background image















Institute of Geological Sciences, Kraków Research Centre, Polish Academy of Sciences, Senacka 1, 31-002 Kraków, Poland;


Department of Geology, Geophysics and Environmental Protection, Academy of Mining and Metallurgy, Al. Mickiewicza 30,

30-059 Kraków, Poland


University of Wyoming, Department of Geology and Geophysics, Laramie, Wyoming, 82071, USA

(Manuscript received April 30, 2002; accepted in revised form October 3, 2002)

Abstract: Upper Badenian-lower Sarmatian (Miocene) strata along the active (southern) margin in the Carpathian Foreland

Basin reveal seismic-scale deltaic clinoforms that grew from the south and developed a shelf-to-basin floor relief of over

300 m. Two architectural types and six 4


-order sequences were distinguished along the clinoforms on the basis of

correlation of an extensive network of seismic lines and geophysical well logs. A Type A clinoform consists of steeply

dipping (3–4°), planar-oblique strata that occur in narrow (2–4 km wide) belts composed chiefly of aggrading thick-

bedded massive sandstones with onlap upper terminations. Type B clinoforms occur in wide (8–12 km) belts of less steep


2°), strongly tangential strata composed of mouth-bar/prodeltaic increments that lack thick turbidites and show down-

ward-stepping to retrogradational stratal arrangements. Both clinoform types document shelf-margin accretion, chiefly

during periods of relative sea-level fall and early rise. None of these types predicts a coeval basin-floor fan development,

either because the slope was too narrow to ignite delta-fed hyperpycnal flows into high-efficiency turbidity currents

(type A), or the bulk of the sand delivered to the shelf edge was trapped within slope-perched mouth bars shifting 6–

10 km around the freshly formed shelf margin (Type B) during relative-sea level oscillations. The lower three sequences

(upper Badenian) reveal a strong aggradational component, whereas starting from the angular unconformity at base of

the Anomalinoides dividens Zone (lower Sarmatian) the offlap break assumes an increasingly flat trajectory basinwards.

This change is thought to reflect a decreased rate of addition of accommodation due to cessation of thrust loading, and

faster progradation of the clinoform. It is concluded that large-scale clinoformed shelf margins are not limited to rifted

continental shelf margins, but can also be present in foreland basins. In such an environment, flexural and fault-induced

subsidence promotes long-term relative sea-level rise in the hangingwall and, consequently, the generation of long and

high deltaic clinoforms on the accreting shelf margin, whereas the actively rising footwall precludes the preservation of

paralic facies and provides an abundant sediment supply for delta growth.

Key words: Western Carpathians, Carpathian Foreland Basin, clinoform, shelf-margin delta.


Although Miocene deposits in the Carpathian Foreland Basin

(Fig. 1) have been the subject of vigorous research for many

decades, an understanding of their sedimentary environments

and  depositional  architectures  has  developed  rather  slowly.

The conventional view of these deposits as molasse has led to

the erroneous belief in their invariably shallow-water origin.

Whereas this is essentially true for Miocene basin fill along

the  cratonward  (northern)  side  of  the  basin  (e.g.  Czapowski

1994; Kasprzyk 1993; Roniewicz & Wysocka 1999), there is

growing  evidence  of  repeated  development  of  a  marked

bathymetric gradient downdip of the active (southern) margin.

The  evidence  includes  the  presence  of  Badenian  submarine

fans (Maksym et al. 1997), shallow neritic to bathyal foramin-

iferal assemblages (Czepiec & Kotarba 1998; Gonera 1994),

and seismic-scale clinoforms (Krzywiec 1997). Evidence pre-

sented earlier (Porêbski 1999) and expanded here has shown

that these clinoforms descended from the south and developed

a shelf-to-basin floor relief 300–400 m in height. Similar cli-

noforms  are  associated  with  the  shelf  break  of  Quaternary

continental margins (e.g. McMaster et al. 1970; Suter & Ber-

ryhill 1985; Tesson et al. 2000), but can also be an important

constituent of any delta-fed subaqueous platforms located at

the margins of rapidly subsiding marine basins (Porêbski &

Steel  in  press).  Deltaic  clinoforms  that  grew  onto  bathyal

slopes have, surprisingly, rarely been reported from the pre-

Quaternary  record;  notable  exceptions  include  examples  de-

scribed by Mayall et al. (1992), Steel et al. (2000) and Blink-

Bjorklund et al. (2001).

The main goals of the present work are (1) to reconstruct

clinoform architecture via detailed geophysical log and seis-

mic correlations, in order to get insight into the evolution of

such  clinoformed  active  margins  and  (2)  to  better  asses  the

role of shelf-margin deltas as the potential staging areas for

supply of sand to the deep sea.

Regional setting

The studied succession is located within the outermost, little

to non-deformed unit of the Carpathian orogenic belt (Fig. 1),

which formed the peripheral part of the Carpathian foreland

basin system. This system was generated on the interior side

background image

120                                                                                            PORÊBSKI et al.

of a collision zone during lithospheric flexure of the East Eu-

ropean  Platform  in  response  to  a  northward-stepping  thrust

load (Kotlarczyk 1985; Oszczypko & ¯ytko 1987; Oszczypko

1997). The Miocene fill of the Carpathian Foreland Basin is

up to 3.5 km thick, and consists of deep-water, shallow-ma-

rine and deltaic siliciclastic sediments and evaporites. In addi-

tion to its northerly progradation, the basin fill shows also a

large-scale  offlap  and  thickness  increase  towards  the  east

along  the  convergent  margin  (Ney  1968),  reflecting  an  in-

creased accommodation in that direction. Such a pattern may

possibly indicate either an easterly increase in loading along

the strike of fold-thrust belt or, together with an echelon ori-

entation of Outer Carpathian nappes, the creation of tectonic

accommodation  due  mainly  to  a  left-lateral  transpression.

Cratonwards, individual clinothem bodies onlap a south-dip-

ping  unconformity  with  an  associated  hiatus  that  embodies

the Paleocene–early Oligocene (e.g. ¯ytko 1999). The hiatus

spans the main subsidence phases in the foreland basin, but

the  thrust  loading  continued  through  Miocene  time,  giving

rise to flexural subsidence in the basin (Oszczypko 1997). The

unconformity surface follows a regional, SE-draining valley

system extending across the entire cratonic margin, with val-

ley relief locally up to 1000 m (Karnkowski & Ozimkowski

2001). This craton-sourced system was active mainly during

the  underfilled  phase  of  foreland  development  (e.g.  Picha

1996)  and  possibly  during  the  early  Badenian  (Po³towicz

1998),  but  remained  largely  dormant  during  late  Badenian–

Sarmatian time (Krzywiec 1999; Porêbski 1999).

Study area

Structural setting

The  study  area,  extending  some  50  km  along  strike  and

30 km  downdip,  is  located  immediately  east  of  the  Krakow

salient  (Ney  1968)  and  north  of  the  main  Carpathian  over-

thrust (Figs. 1 and 2). Along this thrust, flysch rocks together

with  a  narrow  strip  of  Miocene  sediments,  are  superposed

onto the weakly to non-deformed Miocene basin fill. Within

the study area, the fill is up to 1300 m thick and consists mainly

of thin-bedded sandstones, siltstones and mudstones intercalat-

ed with thicker sandstone tongues. Seismic mapping has shown

that the pre-Miocene cratonic basement dips ca. 3° southeast-

wards (Fig. 3), and is dissected by the Szczurowa paleovalley

(Po³towicz 1998). The valley is up to 4 km wide and 400 m

deep in the southeast; towards the NW, it shallows and splits

into three branches, each less than 0.5 km in width (Fig. 3).

