GEOLOGICA CARPATHICA, 50, 2, BRATISLAVA, APRIL 1999

169–191

SEDIMENTARY, BIOLOGICAL AND ISOTOPIC RECORD OF EARLY

APTIAN PALEOCLIMATIC EVENT IN THE PIENINY KLIPPEN BELT,

SLOVAK WESTERN CARPATHIANS

         JOZEF MICHALÍK

1*

, DANIELA REHÁKOVÁ

1

, OTÍLIA LINTNEROVÁ

3

,

DANIELA BOOROVÁ

5

, EVA HALÁSOVÁ

4

, JÚLIA KOTULOVÁ

2

, JÁN SOTÁK

2

,

MÁRIA PETERÈÁKOVÁ

1

, JANA HLADÍKOVÁ

6

 and PETR SKUPIEN

7

1

Geological Institute of the Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, 842 26 Bratislava,

Slovak Republic; * geolmich@savba.savba.sk

2

Geological Institute of the Slovak Academy of Sciences, Bratislava, Branch: Severná 5, 974 01 Banská Bystrica, Slovak Republic

3

Department of Mineral Deposits & Geology, Comenius University, Mlynská dolina G, 842 15 Bratislava, Slovak Republic

4

Department of Geology and Paleontology, Comenius University, Mlynská dolina G, 842 15 Bratislava, Slovak Republic

5

Geological Survey of the Slovak Republic, Mlynská dolina 1, 817 04 Bratislava, Slovak Republic

6

Czech Geological Survey, Klárov 3, 118 21 Praha, Czech Republic

7

Department of Geology and Mineralogy, Technical University, 17. listopadu, 708 33 Ostrava-Poruba, Czech Republic

(Manuscript received February 20, 1998; accepted in revised form December 9, 1998)

Abstract: Orbital perturbations of Barremian/Aptian climate traceable by sedimentological, biological and chemical

proxies have been studied in Mt. Rochovica (Western Carpathians, Pieniny Klippen Belt) sedimentary sequence. This

pelagic carbonate sequence represents a record of sedimentation on a distal edge of the Paleoeuropean shelf. Pelagic

carbonate deposition was influenced by clastic input from the elevated Czorsztyn Ridge (microbreccia of Tithonian/

Berriasian limestones) and by fluxoturbidites derived from unknown carbonate buildups. Interruption of carbonate

deposition by the terrigeneous Koòhora Formation has been interpreted as a consequence of a humid event in the initial

stage of the mid-Cretaceous Greenhouse climate. Three anoxia models (depositional, productivity and stagnant one)

have been distinguished in the depositionary regime.

Key words: Lower Cretaceous, Western Carpathians, Slovakia, lithology, stratigraphy, bioevents, anoxic sediments,

C-isotopes.

second one was eroded by 1997 summer floods along the right

margin of the rocky bed of the Kysuca River (the K-section in

the text). The rock samples for microfacies analysis were tak-

en at one-meter intervals, more dense (up to decimeter scale)

sampling  being  provided  in  critical  parts  of  the  sequence.

Thin sections were made from each sample, then twenty one

microcomponents from each section were evaluated in the op-

tical microscope. A total of 448 thin sections have been exam-

ined. The results have been computed and illustrated (by the

use of the personal computer) graphically (Fig. 2).

Quantitative  analysis  of  the  allochem  spectra  including

plankton remnants can provide a base for the reconstruction

of oceanographic environmental changes during sedimentat-

ion.  Moreover,  changes  of  fossil  associations  if  compared

with the carbon-isotope data can serve as a tracer of past en-

vironments.  We  focused  on  quantification  of  the  full  al-

lochem spectrum in order to understand its response to both

regional  and  global  environmental  changes  and  to  analyze

the relationship between evolution, climate, ocean behaviour

and geological processes. The quantitative share of individu-

al microplankton constituents was analysed in thin sections

of  limestone  sample  sets  (see  above).  Biozonations  intro-

duced by Vašíèek et al. (1994), Reháková (1995b), or Rehá-

Introduction

A  narrows  formed  by  the  Kysuca  River  (called  the  Kysuca

Gate) penetrating through a tectonic body of the Jurassic/Cre-

taceous pelagic limestone (Fig. 1) exposes the sequence of the

Kysuca Unit — one of the typical units of the Pieniny Klippen

Belt. The Lower Cretaceous part of this sequence is exposed

along the right riverside on the Mt. Rochovica foothill. This

paper  analyses  the  passage  from  the  basinal  Maiolica  lime-

stone  with  Barremian  calciturbidite  intercalations  to  dark

shales of the successive Lower Aptian Koòhora Formation.

Our investigation is based on a multidisciplinary approach.

The data are used for an interpretation of the sedimentary de-

velopment of the Kysuca Basin from the paleoceanographical

and paleoclimatological points of view.

Methods

The Hauterivian to Lower Albian sequence (more than one

hundred meters) was sampled in two parallel sections: the first

one  is  exposed  along  the  road  escarpment  from  Vranie  to

Rudinka villages (designated as the R-section in the text), the

170                                                                                            MICHALÍK et al.

ková & Michalík (1997a) have been used. The foraminifers

from the Rochovica profile were studied mostly in thin sec-

tions (with the exception of samples No. K-385, K-422.8, K-

425.7, K-418). This fact, along with corrosion and recrystal-

lization  of  many  tests  sometimes  hampered  more  precise

specific determination.

Thirty seven samples have been analysed for O a C isotope

content. Stable isotopes were measured by a Finigan MAT-2

mass  spectrometer.  The  analyses  were  done  by  the  Czech

Geological  Survey  in  Prague.  This  laboratory  method  has

been described in Michalík et al. (1995). The isotopic data

are reported in the usual ‰ notation relative to the Interna-

tional Isotopic Standard PDB.

The TC, TIC and TOC was determined using an IR device,

model C-mat 5500 (Stroehlein). The TC was determined di-

rectly in the combustion tube in the furnace. As the second

step,  0.001  gram  of  rock  sample  was  diluted  in  1:10  HCl

acid to remove TIC by vaporization. The TOC in the residue

sample was determined by the same way at the TC. The TIC

was calculated as the subtraction TC–TOC. The device was

calibrated using synthetic spectral-pure CaCO

3

.

Geological setting

In Mesozoic times, the Outer Western Carpathians formed

a part of the northern Tethyan margin SE of the Bohemian

Massif (Vašíèek et al. 1994). The Pieniny Klippen Belt is in-

terpreted as a deformed ridge on the edge of this shelf (Fig.

3). In spite of tectonic fragmentation of this complex struc-

ture, this area yields an almost complete record of the Juras-

sic and Cretaceous sedimentation. A Lower Cretaceous pe-

lagic  carbonate  sequence  belonging  to  the  Kysuca  Basin

(adjacent to the main Czorsztyn Ridge) is well preserved in

several tectonic slices (Andrusov 1938; Andrusov & Scheib-

ner 1960; Scheibner 1968; Andrusov & Samuel 1973; Haško

1973; Birkenmajer 1977; Samuel et al. 1988; Vašíèek et al.

1992).

Upper Tithonian to lowermost Albian Maiolica type lime-

stones  were  deposited  over  wide  parts  of  the  Western  Car-

pathians (Wieczorek 1988; Reháková 1995a; Michalík 1995).

Two formations were distinguished in the Rochovica maioli-

ca-type  sequence.  The  lower  one,  called  the  Pieniny  Lime-

stone Formation  by  Birkenmajer  (1977)  is  separated  by  the

shaly Koòhora Formation from the upper limestone complex

named the Brodno Formation (Fig. 2).

The Upper Tithonian–Barremian Pieniny Limestone For-

mation consists of white to grey nannofossil limestones with

chert nodules and bands. Rhythmical bedding, best visible in

the Lower Valanginian part of the sequence, is expressed ei-

ther by alternation of limestone and marly layers or by repet-

itive mutual substitution of calcareous and siliceous plank-

ton  remnants,  as  well  (Reháková  &  Michalík  1994).  The

Upper Valanginian facies variation, decrease of plankton and

Fig. 1. Geological sketch of the Kysuca Gate area, NNE of Žilina, NW Slovakia (its position in Slovakia is indicated in the upper left cor-

ner) composition of the Kysuca Unit.

SEDIMENTARY, BIOLOGICAL AND ISOTOPIC RECORD OF EARLY APTIAN PALEOCLIMATIC EVENT                171

Fig. 3. Quantitative evaluation of share of organic remnants (radiolarians, sponge spicules, planktonic foraminifers and fragments of nerit-

ic benthic organism skeletons) and siliciclastics (quartz silt and clay) correlated with sequence stratigraphic division of the Vranie Mb.,

Koòhora-, Brodno- and Rudina Formations in the Rochovica (R) section.

Fig. 2. Aptian paleogeography of Europe (with use of data from Baraboshkin 1997, Mutterlose 1992, Vašíèek et al. 1994) with respect to

the Rochovica section (indicated by full circle).

172                                                                                            MICHALÍK et al.

their relations to the fluctuations in the C-isotope record were

discussed by Michalík et al. (1995). Another five events with

minimum plankton abundance are recognizable in the overly-

ing Hauterivian to Aptian sequence. However, the carbon iso-

tope geochemistry has not been studied here, yet.

The Barremian Vranie Member (new name, Figs. 2, 4) rep-

resents a calciturbidite-rich section in the uppermost Pieniny

Limestone Formation. It consists of well bedded grey and dark

grey,  marly  spotted  nannoconid  and  foraminiferal  wacke-

stones  to  packstones  interrupted  by  calcarenite  layers  with

abundant  fragments  of  benthic  organisms.  Sporadically  ob-

served gradation of biodetrital particles is considered a proof

of the distal turbidite origin of several beds.

The  Vranie  Mb.  limestone  sequence  is  covered  by  the

Koòhora  Formation  (Andrusov  in  Andrusov  &  Samuel

1973, or Andrusov & Fusán 1973; Fig. 4). Abrupt substitut-

ion  of  pelagic  carbonates  by  dark  marlstone  with  coalified

plant  fragments  and  pyrite  indicates  an  important  environ-

mental change.

The Koòhora Fm. is followed by the Upper Aptian–Lower

Albian Brodno  Formation  (Scheibner  in  Buday  et  al.  1967;

Fig. 4) consisting of spotted limestones with intercalations of

dark and red marls. This formation is covered by Upper Albi-

an pelagic red marls of the Rudina Formation and by the Cen-

omanian  Lalinok  Member  (Scheibner  1958)  of  the  Jaworki

Formation (Birkenmajer 1977).

Results

Sedimentological record and its sequence stratigraphic

interpretation

The thickness variablity of pelagic limestone layers, thick-

ness variation or absence of marly interbeds, presence of al-

lodapic beds and intensity of bioturbation are the most ex-

pressive  textural  marks  in  the  apparently  monotonous

Rochovica  sequence.  These  data,  along  with  quantitative

changes in allochem representation in individual beds of the

sequence were correlated with respect to the sea level chang-

es in the Hauterivian–Aptian time (Vail et al. 1977; Haq et

al. 1987). Individual allochem shares are of different inter-

pretational value from the sequence stratigraphical point of

view.  First  of  all,  the  radiolarians,  silicisponge  spicules,

planktonic foraminifers, neritic biodetrital- and terrigeneous

clastic grains represent the constituents of the highest impor-

tance (Fig. 2).

The Vranie Member of the Pieniny Limestone Formation

The uppermost part of the Pieniny Limestone Formation

consists mostly of planktogenic limestones with occasional

intercalations  of  (calciturbiditic)  calcarenites,  slightly  sili-

ceous  (contourite)  calcisiltites  marlstones  and  marls.  The

bedding is well developed, the thickness of beds attains 2 to

38  cm.  Closer  observation  allowed  us  to  distinguish  inter-

vals attributable to the 3

rd

-order sequence tracts.

