. Vývrat Fm. Vrtichov quarry, Smolen-

ice. Fig. f. Typical view of sandy crinoidal matrix in thin section.

Intense  corrosion  of  bioclasts  is  characteristic.  Prístodolok    Fm.

Vývrat.1–55 m, X, 25

×

. Fig. g. Weathered surface of limestones of

the  Prístodolok  Fm.  in  detrital  development.  Large  clastic  quartz

grains  and  concentration  of  coarsest  biodetritus  characterize  the

condensed  sediments  filling  the  main  feeding  channels  in  the

proximal  part  of  apron.  Prístodolok    1.32  m.  Fig.  h.  Condensed

oolitic  ironstone  layer  representing  record  of  forced  regression.

Strongly corroded echinodermal fragments (echinoid spines main-

ly) serve as cores of ferrugenous ooides and pisolites.

Fig.  10.  Lithostratigrafic  scheme  of  the  crinoidal  complex  also

displaying  supposed  trends  of  the  relative  sea  level  changes  (full

curve)  and  information  useful  for  sequence  stratigraphy.  The

broken  curve  after  Haq  et  al.  (1988).  SB  =  sequence  boundary,

LST  =  lowstand  systems  tract,  TST  =  transgresive  systems  tract,

FRST =  forced regression systems tract.

I

 LITHOSTRATIGRAPHY AND DEPOSITIONAL ENVIRONMENT  OF CRINOIDAL  LIMESTONE  FMS.                    337

338                                                                                                     KOŠA

apron. It was created on the toe-of-slope of a submarine pla-

teau (foot of the shelf slope, compare with Soták & Plašienka

1996) by redeposition of nonlithified or partially lithified ma-

terial derived from the plateau (see above). Relatively shallow

water conditions are supposed for this sedimentary system,

i.e. tens to a few hundreds of metres. The top part of the sedi-

mentary body is represented by the series cropping out at the

locality of Vývrat-Prístodolok. Its distal development is repre-

sented by the succession at the locality of  Smolenice.

Indicators  suggesting  the  architecture  of  this  sedimentary

body are:

1)  the  most  frequent  character  of  the  sediments—an  in-

traformational breccia, a heterogeneous mixture of the litho-

clasts of biomicritic limestones (formed in a relatively deeper

environment) and sandy crinoidal matrix (formed in a relative-

ly shallower environment);

2)  transport  of  the  sediment  by  a  system  of  distributary

channels (Fig. 7);

3) considerable lateral gradation of the grain size of the ma-

terial  transported  (depending  on  the  position  in  relation  to

the main feeding channels, Pl. I: Fig. g);

4) a trend of change of the character of sediments—from

the relatively shallower towards the relatively deeper environ-

ment—in  the  direction  Vývrat-Smolenice  (Fig.  1),  lateral

changes towards the relatively deeper facies within the indi-

vidual formations in this direction;

5) a trend of change in the formation thicknesses in the same

direction;

6) development of a huge body of the crinoidal grainstones

of  the  Vils  Fm.  at  the  locality  of  Vývrat-Prístodolok,  while

they are rare or absent in the more distant localities.

 The beginning of sedimentation of the crinoidal complex at

the  Hettangian-Sinemurian  boundary  was  connected  with  a

considerable shallowing (main regression H/S, Fig. 10) of the

sedimentary area and represented an essential change of the

character  of  sedimentation:  marlstones,  siltstones  and  clay-

stones of the underlying Kopienec Fm. were followed by dep-

osition of  sediments of the Trlenská Fm. It stands to reason

that the shallowing was due to tectonic uplift in the area of the

simultaneously initiated opening of the Zliechov Basin. The

crinoidal complex described could thus represent the syn-rift

sediments deposited in an elevated and dissected domain at its

northern margin.

The formation of the system of canyons and channels trans-

porting material from an elevated nearshore plateau may have

been predisposed by the tectono-sedimentary conditions pre-

ceding the beginning of the Early Jurassic sedimentation cy-

cle. The lateral facies zonation of the Trlenská Fm. reflects the

depth gradient of the sedimentary area (Fig. 8a). The shallow-

est facies which was formed in the close vicinity of the canyon

mouth is composed, in adition to the crinoidal and particularly

abundant brachiopod detritus, also of lithoclasts of biomicritic

limestones (see above). Some part of the sediment was trans-

ported further by currents. Subsequently, it was deposited in

more distal areas, forming bodies of well washed biodetrital

limestones  (large-scale  crinoidal  dunes,  Jenkyns  1971).  The

facies change is accompanied by change of the faunal associa-

tion: prevalence of the rhynchonellid brachiopods indicating a

high energy living environment and vicinity of the main dis-

tributary  channels  is  changed  by  association  of  thin  walled

forms with  flat commissures in the more distal development.