The basement is affected by extensional and possibly strike-

slip faults. Major faults trend NW-SE, downthrowing mainly

to the SW. Minor faults strike NNW-SSE and show different

throw  directions.  Along  the  main  fault  zone  in  the  area,  re-

ferred to as the £ysokanie-£apczyca fault (Fig. 3), the base-

ment  was  displaced  250–370  m  southwards.  During  Sarma-

tian compression, this fault formed a frontal ramp on which

older  Miocene  sediments,  together  with  slivers  of  the  base-

ment,  were  detached  and  formed  a  steeply  dipping,  NNE-

verging anticlinal thrust stack. Another stack forms the core of

the Liplas uplift farther to the SW (Fig. 3). Both stacks contin-

ue  eastwards  into  a  narrow  band  of  folded  and  faulted  Mi-

ocene  sediments,  and  all  together  are  distinguished  as  the

Zg³obice Unit (Kotlarczyk 1985). The unit is bordered to the

south  by  the  main  Carpathian  overthrust.  South  of  the

£ysokanie-£apczyca  fault,  the  Zg³obice  Unit  expands  in

width within the Gdów re-entrant which is defined by a south-

erly  deflection  in  the  overall  W-E  striking  Carpathian  over-

thrust (Fig. 2). The clinoform body that escaped deformation

extends north of the Zg³obice Unit, and shows a structural tilt

of 1–2° NE.


The succession is split by an evaporite unit (Fig. 4) that is

distinguished as the Bochnia Formation (Kuciñski 1982) and

forms an excellent correlative horizon traceable across almost

the  entire  basin.  Although  the  Bochnia  Formation  was  later

redefined  to  include  gypsum  and  anhydrite  within  the

Krzy¿anowice  Formation  (Alexandrowicz  1997)  and  halite

within the Wieliczka Formation (Garlicki 1994), such a two-

fold subdivision cannot be used consistently in the subsurface

work and, hence is not followed here. Evaporite rocks in the

southern part of the basin provide numerous signs of gravity

collapse (Œl¹czka & Kolasa 1997) and are considered to repre-

sent  deep-water  facies  (Peryt 2000),  whereas  those  exposed

along  the  cratonic  margin  are  arranged  in  a  number  of  up-

ward-shallowing cycles with evidence of subaerial exposure

(Kasprzyk 1993). The evaporite unit is overlain by 20–300 m

of shales, mudstones, sandstones and tuffs of the Chodenice

Beds (Fig. 4) that are unconformably followed up by the more

sandy Grabowiec Beds, 300–500 m thick. Both units thin bas-

inwards within shales of the Machów Formation (Jasionowski

1997), and are replaced along the northern basin margin by a

thin  stack  of  transgressive–regressive  cycles  comprised  of

mixed,  siliciclastic-carbonate  nearshore  to  basinal  deposits

(Chmielnik Formation and equivalents; Czapowski 1994; Ro-

niewicz & Wysocka 1999).

Fig. 1. Map showing the location of study area (rectangle) within

the geological framework of the Carpathians.

background image

ORIGIN AND SEQUENTIAL DEVELOPMENT OF CLINOFORMS                                                 121

Fig. 3. Depth-map of the top of cratonic basement below the offlaping Miocene succesion. The basement is dissected by the southeasterly

plunging  valleys  (dotted)  and  is  affected  by  extensional  and  strike-slip  faults.  The  faults  in  the  southwestern  corner  formed  ramps  for

thrusts during the latest Badenian compression.

Fig. 2. Index maps showing the locations of seismic lines, wells and correlation sections.

background image

122                                                                                            PORÊBSKI et al.

The supra-evaporite succession, discussed here, comprises

three  local  forminiferal  zones  corresponding  to  the  NN6

Nannoplankton  Zone,  and  is  probably  not  much  more  than

1 Ma  in  duration  (Fig. 4).  Absolute  Ar/Ar  dating  of  a  horn-

blende  tuff  located  near  the  base  of  the  Bochnia  Formation

has yielded equivocal results of 11–28 Ma (Bukowski 1999).

Material and methods

In total, about 110 seismic lines, and geophysical logs from

ca. 160 wells provided by Polish Oil and Gas Co., were used

in  the  present  study  (Fig. 2).  The  available  seismic  grid  ex-

tends some 20 km downdip; dip and strike line spacings over

most of the mapped area are 0.5–2 km. The vertical resolution

does not generally extend below 20 m. Because of the scarcity

and  poor  preservation  of  core  material,  information  from

small and scattered outcrops was also used, giving a better in-

sight into facies development. Unconformities defined by dif-

ferent stratal lapouts and erosional truncations on seismic sec-

tions  were  traced  as  close  as  possible  to  geophysical  wells

(gamma-ray, resistivity, neutron-porosity, spontaneous poten-

tial). Such correlations aided by stacking patterns recognized

on  well  logs,  were  used  to  define  key  surfaces  (maximum

transgression and regression surfaces, erosional unconformi-

ties and their correlative conformities). These formed a basis

for the definition and mapping of depositional systems tracts

(geometry, thickness and net sand contents) and the unravel-

ling the paleogeographic evolution of the studied margin for

selected time slices.

Seismic  data  interpretation,  time/depth  conversions  and

seismostratigraphic mapping were carried out using Schlum-

berger’s GeoFrame 3.8.1 package for 2D seismic interpreta-

tion (Charisma). Well log correlation and mapping of strati-

graphic  attributes  were  performed  using  Landmark’s

StratWorks  module.  Seismic  data  are  of  different  vintages

(1978–1993) and, hence, of variable quality. In order to stan-

dardise and improve the quality of seismic data, an advanced

reprocessing scheme using the Omega system was applied to

selected  sections.  The  crucial  element  in  the  reprocessing,

which was done by Geofizyka-Kraków Ltd., involved (1) the

application  of  COHERENCY  STACK  and  the  RNA  proce-

dures that improved signal/noise ratio (S/N); (2) the frequen-

cy-distance migration F-X that enhanced the horizontal reso-

lution, particularly in tectonically disturbed segments; and (3)

the application of wavelet processing that permitted the acqui-

sition a zero-phase record that is especially useful for extract-

ing  stratigraphic  information  from  seismic  data.  The  repro-

cessed  sections,  with  real  amplitude  relationships  preserved,

were hung on the common reference level set up at 170 m a.s.l.



Seismic sections reveal the presence of a large-scale clino-

formed body that descends towards the north and appears to

wedge  out  by  onlap  onto  the  top  of  the  Bochnia  evaporites

dipping southwards (Figs. 5 and 6). However, a closer inspec-

tion of these relationships shows that the top of the Bochnia

Formation  does  not  represent  a  single  onlap  unconformity.

The  body  consists  of  a  series  of  clinothems  that  thin  north-

and northeastwards towards the basin centre, and are bounded

by lap-out unconformities. The lower ends of successive bas-

inward clinothems do not abut onto the evaporite top. Instead,

they  tend  to  wedge  out  basinwards  at  progressively  higher

levels  above  this  surface  forming  a  thin  zone  of  ascending

contacts corresponding to condensed, shale-prone sediments.

Clinothem reflectors in the landward (southern) side of the

clinoform  body  are  planar  with  short  angular  to  tangential

lower ends and can have truncated tops. Basinwards, succes-

sive  clinothem  bundles  assume  more  tangential  shapes  with

long, locally hummocky toes and grade occasionally into sig-

moidal forms. The latter display well-developed offlap breaks

that mark the change in declivity at the top of the prograding

sediment prism. Clinoform slopes dip generally at 2–3°, but

locally the steepest, upper segments in planar reflectors can

reach 4–6° in inclination. The maximum height that the slope

attains is 330 m, but smaller-scale clinoform bodies (mouth

bars or deltas) perched on the main slope rarely exceed sever-

al tens of metres in amplitude (Fig. 6). Upper clinoforms seg-

ments  are  almost  invariably  associated  with  the  most  sand-

prone  sediment  (Fig. 5).  These  shelf-edge  sandbodies

generally tend to pinch out landwards within a more heteroli-

thic facies.