The intervals interpreted as the lowstand tracts start with

apparent  thick  (25–38  cm)  layers  of  wackestones  or  pack-

stones with abundant fine organic debris and with only thin

(if any) intercalations of marl. The share of shallow benthic

organism  (echinoids,  crinoids,  benthic  foraminifers,  ostra-

cods) debris is high (18–30 %), sometimes accompanied by

a rise of the terrigenous clastic component (1 to 8 % in the

higher part of the sequence). Tiny globular planktonic hed-

bergellid  foraminifers  occurring  in  limestone  matrix  repre-

sent (in accordance with Robaszynski & Caron 1995) oppor-

tunistic  organisms  of  an  unstable  marine  environment.

Clasts  of  Berriasian  calpionellid  limestone  (0.5  to  2  mm)

containing  conoglobuligerinid  foraminifers  also  occur.

Sometimes, indications of oriented debris lamination or ero-

sion marks can be observed. The bioturbation is very strong,

infaunal burrows being sometimes arranged in more-or-less

regular galleries. In a complete development, tiering patterns

of  trace  fossil  generations  similar  to  those  illustrated  by

Uchman  (1997)  or  Kedzerski  &  Uchman  (1997)  from  the

Valanginian–Barremian  Koscieliska  Formation  in  the  High

Tatra Mts. (Thalassinoides–Planolites–Chondrites) are pre-

served.

The intervals interpreted as probable shelf margin tracts are

typically  evolved  in  the  upper  part  of  the  sequence  studied.

The thickness of wackestone layers is much smaller, if com-

pared with the typical lowstands (attaining 15–22 cm only),

slumping textures, or similar deformations occur. The amount

of biogenic neritic organisms debris is low (5 to 18 %). Bio-

turbation is common, sometimes being arranged in more and

less bioturbated bands (Pl. II: Figs.1, 6, 7).

The intervals interpreted as the transgressive tracts can be

distinguished  by  regularly  bedded  (8–19  cm)  wackestones

with  a  medium  bioturbation  (Planolites–Chondrites,  Pl.  I:

Figs. 3, 8) and common chert nodules. Marly layers occur ir-

regularly.  The  content  of  calcareous  dinoflagellates  and

globochaetes is raised moderately (1 to 3 %) compared to the

lowstand-  or  highstand  conditions.  Silicification  is  infre-

quently observable. Calcarenite (packstone) layers with ero-

sive bases were interpreted as calciturbidite beds occurring

in the higher part of the sequence. They often replace inter-

beds of laminated siliceous calcisiltites (with thin lamina of

radiolarian  sand  with  erosive  base  compared  with  contou-

rites), commonly occurring in the Pieniny Limestone Forma-

tion, but also in equivalent parts of both the Brodno and Ru-

dina Formations (Pl. I: Fig. 9).

The sediments interpreted as the highstand tract systems

are  characterized  by  less  bioturbated  (mostly  Chondrites),

sometimes  laminated  mudstones  (Pl.  I:  Fig.  5).  Thin  light-

coloured  beds  (2–10  cm)  with  regular  marly  intercalations

are often arranged in a rhythmic pattern. Silicification is ex-

tensive,  with  cherts  sometimes  forming  stratiform  bands.

The maximum concentrations of radiolarians and/or sponge

spicules are usually associated with the maximum flooding

surfaces. On the sketch of Andrusov (in Andrusov & Fusán

1973), the uppermost beds of the Pieniny Fm. sequence be-

low the Koòhora Fm. are deformed, resembling subaquatic

slumping. Slumping phenomena have been also reported by

Arthur & Premoli Silva (1982), Bersezio (1994) in an equiv-

alent level (the uppermost part of the Maiolica Lst. Fm.), in-

dicating a loading of poorly consolidated sediment by a huge

input of terrigenous clastics.

SEDIMENTARY, BIOLOGICAL AND ISOTOPIC RECORD OF EARLY APTIAN PALEOCLIMATIC EVENT                173

Fig. 4. Lithology, microfacies and bioturbation of the Vranie Mb., Koòhora and Brodno Fms. of the Rochovica sequence, K (Kysuca) sec-

tion and its sequence stratigraphic interpretation correlated with the global sea level fluctuation curve (Vail et al. 1977).

174                                                                                                   PLATE I

SEDIMENTARY, BIOLOGICAL AND ISOTOPIC RECORD OF EARLY APTIAN PALEOCLIMATIC EVENT                175

Microfacies

Four  different  microfacies  were  recognized  in  the  studied

section, all indicating open marine environments. Microfacies

F1 to F3 indicate pelagic to hemipelagic environments which

prevailed  during  sedimentation  of  the  whole  sequence  stud-

ied. On the other hand, the microfacies F4 reflects the influ-

ence of outer platform (circalittoral) conditions: it occurs in

calciturbidite beds of the Vranie Mb. The microfacies F1 con-

sists  of  a  biomicrite  with  rare  ostracods,  sponge  spicules,

planktonic  foraminifers  and  small  echinoderms  debris.  It  is

characteristic of a pelagic environment of the uppermost part

of the Koòhora Formation, as well as of the Brodno Formation

(Pl. II: Fig. 9). The microfacies F2 is a biomicrite with abun-

dant  recrystallized  sponge  spicules  and  radiolarians.  It  indi-

cates  hemipelagic  to  pelagic  environments  of  the  Koòhora

Formation (Pl. II: Fig. 6). The microfacies F3 is characterized

by a biomicrite with very abundant well preserved sponge spi-

cules and radiolarians (F3A, Pl. II: Figs. 7, 8), or with abun-

dant recrystallized planktonic foraminifers (Pl. II: Fig.10) with

silty  matrix  rich  in  organic  matter  and  pyrite  accumulations

(F3B). This microfacies indicates a pelagic to hemipelagic an-

oxic environment of the Koòhora Fm.

The microfacies F4 is represented by a biomicrite with an

increasing amount of crinoids accompanied by bivalves, echi-

noids, benthic foraminifers, ostracods, sponges, radiolarians,

dinoflagellates and planktonic foraminifers. Several beds con-

tain bioclasts with calpionellids and conoglobigerinids (or

almost free tests of them) evidently derived from older (mostly

Lower Berriasian) horizons (Pl. II: Figs.1–3; Pl. VII: Figs.1–

2). This microfacies has been observed in fluxoturbidite beds

of the Vranie Member.

Biostratigraphical record

The Rochovica section study allows us to correlate several

results of detailed bio-, sequence- and isotope stratigraphy.

The biostratigraphic framework is based on integrated calpi-

onellid, calcareous nannofossil, planktonic and benthic fora-

minifer and radiolarian events.

Calpionellids

The Hauterivian part of the Tintinnopsella Zone of Borza

(1984) was defined as an interval by the occurrence of the last

calpionellids  represented  by  Tintinnopsella  carpathica

(Murgeanu & Filipescu). It is present in the middle part of the

Pieniny Limestone Formation. Nannoconid mudstones (rarely

wackestones) contain tiny debris of organic remnants domi-

nated by ostracode tests and crinoid columnalia over benthic

foraminifers  (Patellina  subcretacea  Cushman  &  Alexander,

Spirillina italica Dieni & Massari, Textularia sp., Lenticulina

cf.  ouachensis  (Sigal))  and  calcareous  dinoflagellate  cysts

(Cadosina semiradiata fusca (Wanner), Cadosinopsis nowaki

Borza).  A  few  cross-sections  of  Tintinnopsella  carpathica

were observed in association with the first representatives of

planktonic foraminifers Favusella hoterivica (Subbotina).

Plate I: Limestone facies of the Rochovica section. Fig. 1. Ap-1

shelf margin tract facies (Vranie Mb., sample K-413.7) with  Chon-

drites  sp.,  and  Planolites  sp.;  Fig.  2.  Intensively  bioturbated  low-

stand  facies  Ap-2  (Koòhora  Fm.,  sample  K-419.2)  with  Planolites

sp.; Fig. 3. Transgressive stand facies (Pieniny Lst. Fm., sample K-

345), ?Planolites sp. with gallery-like infilling; Fig. 4. Transgressive

stand  facies    Ap-2  with  lamination    and  Planolites  sp.    burrows

(Koòhora Fm., sample K-420.5); Fig. 5. High stand facies Ba-3 of

fine laminated limestones affected by slumping (Vranie Mb., sample

K-404.4);  Fig.  6.  Shelf  margin  tract  facies  Ba-5,  lamination  de-

stroyed by  bioturbation (Vranie Mb., sample K-409); Fig. 7. Shelf

margin tract facies Ha-3, fine detrital limestone with irregular  sea

urchins  (Pieniny  Lst.  Fm.,  sample  K-356);    Fig.  8.  Transgressive

stand facies Ha-7, cherty limestone with  silicified burrows of  Chon-

drites  sp.  containing  sponge  spiculae  accumulations  (Vranie  Mb.,

sample K-383);  Fig.  9.  Highstand  contourite  facies  Al-1,  calcisilte

with  radiolarian  concentrations  in    laminae    and  with  erosive  base

(Rudina Fm., sample K-428.6). Scale = 10 mm.

The Koòhora Formation

According to Andrusov & Fusán 1973, it consists of a six

to twenty meters of black to dark brown clays rich in plant

fragments, common silt-sized quartz- and glauconite grains

(Pl. II: Figs. 4, 5). Pyrite concretions are commonly altered

into limonitic bodies. Benthic faunal remnants are missing,

but  pyritized  remnants  of  ammonites  and  carbonized  fish

scales, bones and teeths occur sporadically. The major part

of this sequence can be attributed to the lowstand facies ex-

pressively influenced by terrigenous influx.

Clayey beds represent decreasing terrestrial input upward,

limestone intercalations appearing in the upper part of the for-

mation represent time slices with raised calcareous plankton

productivity (Pl. II: Fig. 9) and with sporadic marly limestone

intercalations in the higher part. Bioturbation is common here,

with  infaunal  burrows  sometimes  arranged  in  more-or-less

regular galeries (Pl. I: Fig. 4). Parallel laminated radiolarian-

rich laminae (Pl. II: Figs. 6–8) appear periodically in shaly se-

quence. In warmer intervals, indicated by an anoxic bottom

regime, more stable marine conditions favoured the develop-

ment of diversified planktonic foraminifer associations. This

part of the Koòhora Formation was deposited during ongoing

transgression.

The Brodno Formation

This, 13–16 m thick complex is represented by well bed-

ded marly limestones with intercalation of grey (in the upper

part  reddish)  marls.  The  Albian  part  of  this  formation  is

characterized by a renewal of the turbidite deposition. The

sequence  stratigraphic  division  is  similar  to  that  of  the

Vranie Member. Three sequences in which shelf margin and

transgressive  tracts  have  been  distinguished,  almost  lack

their  highstand  parts  (Fig.  4).  The  uppermost,  35  cm  thick

layer of calciturbidite origin with large clasts of calpionellid

limestone already belongs to the base of the overlying, 25 m

thick Rudina Formation.

▲

176                                                                                                   PLATE II

SEDIMENTARY, BIOLOGICAL AND ISOTOPIC RECORD OF EARLY APTIAN PALEOCLIMATIC EVENT                177

Calciturbidite interlayers in both the Vranie Mb. and Brodno

Formation contain rare, but surprisingly well preserved cross-sec-

tions  of  Berriasian  calpionellids  (Calpionella  alpina  Lorenz,

Crassicollaria parvula Remane; Pl. II: Figs. 2, 3) and planktonic

foraminifers Favusella hoterivica (Pl. VII: Figs. 1, 2).