Their colonies are preserved in situ (Michalík 1997, personal

communication).

Sedimentation of the Vývrat Fm. was accompanied by deep-

ening of the NE part of the Vysoká Unit. The formation of

thick  bedded,  strongly  silicified  grey  crinoidal  limestones

passes laterally into a sequence of alodapic irregularly interca-

lating grey crinoidal limestone layers (5–10 cm thick) and up

to 10 cm thick intercalations of marlstones, marly shales to bi-

tuminous shales. This sequence also supplements the overly-

ing Prístodolok Fm. in the distal development.

The slope apron also received unlithified carbonate mud of

platform margin origin (Fig. 8b).

A considerable sea-level fall led to a basinward shift of the

shoreline as far as the plateau margin or even beyond it (main

regression  T/A,  Fig.  10)  ending  the  sedimentation  of  the

proximal development of the Prístodolok Fm. Subsequently, it

was overlain by an up to 55 m thick body of the well washed

and sorted crinoidal grainstones of the Vils Fm. (Fig. 8c).

The eroded top surface of the Vils Fm. at the locality of

Vývrat is overlapped by a few metres thick layer of pink to

yellowish-brown micritic limestones containing rare crinoi-

dal detritus and a breccia layer at its base. Upwards it pass-

es into the red “true“ nodular limestones containing few or

no  crinoidal  columns  (lower  crinoidal  limestones  sensu

Borza & Michalík 1987).

In the slope area, the sea-level fall displaced by sedimenta-

tion of lensoid bodies of the Vils grainstones, irregularly, fin-

ger-like intercalating with the limestones of the Prístodolok

Fm. After the subsequent sea level rise sedimentation of the

“true” nodular limestones began on the surface of the slope

and the more distal sediments, with gradual transition or, par-

tially, with a breccia layer at the base.

The system of the distributary channels also kept its func-

tion  during  sedimentation  of  the  Vils  Fm.  and  the

(re)deposition  of  brecciated  micritic  limestones  of  the  fol-

lowing transgressive systems tract (Fig. 10) which underlies

the laterally uniform formations of the nodular limestones of

Upper Jurassic age.

Soták  &  Plašienka  (1996)  described  a  very  similar  se-

quence  of  Upper  Triassic–Lower  Jurassic  sediments  of  the

Luèatín  Unit  (transition  element  between  the  Veporic  Unit

and the Krížna Nappe Unit, analogous to the Ve¾ký Bok Suc-

cession) in the Northern Veporic Superunit giving a more de-

tailed  paleogeografical  reconstruction  of  the  sedimentary

system. They related its position to the shelf slope at the tran-

sition from the Veporic margin into the Zliechov Basin.

Conclusions

The results of the facies analysis of the Lower-Middle Ju-

rassic  complex  of  the  crinoidal  limestones  of  the  Vysoká

Unit in the Malé Karpaty  Mts. (Western Carpathians, Slova-

kia) are:

a) its subdivision into four formations: Trlenská Fm., Vývrat

Fm., Prístodolok Fm., Vils Fm.; two of them are newly de-

fined as formal lithostratigraphic units;

 LITHOSTRATIGRAPHY AND DEPOSITIONAL ENVIRONMENT  OF CRINOIDAL  LIMESTONE  FMS.                    339

b) interpretation of the sedimentary environment as part of a

slope apron with a proximal development on the SW and a dis-

tal development on the NE margin of the Vysoká Unit;

c) the sedimentary model created on the basis of this analy-

sis  also  explains    the  question  of  the  origin  of  the  facies  in

which lithoclasts of biomicritic limestones originating from a

relatively  deeper  environment  are  mixed  with  the  crinoidal

calcarenites  formed  in  a  relatively  shallower  environment.

This facies is not only typical of the Vysoká Unit (see Mišík

1964;  Soták & Plašienka 1996);

d) on the basis of various indicators, the possible influence

of the relative sea level fluctuation on sedimentation has been

evaluated  and  a  curve  of  the  relative  sea  level  changes  is

suggested,  even  if  there  are  not  enough  data  available  for  a

detailed  and  comprehensive  application  of  the  sequence

stratigraphy approach to the sedimentary unit studied.

Acknowledgements: This paper has been worked out on

the basis of author´s MSc thesis at the Charles University in

Prague, Czech Republic, kindly supervised by Doc. RNDr.

V. Skoèek, CSc. (Charles University, Prague) and RNDr. J.

Michalík, DrSc. (Slovak Academy of Sciences, Bratislava).