The well-developed slope break is backed by a flat to gently

N-dipping platform (shelf) that can be locally incised by N to

NE-trending  channels,  0.5–1  km  wide  (Fig. 7F).  The  pre-

served width of the shelf between the successive offlap breaks

and  the  frontal  thrust  of  the  Zg³obice  Unit  does  not  exceed

8 km, but it may be far greater in the uppermost 100–150 m of

the succession that has not been seismically imaged. Although

clearly progradational in character, the clinoform set reveal a

strong aggradational component reflected in the rising to land-

Fig.  4.  Stratigraphic  scheme  of  Miocene  succession  in  the  study

area,  showing  the  sequence  stratigraphic  subdivision  against  the

biostratigraphic framework. (*) — after £uczkowska (1964, 1995),

Czepiec & Kotarba (1998), Olszewska (1999); (**) — after Garec-

ka & Jugowiec (1999). MFS —  maximum flooding surface; SB —

sequence boundary; au — angular unconformity; Mau — base-of-

Miocene unconformity.

background image

ORIGIN AND SEQUENTIAL DEVELOPMENT OF CLINOFORMS                                                 123

ward-stepping  trajectory  of  the  offlap  breaks  (Fig. 5).  Inter-

nally, the clinoform set reveal a number of downlap and onlap

unconformities  that  are  particularly  discernible  within  the

slope reaches of the shelf-margin succession (Fig. 6) and have

been used for subdivision of the studied succession into depo-

sitional sequences.

Facies spectrum

The main features of the clinoform prism include:

• Major sandbodies are mainly strike-oriented and they tend

to wedge both landwards (to the S) and basinwards (to the N)

within marine mudstones and shales (Fig. 5);

• The  maximum  sand  development  tends  to  be  associated

with the shelf edge or offlap break (Fig. 5);

• Fine-grained sediment provides microfossil assemblages of

bathyal, neritic, nearshore to freshwater aspects (e.g. Gonera

1994;  Czepiec  &  Kotarba  1998;  Gedl  1998,  unpublished;

Olszewska 1999);

• Sands  include  both  classical  and  high-density  turbidites,

deltaic mouth bars, and shell-bearing, cross-bedded shoreface

sandstones  (Porêbski  &  Oszczypko  1999;  Porêbski  1999)

(Fig. 8);

• There is little, if any, evidence of coastal plain (paralic) fa-


Facies  landwards  of  the  offlap  break:  Valley  and  other

channel fills are typified by a blocky to bell-shaped gamma-

ray response and vary in thickness from 5 to 55 m. They con-

sist of medium-grained, locally conglomeratic sand and poor-

ly  consolidated  sandstones  that  are  massive  or  display

large-scale trough cross-stratification associated with mollusc

detritus.  They  are  interbedded  with  intraclasts  breccias  and

dm-thick heterolithic beds (Fig. 8A). A valley recognized on a

strike-oriented seismic section shown in Fig. 9, is 5 km wide

and displays a compound fill, up to 60 m thick, with clearly

recognizable lateral accretion strata. Either a fluvial or estua-

rine origin can be inferred for this valley fill. Some cross-bed-

ded  shell-bearing  sandstones  may  represent  sharp-based

Fig. 6. Seismic dip-section showing the growth anticlines and associated mini-basins within the clinoform that is backed southwards by

deformed Miocene sediments.

Fig. 5. Interpreted dip-oriented seismic line showing the concentration of sand bodies along the accreting shelf edge.

background image

124                                                                                            PORÊBSKI et al.

shoreface facies, as suggested by the bimodal dip directions of

cross-sets,  with  the  modes  directed  towards  the  NE  (basin-

wards) and SSE (Porêbski & Oszczypko 1999).

Mouth-bar  facies  form  upward-coarsening  units  that  are

usually  less  than  20  m  thick.  They  consist  of  non-  to  very

weakly bioturbated laminated mudstones and linsen to wavy-

bedded  siltstone/very  fine  sandstone/mudstone  heteroliths

(Fig. 8C).  The  latter  become  interbedded  upwards  with  dm

thick,  fine-grained  Tbc  turbidite  sands.  Upper  levels  of  the

mouth bar units reveal sharp-based fine- to medium-grained

sandstones rich in plant detritus, which are predominantly rip-

ple and flat laminated. The sandstones, 1–7 m thick, are com-

monly extensively deformed into balls and pillows, but swa-

ley  and  hummocky  cross-stratifications  is  discernible  in

places. Mixtures of open-marine and fresh-water dinocysts are

common in this facies (Gedl 1998, unpublished).

Lower-shoreface/prodeltaic shelf facies consists mainly of

laminated to occasionally bioturbated mudstones interbedded

with  cm-thick,  fine-grained  graded  sand  beds.  These  com-

monly  show  gutter  casts,  groves  and  prod  marks  that  are

aligned generally W-E, i.e. parallel to the inferred shoreline

trend,  with  the  prods  pointing  to  the  easterly-directed  geo-

strophic storm currents.

Facies basinwards of the offlap break: Coarsening-upward

units typified by gamma-ray response of a strongly serrated

pattern passing upwards into a weakly serrated to blocky seg-

ment, that are located at or just below the former shelf edge,

are  interpreted  as  deltaic  mouths  bars  perched  on  the  upper

slope.  These  units  vary  in  thickness  from  30  to  75 m.  The

dominant lithotype comprises amalgamated beds of massive,

fine- to medium-grained and granule-bearing sandstones that

are occasionally rich in plant detritus, shell hash and redepos-

ited  foraminifers  (Fig. 8B).  Dm-thick  intervals  of  inversely-

graded bands (traction carpet), flat and ripple-lamination are

common. Soft-sediment deformation includes large-convolu-

tions near bed tops and metre-scale, basinward-verging imbri-

cated shear planes.

Slope  sediments  with  which  these  mouth  bars  interfinger

consist of two main facies. (1) A fine-grained host is repre-

sented by bioturbated mudstones interbedded with heterolith-

Fig. 7. Time maps showing the evolution of the prograding clinoform geometry along selected sequence boundaries and their correlative

conformities. Note a valley breaching the shelf along unconformities SB3 (B) and SB7 (F), and the growth anticlines with intervening slope

basins in (A–C).

background image

ORIGIN AND SEQUENTIAL DEVELOPMENT OF CLINOFORMS                                                 125

ic packets that abound in very thin Tbc and Tcd sand turbid-

ites  (Fig. 8D).  Thin-bedded  sandstone/mudstone  alternations

display structures indicative of deposition from both waning

and waxing turbulent suspensions, such as climbing ripples in

normally  graded  and  coarsening  upwards  sets.  These  fine-

grained rocks are interbedded with (2) blocky sandstone units,

5–35 m thick, which are arranged either in progradational pat-

terns, or occur in aggradational stacks, up to 125 m thick, with

updip onlap terminations. Cores available from outside of the

study area suggest that these sandstones are fine- to medium-

grained and unstructured (massive) in character. Basinwards,

these blocky sandstones, interpreted as the deposits of hyper-

pycnal flows, either terminate rather abruptly, or thin into het-

erolithic packets (5–25 m) which show a highly serrated gam-

ma-ray  response.  The  packets  can  possibly  represent

depositional lobes made of classical turbidites. Basin plain fa-

cies consists of shales and mudstones that locally contain con-

centrations of pelagic organisms, such as pteropods, foramini-

fers and radiolarians.

Paleoecological constraints

Although the paleobathymetric significance of Miocene mi-

crofossils from the Carpathian Foreland Basin has long been

studied (e.g. £uczkowska 1964, 1995; Gonera 1994; Czepiec

&  Kotarba  1998),  discontinuous  coring  makes  any  precise

bathymetric  fluctuations  difficult  to  detect  in  single  vertical

sections. However, the available results point to an overall up-

ward shallowing throughout the studied clinoforms. Czepiec

& Kotarba (1998) found that the Chodenice Beds abound in

Bulimina,  Uvigerina,  and  Pulenia  ranging  from  bathyal

depths (several hundreds of metres) to the outer shelf, whereas

the lowermost Sarmatian deposits reveal high diversity miliol-

id-elphidiid  and  elphidiid-nonionid  assemblages  of  more

Fig. 9. Close-up  view  of  seismic-strike  section  showing  the  com-

pound fill of the valley associated with sequence boundary SB7.

Fig. 8. Examples of outcrop logs showing facies differences between the shelf and slope segments in the delta (based on Porêbski & Os-

zczypko  1999;  Porêbski  1999).  A —  Bogucice  Sand,  Bogucice;  B —  Bogucice  Sand,  Zabawa;  C —  Chodenice  Beds,  Zg³obice;  D —

Chodenice Beds, Gierczyce. Inset map show outcrop locations.

background image

126                                                                                            PORÊBSKI et al.

shoreward  aspects.  This  upward  shallowing  was  associated

with a decreasing salinity from normal marine to hyposaline

levels, indicative of increased flux of freshwater (Czepiec &

Kotarba 1998). The organic matter is dominated by type III

kerogen (Kotarba et al. 1998), consistent with the postulated

overall deltaic setting of the succession.