Reháková & Michalík (1997b) stated, that the evolution of

this group of calcareous microplankton reflects changes of the

global climate. In turn, these changes directly influence the sa-

linity and the sea water temperature. It seems that the calpi-

onellid  stagnation  and  radiation  phases  also  coincided  with

sea level oscillations.

Planktonic foraminifers

Planktonic  foraminifers,  forming  only  a  subordinate  part

of  the  foraminiferal  microfauna  in  the  Pieniny  Limestone

Formation, attain a dominant position in the Koòhora For-

mation. They are represented by Hedbergella sp., H. aff. del-

rioensis  (Carsey),  H.  aff.  infracretacea  (Glaessner),  H.

planispira (Tappan) (Pl. IV: Fig. 6), H. seminolensis (Harl-

ton), H. similis Longoria (Pl. IV: Fig. 3), H. trocoidea (Gan-

dolfi), H. tuschepsensis (Antonova). Hedbergellids co-occur

with Planomalina (Globigerinelloides) sp. (Pl. IV: Figs. 4–

5),  Pl.  (Gl.)  algerianus  Cushman  (Pl.  V:  Fig.  4),  Pl.  (Gl.)

blowi (Bolli), Pl. (Gl.) ferreolensis (Moullade), Pl. (Gl.) cf.

maridalensis  (Bolli),  Clavihedbergella  eocretacea  Neagu

(Pl. IV: Figs.1–2), Cl. subcretacea (Tappan), Leupoldina cf.

pustulans (Bolli) (Table 5, Figs.1, 2), L. reicheli (Bolli), Big-

lobigerinella barri Bolli, Loeblich & Tappan (Table 5, Fig.

3). Ancestral forms of the evolutionary lineage Hedbergella

trocoidea (Gandolfi) – Ticinella roberti, appear in the higher

parts of the Koòhora Formation sequence.

Foraminifers represent a rock forming constituent in sev-

eral thin layers (sometimes rather laminae or “nests”) in the

Koòhora Formation. Current orientation was observed. Re-

crystallization of tests is obvious, pyrite fillings have been

recorded in almost all thin sections (Pl. IV: Fig. 7). Foramin-

iferal  fauna  is  sometimes  substituted  by  the  spumellarian

type of radiolarians and sponge spicules. Common plankton-

ic foraminifer tests filled by quartz, pyrite or rough calcite

crystalls  are  represented  by  Hedbergella  sp.,  H.  aff.  delri-

oensis  (Carsey),  H.  aff.  infracretacea  (Glaessner),  H.

planispira  (Tappan),  H.  similis  Longoria,  H.  tuschepsensis

(Antonova),  Clavihedbergella  sp.,  Cl.  eocretacea  Neagu,

Planomalina  (Globigerinelloides)  sp.,  Leupoldina  reicheli

(Bolli) along with radiolarians and sponge spicules occur in

the  sample  R-420-A  (Pl.  IV:  Figs.1–6).  Both  the  complete

remnants of any benthic animals and the signs of bioturba-

tion  are  missing  here.  Therefore,  it  seems  that  the  bottom

level  was  not  inhabited  by  benthos  and  that  skeletal  frag-

ments came from another environment (surface waters and/

or more neritic parts of the bottom). Pyrite (now limonite)

infillings of the tests (sample K-418, etc.) represent early di-

agenetic processes in anoxic black shale facies. Surprisingly,

well preserved specimens of benthic Lenticulina muensteri

(Roemer)  and  Lenticulina  sp.  preserved  in  original  calcite

test composition probably represent redeposits from the ner-

itic zone.

The Aptian part of the Brodno Formation yields an associ-

ation  of  Ticinella  sp.,  T.  bejaouaensis  Sigal,  Hedbergella

sp., H. seminolensis (Harlton) (Pl. VI: Figs. 2–5), Clavihed-

bergella subcretacea (Tappan) (Pl. VI: Fig. 1) Albian plank-

tonic foraminifers are represented by Ticinella roberti (Gan-

dolfi) (Pl. V: Fig. 5), Biticinella breggiensis (Gandolfi) (Pl.

V: Fig. 6), Thalmaninella ticinensis subticinensis (Gandolfi)

and  Th.  ticinensis  ticinensis  (Gandolfi)  (Pl.  V:  Figs.  7,  8).

These  are  accompanied  by  radiolarians,  smooth  ostracods

and sponge spicules in the Brodno Formation. Rare glauco-

nite proves the presence of bottom currents.

Calcareous nannofossils

Calcareous  nannofossils  in  the  Rochovica  section  were

mostly  examined  from  marly  shales  intercalated  in  pelagic

limestones. Low diverse nannofossils were generally poorly

preserved, and dominated by the most common solution-re-

sistant long-ranging taxa like Nannoconus, Watznaueria, Mi-

crantholithus,  or  Rucinolithus.  Nannofossil  biostrati-

graphical markers are very rare.

According  to  Deres  &  Acheritequy  (1980),  the  first  ap-

pearence  datum  (FAD)  (sample  No.  325)  of  Nannoconus

bucheri aproximates to the Valanginian/Hauterivian boundary

near the sample 325. Nannoconids start to be abundant in the

upper part of the Lower Hauterivian interval of the Pieniny

Limestone  Formation  (sample  343).  Other  frequent  taxa  are

rather long ranging Micrantholithus hoschulzii, Zeugrhabdot-

us  embergeri,  Conusphaera  mexicana.  Rare  occurrences  of

the  Early  Hauterivian-Early  Barremian  index  species  (sensu

Mutterlose et al. 1996) Litraphidites bollii (with FAD in 331

and the last appearence datum—LAD 343), Cruciellipsis cu-

villieri (LAD 331) denoting by its last occurrence the Early/

Late Hauterivian boundary, or Calcicalathina oblongata oc-

curing sporadically (FAD 331, LAD 337) in Lower Valangin-

ian to Lower Barremian deposits (Mutterlose et al. 1996) are

useful. The maximum dominance of Nannoconaceae (namely

N. steinmanni) was recorded in limestone sample No 368. The

Plate II: Microfacies of Vranie Mb., Koòhora- and Brodno Fms.

Figs. 1–3. Microfacies F4: biomicrite with abundant crinoids (Fig.

1)  accompanied  by  rare  benthic  foraminifers,  ostracods,  and    bio-

clasts with calpionellids. Calpionella alpina Lorenz, Crassicollaria

parvula Remane are shown on Figs. 2–3. Vranie Mb., samples K-

383.3; K-385; K-414.  Figs. 4–5. Dark grey to black  clayey Koòho-

ra Fm. marlstone. Silty matrix is rich in organic matter and pyrite ac-

cumulation.    Organic  remnants  are  sporadicaly  presented

(Hedbergella sp. on the Fig. 5), Samples R-416; R-420. Figs. 6–8.

Microfacies  F3A:  radiolarian-sponge    packstones    with  common

claystone fragments, glauconite and  quartz grains  occur occasional-

ly. Koòhora  Fm., samples R-419, R-422.8. Fig. 9. Microfacies  F1:

nannoconid mudstone with rare sections of planktonic foraminifers.

This microfacies is typical of the uppermost  part of  the Koòhora

Formation as well as of the Brodno Fm. Sample R-424 (thin nanno-

conid rich laminae  were observed throughout all the Koòhora Fm.

too,  samples  R-417).  Fig.  10.  Microfacies  F3B:  packstone  with

abundant diverse planktonic foraminiferal association. Brodno For-

mation, sample R-423.5. The bar in the Fig. 6 is equal to 200 µm,

other figures are related to the bar in Fig.10 = 100 µm.

▲

178                                                                                            MICHALÍK et al.

first representatives of Rucinolithus started in the Upper Hau-

terivian part of the section (sample 368).

The  change  in  the  nannoplankton  assemblages  near  the

Hauterivian/Barremian  boundary  (sample  390)  showed

decreasing nannoconid size, but increasing diversity of the as-

semblage (N. globulus, N. colomi, N. kamptneri, N. bucheri,

N. boneti, abundant micrantholiths).

The  Vranie  Member  yields  very  abundant  Watznaueria

barnesae and the Barremian-Early Aptian (Erba et al. 1996)

index species Nannoconus circularis (sample 409).

The Koòhora Formation contains a diverse nannofossil as-

sociation heavily damaged during diagenesis. Sudden increase

of the nannolith group Polycyclolithaceae (Assipetra infracre-

taceea, Rucinolithus irregularis, R. terebrodentarius) and de-

crease  of  Nannoconacea  was  observed.  A  similar  decrease

event (“nannoconid crisis”) was described by Erba 1994. The

FADs of Chiastozygus litterarius (416) and  Rucinolithus ir-

regularis (418) were recorded.

The Brodno Formation is characterized by abundant Ruci-

nolithus  (423,  425),  higher  dominated  Watznaueria  barne-

sae and Nannoconus, while Rucinolithus occurs in low num-

bers  only.  According  to  Perch-Nielsen  (1985)  the  LAD  of

Conusphaera  mexicana  indicates  the  Early/Late  Aptian

boundary. This event was recorded in the sample No. 423.

The FAD of Ephrolithus floralis and this of Rhagodiscus an-

gustus  (436)  could  evidence  the  Late  Aptian  Rhagodiscus

angustus Zone.

The Rudina Formation include a relatively rich association

of  poorly  preserved  calcareous  nannoflora  dominated  by

Watznaueria  barnesae.  The  presence  of  poorly  preserved

Eiffelithus  turriseiffelii  (samples  437,  439)  points  to  the

presence of Upper Albian-Lower Cenomanian (CC9 Zone)

nannofaunal complexes. On the other hand, the Early Albian

Prediscosphaera  columnata  (CC8)  zonal  index  was  not

found.

In  summary,  nine  nannofloral  bioevents  have  been  ob-

served in the section studied:

437 — FAD Eiffelithus turriseiffelii

436 — FAD Rhagodiscus angustus + Ephrolithus floralis

(see discussion in Bischoff 1998 and Bischoff & Mutterlose

1998)

423 — LAD  Conusphaera  mexicana  (redeposited  speci-

mens have also been found in the beds up to 436)

418 — FAD  Rucinolithus  irregularis  +  Chiastoyzgus  lit-

terarius

390 — FAD Rucinolithus terebrodentarius

356 — LAD Calcicalathina oblongata (redeposited speci-

mens have also been found in the beds up to 420)

343 — LAD Litraphidites bollii

331 — FAD Litraphidites bollii + LAD Cruciellipsis cu-

villieri

337 — FAD Calcicalathina oblongata

325 — FAD Nannoconus bucheri

Several  changes  in  assemblage  composition,  namely

abrupt  increase  of  Rucinolithus  terebrodentarius  and  de-

crease of Nannoconaceae were recorded in sample sequence

416–423.  Redeposition  was  observed  several  times  (420,

433, 436).

Plate  III:  Barremian/Aptian  benthic  foraminifers  of  the  Ro-

chovica  section.  Fig.  1.  Aaptotoichus  clavellatus  (Loeblich  &

Tappan),  sample  K-390; Fig.  2.  Textularia  haeusleri  Kaptarenko,

sample K-410; Fig. 3. Proromarssonella praeoxycona (Moullade)

sample K-424; Fig. 4. Kadriayina granata (Berthelin), sample K-

416;  Fig.  5.  Dorothia  praehauteriviana  Dieni  &  Massari,  sample

K-397; Fig. 6. Spirillina italica  Dieni & Massari, sample K-361.5;

Fig. 7. Meandrospira favrei (Charollais, Bronnimann & Zaninetti),

sample  K-377;  Fig.  8.  Haplophragmoides  cf.  vocontianus  Moul-

lade, sample K-343. The magnification of all figures is uniform, in-

dicated by the bar on Fig. 8 = 100 µm.