References

Borza K. & Michalík J., 1987: Biostratigraphy of the Upper Jurassic

and Lower Cretaceous formations of the Vysoká Nappe in Malé

Karpaty    Mts.    Knihovnièka  ZPN,    Misc.  Palaeont.,  6a,  2,  1,

203–214.

Bujnovský A., Kochanová M. & Pevný J., 1979: Trlenská Forma-

tion—a  new  formal  lithostratigraphical  unit  of  the  Liassic  of

the Šiprúò Group. Geol. Práce, Spr., 73, 49–60.

Burkhalter R.M., 1995: Ooidal ironstones and ferruginous micro-

bialites:  origin  and  relation  to  sequence  stratigraphy  (Aalen-

ian to Bajocian, Swiss Jura  Mts.). Sedimentology, 42, 57–74.

Garrison R.E. & Kennedy W.J., 1977: Origin of solution seams and

flaser  structures  in  Upper  Cretaceous  chalks  of  Southern  En-

gland. Sed. Geol., 19, 107–137.

Haq  B.U.,  Hardenbol  J.  &  Vail  P.R.,  1988:  Mesozoic  and  Cenozoic

chronostratigraphy  and  cycles  of  sea  level  changes.  In:  Vilgus

B.S.,  Kendall  C.G.St.C.,  Posamentier  H.W.,  Ross  C.A.  &  Van

Wagoner J.C. (Eds.): Sea level changes: An integrated approach.

Soc. Econom. Palaeont. Mineral. Spec. Publ., 42, 71–108.

Hauer F., 1853: Über die Gliederung der Trias–Lias und Jura — Ge-

bilde  in  den  nordöstlichen  Alpen.  Jb.  Geol.  Reichsanst.,  4,  4,

715–784.

Hauer F. & Richthofen F., 1859: Bericht über die geologische Über-

sichts-ufnahme  der  IV.  Sektion  der  k.  k.  geologischen  Reich-

sanstalt  im  nördlichem  Ungarn  im  Sommer  1858.  Jb.  Geol.

Reichsanst., 10, 3, 399–466.

Jenkyns H.C., 1971: Speculation on the Genesis of Crinoidal Lime-

stone in the Tethyan Jurassic. Geol. Rdsch., 60, 471–488.

Koša E., 1997: Facies analysis of Lower–Middle Jurassic sequence

of  the  Vysoká  Nappe  Unit  in  the  Malé  Karpaty  Mts.  Manu-

script, Arch. GÚDŠ, Bratislava, (in Slovak).

Kullmanová  A.,  1965:  Litological-petrografical  research  on  Meso-

zoic carbonates of the Malé Karpaty Mts. Manuscript, GÚDŠ,

Bratislava, (in Slovak).

Mahe¾  M.  et  al.,  1966:  Final  report  on  structure  of  Mesozoic

sequences of the Malé Karpaty Mts. Manuscript, GÚDŠ, Brat-

islava, (in Slovak).

Michalík  J.,  1997:  Tsunamites  in  a  storm  dominated  Anisian

carbonate ramp (Vysoká Fm., Malé Karpaty Mts., Western Car-

pathians). Geol. Carpathica, 48, 4, 221–229.

Mišík M., 1964: Lithofazielles Studium des Lias der Grossen Fatra

und des westlichen Teil der Niederen Tatra. Sbor. Geol. Vied,

rad ZK, 1, 7–92.

Pevný J., 1964: Brachiopoda of the northern part of the Malé Kar-

paty Mts.. Geol. Práce, Spr., 33, 157–172.

Plašienka D., Michalík J., Kováè M., Gross P. & Putiš M., 1991: Pa-

leotectonic evolution of the Malé Karpaty  Mts.—an overview.

Geol. Carpathica, 42, 4, 195–208.

Plint  A.G.  &  Nummedal  D.,  (in  press):  The  falling  stage  systems

tract:  Recognition  and  importance  in  sequence  stratigraphic

analysis.  In:  D.R.  Hunt  &  R.  Gawthorpe  (Eds.):  Sedimentary

responses  to  forced  regressions.  Spec.  Publ. (Geol.  Soc.  Lon-

don).

Soták J. & Plašienka D., 1996: Upper Triassic–Lower Jurassic sedi-

ments of the Luèatín Unit in the Northern Veporicum: facies di-

versity and tectonic stacking. Slov. Geol. Mag., 3–4, 273–277.

Štúr  D.,  1860:  Die  Kleine  Karpaten  als  geologisches  Bindglied

zwischen  Alpen  und  Karpaten.  Verh.  Geol.  Reichsanst.,  5,

134–143.