Evidence of syndepositional deformation

In the southeastern part of the study area clinoform slope is

affected  by  two,  parallel  WNW-ESE  striking  blind  thrusts

with growth anticlines located above faults tips (Fig. 6). The

thrust appears to flatten out southwards in a decollement plane

merging into the evaporite unit. These anticlines define two,

strike-elongated mini-basins perched on the slope. The basins

are 1–1.5 km wide and 80–100 m deep, with their axes plung-

ing gently eastwards (Fig. 7A–C). Fills include thick-bedded

blocky sandstones and localized mouth bars. The formation of

these growth structures appear to have post-dated the filling

up of the Szczurowa Valley at its southern reach and came to

an end before the development of unconformity SB5 (Figs. 4

and 10).

Fig.  10.  Examples  of  log-based  dip  correlations  with  environmental  interpretation  added.  Note  thick-bedded,  “blocky”  sandstones  in

slope segments below sequence boundary SB4 and the downward-stepping to back stepping mouth bars perched on the slope.

background image

ORIGIN AND SEQUENTIAL DEVELOPMENT OF CLINOFORMS                                                 127

tent. This may reflect autocyclic changes in progradation di-

rection  or  in  the  process  regime  affecting  the  deltas.  It  has

been  demonstrated  on  high-resolution  seismic  data  from

Pleistocene deltaic shelf margins that such internal downlap

surfaces  can  have  a  regional  persistence,  and  reflect  minor

drops and stillstands within the overall falling relative sea lev-

el (Kolla et al. 2000; Tesson et al. 2000). In the present in-

stance, no such persistence could be demonstrated for the in-

ternal  downlap  surfaces.  Seven  (B)  regional  downlap

unconformities  that  pass  through  the  shaly  intervals  were

mapped throughout the area, and interpreted as main flooding

surfaces (MSF).

(C)  Another  type  of  unconformity  is  expressed  on  the

shelf  margin  as  an  erosion  surface  below  a  blocky  sand-

stone;  this  surfaces  passes  downdip  beneath  steep  (3–4°)

planar  to  oblique-tangential  strata  composed  of  aggrading

thick-bedded  massive  sandstones  (Fig.  10A,  SB3  between

wells Krz-2 and Pu-6). In some instances, the sandstones can

be  demonstrated  to  onlap  upslope  onto  this  unconformity.

An  erosional  unconformity  below  a  sharp-based  sandstone

on  the  shelf  can  also  pass  on  the  slope  into  either  (D)  a

downlap unconformity beneath a prograding mouth-bar, or

(E)  an  onlap  unconformity  that  separates  a  prograding

mouth-bar  complex  below  from  an  aggrading  to  backstep-

ping one above (Fig. 11). In the latter instance, such a turn-

over surface can be marked below by a downward shift in

onlap (Figs. 11 and 12). In some instances, however, it is un-

clear,  due  to  insufficient  seismic  resolution,  whether  the

turnover surface merges with the base or with the top of the

sharp-based sandstone.

Among  the  unconformities  listed  above,  types  C  to  E  are

potential  candidates  for  sequence  boundaries  (SB),  because

they are associated with regional erosional truncation and/or

basinwards facies shift. Types C and D conform to the Exxo-

nian type 1 unconformity (Van Wagoner et al. 1990). Type E

(turnover surface) appears to merge upslope into the type D

unconformity.  This  reflects  a  more  general  dilemma  as  to

whether a master sequence boundary should be placed at the

base of prograding complex (Posamentier & Morris 2000), or

at its top (Plint & Nummedal 2000). The latter approach was

attempted here. Sequence boundaries SB2 and SB3 are simi-

lar in that they are associated with relatively thin, sharp-based

sandstones  that  tend  to  pinch-out  rapidly  landwards  within

shelf shales and are underlain by thick-bedded massive sand-

stones  onlapping  back  onto  the  slope  (Fig.  10).  Sequence

boundary SB3 appears to be associated with a valley that dis-

sected the shelf edge (Figs. 7B and 10A). SB1 could not be

traced landwards into the shelf realm because it is cut by the

frontal thrust of the Zg³obice Unit. This boundary is overlain

by thick-bedded massive sandstones and hence, is probably of

the same character as SB2 and SB3. Sequence boundary SB4

coincides with the erosive base of the Bogucice Sand tongue

representing  the  basal  member  of  the  Chodenice  Beds  (Fig.

4). Farther to the southwest, this surface follows the base of a

valley system (Skoczylas-Ciszewska & Kolasa 1959; Porêbs-

ki & Oszczypko 1999) that still further landwards cuts down

into the uplifted substratum (Garlicki 1968). The valley inci-

sion  probably  did  not  reach  the  coeval  shelf  break.  On  the

slope, SB4 appears to correlate with a turnover surface that

Origin of the clinoforms

The  existing  interpretation  of  the  clinoform  body  under

consideration  (e.g.  Po³towicz  1997)  is  that  it  is  a  tectonic

monocline developed above thrust faults. This interpretation

is untenable in the light of the above evidence. In particular, it

is  inconsistent  with  (1)  the  presence  of  the  distinct  offlap

breaks  defining  the  platform-to-slope  morphology  and  with,

(2) the offlap geometry of the entire clinoform body, (3) a re-

current major sandbody development along the prograding of-

flap breaks, and with (4) the facies spectrum that documents a

marked bathymetric gradient down the clinoforms. Hence, the

observed topography is interpreted to reflect a shelf-slope-ba-

sin plain setting, i.e., a shelf margin that evolved in response

to deltaic sediment delivery from the south. The nearly 400 m

relief of the clinoform slope represents a reasonable minimum

estimate  of  the  paleowater  column  depth  below  the  shelf

break. This is compatible with the water depth range postulat-

ed on paleoecological ground (Czepiec & Kotarba 1998). The

concentration of sand at and beyond the former offlap breaks

indicates  that  the  clinoformed  shelf  margin  was  constructed

mainly  by  welding  of  successive  deltas  that  periodically

spilled over the shelf edge and fed turbidites located on the

slope itself and down to its toe.

Sequence stratigraphic framework

A prevailing depositional motif in the stratigraphic architec-

ture of the Chodenice and Grabowiec clinoforms is a coarsen-

ing-upward unit interpreted to reflect progradation of a deltaic

shore (Fig. 10). Because of the predominantly geophysical na-

ture of the database available, a sequence stratigraphic frame-

work for the upper Badenian-lower Sarmatian supra-evaporite

succession was based on the nature of stratal lap outs seen of

the seismic record and on parasequence stacking patterns, tied

to the foraminiferal and nannoplankton zonation (Fig. 4).

Unconformities and sequences boundaries

Five types of unconformity have been distinguished in the

studied clinoforms (Fig. 11). The most common are (A) inter-

nal downlap unconformities that partition the clinoform into

individual stacked and laterally offset clinoform sets. Howev-

er, many such unconformities appear to have only local ex-

Fig. 11. Summary of stratal lap-out patterns derived from the seis-

mic record.

background image

128                                                                                            PORÊBSKI et al.

separates an upper backstepping mouth-bar set from a lower

progradational set (Fig. 10A). Sequence boundaries SB5 and

SB6 display a similar character (Fig. 10B). Sequence bound-

ary SB7 was mapped only in the northeastern corner of the

study area, where it appears as toplap truncation surface be-

low a major valley (Fig. 9) that breached the former shelf edge

(Fig. 7F).

Depositional sequences

In total, six 4th-order depositional sequences have been dis-

tinguished within the stratigraphic framework of upper Bade-

nian-lower Sarmatian strata (Fig. 4). Each sequence forms a

northward thinning wedge that displays a sigmoidal shape in

dip cross-section, with the thickest part located immediately at

or below the former shelf edge (Fig. 13). The six sequences

are  stacked  vertically  to  form  an  offlapping  prism,  within

which  the  distal  pinch-outs  prograded  some  15 km  north-

wards during the time span involved (Fig. 13).