Dinoflagellates and palynomorphs

The Vranie Member contains an association of long-rang-

ing Barremian-Aptian dinocysts (Table 1, sample 408.5) of

rather low diversity (8 species).

 The dinocyst diversity of the Koòhora Fm. asociation is

much  higher,  being  dominated  by  (30  %)  Odontochitina

operculata.  This  association,  in  which  the  bisaccate  pollen

grains form 1/3 of the assemblage, characterizes a restricted

shallow  marine  environment.  Achomosphaera  verdieri,  A.

triangulata,  Bathiacasphaera  saidensis,  Coronifera  tubu-

losa found in layer 415, indicate Aptian age (Below 1981,

1982, 1984; Below & Hirsch 1996). An increasing share (27

%) of Achomosphaera and Spiniferites in the higher part of

the formation indicates more open marine conditions.

The presence of Callaiosphaeridium trycherium, Floren-

tinia  laciniata  and  F.  mantelii  in  the  higher  part  of  the

Koòhora Fm. (samples 419, 421) could indicate mid-Aptian

age (Below l.c.; Verdier 1974).

 Frequent middle/upper Aptian dinocyst occurrence (40 %

of  Cerbia  tabulata,  accompanied  by  28–37  %  of  Oli-

gosphaeridium)  in  the  Brodno  Formation  (beds  Nos.  421–

425) confirms open marine conditions. Marly bed No. 429.2

contains a redeposited Upper Aptian association with Cerbia

tabulata (Leereveld 1995; Below l.c.).

Radiolarians

Three  radiolarian  assemblages  have  been  obtained  from

chert  nodules  and  siliceous  bands  of  both  the  Koòhora  and

Brodno Formations (samples Nos. 419, 422.9 and 422.7; Ta-

ble 2).  Radiolarian  tests  are  usually  corroded,  the  nassel-

lariids/spumellariids ratio 4:2 could have been affected by a

preservation bias caused by preferable dissolution of the larg-

er and less resistent spumellariid tests.

The association from the Koòhora Formation (sample No.

419) is dominated by Archaedictyomitra apiarium and Xitus

spicularius  over  species  of  Angulobracchia,  Dictyomitra,

Parvicilgula, Stylospongia and Thanarla.

The second association (sample No. 422.9) coming from

the Brodno Formation contains common Archaedictyomitra

apiarium,  Dictyomitra  pseudoscalaris,  Pseudodictyomitra

lilyae,  Pantanellium  squinaboli  accompanied  by  Cryptam-

phorella clivosa, Sethocapsa trachyostraca, Tritrabs cf. ew-

ingi, Orbiculiforma sp. and Sethocapsa sp. The third associ-

ation (sample No. 425.7 of the same formation) is composed

▲

PLATE III                                                                                                 179

180                                                                                            MICHALÍK et al.

Table 1: Relative abundance of  dinoflagellate  cysts and other palynomorphs in the Koòhora Formation (sample 408.5 comes  from close

underlying beds, sample 429.2 from overlying beds). x — rare (less than 4 %), xx — occasional (4–8 %), xxx — common (8–15 %), xxxx

— abundant (15–30 %), xxxxx — very abundant (more than 30 % of all palynomorphs).

V ranie Mb Koòhora Fm.

Brodno Formation

408.5

415

419

421

425

429.2

S a m ple s/da ta

Dinoflagellate cysts

x

Pterodin ium   aliferum

xx

C rib ro pteridin ium   edwardsii

x

x

xx

Oligosphaeridiu m   asterigerum

xx

x

xx x

x

Exochosph aeridium   m uelleri

x

x

Endoscrinium   cam p anula

x

x

x

Achom o sphaera  ram ulifera

x

xx x

xx

xx

x

x

Spiniferites  ram osu s

xx xx x

xx x

xx x

xx xx x

xx xx

xx x

Oligosphaeridiu m   com p lex

x

C allaiosphaerid ium   asym m etricum

x

C assiculosphaeridia  reticulata

x

C om etodin ium   whitei

x

C yclonephelium   b revispinatum

x

Kiok ansium   polype s

xx

Batiacasph aera  saidensis

xx

C rib ro peridinium   co ok soniae

xx

Floren tinia  cook soniae

x

x

Kleithriaspha eridium   corrugatum

x

x

Kleithriaspha eridium   eoinode s

x

x

C oronifera  tub ulosa

x

x

x

C oronifera  ocean ica

x

x

xx

Achom o sphaera  triangu lata

x

xx xx

x

Achom o sphaera  neptun ii

xx

x

x

x

Achom o sphaera  verdieri

xx xx

xx xx x

xx

Odontochitina   operculata

x

C rib ro peridinium   orthoceras

x

Floren tinia  m antelli

xx

xx xx x

xx xx x

xx xx

C erb ia  tab ulata

xx

x

Floren tinia  laciniata

x

D issiliodinium   glob olus

x

Floren tinia  radicu lata

x

Spiniferites  ram osu s  reticula tus

x

Trab ecu lidinium   quinquetrum

x

x

C allaiosphaerid ium   trycheriu m

x

C rib ro peridinium   auctificium

x

Prolixosphae ridium   parvispinum

x

System atoph ora  cre tacea

xx

Apteodinium   granulatum

xx

Lith odinia  sto veri

xx

Oligosphaeridiu m   verrucosum

x

D apsilidinium   m ultispino sum

x

Palaeop eridiniu m   cretaceum

x

Spiniferites  ancoriferus

x

System atoph ora  silyb um

xx xx

C irculod inium   distinctum

xx xx

C yclonephelium   s p.

Other palynom orphs

xx xx x

x

x

x

m icroforam iniferal te s t lin ings

x

x

x

x

x

s pores

xx x

xx x

xx xx

xx xx

xx

xx xx x

bis a ccate poll en grains

8

20

13

15

13

13

T o t a l   abun dance

of  Acanthocicus  trizonalis  s.l.,  Acanthocicus  sp.,  Angulo-

bracchia (?) portmani portmani, Archaeodictyomitra apiari-

um, Archaeodictyomitra sp., A. chalilovi, Dictyomitra com-

munis,  D.  pseudoscalaris,  Godia  tecta,  Holocryptocanium

sp.,  Mirifusus  chenodes,  Orbiculiforma  sp.,  Pseudodictyo-

mitra sp., Pantanellium squinaboli, Sethocapsa trachyostra-

ca, Thanarla pulchra, Wrangellium puga (Table 2).

According  to  Baumgartner  (1995),  the  presence  of  Stylo-

spongia  (?)  titirez  and  Godia  tecta  limits  lower  Aptian  UA

Nos. 20 to 22. According to O´Dogherty (1994), Dictyomitra

communis represents a Late Aptian age.

Benthic foraminiferal fauna

The benthic foraminifers prevail in the lower members of

the  sequence  studied.  According  to  Maamouri  et  al.  (1994)

Conorotalites  ex  gr.  bartensteini  Bettenstaedt,  found  in  the

Vranie Member (sample R-391; Pl. VII: Fig. 3) represents a

SEDIMENTARY, BIOLOGICAL AND ISOTOPIC RECORD OF EARLY APTIAN PALEOCLIMATIC EVENT                181

Table  2:  Relative  abundance  of  radiolarians  in  the  Koòhora  and

Brodno Formations. o — occasional, oo — common, ooo — abun-

dant occurrence.

419

422.5 425.7

s am ples /data

o

S tylos pongia (?) titirez

oo

X itus  s pic ularius

oo

X itus  s p.

oo

P arvic ingula  s p.

o

o

A ngulob rac hia(?) p.portm ani

oo

oo

ooo

A rc haeodic tyom itra apiarium

oo

oo

oo

Dic tyom itra c om m unis

o

oo

T hanarla pulc hra

o

T ritrab s   c f.ewingi  s .l .

o

S ethoc aps a  s p.

oo

P s eudodic tyom itra lilyae

oo

Cryptam phorella c livos a

o

o

S ethoc aps a trac hyos trac a

o

o

O rb ic uliform a  s p.

o

ooo

P s eudodic tyom itra  s p.

oo

oo

Dic tyom itra ps eudos c alaris

ooo

ooo

P antanellium  s quinab oli

ooo

ooo

A rc haeodic tyom itra  s p.

o

G odia tec ta

o

Holoc ryptoc anium   s p.

oo

A c anthoc irc us  triz onalis   s .l .

oo

A c anthoc irc us   s p.

oo

A rc haeodic tyom itra c halilovi

oo

Mirifus us  c henodes

oo

W rangellium  puga 

Table 3: Content  of  

δ

18

O, 

δ

13

C, TOC and CaCO

3

 in selected sam-

ples from Vranie Mb., Koòhora, Brodno and Rudina  Formations in

the Rochovica R section.

Beds

δ 

13

C

δ 

18

O

TOC

CaCO3

m

%

o

(PB D)

%

320

1.7

-2.8

0.05

93.90

324

1.7

-1.8

0.05

67.60

352

1.5

-2.1

0.06

87.80

375

1.7

-2.4

0.05

81.30

384

2.1

-1.6

0.05

91.40

389

2.3

-1.7

0.05

91.20

392

2.8

-1.5

0.05

89.60

394

2.6

-2.4

0.05

44.70

395.1

2.6

-2.1

0.12

90.40

396

2.5

-1.6

0.05

88.50

412

2.4

-2.6

0.05

90.80

413

2.4

-2.6

0.05

89.60

416

1.6

-5.0

1.50

28.70

417

1.8

-4.7

0.44

48.10

418

1.7

-4.2

1.16

27.00

420

3.2

-3.7

1.27

57.80

422.5

4.4

-2.2

0.05

87.30

422.8

3.7

-2.0

0.07

77.90

423.5

4.6

-2.5

0.18

84.10

425

4.4

-2.3

0.05

82.40

427

4.9

-2.3

0.06

82.20

428

4.8

-2.7

0.05

87.30

430.1

4.6

-2.3

0.05

84.23

Barremian index. The occurrence of Patellina cf. turriculata

Dieni & Massari (Pl. VII: Fig. 4) is remarkable, as the species

was currently reported from Albian beds only.

Calcarenite  layers  forming  characteristic  element  of  the

Vranie Member contain rich associations of fragments derived

from neritic benthic skeletons, dominated by crinoid columna-

lia and other echinoderm remnants. Benthic foraminifers are

represented by Aaptotoichus clavellatus (Loeblich & Tappan)

(Pl. III: Fig. 1), Ammodiscus tenuissimus (Guembel), Dorothia

cf.  glabrata  Cushman,  Dorothia  kummi  (Zedler),  Dorothia

praehauteriviana Dieni & Massari (Pl. III: Fig. 5), Gaudryina

tuchaensis  Antonova,  Gavelinella  cf.  barremiana  Bettens-

taedt,  Gyroidinoides  gracillima  (Dam),  Haplophragmoides

cf. vocontianus Moullade (Pl. III: Fig. 8), Spirillina minima

Schacko, Spirillina italica Dieni & Massari (Pl. III: Fig. 6),

Meandrospira  favrei  (Charollais,  Bronnimann  &  Zaninetti)

(Pl. III: Fig. 7), Ophthalmina cf. scariosa Loeblich & Tappan,

Pseudoreophax sp., Sabaudia minuta Hofker, Textularia hau-

sleri  Kaptarenko  (Pl.  III:  Fig. 2),  Spiroloculina  duestensis

Bartenstein & Brand, Trocholina sp. (Pl. VI: Fig. 6). They are

accompanied  by  very  abundant  (58 %  of  palynospectrum  in

sample 408.5) microforaminifers, indicating transport from a

shallow neritic environment. Smooth valved ostracods (Pl. VI:

Fig. 9) are also present.

Only  Kadriayina  gradata  (Berthelin)  (Pl.  III:  Fig.  4)  was

identified in the lower part of the Koòhora Formation. Anomali-

na flexuosa Antonova was identified in its higher part.

Calciturbiditic  intercalations  in  the  Brodno  Formation

yield rare specimens of Dorothia aff.  oxycona (Reuss) (Pl.

VI: Fig. 7), Proromarssonella praeoxycona (Moullade) (Pl.

III: Fig. 3), Lenticulina cf. subangulata Reuss, Lenticullina

(L.)  ouachensis  (Sigal)  (Pl.  VI:  Fig.  8),  Discorbis  was-

soewizi Djaffarov & Agalarova, Lenticulina muensteri (Roe-

mer), Anomalina sp. (Pl. VII: Fig. 5) and Ammovertella cel-

lensis Bartenstein & Brand.

Distribution of redeposited benthic foraminiferal fauna can

be  effectively  used  in  correlation  of  pelagic  developments

with contemporaneous shallow marine carbonate platform se-

quences, little investigated at present.

Geochemistry

Paleoceanographic  and  paleoclimatic  changes  during  the

mid-Cretaceous are detectable with use of C and O isotope

geochemistry and the accumulation record of organic matter.

That is the reason why geochemical studies oriented towards

these problems became popular in the Earth sciences. Epi-

sodes  with  large-scale  storage  of  organic  matter  coincide

with  sea-level  rises,  which  were  produced  by  an  increased

rate of sea floor spreading (Schlanger et al. 1981; Schlanger

& Cita 1982; de Boer 1983). A dramatic increase in ocean

crust  production  and  abnormal  mid-Cretaceous  interplate

volcanism was postulated by Larson (1991). At the Barremi-

an/Aptian transition, the volcanic Ontong Java Plateau was

formed, near the Aptian/Albian boundary Kerguelen Plateau

volcanism was active (Schlanger et al. 1981; Tarnudo et al.

1991; Bralower et al. 1997). Excessive CO

2

 added to the at-

mosphere during this “superplume” may have triggered glo-

182                                                                                            MICHALÍK et al.

Fig. 5. C and O isotope record in pelagic carbonate sequence of the Rochovica section in the Kysuca Gate near Žilina.  Numbers denote

metric scale of the exposure.

SEDIMENTARY, BIOLOGICAL AND ISOTOPIC RECORD OF EARLY APTIAN PALEOCLIMATIC EVENT                183

Fig. 6. Models of oceanic circulation interpreting the development

of the Koòhora Formation sedimentary environment. A) Model of

“Detritic Anoxic Event”. High freshwater input during relative sea

-level fall brought terrigeneous material, leading to a decrease of

salinity, water mixing and increased mobility of the water column.

The origin of anoxic sediments was provoked by increasing input

of terrestrial organic matter and its rapid burial. B) Model of “Pro-

ductivity Anoxic Event”. Intensified water circulation after ceasing

of fresh water input enabled upwelling of nutrient-rich central wa-

ters to the surface level and decrease of the oxygen minimum zone.

Mass  production  of  radiolarian  plankton  in  the  open  sea  was  ac-

companied by sponge growth along the shelf margin (Senkovskyi

1978, 1979). In stages of low level of homeocline water, contour

currents followed the shelf slope and mixed radiolarian and sponge

spiculae accumulations. During climate warming, the role of radi-

olarians was subsequently replaced by foraminiferal plankton hav-

ing no benthic counterparts. C) Model of “Stagnant Anoxic Event”.

Raised temperature caused salinity increase in shallow zones, en-

largement of the oxygen minimum zone and decrease of mobility in

the  surface  water  layer.  Occasional  phytoplankton  blooms  could

originate.

Oxygen and Carbon isotopes

The C and O isotopic composition of the Valanginian and

Hauterivian  part  of  the  Pieniny  Limestone  Formation  has

been studied in 16 bulk samples (Michalík et al. 1995). The

results  indicated  a  perturbation  of  the  carbon  cycle  during

the  late  Valanginian.  The  values  of 

δ

13

C  increased  signifi-

cantly  from  an  Early  Cretaceous  average  level  of  +1.0  or

+1.7 ‰ to +2.2 or even +2.8 ‰ and characteristically docu-

ment  global  change  in  the  C-cycle  (Weissert  &  Channell

1989; Lini et al. 1992; Weissert & Mohr 1996).

New results of C and O isotope analyses of the Hauterivi-

an to lowermost Albian bulk samples of the Rochovica sec-

tion are presented in Table 3 and Fig. 5. The C-isotopic pro-

file of the Barremian Vranie Member shows increased 

δ

13

C

values ranging from +2.1 to +2.8 ‰ (Lintnerová et al. 1997;

Fig. 5) indicating to some extent the above mentioned varia-

tions  in  Barremian  sedimentation  reflecting  sea-water/cli-

mate changes in the C-cycle.

The 

δ

13

C values of the lower part of the Koòhora Forma-

tion slightly decrease (+1.6 to +1.8 ‰) in the shale sample

(beds 416 to 418) in comparison with the Vranie Beds cal-

cites  (+1.5 to +2.8  ‰)  but  the  values  are  still  close to the

Lower Cretaceous average. The decrease in 

δ

13

C and 

δ

18

O

values is visible in beds with strong terrigeneous input and

could indicate a change in sea water composition (e.g. mixing

with monsoonal meteoric water). Calcite content forms 27 to

48 % (carbonatic claystone) of these 

δ

18

O depleted samples

(Table  3)  and  bears  no  signs  of  diagenetic  recrystallization.

The 

δ

18

O ratio of shale complex changes from 1 to 2.5 ‰ and

it can indicate 4 to 10 

o

C increase (according to Craig´s pale-

otemperature  equation).  As  the  decrease  in 

δ

18

O  correlates

with the terrigeneous organic matter input and with the TOC

increase, one can suppose that this change was related rather

to the composition of the sea water. The 

δ

13

C content is less

sensitive to temperature variations, but meteoritic water input

can cause considerably change it (Patterson & Walter 1994).

This is not the case in our sample set.

The C and O isotopic ratio in the upper part of the Koòho-

ra Formation changes more dramatically. A new increase of

the 

δ

13

C content was recorded here. Huge production and re-

sulting accumulation of the organic matter led to an anoxic

sedimentary  regime  (Lee  1992;  Pedersen  &  Calvet  1990).

Later, reduction of this matter in sediment caused the origin

of diagenetic pyrite. The Lower Albian part of the Brodno

Formation yielded samples (horizons Nos. 427 to 430) with

even  the  highest  positive  peak  of 

δ

13

C,  reaching  values

above +4 ‰ (Fig. 5).

Organic Carbon

The total organic carbon (TOC) content in the limestone is

very low (close to the critical limit of the method sensitivity:

0.05 %, see Table 3, Fig. 5) indicating that it was not buried

during limestone deposition at all. TOC was stored in marl-

stone intercalations with the average value of 0.55 %, rising

from 0.06 % in bed No. 325 to the highest value of TOC mea-

sured in marlstone layer No. 409 in the middle of the Vranie

Member (1.6 %) and decreasing again to 0.28 % in bed No. 437.

bal climatic change (Weissert 1989; Weissert & Lini 1991)

resulting in the warm and humid climate of the mid-Creta-

ceous greenhouse.

184                                                                                            MICHALÍK et al.

The  dark  calcareous  claystones  of  the  Koòhora  Member

contain a higher fraction of terrestrial organic matter. It con-

sists  mostly  of  fusinite  and  semifusinite,  less  of  vitrinite.

Both macerate types represent different stage of carboniza-

tion,  indicating  mixing  of  different  land  sources,  possibly

also with marine ones.

Plate IV: Planktonic foraminifers of the Koòhora Formation. Figs. 1–2. Clavihedbergella eocretacea Neagu, sample R-420 A; Fig. 3.

Hedbergella  similis  Longoria,    sample  R-420  A;  Figs.  4–5.  Planomalina  (Globigerinelloides)  sp.,  sample  R-420;  Fig.  6.  Hedbergella

planispira (Tappan) sample R-420;  All above mentioned species  are silicified. Fig. 7. Pyrite accumulation  in tests of planktonic foramin-

ifers, Koòhora Fm., sample K-417.5. Bars indicate distance of 100 µm.

SEDIMENTARY, BIOLOGICAL AND ISOTOPIC RECORD OF EARLY APTIAN PALEOCLIMATIC EVENT                185

Discussion

A hot and dry climate at the beginning of Mesozoic Era

supported a stagnant salinity gradient of deep oceanic water

stratification (Haq 1984; Railsback 1990): this pattern per-

sisted  until  the  early  Late  Jurassic.  It  was  interrupted  by

colder, more humid episodes in the early Carnian, Rhaetian

and Hettangian. A slight temperature decrease of the Earth’s

Plate V: Figs. 1–2. Leupoldina cf. pustulans (Bolli), sample K-424.5; Fig. 3. Biglobigerinella barri Bolli, Loeblich & Tappan, sample K-422.5;

Fig. 4. Planomalina (Globigerinelloides) algerianus Cushman & Ten Dam sample K-421; Fig. 5. Ticinella roberti (Gandolfi), sample K-427.5;

Fig. 6. Biticinella breggiensis (Gandolfi), sample R-432; Figs. 7–8. Thalmanninella ticinensis ticinensis (Gandolfi), sample R-432. Bars indicate

distance of 100 µm.

186                                                                                            MICHALÍK et al.

atmosphere in the late Jurassic resulting in an extremely hu-

mid climate (Weissert & Mohr 1996) re-established climatic

belts and temperature-driven stratification of oceanic waters

(Moore  et  al.  1992).  Dense  warm  “brines”  on  the  oceanic

bottom were gradually substituted by colder, low saline and

more mobile polar waters, emerging in upwelling sites (Par-

rish & Curtis 1982; Hay 1997).

Early Cretaceous paleoclimate models (Barron et al. 1985,

1989; Hay 1995) stress the sensitivity of the northern Tethy-

an margin to orbital variations. This area was periodically af-

fected  by  strengthened  monsoonal  circulation.  A  distinct

rhythmical  pattern  of  alternating  limestone/marlstone  cou-

plets  was  observed  in  the  Valanginian  part  of  the  Pieniny

Lst.  Fm.  sequence  (Michalík  et  al.  1995).  Limestone  beds

here  contain  an  increased  share  of  tiny  neritic  limestone

clasts (in lowstand tract intervals), or concentrations of radi-

olarian  tests  (in  transgressive-  or  highstand  tracts).  On  the

other hand, the marine plankton content in marly interbeds is

remarkably  low.  Thus,  the  conclusion  of  Barron  et  al.

(1985), that these marly intercalations recorded monsoonal

precipitation  periods  (the  cooler  parts  of  Milankovich  cy-

cles?)  connected  with  fresh-water  and  terrigeneous  input,

seems to fit these facts.

The Hauterivian part of the Pieniny Lst. Fm. sequence indi-

cates a rised global sea level (Vail et al. 1991). Marly interca-

lations are sporadic (mainly in HST intervals) and rather thin.