Transgressive systems tracts (TST) overlie a regional maxi-

mum  regressive  surface  (MRS)  and  are  characterized  by  a

modest thickness (<20 m thick in the area landwards of the

shelf edge) and by major shoreline backstep (generally greater

than the preserved width of the shelf). Deposits in these tracts

include plankton-enriched shales in the basinal realm and ma-

rine mudstones and prodeltaic heteroliths on the shelf. Trans-

gressive shoreface or deltaic sands are remarkably rare. High-

stand systems tracts (HST) tend to be thick and shaly on the

shelf, but their thickness decreases upwards through the suc-

cession. Highstand deposits include mainly marine shale and

progradational deltaic deposits, and there is a remarkable lack

of paralic coastal-plain deposits within the study area. Depos-

its  assigned  to  forced  regressive  systems  tracts  (FRST)  in-

clude prograding mouth bars that show landward pinch-outs

Fig. 13. Thickness map of depositional sequence S4 and the successive locations of the shelf break during progradation of the clinoforms.

Fig. 12. Portion of a seismic dip-line showing the updip transition of onlap (turnover) onto the SB5 unconformity on the slope into the

sharp-based sandstone at the shelf edge.

background image

ORIGIN AND SEQUENTIAL DEVELOPMENT OF CLINOFORMS                                                 129

by  onlap  back  towards  the  shelf  and  pass  basinwards  into

thin-bedded  prodelta/slope  heteroliths  locally  intercalated

with  thick-bedded  blocky  sandstones.  Lowstand  systems

tracts are characterized within the slope either by thick-bed-

ded blocky sandstones, or aggrading to backstepping deltaic

mouth bars, or both. Thin (less than 30 m) blocky to fining-

upwards sandstones located on the shelf have been interpreted

as valley fills, although some blocky unit may in fact repre-

sent  forced  regressive  mouth  bars.  The  inferred  valley  fills

(Fig. 9) may contain either fluvial or estuarine deposits; in the

latter case, these fills should rather be included within trans-

gressive systems tract (comp. Mellere & Steel 1995).

Forced regressive systems tract

The systems tract assignment of forced regressive deposits

and  the  stratigraphic  position  of  the  associated  sequence

boundary  are  still  a  matter  of  controversy  (Posamentier  &

Morris 2000). However, there is a growing consensus that de-

posits formed during the fall of relative sea level should not be

lumped together with those formed during the sea-level rise,

but warrant a distinction within a separate, forced regressive

or  falling-stage  systems  tract  (Hunt  &  Tucker  1992,  1995;

Mellere & Steel 1995; Plint & Nummedal 2000). The base of

the forced regressive systems tract should be placed at the first

downlap surface recording initial sea-level drop from its max-

imum  highstand  (sequence  boundary  sensu  Posamentier  &

Morris 2000; see also Posamentier et al. 1992). In the present

case, however, the proximal part of the systems tracts is not

preserved; hence, the positions of the highstand shorelines are

uncertain. Therefore, it is difficult to evaluate whether the first

observed downlap surface, or the bypass zone between down-

dip detached mouth bars, reflects the initial drop in relative

sea level from its highstand location, or a pulse within the al-

ready falling sea level, as exemplified by Pleistocene eustatic

stepwise fall (e.g. Kolla et al. 2000). Nonetheless, a distinc-

tion of the forced regressive systems tract was attempted dur-

ing well correlations (Fig. 14). For mapping purposes, howev-

er,  highstand  and  forced-regressive  deposits  were  included

within  a  single  tract  (HST–FRST).  In  the  approach  adopted

here,  the  sequence  boundary  is  placed  at  the  base  of  onlap-

ping, thick-bedded slope turbidites (Fig. 11) and where these

are absent, at the turnover from the progradational to retrogra-

dational parasequence sets within the slope realm (Fig. 10). In

both  cases,  the  sequence  boundary  defined  in  this  way  can

commonly be seen to pass into the base of sharp-based sand-

stones inboard of the shelf (e.g. Fig. 14).

Depositional systems tracts and paleogeography

The lowstand systems tract in sequence S1 (LST1) forms

two depocentres (Fig. 15A). The southwestern depocentre is a

slope-toe  linear  wedge,  4  km  wide  and  over  100  m  thick,

which  is  built  mainly  of  thick-bedded  turbidite  sandstones

that downlap onto the top of the Bochnia evaporites (Fig. 10).

The other depocentrum consists of similar sand turbidites that

fill and onlap from the south the SE-plunging Szczurowa Val-

ley incised into the basement (Figs. 3 and 15B). The top of the

Bochnia Formation is interpreted as a maximum flooding sur-

face (MFS0) because of the deep-water nature of the evapor-

ites (Peryt 2000) and, because they are immediately overlain

by pteropod-bearing shales that represent a deep-water basinal

facies. Sequence 1 has a very thick (75–125 m) highstand and

forced-regressive  systems  tract  (HST–FRST1)  that  is  domi-

nated by mud-prone sediment and has a maximum flooding

surface  (MFS1)  associated  with  radiolaria-bearing  shales

(Fig. 4). At its very top there occurs a prograding sandbody,

interpreted  as  a  forced  regressive  mouth  bar,  that  extends

15 km along the WNW-ESE trending shelf edge (Fig. 15B). It

wedges outs downdip into rather gently dipping slope mud-

stones that are overlain (across a sequence boundary) by hy-

perpycnal turbidites of LST2 (Fig. 15C). The turbidites form a

fan-shaped body, up 60–70 m thick and 14 km wide along the

strike. The body was derived from the southeast and was in a

large  part  ponded  in  a  slope  mini-basin  located  between

growth anticlines (Fig. 15C).

The mud-prone HST–FRST2 has near its top a thin series of

prograding to downstepping mouth bars striking WNW-ESE

that wedge out downdip at the former shelf break (Fig. 15D).

Fig. 14. Interpretation of depositional systems tracts in selected dip cross-sections.

background image

130                                                                                            PORÊBSKI et al.

LST3  is  typified  by  a  thick  (over  100  m)  accumulation  of

thick-bedded  hyperpycnal  turbidites  that  form  an  aggrading

linear  body,  up  to  30  km  in  strike  dimension  on  the  slope

(Fig. 15E). Part of this body was trapped in a mini-basin on

the slope behind a growing anticline, and extends updip for

5.5 km (comp. Fig. 7B). At, and landwards of the WNW-ENE

striking shelf edge, there occur a series of aggrading to retreat-

ing mouth bars that farther to the SW appear to pinch out by

onlap within shelf shales. A valley fill, up to 30 m thick, un-

derlies  these  mouth  bars,  and  appears  to  have  breached  the

shelf break near its western end (Fig. 15C).

HST–FRST3 has a more heterolithic aspect than the previ-

ously described highstand to forced-regressive systems tracts.

Within the shelf realm these heteroliths coarsen upwards into

a sandstone whose top is planar to slightly descending basin-

wards  (Figs. 10 and 15F)  that  is  characteristic  for  forced  re-

Fig. 15A,B,C. Continued on pages 131, 132 and 133.

background image

ORIGIN AND SEQUENTIAL DEVELOPMENT OF CLINOFORMS                                                 131

gression (Plint & Nummedal 2000). This sand belt trending

WNW-ESE is formed of prograding mouth bars that descend-

ed onto the slope and were in part ponded in the slope mini-

basin (Fig. 15F). A NNE-SSW striking finger-like sandbody

in the SW part of the area may represent the fill of a distribu-

tary channel or valley. The mouth bars are separated basin-

wards by muddy slope sediments from another sand belt inter-

preted  as  slope-toe  thin-bedded  turbidites.  Both  sand  belts,

together with the intervening slope mudstones, are interpreted

as forced regressive deposits.

The  overlying  LST4  consists  of  a  series  of  NW-striking

mouth bars that are arranged in a backstepping fashion, and

reveal  the  highest  net  sand  content  just  landwards  of  the

former shelf break, and are partly trapped behind rising anti-

clines piercing the slope in the eastern part of the area (Figs.