On the other hand, intervals of thin-bedded laminated radio-

larian limestones interpreted as contourites occur here. Their

typical appearance in the Ha3 and Ha4 sequences is well com-

parable with the Bandol Fm. contourites described by Mach-

hour  et  al.  (1994).  Radiolarian  tests  accompanied  by  silici-

sponge spicules are concentrated in thin (0.1–2 mm) laminae

indicating the presence of bottom currents, but also dysaero-

bic conditions at the foot of the slope. These laminated beds

alternate with layers rich in neritic organic skeleton fragments

indicating  transport  by  gravity  currents.  The  occurrence  of

limestone clasts with calpionellids of the Early Berriasian Al-

pina Subzone indicates an erosion lasting since (at least) Late

Hauterivian until Early Albian (sedimentary gap of compara-

ble  duration  was  recorded  in  the  neighbouring  elevational

Czorsztyn  Ridge).  Calciturbidites  became  dominant  in  the

SMT and TST intervals of the Barremian to lowermost Aptian

Vranie Member of the uppermost Pieniny Lst. sequence. They

record  prograding  development  of  carbonate  platforms  on

neighbouring  shallows  connected  with  the  general  sea-level

fall indicated by Vail et al. (1977) or Sahagian et al. (1996).

“Urgonian-type” buildups are not known from the Czorsztyn

Ridge. However, Mišík (1990) supposed their existence on an

unknown ultrabasic-rich elevation (similar to the hypothetical

“Andrusov Ridge” of Birkenmajer 1988) close to this area.

The top of the member is sharply overlain by the shales of

the Koòhora Formation. They consist of multiplicate alterna-

tion  of  precipitation–runoff  rhythms  formed  by  laminae  of

silty claystones, calcisiltite marls and radiolarian marlstones.

The composition of the material indicates a large source area

formed by deeply weathered crystalline rocks: this area is in-

comparable with the surface of the Czorsztyn Ridge supplying

Berriasian carbonates, or with adjacent (?) elevations covered

by topmost Hauterivian/Barremian neritic carbonate buildups.

Sudden substitution of pelagic limestone deposition by shaly

sequence indicate substantional environmental changes possi-

bly caused by orbitally controlled climate change. From this

point of view, there are many similarities between the Koòho-

ra Fm. and the Strati di Selli of the Apennines and Southern

Alps (Bersezio 1993, 1994; Coccioni et al. 1989; Erba 1994),

the Arcillas de Morella Fm. of NE Iberia (Salas & Martín-Clo-

sas 1991), the Goguel Beds of the Vocontian Trough (Bréhéret

& Delamette 1989) or the Fischschiefer of the German Basin

(Mutterlose 1998; Mutterlose & Böckel 1998). According to

Barron et al. (1989) and Moore et al. (1992), orbital rhythms

could have influenced the storm tracks of monsoons and their

intensity could be one-order stronger in comparison with their

modern  counterparts.  The  area  affected  by  such  monsoons

lasting all year must have been oversupplied by the continen-

tal clastics brought by a river influx.

Cretaceous  ocean  hydrodynamic  pattern  was  interrupted

several  times  by  warmer  periods  of  climate  equalization

(greenhouse episodes, Berner et al. 1983) accompanied by re-

newal of the salinary (Hay 1997; “over-fed” cf. Hoffman et al.

1991) regime. Greenhouse events should be signalized by: 1)

radiolarian extinction events (Erbacher & Thurow 1995) with

low diversity, high dominance and density of aglutinant fora-

minifers (Thies & Kuhnt 1995); 2) origin of black shale facies

(model 3 in Oschmann 1995); 3) anomaly in 

δ

18

O and 

δ

13

C

isotopes distribution (Hoffman et al. 1991, etc.).

Large runoff brought a large amount of terrigenous organic

matter which was quickly buried in marine environments. The

resulting anoxic processes fit well with the Detritic Oceanic

Anoxy Event of Erbacher & Thurow (1995). It corresponds

with i a slight inexpressive decrease of the 

δ 

C curve. On the

other hand, nutrification of the surface water layer after ceas-

ing  of  the  fresh  water  input  (Hay  1995),  and  renewed  up-

welling  led  to  increased  plankton  productivity,  decrease  of

mean water temperature (De Boer 1982) and to an expansion

of the oxygen minimum zone. In fact, the Koòhora event was

a composed event, which can be illustrated by a succession of

all three, Detrital-, Productivity-, and Stagnant Oceanic An-

oxy models (Fig. 6).

Disruptions of circulation, which caused acceleration of ac-

cumulation or deceleration of decay of organic C in the ocean-

ic system (detectable by sudden change of carbon isotope ra-

tio),  happened  at  the  Permian/Triassic  boundary,  during  the

early and late Oxfordian (Hoffman et al. 1991), middle and

late  Tithonian  (Olóriz  et  al.  1995;  Weissert  &  Mohr  1996),

Late Valanginian (Weissert & Chanell 1989; Lini et al. 1992;

Channell  et  al.  1993),  late  Early  Aptian  (Weissert  &  Lini

1991;  Erba  1994),  Cenomanian/Turonian-  (de  Boer  1983),

and Campanian/Maastrichtian boundary (Barrera et al. 1997).

Hoffman et al. (l.c.) were able to distinguish (1) local circula-

tion  changes,  when  the 

δ

13

C  content  changes  more  signifi-

cantly than the 

δ

18

O share (the Productivity Anoxic Event of

Erbacher & Thurow 1995, accompanying rising sea level), for

(2) extrabasinal reasons, when the 

18

O amount is accumulated

more rapidly than the 

13

C one (according to the above men-

tioned authors, the origin of the Detrital Anoxic Event can be

evoked by a sudden influx of fresh, or at least less saline wa-

ters with a higher amount of isotopically light oxygen during

sea level lowstands).

SEDIMENTARY, BIOLOGICAL AND ISOTOPIC RECORD OF EARLY APTIAN PALEOCLIMATIC EVENT                187

The Rochovica isotope profile shows a negative change of

δ

18

O in the place of C

org

 accumulation. We suppose that the

oxygen isotope ratio in the post-sedimentary little modified

Rochovica  sequence  is  not  substantially  influenced  by  di-

agenesis  but  rather  by  relative  salinity-  and  temperature

changes during sedimentation. Fresh water input could have

modified the oxygen- (but also carbon) isotopic composition

of  the  sea  water.  However,  it  is  not  easy  to  decide,  if  this

change reflects the evolution of the deep waters where the

sediment was deposited, or if it could be rather ascribed to

the surface waters where the nannoplankton (as the producer

of the main rock-forming elements) lived.

Significant  morphological  differentiation  of  planktonic

foraminiferal faunas resulted from their evolutionary strate-

gy (Hart & Bailey 1979), Caron & Homewood (1983), Salaj

(1985), Robaszynski & Caron (1995). Bé (1977) and Salaj

Plate VI: Fig. 1. Clavihedbergella subcretacea (Tappan), sample R-422.8; Figs. 2–3, 5. Hedbergella seminolensis (Harlton), sample

R-422.8; Fig. 4. Hedbergella seminolensis (Harlton), sample R-425.7; Fig. 6. Trocholina sp., sample R-385; Fig. 7. Dorothia aff. oxy-

cona (Reuss), sample R-422.8; Fig. 8. Lenticulina (L.) ouachensis (Sigal), sample R-422.8; Fig. 9. Ostracoda div. sp., sample R-385.

Bars indicate distance of 100 µm.

188                                                                                            MICHALÍK et al.

(l.c.) attributed foraminiferal biota to several biological, or

bathymetric  zones.  Associations  of  planktonic  foraminifers

of the Vranie Member and lower part of the Koòhora Forma-

tion consist of rare primitive morphotypes with small, thin

and smooth tests controlled by r-selection strategy. Accord-

ing to the above-mentioned bathymetric zonation, these for-

aminifers inhabited the 1st zone, equivalent to the upper wa-

ter  layer  (up  to  50–100  m  depth).  The  environment  was

characterized  by  fluctuating  temperature,  salinity,  oxygen

and nutrients. As the lithology of particular strata represent-

Plate VII: Planktonic and benthic foraminiferal species of the Rochovica section. Figs. 1–2. Favusella hoterivica (Subbotina), sam-

ple K-374; Fig. 3. Conorotalites ex.gr. bartensteini Bettenstaedt, sample R-391; Fig. 4. Patellina cf. turriculata Dieni & Massari, sample

K-410; Fig. 5. Anomalina sp., sample R-426.7. Bars indicate distance of 100 µm.

SEDIMENTARY, BIOLOGICAL AND ISOTOPIC RECORD OF EARLY APTIAN PALEOCLIMATIC EVENT                189

ing general Barremian/lowermost Aptian shallowing (Fig. 4)

indicates common neritic debris support, the redeposition of

sediment  into  a  deeper  setting  cannot  be  excluded.  On  the

other hand, vertical life-column range restriction could also

result  from  thinning  of  the  surface  water  layer  above  the

raised oxygen minimum level in rising sea level conditions.

The upper part of the Koòhora Formation (and the Brodno

Formation as well) contains layers with more diverse fora-

miniferal  fauna  consisting  of  larger  forms  with  greater

weight,  living  in  much  broader  water  column  along  with

scarce  benthic  forms.  These  associations  indicate  K-selec-

tion strategy supported by a deeper, more stable and better

aerated environment.

Conclusions

Pelagic marine sediments exposed in the Rochovica sec-

tion show a rhythmic pattern comparable with precipitation/

runoff  cycles.  Rhythmic  pattern  is  punctuated  1)  by  lime-

stone/marl alternation in the Valanginian- and also in high-

stand tracts of upper part of the Pieniny Lst. Formation, 2)

by  contourite  intercalations  of  Hauterivian  transgressive

tracts of the Pieniny Fm., as well as 3) by fine alternating ter-

rigenous  and  biogene  laminae  in  the  Koòhora  Fm.  4)  This

pattern  was  disturbed  by  the  calciturbidite  regime  of  the

Vranie Member, which registered carbonate platform growth

in the Barremian decreasing sea level stand conditions. Sim-

ilar tendencies appeared in the Upper Aptian/Lower Albian

Brodno Formation.

— During the late Early Aptian humid climatic event, a huge

amount of terrigeneous material was repeatedly transported

into the Kysuca Basin. Deposition of the material brought by

rivers was interrupted by occasional drier seasons with high

primary  production  of  radiolarian-  and  (later)  nannoconid-

foraminiferal  skeletal  material.  Three  (detrital,  productive

and stagnant) models of anoxia have been recognized in the

sedimentary regime of the Koòhora Formation (Fig. 6).

— Two major partial 

δ

13

C excursions have been recognized in

the Upper Barremian–lowermost Albian record of this isotope

ratio. The lower one coincides with the increased C

org

 content

in the uppermost part of the Vranie Member. The upper one

starts in the uppermost parts of the Koòhora Fm. and contin-

ues in the Brodno Formation. These two peaks are separated

by the less positive part of the 

δ

13 

C curve belonging to the

Koòhora Fm., representing runoff/temperature perturbation of

the marine productivity regime.

— Noticeably, decreased values of 

δ

18

O in the above men-

tioned  part  of  the  rock  column  could  be  connected  with  a

temperature  decrease  and/or  with  an  intensified  freshwater

input into the ocean.

Acknowledgements:  The  authors  are  indebted  to Prof.  M.

Mišík (Bratislava), to Prof. H. Weissert (Zürich) and to Dr. J.

Mutterlose  (Bochum)  for  stimulating  discussions  and  for

critical reading of the manuscript. We thank to Ass. Prof. V.

Šucha  and  to  Dr.  A.  Biroò  for  unselfish  rendering  of  their

preliminary  results  concerning  the  clay  mineral  study.  The

macro-photographs have been made by H. Brodnianska, the

drawings by A. Tesáková. The paper was compiled as a part

of  the  IGCP  362  Project  with  the  financial  support  of  the

VEGA Grant Project No. 1047.

References

Andrusov D., 1938: Geological study of central part of the Pieniny

Klippen Belt, Western Carpathians III. Rozpr. Stát. Geol. Úst.,

9, 1–135 (in Czech and French).

Andrusov D. & Fusán O., 1973: Stratigraphical-tectonical charac-

teristics  of  the  geological  structure  of  the  West  Carpathians

Mts. Guide to excursion P, X. Congr. Carp. Balkan. Geol. As-

soc., Bratislava, 1–64.

Andrusov D. & Scheibner E., 1960: An outline of the present state

of knowledge about the geology of the Klippen Belt between

Vlára  River  and  town  of  Tvrdošín.  Geol.  Sbor.  Slov.  Akad.

Vied, 9, 239–278 (in Slovak).

Andrusov  D.  &  Samuel  O.,  1973:  Cretaceous-Paleogene  of  the

West Carpathians Mts. Guide to excursion E, X. Congr. Carp.

Balkan. Geol. Assoc., Bratislava, 1–78.

Arthur M.A., Kump L.R., Dean W.E. & Larson R.L., 1991: Super-

plumes or supergreenhouse? Eos Trans. AGU 72, 17, Spring

Meeting suppl., 301.

Arthur M.A. & Premoli Silva I., 1982: Development of widespread or-

ganic  Carbon-rich  strata  in  the  Mediterranean  Tethys.  In:

Schlanger S.O. & Cita M.B. (Eds.): Nature and origin of Creta-

ceous Carbon-rich facies. Academic Press, London, N.York, 7–54.

Baraboshkin E.J., 1997: The Tethyan/Boreal problem as the result

of  palaeogeographic  changes:  Early  Cretaceous  examples

from the Russian platform. Miner. slovaca, 29, 4–5, 250–252.

Barrera E., Savin S.M., Thomas E. & Jones C.E., 1997: Evidence for

thermohaline-circulation  reversals  controlled  by  sea  -  level

change in the latest Cretaceous. Geology, 25, 8, 715–718.

Barron  E.J.,  Arthur  M.A.  &  Kauffman  E.G.,  1985:  Cretaceous

rhythmic bedding sequences: a plausible link between orbital

variations and climate. Earth Planet. Sci. Lett., 72, 327–340.

Barron E.J., Hay W.W. & Thompson S., 1989: The hydrologic cy-

cle:  a  major  variable  during  Earth  history.  Palaeogeogr.

Palaeoclimatol. Palaeoecol., 75, 157–174.

Baumgartner P.O. et al., 1995: Radiolarian catalogue and systemat-

ics of Middle Jurassic to Early Cretaceous Tethyan genera and

species. Mém. Géologie, 23, 37–685.

Bé A.W.H., 1977: An ecological, zoogeographic and taxonomic re-

view of Recent Foraminifera. In: Ramsey A.T.S. (Ed.): Ocean-

ic Micropaleontology, 1. Academic Press, London, New York,

San Francisco, 1–100.

Below R., 1981: Dinoflagellate-Zysten aus dem oberen Hauterive

bis unter Cenoman Sudwest Marokkos. Palaeontographica B,

176, 1–145.

Below R., 1982: Scolochorate Zysten der Gonyaulacacean (Dino-

phyceae)  aus  der  Unterkreide  Marokkos.  Palaeontographica

B, 182, 1–51.

Below R., 1984: Aptian to Cenomanian dinoflagellate cysts from

the Mazagan Plateau, NW Africa (Site 545 and 547, Deep Sea

Drilling Project Leg 79). Init. Repts DSDP 79, 621–649.

Berner  R.A.,  Lasaga  A.C  &  Garrels  R.M.,  1983:  The  carbonate-

silicate geochemical cycle and its effect on atmospheric car-

bon dioxide over the past 100 milion years. Amer. J. Sci., 283,

641–683.

Bersezio R., 1993: Sedimentary events and rhythms in the Early Cre-

taceous  pelagic  environment:  the  Majolica  Formation  of  the

Lombardy Basin (Souhern Alps). G. Geol., 3A, 55, 1, 5–20.

Bersezio  R.,  1994:  Stratigraphic  framework  and  sedimentary  fea-

tures of the Lower Aptian “Livello Selli” in the Lombardy Ba-

190                                                                                            MICHALÍK et al.

sin (Southern Alps, northern Italy). Riv. Ital. Paleont. Strati-

gr., 99, 4, 569–590.

Birkenmajer  K.,  1977:  Jurassic  and  Cretaceous  lithostratigraphic

units  of  the  Pieniny  Klippen  Belt,  Carpathians,  Poland.  Stud.

Geol. Pol., 45, 1–158.

Birkenmajer K., 1988: Exotic Andrusov Ridge: its role in plate-tec-

tonic  evolution  of  the  West  Carpathian  foldbelt.  Stud.  Geol.

Pol., 91, 7–37.

Bischoff  G.,  1998:  Der  Floren-  und  Faunenschnitt  an  der  Grenze

Barrême/Apt in NW Europa. Palaontologische und statistische

Untersuchungen an kalkigem Nannoplankton. Bochumer Geol.

Geotechn. Arb., 50, 1–89.

Bischoff G. & Mutterlose J., 1998: Calcareous nannofossils of the

Barremian/Aptian  boundary  interval  in  NW  Europe:  biostrati-

graphic  and  palaeoecologic  implications  of  a high  resolution

study. Cretaceous Research, 19, 1–27.

Borza  K.,  1984:  The  Upper  Jurassic – Lower  Cretaceous  para-

biostratigraphic scale on the basis of Tintinninae, Cadosinidae,

Stomiosphaeridae  and  other  microfossils  from  the  West  Car-

pathians. Geol. Zbor. Geol. Carpath., 35, 539–550.

Bralower T.J., Fullagar P.D., Paul C.K., Dwyer G.S. & Leckie R.M.,

1997:  Mid-Cretaceous  strontium-isotope  stratigraphy  of  deep-

sea sections. Bull. Geol. Soc. Amer., 109,11, 1421–1442.

Bréhéret J.G. & Delamette M., 1989: Correlations between mid-Cre-

taceous Vocontian black shales and Helvetic Phosphorites in the

Western  External  Alps.  In:  Wiedmann  J.  (Ed.):  Cretaceous  of

the Western Tethys. Proc. 3rd Int. Cret. Symp. Tübingen 1987.

E. Schweizerbart Verl. Stuttgart, 637–655.

Buday T., Cicha I., Hanzlíková E., Chmelík F., Koráb T., Kuthan M.,

Nemèok J., Pícha F., Roth Z., Seneš J., Scheibner E., Stráník Z.,

Vaškovský I. & Žebera K.,1967: Regional geology of Czecho-

slovakia II. Western Carpathians 2. Central Geol. Surv. Praha,

651.

Caron M. & Homewood P., 1983: Evolution of Early planktic Fora-

minifera. Marine Micropaleontology 7, 453–462.

Channell J.E.T., Erba E. & Lini A., 1993: Magnetostratigraphic cali-

bration of the Late Valanginian carbon isotope event in the pe-

lagic  limestones  from  Northern  Italy  and  Switzerland.  Earth

Planet. Sci. Lett., 118, 145–166.

Coccioni R., Franchi R., Nesci O., Wezel F.C., Battistini F. & Pallec-

chi  P.,  1989:  Stratigraphy  and  mineralogy  of  the  Selli  Level

(Early Aptian) at the base of the Marni a Fucoidi in the Umbro-

Marchian Apennines (Italy). In: Wiedmann J. (Ed.): Cretaceous

of the Western Tethys. Proc. 3rd Internat. Cret. Symp. Tübingen

1987. E. Schweizerbart V., Stuttgart, 563–584.

De Boer P.L., 1982: Some remarks about the stable isotope composi-

tion of cyclic pelagic sediments from the Cretaceous in the Ap-

ennines (Italy). In: Schlanger S.O. & Cita M.B. (Eds.): Nature

and  origin  of  mid-Cretaceous  carbon-rich  facies.  Academic

Press, London, 129–143.

De Boer P.L., 1983: Aspects of Middle Cretaceous pelagic sedimen-

tation  in  Southern  Europe:  Production  and  storage  of  organic

matter, stable isotopes and astronomical influences. Geologica

Ultraiec., 31, 5–112.

Deres F. & Acheritequy J., 1980: Biostratigraphie des nannoconidés.

Bull. Centre Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquiat., 4, 1, 1–53.

Erba  E.,  1994:  Nannofossils  and  superplumes:  The  early  Aptian

“nannoconid crisis”.  Palaeoceanography, 9, 3, 483–501.

Erba E. et al., 1996: The Aptian stage. In: Rawson P.F., Dhondt A.V.,

Hancock  J.M.  &  Kennedy  W.J.  (Eds.):  Proceedings  “Second

International  Symposium  on  Cretaceous  Stage  Boundaries”,

Brussels  8–16  September  1995.  Bull.  Inst.  Roy.  Sci.  Natur.

Belg., 66, 31– 44.

Erbacher J. & Thurow J., 1995: A model for a sea-level controlled

evolution of mid-Cretaceous black shales and Radiolaria. Euro-

pal, 8, 64.

Hart M.B. & Bailey H.W., 1979: The distribution of planktonic For-

aminiferida  in  the  mid-Cretaceous  of  NW  Europe.  In:  Wied-

mann  J.  (Ed.):  Aspekte  der  Kreide  Europas.  IUGS  Series  A6

Stuttgart, 527–542.

Hay W.W., 1995: Cretaceous paleoceanography. Geol. Carpathica,

46, 5, 257–266.

Hay W.W., 1997: The effect of changes of the mean salinity on ocean

circulation. Miner. slovaca, 29, 5, 243–244.

Haq  B.U.,  1984:  Paleoceanography:  A  Synoptic  Overview  of  200

millions years of Ocean History. In: Haq B.U. & Milliman J.D.

(Eds.): Marine geology and oceanography of Arabian Sea and

Coastal Pakistan. Van Nostran Reinhold Co., N.York, 201–231.

Haq B.U., Hardenbol J. & Vail P.R., 1987: Chronology of fluctuating

sea levels since the Triassic (250 million years to present). Sci-

ence, 235, 1156–1167.

Haško J., 1973: The Klippen Belt in the Valley of Kysuca-Rochov-

ica.  In:  Mahe¾  M.  (Ed.):  Tectonical  structures  of  the  W.  Car-

pathians. Guide to excursion A, X. Congr. Geol. Carp. Balkan

Assoc., GÚDŠ, 50–52.

Hoffman A., Gruszczynski M., Malkowski K., Halas S., Matyja S.A.

& Wierzbowski A., 1991: Carbon and Oxygen isotope curves

from the Oxfordian of Central Poland. Acta Geol. Pol., 41, 3–4,

157–164.

Kedzerski M. & Uchman A., 1997: Age and palaeoenvironment of

the  Koscieliska  Marl  Formation  (Lower  Cretaceous)  in  the

Tatra Mts, Poland. Ann. Soc. Geol. Pol., 67, 237–247.

Larson R.L., 1991: Latest pulse of Earth: Evidence for a mid-Creta-

ceous superplume. Geology, 19, 547–550.

Lee C., 1992: Controls on organic carbon preservation: The use of

stratified water bodies to compare intrinsic rate of decomposi-

tion in oxic and anoxic systems. Geochim.  Cosmochim.  Acta,

56, 3323–3335.

Leereveld H., 1995: Dinoflagellate cysts from the Lower Cretaceous

Rio Argos succession (SE Spain). LPP Contribution Series, 2,

1–175.

Lini A., Weisert H. & Erba E., 1992: The Valanginian carbon isotope

event: a first episode of greenhouse climate conditions during

the Cretaceous. Terra Nova, 4, 374–384.