15G and 7C). At their landward onlap termination, the bars

Fig. 15D,E,F. Continued on pages 132 and 133.

background image

132                                                                                            PORÊBSKI et al.

appear to be dissected by channel feeders. West of the study

area,  this  unit  is  based  by  a  major  incised  valley  system

(Porêbski  &  Oszczypko  1999),  which  apparently  did  not

reach the former shelf edge. HST–FRST4 is thin and sandy

landwards of the shelf edge and could in fact be entirely clas-

sified as a forced regressive systems tract. This unit is typified

by an E-W-trending perched mouth bar that descended for 5–

6 km down the slope; its landward pinch-out is located just

beyond the shelf edge (Fig. 15H). The bar is separated by a

10–11  km  bypass  zone  from  the  preceding  (highstand?)

mouth-bar edge (Fig. 15H).

LST5  in  turn,  displays  mouth  bars  that  aggraded  on  the

slope and retreated 8–9 km from the newly formed shelf edge

(Fig. 15I). HST–FRST5 displays a narrow belt of mouth bars

located just around the shelf break (Fig. 15J). LST6 is typified

by backstepping mouth bars that are backed updip by finger-

like  N-S  to  NW-ESE  trending  fills  of  feeder  channels

(Fig. 15K). This tract is bounded at its top by a NE-SW strik-

Fig. 15G,H,I. Continued on page 133.

background image

ORIGIN AND SEQUENTIAL DEVELOPMENT OF CLINOFORMS                                                 133

ing valley system (Fig. 10). Only the northeastern part of this

system was mapped here (Fig. 7F), because its proximal part

lies above the upper limit of the seismic record.

Clinoform types

Two end members in the large-scale clinoform architecture

can be distinguished within the studied shelf margin (Fig. 16).

Type A clinoform is characterized by a steep, (3–4°) and nar-

row (2–4 km) slope of a relatively low height (150–200 m).

Slope  sediments  are  dominated  by  thick-bedded  massive

sandstones that show downlapping lower ends and onlapping

upper  terminations.  The  coeval  shelf  margin  can  locally  be

dissected  by  distributary  channels  or  incised  valleys.  Such

shelf-margin  architecture  appears  to  have  developed  during

the maximum fall and early rise in relative sea level.

The Type B clinoform is less steep (2°), tangential in cross-

section and wide (>12 km), and shows a considerable height

(up  to  400 m).  Clinoform  strata  are  constructed  mainly  of

mouth bars perched on the slope. These show initially a pro-

gradational to downstepping arrangement over a distance of

6–10 km downdip from the former shelf edge; this pattern is

followed by a rise and landward migration of the offlap breaks

(comp. Fig. 10). Thick-bedded massive sandstones bodies are

noticeably absent, although thicker, shingled turbidites can lo-

cally be present, being associated mainly with the downstep-

ping  segment  of  the  shelf-edge  trajectory.  There  is  no  evi-

dence  for  shelf  edge  dissection  accompanying  the

development  of  this  type  of  shelf-margin  architecture.  The

Type B clinoforms are formed during a stepwise fall and early

rise in relative sea level.

Although  no  basin-floor  fan  was  documented  within  the

limits of the study area, it is predicted that such fan deposits

may develop basinwards of the Type A clinoforms, provided

the initial slope downdip width was sufficiently large (larger

than that documented here) to ignite low-density turbidity cur-

rents from river-born hyperpycnal flows (see below).

Lower-order sequences

The  six  4th-order  sequences  described  are  stacked  basin-

wards  and  vertically  to  form  an  aggradational  to  pro-

Fig. 15. Net-sand isolith maps with paleogeographic interpretation added, showing clinoform evolution for lowstand systems tracts (LST)

and combined highstand and forced regressive systems tracts (HST–FRST). (Fig. 15 begins on page 130.)

background image

134                                                                                            PORÊBSKI et al.

gradational succession that get sandier both upwards and bas-

inwards.  Two  3rd-order  sequences  have  been  distinguished

within the succession (Fig. 4). The lower sequence (Ba2, up-

per  Badenian)  consists  of  sequences  1  to  3,  and  its  upper

boundary is defined at the base of valley system that underlies

the  Bogucice  Sand  tongue.  The  upper  sequence  (Sa1;  lower

Sarmatian) consists of sequences 4 to 6; its top has tentatively

been placed at the surface SB7 associated with a valley system.

Sequence  Ba2  consists  of  Type  A  clinoform  bundles  in

which  the  offlap  break  rises  steeply  basinwards  throughout

the  development  of  the  component  high-order  sequences

(Fig. 10). This is associated with thick, mud-prone transgres-

sive  and  highstand  systems  tracts  landwards  of  the  shelf

break,  with  the  highstand  tracts  commonly  capped  by  thin

forced regressive mouth-bar/shoreface sands. Lowstand tracts

are typified by thick massive turbidites deposited on a narrow,

steep slope, and their maximum strike extent is 14–30 km. In

some instances (LST3 and possibly LST2), the slope turbid-

ites  appear  to  be  linked  up  dip  to  valleys  that  breached  the

shelf  edge  (Fig. 15C).  The  slope  is  locally  affected  by  anti-

clines that grew above the tips of blind thrusts. The resultant

mini-basins perched on the slope acted as traps for hyperpyc-

nal turbidites and mouth bars spilling over the shelf edge.

From sequence boundary SB4 on, the shelf break recurrent-

ly assumes a noticeably flatter trajectory basinwards (Fig. 10),

and  the  shelf  margin  grew  mainly  through  the  accretion  of

Type  B  clinoform  bundles.  Landwards  of  the  shelf  break,

transgressive and highstand systems are either thin, or absent,

whereas  prograding  to  downstepping  mouth  bars  form  the

bulk of forced regressive systems tracts. Slope-perched mouth

bars that aggraded and stepped back onto the shelf typify low-

stand  tracts.  Although  the  feeder  system  was  intermittently

able to arrive close to the shelf edge, there is evidence of a

major  incision  into  the  shelf  edge  only  for  one  sequence

boundary (SB7) (Fig. 7F).

Discussion and conclusions

The  best-known  examples  of  shelf-margin  or  deep-water

deltas  (Edwards  1981)  are  those  described  from  the  Pleis-

tocene of the modern continental shelf edges (e.g. McMaster

et al. 1970; Suter & Berryhill 1985; Tesson et al. 1990, 2000;

Kolla et al. 2000). It is commonly believed that deltaic progra-

dation across the shelf to its margin is caused by either forced

regression during relative sea-level fall (e.g. Posamentier et al.

1992),  or  anomalously  large  siliciclastic  sediment  influx

(Poag & Sevon 1989).

It is suggested here that the bathymetric step for such deep-

water deltas does not need to be the topographic break inherit-

ed after extensional faults or rifting, as is commonly the case

for modern divergent margins. Such a topographic or shelf-

edge break can also be the constructional brink where succes-

sive shelf-transiting deltas encounter and descend into a deep

basin. This type of constructional shelf edge is created by re-

peated regressive–transgressive transit of deltas. The shelf has

its maximum width during sea-level highstand, and can have

zero width at lowstand, when delivery of sediment causes re-

newed shelf-margin accretion.

In  the  present  case,  the  initial  shelf  break  was  nucleated

along  a  thrust  or  thrust-generated  anticlinal  front  located

southwards from the present basin margin. During the earliest

Badenian, this front was probably situated some 30 km south

of the Carpathian overthrust, as suggested in the palinspastic

Fig. 16. Summary of main types of clinoform architecture.

background image

ORIGIN AND SEQUENTIAL DEVELOPMENT OF CLINOFORMS                                                 135

restoration by Oszczypko (1997, his Fig. 15). This may possi-

bly  represent  a  crude  estimate  of  the  position  of  highstand

shorelines with respect to the coeval shelf margin. The latest

Badenian-early  Sarmatian  thrusting  resulted  in  growth  anti-

clines affecting the clinoform body, which led to a steepening

of its slope. A strongly aggradational character to shelf-mar-

gin deltas, as observed in the lower clinoform set (sequence

Ba2), appears incompatible with the striking absence of paralic

deposits. This is because a climbing clinoform trajectory caused

by relative sea-level rise tends to generate space behind, where

a thick ’tail’ of paralic deposits can be accommodated. Howev-

er, the absence of such a tail in the present instance reflects a

modest  to  negative  accommodation  behind  the  rising  thrust

margin,  whereas  subsidence  in  the  hangingwall  created

enough space to accommodate steep and high clinoforms.

 Shelf-margin deltas appear to record periods when the sedi-

ment is stored at the shelf edge rather than is being delivered

into the deep water. The difference between the two clinoform

end-member types distinguished here seems to have been con-

trolled chiefly by rate of relative sea-level change that gov-

erned  the  position  of  the  seaward  end  of  the  feeder  system

with respect to the former shelf break, although differences in

depositional regimes on the outer shelf could also have played

a significant role (cf. Steel et al. 2000). The sand-prone Type

A clinoforms appear to record a situation when the feeder sys-

tem incised across the shelf edge in response to a rapid rela-

tive fall in sea level. This caused cannibalisation of the previ-

ous shelf deltas and promoted fluvial input directly onto the

slope.  The  resultant  hyperpycnal  flows  came  to  rest  on  the

slope itself, probably because the small downdip width of the

slope and the presence of perched basins prevented flow igni-

tion into high-efficiency turbidity currents capable for trans-

porting  sand  into  the  basin-plain  area.  The  composite,  het-

erolithic  Type  B  clinoforms  record  initially  rather  slow  and

stepwise fall in relative sea level. Incision of the feeder-chan-

nel system progressed gradually behind the prograding deltaic

shelf margin (comp. Sydow & Roberts 1994), but was appar-

ently unable to breach the freshly accreting shelf edge even

during  the  maximum  lowstand.  During  early  sea-level  rise,

aggradation  followed  by  backstepping  of  deltas  took  place.

Therefore, the development of Type B clinoform sets docu-

ments trapping of sand within deltaic depocentres that shifted

forth  and  back  on  the  slope  and,  consequently,  a  decreased

probability for sand to escape into the basin-floor setting.

The change from the steeply rising to a more horizontal tra-

jectory of the shelf margin, together with the compressional

setting of the studied clinoform, points to a major change in

the tectonic component in the relative sea-level signal during

the clinoform growth. The particularly strong aggradation and

the large thickness of the upper Badenian highstand systems

tracts  (sequences  1  to  3)  point  to  strong  differential  move-

ments across a N-verging thrust-fault margin, that generated a

long-term relative sea-level rise on the hangingwall. The peri-

od  of  fault-induced  subsidence  ended  with  the  latest  Bade-

nian-early Sarmatian uplift to the southwest. Since then, high-

frequency relative sea-level fluctuations were superposed on a

less vigorous regional flexural subsidence pattern, that result-

ed in faster accretion and increased width of the clinoforms

(sequences 4 to 6).

Acknowledgments:  The  study  was  supported  by  a  State

Committee of Scientific Research (KBN) Grant T12B05218

to SJP, and by Landmark Graphics Corporation via the Land-

mark University Grant Program to Institute of Geological Sci-

ences, Polish Academy of Sciences. We thank the Polish Oil

and Gas Co. for permission to use the subsurface data and, in

particular, to Eugeniusz Jawor and Tadeusz Wilczek for their

encouragement to undertake this study. The final manuscript

benefited from critical and insightful review by Guy Plint and

André Strasser.


Alexandrowicz  S.W.  1997:  Lithostratigraphy  of  the  Miocene  De-

posits  in  the  Gliwice  Area  (Upper  Silesia,  Poland).  Bull.  Pol.

Acad. Sci. Earth Sci. 45, 167–179.

Bukowski  K.  1999:  Comparison  of  the  Badenian  saliferous  series

from Wieliczka and Bochnia in light of new data. Prace Pañstw.

Inst. Geol. 168, 43–51 (in Polish, English summary).

Czapowski G. 1994: Sedimentation of Middle Miocene marine com-

plex  from  the  area  near  Tarnobrzeg  (north-central  part  of  the

Carpathian Foredeep). Geol. Quaterly 38, 577–592.

Czepiec I. & Kotarba M.J. 1998: Paleoecology and organic matter in

the Late Badenian and Early Sarmatian marine basin of the Pol-

ish part of the Carpathian Foredeep. Przegl. Geol. 46, 32–736.

Edwards M.B. 1981: Upper Wilcox Rosita delta system of South Tex-

as: growth-faulted shelf-edge deltas. Amer. Assoc. Petrol. Geol.

Bull. 65, 54–73.

Garecka M. & Jugowiec M. 1999: Results of biostratigraphic study of

Miocene in the Carpathian Foredeep based on calacareous nan-

noplankton. Prace Pañstw. Inst. Geol. 168, 29–41 (in Polish, En-

glish summary).

Garlicki  A.  1968:  Autochthonous  salt  series  in  the  Miocene  of  the

Carpathin  Foredeep  between  Skawina  and  Tarnów.  Biul.  Inst.

Geol. 215, 5–61 (English summary).

Garlicki  A.  1994:  Formal  lithostratigraphic  units  of  the  Miocene:

Wieliczka  Formation.  Przegl.  Geol.  42,  26–28  (in  Polish,  En-

glish summary).

Gonera  M.  1994:  Paleoecology  of  marine  Middle  Miocene  (Bade-

nian)  in  the  Polish  Carpathians  (Central  Paratethys).  Foramin-

iferal record. Bull. Pol. Acad. Sci. Earth Sci. 42, 107–125.

Hunt D. & Tucker M.E. 1992: Stranded parasequences and the forced

regressive  wedge  systems  tract:  deposition  during  base-level

fall. Sed. Geol. 81, 1–9.

Hunt D. & Tucker M.E. 1995: Stranded parasequences and the forced

regressive  wedge  systems  tract:  deposition  during  base-level

fall. Sed. Geol. 95, 147–160.

Jasionowski  M.  1997:  Lithostratigraphy  of  the  Miocene  deposits  in

the eastern part of the Carpathian Foredeep. Biul. Pañstw. Inst.

Geol. 375, 44–60 (in Polish, English summary).

Karnkowski P.H. & Ozimkowski W. 2001: Structural evolution of the

pre-Miocene  basement  in  the  Carpathian  Foredeep  (Kraków-

Przemyœl region, SE Poland). Przegl. Geol. 59, 431–436 (in Pol-

ish, English summary).

Kasprzyk  A.  1993:  Lithofacies  and  sedimentation  of  the  Badenian

(Middle  Miocene)  gypsum  in  the  Northern  part  of  the  Car-

pathian  Foredeep,  Southern  Poland.  Ann.  Soc.  Geol.  Pol.  63,


Kirchner  Z.  1956:  Miocene  stratigraphy  of  the  Central  Carpathian

Foreland based on microfaunal studies. Acta Geol. Pol. 6, 421–

449 (in Polish, English summary).

Kolla V., Biondi P., Long B. & Fillon R. 2000: Sequence stratigraphy

and  architecture  of  the  Late  Pleistocene  Lagniappe  delta  com-

background image

136                                                                                            PORÊBSKI et al.

plex, northeast Gulf of Mexico. In: Hunt D. & Gawthorpe R.L.

(Eds.): Sedimentary responses to forced regressions. Geol. Soc.

London, Spec. Publ. 172, 291–327.

Kotarba M.J., Wilczek T., S³upczyñski K., Kosakowski P., Kowalski

A. & Wiêc³aw D. 1998: A study of organic matter and habitat of

gaseous hydrocarbons in the Miocene strata of the Polish part of

the Carpathian Foredeep. Przegl. Geol. 46, 742–750.

Kotlarczyk J. 1985: An outline of the stratigraphy of marginal tecton-

ic units of the Carpathian orogen in the Rzeszów-Przemyœl area.

Carpatho-Balkan  Geological  Association  XIII  Congress,  Cra-

cow, Poland, Guide to excursion 4, 39–64.

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

history  of  the  central  and  eastern  Polish  Carpathian  Foredeep

Basin — results of seismic data interpretation. Przegl. Geol. 45,


Kuciñski T.M. 1982: A contribution to the stratigraphic framework of

the Miocene in southern Poland. Kwart. Geol. 26, 471–472 (in


£uczkowska  E.  1964:  The  micropaleontological  stratigraphy  of  the

Miocene in the region Tarnobrzeg-Chmielnik. Prace Geol. PAN

20, 1–71.