Lintnerová O., Michalík J., Reháková D., Peterèáková M., Halásová

E. & Hladíková J., 1997: Sedimentary and isotopic record of the

Aptian anoxic “Selli event” in the Pieniny Klippen Belt, Slova-

kia. Miner. slovaca, 29, 4–5, 315–316.

Maamouri A.L., Salaj J., Maamouri M., Matmati F. & Zargouni F.,

1994:  Le  Crétacé  inférieur  du  Jebel  Out  (Tunisie  nord-Orien-

tale)  Microbiostratigraphie-Biozonation-Apercu  sédimen-

tologique. Zemmní Plyn Nafta, 39, 1, 73–105.

Machhour L., Philip J. & Oudin J.L., 1994: Formation of laminite

deposits  in  anaerobic-dysaerobic  marine  environments.  Mar.

Geol., 117, 287–302.

Michalík  J.,  1995:  Lower  Cretaceous  stratigraphy,  facies,  life  and

Tethyan/Boreal  influence  in  Western  Carpathians.  Cretaceous

Research, 16, 299–310.

Michalík  J.,  Reháková  D.,  Hladíková  J.  &  Lintnerová  O.,  1995:

Lithological and biological indicators of orbital changes in Ti-

thonian and Lower Cretaceous sequences, Western Carpathians,

Slovakia. Geol. Carpathica, 46, 161–174.

Mišík  M.,  1990:  Urgonian  facies  in  the  West  Carpathians.  Kni-

hovnièka ZPN, 9a, 25–54.

Moore G.T., Hayashida D.N., Ross C.A. & Jacobson S.R., 1992: Pa-

leoclimate  of  the  Kimmeridgian/Tithonian  (Late  Jurassic)

world: Results using a general circulation model. Palaeogeogr.

Palaeoclimatol. Palaeoecol., 93, 47–72.

Mutterlose J., 1992: Migration and evolution patterns of floras and

faunas  in  marine  Early  Cretaceous  sediments  of  NW  Europe.

Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 94, 261–282.

Mutterlose  J.,  Wippich  M.G.E.  &  Geisen  M.  (Eds.),  1997:  Creta-

SEDIMENTARY, BIOLOGICAL AND ISOTOPIC RECORD OF EARLY APTIAN PALEOCLIMATIC EVENT                191

ceous  depositional  environments  of  NW  Germany.  Bochumer

Geol. Geotechn. Arb., 46, 134.

Mutterlose J. & Böckel B., 1998: The Barremian–Aptian interval in

NW Germany: A review. Cretaceous Research, 19, 1–33.

O´Dogherty L., 1994: Biochronology and Paleontology of Mid-Cre-

taceous Radiolarians from Northern Apennines (Italy) and Betic

Cordillera (Spain). Mém. Géologie, 21, 1–413.

Olóriz F., Caracuel J.E. & Rodríguez-Tovar F.J., 1995: Using ecos-

tratigraphic trends in sequence stratigraphy. In: Haq B.U. (Ed.):

Sequence  stratigraphy  and  depositional  response  to  eustatic,

tectonic and climatic forcing. Kluwer Acad. Publ., 59–85.

Oschmann W., 1995: Black shale models: An actualistic approach.

Europal, 8, 26–35.

Parrish  J.T.  &  Curtis  R.L.,  1982:  Atmosphaeric  circulation,  up-

welling and organic-rich rocks in the Mesozoic and Cenozoic

eras. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 40, 31–66.

Perch-Nielsen K., 1985: Mesozoic calcareous nannofossils. In: Bolli

H.M.,  Sanders  J.B.  &  Perch-Nielsen  K.  (Eds.):  Plankton

stratigraphy. Cambridge Univ. Press, London, 1–1032.

Patterson W.P. & Walter L.M., 1994: Depletion of 

13

C in seawater

Σ

CO

2

 on modern carbonate platforms: Significance for the car-

bon isotopic record of carbonates. Geology, 22, 885–888.

Pedersen T.F. & Calvert S.E., 1990: Anoxia vs productivity: What con-

trols  the  formation  of  organic  carbon-rich  sediments  and  sedi-

mentary rocks? Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 74, 454–466.

Railsback L.B., 1990: Influence of changing deep ocean circulation

on  the  Phanerozoic  oxygen  isotope  record.  Geochim.  Cosmo-

chim. Acta, 54, 1501–1509.

Reháková  D.,  1995a:  Upper  Jurassic/Lower  Cretaceous  carbonate

microfacies  and  environmental  models  from  Western  Car-

pathians  and  adjacent  paleogeographic  units.  Cretaceous  Re-

search, 16, 283–297.

Reháková D., 1995b: New data on calpionellid distribution in Upper

Jurassic/Lower  Cretaceous  formations  (Western  Carpathians).

Miner. slovaca, 27, 308–318 (in Slovak).

Reháková  D.  &  Michalík  J.,  1994:  Abundance  and  distribution  of

Late  Jurassic  –  Early  Cretaceous  microplankton  in  Western

Carpathians. Geobios, 27, 135–156.

Reháková  D.  &  Michalík  J.,  1997a:  Evolution  and  distribution  of

calpionellids  —  the  most  characteristic  constituents  of  Lower

Cretaceous  Tethyan  microplankton.  Cretaceous  Research,  8,

493–504.

Reháková D. & Michalík J., 1997b: Calpionellid associations versus

Late Jurassic and Early Cretaceous sea level fluctuations. Min-

er. slovaca, 29, 4–5, 306–307.

Robaszynski F. & Caron M., 1995: Foraminiféres planctoniques du

Crétacé:  commentaire  de  la  zonation  Europe-Méditerranée.

Bull. Soc. Géol. France, 166, 6, 681–692.

Salaj J., 1985: Problematics and systematics of planktonic foramin-

iferid family Globotruncanidae and theirs application to ecosys-

tems (middle and upper Cretaceous). MS, Archive of D. Štúr´s

Geol. Institute Bratislava, 1–69.

Sahagian D., Pinous O., Olferiev A. & Zakharov V., 1996: Eustatic

curve  for  the  Middle  Jurassic-Cretaceous  based  on  Russian

Platform  and  Siberian  stratigraphy:  Zonal  resolution.  AAPG

Bull., 80, 9, 1433–1458.

Salas R. & Martín-Closas C., 1991: Lower Cretaceous of NE Iberia.

Guía de Campo de las Excursiones Científicas, III Coloquio del

Cretácico de Espana. Morella 1991, Barcelona, 153 (in Span-

ish).

Samuel  O.,  Gašparíková  V.  &  Ondrejíèková  A.,  1988:  Microbios-

tratigraphic correlation of the Lower and Middle Cretaceous se-

quences of the western part of the Klippen Belt. MS D. Štúr’s

Geol. Inst. Bratislava, 60.

Scheibner E., 1958: On the occurrence of the “Globigerina—Radi-

olarian Beds” in the Kysuca Development of the Inner Klippen

Belt of the Western Carpathians. Geol. sbor. Slov. Akad. Vied, 9,

2, 182–187 (in Slovak).

Scheibner E., 1968: The Klippen Belt of the Carpathians. In: Mahe¾

M. & Buday T. (Eds.): Regional geology of Czechoslovakia II:

The West Carpathians. Academia Praha, 304–371.

Schlanger S.O., Jenkyns H.C. & Premoli Silva I., 1981: Volcanism

and vertical tectonics in the Pacific Basin related to global Cre-

taceous transgression. Earth Planet. Sci. Lett., 92, 234–246.

Schlanger S.O. & Cita M.B. (Eds.), 1981: Nature and origin of Cre-

taceous  carbon-rich  facies.  Academic  Press,  London–Sin-

gapore, 1–229.

Scholle P.A. & Arthur M.A., 1980: Carbon isotopic fluctuations in

the Cretaceous pelagic limestone potential-stratigraphic and ex-

ploration tool. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 64, 67–87.

Senkovskyi Y.N., 1978: Palaeoceanography of the Carpathian Creta-

ceous upwelling. Geol. Ž., 38, 6, 54–63 (in Russian).

Senkovskyi  Y.N.,  1979:  Paleoceanography  of  the  Albian-Cenoma-

nian silicite accumulations. Dokl. Acad. Sci. USSR 1979, 3 B,

177–180 (in Russian).

Tarnudo J.A., Sliter W.V., Kroenke L., Leckie R.M., Mayer H., Ma-

honey  J.J.,  Musgrave  R.,  Storey  M.  &  Winterer  E.L.,  1991:

Rapid formation of Ontong Java Plateau by Aptian mantle vol-

canism. Science, 254, 399–403.

Thies A. & Kuhnt W., 1995: Benthic Foraminifera in modern deplet-

ed  environments  and  Cretaceous  black  shales:  A  comparison.

Europal, 8, 85.

Uchman  A.,  1997:  Palaeoenvironment  of  the  Cretaceous  marls  in

Polish  Tatra  Mts  in  the  light  of  ichnological  studies.  Przegl.

Geol., 45, 10, 1018–1023.

Vail  P.R.,  Mitchum  Jr.R.M.,  Todd  R.G.,  Widmier  J.M.,  Thompson

III, S., Sangree J.B., Bubb J.N. & Hatlelid W.G., 1977: Seismic

stratigraphy  and  global  changes  of  sea  level.  In:  Payton  C.E.

(Ed.): Seismic stratigraphy — Application to Hydrocarbon ex-

ploration. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem., 26, 49–212.

Vail P.R., Audemard F., Bowman S.A., Eisner P.N. & Perez-Cruz C.,

1991: The stratigraphic signatures of tectonics, eustasy and sed-

imentation-an overview. In: Einsele G., Ricken W. & Seilacher

W. (Eds.): Cycles and events in stratigraphy. Springer V, 617–

659.

Vašíèek  Z.,  Michalík  J.  &  Reháková  D.,  1994:  Early  Cretaceous

stratigraphy,  paleogeography  and  life  in  Western  Carpathians.

Beringeria, 10, 1–170.

Vašíèek Z., Reháková D., Michalík J., Peterèáková M. & Halásová

E., 1992: Ammonites, aptychi, nanno- and microplankton from

the lower Cretaceous Pieniny Formation in the “Kysuca Gate”

near  Žilina  (Western  Carpathian  Klippen  Belt,  Kysuca  Unit).

Západ. Karpaty, Sér. Paleont., 16, 43–57.

Verdier J.P., 1974: Les kystes de dinoflagellés de la section de Wissat

et leur distribution stratigraphique au Crétacé Moyen. Rev. Mi-

cropaléont., 17, 4, 191–197.

Weissert  H.,  1989:  C-isotope  stratigraphy,  a  monitor  of  paleoenvi-

ronmental  changes:  A  case  study  from  the  Early  Cretaceous.

Surv. Geophys., 10, 1–61.

Weissert H. & Channell J.E.T., 1989: Tethyan carbonate carbon iso-

tope stratigraphy across the Jurassic-Cretaceous boundary: An

indicator of decelerated global carbon cycling? Palaeogeogra-

phy, 4, 438–494.

Weissert H. & Lini A., 1991: Ice Age interludes during the time of

Cretaceous  greenhouse  climate?  In:  Muller  D.W.,  McKenzie

J.A. & Weissert H. (Eds.): Controversies in Modern Geology.

Academic, San Diego—California, 173–191.

Weissert H. & Mohr H., 1996: Late Jurassic climate and its impact

on  carbon  cycling.  Palaeogeog.  Palaeoclimatol.  Palaeoecol.,

122, 27–43.

Wieczorek  J.,  1988:  Maiolica  —  an  unique  facies  of  the  Western

Tethys. Ann. Soc. Geol. Pol., 58, 255–276.