£uczkowska  E.  1995:  Biostratigraphic  correlation  of  new  wells

drilled in the Miocene of the Wieliczka area. Geologia AGH 21,

255–265 (in Polish).

Mayall M.J., Yeilding C.A., Oldroyd J.D., Pulham A.J. & Sakurai

S. 1992: Facies in a shelf-edge delta — an example from the

subsurface  of  the  Gulf  of  Mexico,  middle  Pliocene,  Missis-

sippi Canyon, Block 109. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 76,


Maksym A., Liszka B., Staryszak G. & Dziadzio P. 1997: Deposition-

al model of the Badenian-Sarmatian sandstone in the Carpathian

Foredeep  (autochthonous  Miocene,  Husów-Albigowa-Krasne).

Konferencja Naukowo-Techniczna pt. „Zespo³owa Analiza Geo-

logiczna  ród³em  Postêpu  w  Poszukiwaniach  Naftowych”,

Warszawa, 171–173.

McMaster R.L., de Boer J. & Ashraf A. 1970: Magnetic and seismic

reflection  studies  on  Continental  Shelf  off  Portuguese  Guinea,

Guinea,  and  Sierra  Leone,  West  Africa.  Amer.  Assoc.  Petrol.

Geol. Bull. 54, 158–167.

Mellere  D.  &  Steel  R.J.  1995:  Variability  of  lowstand  wedges  and

their distinction from forced regressive wedges in the Mesaverde

Group, southeast Wyoming. Geology 23, 803–806.

Ney R. 1968: The role of the Cracow Bolt in the geolofical history of

the  Carpathian  Foredeep.  Prace  Geol.  Kom.  Nauk  Geol.  PAN

Oddz. w Krakowie 45, 1–82 (in Polish, English summary).

Olszewska  B.  1999:  Biostratigraphy  of  Neogene  in  the  Carpathian

Foredeep  in  light  of  new  micropalaeontological  data.  Prace

Pañstw. Inst. Geol. 168, 9–28 (in Polish, English summary).

Oszczypko N. 1997: The Early-Middle Miocene Carpathian peripher-

al  foreland  basin  (Western  Carpathians,  Poland).  Przegl.  Geol.

45, 1054–1063.

Oszczypko N. & ¯ytko K. 1987: Main stages in the evolution of the

Polish  Carpathians  during  Late  Paleogene  and  Neogene  times.

In:  Leonov  Y.G.  &  Khain  V.E.  (Eds.):  Global  Correlation  of

Tectonic Movements. John Wiley & Sons Ltd., 187–198.

Peryt T.M. 2000: Resedimentation of basin centre sulphate deposits:

Middle Miocene Badenian of Carpathian Foredeep, southern Po-

land. Sed. Geol. 134, 331–342.

Picha  F.J.  1996:  Exploring  for  hydrocarbonds  under  thrust  belts  a

challenging  new  frontier  in  the  Carpathians  and  elsewhere.

Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 80, 1547–1564.

Plink-Bjorklund P., Mellere D. & Steel R.J. 2001: Turbidite variabili-

ty and architecture of sand-prone, deep-water slopes: Eocene cli-

noforms in Central Basin, Spitsbergen. J. Sed. Res. 71, 895–912.

Plint A.G. & Nummedal D. 2000: The falling stage systems tract: rec-

ognition  and  importance  in  sequence  stratigraphic  analysis.  In:

Hunt  D.  &  Gawthorpe  R.L.  (Eds.):  Sedimentary  Responses  to

Forced Regressions. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 172, 1–17.

Poag C.W. &. Sevon W.D. 1989: A record of Appalachian denuda-

tion in postrift Mesozoic and Cenozoic sedimentary deposits in

the U.S. middle Atlantic continental margin. Geomorphology 2,


Po³towicz S. 1997: The apparent onlap of Badenian strata on seismic

sections. Nafta–Gaz 4, 117–125 (in Polish).

Po³towicz S. 1998: The Lower Sarmatian delta of Szczurowa on the

background  of  the  Carpathian  Foreland  geological  evolution.

Geologia AGH 24, 219–239 (in Polish, English summary).

Porêbski S.J. 1999: Depositional setting of a supra-evaporate succes-

sion (Upper Badenian) in the Kraków-Brzesko area, Carpathian

Foredeep Basin. Prace Pañstw. Inst. Geol. 168, 97–118 (in Pol-

ish, English summary).

Porêbski  S.J.  &  Oszczypko  N.  1999:  Lithofacies  and  origin  of  the

Bogucice  sands  (Upper  Badenian).  Prace  Pañstw.  Inst.  Geol.

168, 57–82 (in Polish, English summary).

Posamentier H.W. & Morris W.R. 2000: Aspects of the stratal archi-

tecture of forced regressive deposits. In: Hunt D. & Gawthorpe

R.L.  (Eds.):  Sedimentary  Responses  to  Forced  Regressions.

Geol. Soc. London, Spec. Publ. 172, 19–46.

Posamentier H.W., Allen G.P., James D.P. & Tesson M. 1992: Forced

regressions in a sequence stratigraphic framework: concepts, ex-

amples, and exploration significance. Amer. Assoc. Petrol. Geol.

Bull. 76, 1687–1709.

Roniewicz P. & Wysocka A. 1999: Sedimentology of the Middle Mi-

ocene deposits from the north-eastern marginal zone of the Car-

pathian  Foredeep.  Prace  Pañstw.  Inst.  Geol.  168,  83–95  (in

Polish, English summary).

Skoczylas-Ciszewska  K.  &  Kolasa  M.  1959:  The  Bogucice  sands

(Cracow area). Ann. Geol. Soc. Pol. 38, 285–314 (in Polish, En-

glish summary).

Steel R.J., Crabaugh J., Schellpeper M., Mellere D., Plink-Bjorklund

P.,  Deibert  J.  &  Loeseth  T.  2000:  Deltas  versus  rivers  on  the

shelf  edge:  their  relative  contributions  to  the  growth  of  shelf

margins and basin-floor fans (Barremian and Eocene, Spitsber-

gen. Proc. GCSSEPM Foundation 20th Annual Research Con-

ference, Deepwater Reservoirs of the World, Houston, 981–100.

Steel R.J., Mellere D., Plink-Bjorklund P., Porêbski S.J. & Schellpep-

er M. 2001: Shelf-edge deltas: driver for shelf-margin accretion.

2001  AAPG  Annual  Convention  June3-6,  2001,  Denver,  Colo-

rado, Official Program 10, A191.

Suter  J.R.  &  Berryhill  H.L.  Jr.  1985:  Late  Quaternary  shelf-margin

deltas,  northwest  Gulf  of  Mexico.  Amer.  Assoc.  Petrol.  Geol.

Bull. 69, 77–91.

Sydow  J.  &  Roberts  H.H.  1994:  Stratigraphic  framework  of  a  Late

Pleistocene  shelf-edge  delta,  northeast  Gulf  of  Mexico.  Amer.

Assoc. Petrol. Geol. Bull. 78, 1276–1312.

Œl¹czka A. & Kolasa K. 1997: Resedimented salt in the Northern Car-

pathians  Foredeep  (Wieliczka,  Poland).  Slovak  Geol.  Mag.  3,


Tesson M., Posamentier H.W. & Gensous B. 2000: Stratigraphic or-

ganization of Late Pleistocene deposits of the western part of the

Golfe du Lion Shelf (Languedoc Shelf), western Mediterranean

Sea,  using  high-resolution  seismic  and  core  data.  Amer.  Assoc.

Petrol. Geol. Bull. 84, 119–150.

Van Wagoner J.C., Mitchum R.M., Campion K.M. & Rahmani V.D.

1990: Silicilastic sequence stratigraphy in well logs, cores, and

outcrops. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Methods in Exploration Se-

ries 7, 1–155.

¯ytko K. 1999: Correlation of the main structural units of the Western

and  eastern  Carpathians.  Prace  Pañstw.  Inst.  Geol.  168,  135–

164 (in Polish, English summary).