THE  ILLAWARRA  REVERSAL  IN  THE  PERMIAN  OF  THE  HRONIC  NAPPE                                    229

GEOLOGICA CARPATHICA, 54, 4, BRATISLAVA, AUGUST 2003

229–236

EVIDENCE OF THE ILLAWARRA REVERSAL IN THE PERMIAN

SEQUENCE OF THE HRONIC NAPPE (WESTERN CARPATHIANS,

SLOVAKIA)

ANNA VOZÁROVÁ

1

 and IGOR TÚNYI

2

1

Department of Mineralogy and Petrology, Faculty of Natural Sciences, Comenius University, Mlynská dolina,

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

2

Geophysical Institute, Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, 845 28 Bratislava, Slovak Republic; geoftuny@savba.sk

(Manuscript received December 14, 2001; accepted in revised form June 23, 2003)

Abstract: The magnetostratigraphic investigation on the profile of the Upper Carboniferous–Permian belonging to the

Hronic Nappe in the Nízke Tatry Mts (Western Carpathians, Central Slovakia) revealed occurrence of the first order time

marker, the so-called Illawarra Reversal (265 Ma), within the 2nd megacycle of the Malužiná Formation sequence.

Key words: Carpathians, Hronic Unit, Late Paleozoic, magnetostratigraphy, Illawarra Reversal.

Introduction

Magnetic  polarity  stratigraphy  is  now  thoroughly  integrated

into biostratigraphy and chemostratigraphy. It is ordering of

sedimentary or volcanic rock strata complexes into intervals

characterized by the direction of characteristic remanent mag-

netic polarization of the rocks, being either normal polarity (in

the direction to the north pole of that time) or reversed polarity

(to the south pole of that time). The dipole nature of the main

geomagnetic  field  means  that  polarity  reversals  are  globally

synchronous  with  the  process  of  reversion  taking  10

3

–10

4

years.  Magnetic  polarity  stratigraphy  can  therefore  provide

global stratigraphic time lines.

A sequence from the time span 300–250 Ma has been analy-

sed using a combination of lithostratigraphic, biostratigraphic,

isotope-geochronometric  and  magnetostratigraphic  temporal

information. This sequence is continuously preserved from the

underlying Upper Carboniferous rocks to the overlying Lower

Triassic rocks.

The  objective  of  this  paper  is  especially  to  put  forward  a

more precise ordering of the Carboniferous-Permian strata of

the Hronic Nappe by the method of magnetostratigraphy. The

complete  profile  of  the  Upper  Carboniferous-Permian  se-

quence of the Hronic Unit in the Nízke Tatry Mts was analy-

sed by standard magnetostratigraphic methods. We chose the

localities  in  the  Ipoltica  and  Dikula  Valleys  (Fig. 1)  which

consist of non-metamorphosed as well as relatively good out-

cropped volcano-sedimentary sequences. In this sedimentary

rock  complex  we  assume  the  preservation  of  primary  rema-

nent magnetic polarization.

Geological setting and brief

lithostratigraphic characteristics

The Late Paleozoic volcano-sedimentary complexes in the

basal part of nappes of the Hronic Unit are denoted as the Ipol-

tica Group, which consists of the Nižná Boca and Malužiná

Formations  (Vozárová  &  Vozár  1981,  1988).  The  tectonic

basement  of  the  Ipoltica  Group,  located  in  the  Ipoltica  and

Dikula Valleys to the S of the Èierny Váh river on the north-

ern  slopes  of  the  Nízke  Tatry  Mts,  consists  of  the  Veporic

Unit, mostly of the Mesozoic of the Ve¾ký Bok Group. The in-

ternal structure of the Ipoltica Group sedimentary sequences is

affected by Alpine thrusting and faulting processes. Variable

tectonic reduction is evident mainly in the sedimentary rock

sequences of the Nižná Boca Formation.

The Ipoltica Group is a volcano-sedimentary sequence con-

sisting of many small-scale autocyclic sedimentary cycles re-

peatedly occurring one above another. Varied siliciclastic sed-

iments,  andesite-basalt  volcanics  associated  with  minor

volcaniclastics,  absolutely  dominate  in  the  entire  complex.

Occurrences  of  evaporites  and  caliche  horizon  are  rare.  The

whole sequence of the Ipoltica Group shows typical coarsen-

ing upward and change in the colour of sediments from grey to

red-grey  and  red.  The  cumulative  thickness  is  estimated  at

2500–2800 m.

Nižná Boca Formation. It is generally a coarsening upward

siliciclastic sedimentary sequence consisting of numerous re-

peated small-scale autocyclic fining-upward cycles. The facies

distribution  of  the  Nižná  Boca  Formation  indicates  channel

and overbank deposits, alternating with interdistributary-chan-

nel  and  lacustrine  sediments  deposited  in  permanent  humid

climate.  The  deposits  are  predominantly  grey  to  black  co-

loured. This fluvial and/or fluvial-deltaic and lacustrine sedi-

mentary association was interrupted by synsedimentary sub-

aerial  volcanism.  It  is  manifested  by  abundant  redeposited

volcanogenic detrital material mixed with non-volcanic detri-

tus and the sporadic occurrences of thin layered dacitic tuffs as

well  as  exceptionally  dacitic  lava  flows.  The  gabbro-diorite

dykes are integral part of the Nižná Boca Formation. They are

comagmatic with the Permian andesitic-basaltic volcanites of

the Malužiná Formation.

The Nižná Boca Formation is characterized by macroscopi-

cally conspicuous stratification. The thickness of these beds is

almost constant, but laterally variable. Tabular bodies of sand-

230                                                                                  VOZÁROVÁ  and  TÚNYI

stones are dominant. They are massive and/or graded bedded

and cross-bedded, rarely with parting lineation. The horizon-

tal  planar  lamination  is  typical  of  finer-grained  sediments,

very fine-grained sandstones, siltstones and mudstones. It is

characterized by alternating laminae of sedimentary material

of  variable  grain-size  and  colour.  Finer-grained  laminae  are

darker  and  contain  flakes  of  clastic  micas  and  carbonized

plant detritus. The colour of sediments changes according to

grain-size, mineral composition of detrital material, amount of

primary matrix and carbonized plant detritus.

Macroflora from the uppermost part of the Nižná Boca For-

mation proved the Stephanian B–C age (Sitár & Vozár 1973).

The  palynological  analysis  of  Planderová  (1973)  distin-

guished the Stephanian A–B and the Stephanian C–D microf-

lora assemblages.

Malužiná Formation. The Malužiná Formation sequence is

developed gradually from the underlying Nižná Boca Forma-

tion. It comprises a thick succession of red-beds (more than

2000 m in places), which consists of alternating conglomer-

ates, sandstones and shales. Lenses of dolomites, gypsum and

calcrete/caliche horizons occur locally. Small-scale fining-up-

ward  sedimentary  cycles  in  the  order  of  several  meters,  as

well as three regional megacycles arranged one above the oth-

er,  are  the  most  typical  sedimentary  feature.  The  polyphase

synsedimentary  andesitic-basaltic  volcanism  of  tholeiitic

magmatic trend is the further significant phenomenon. Fossil

remnants of the channel bar and point bar deposits associated

with  flood  plain  and  natural  levee  sequences  are  dominant

within the lower part of the three megacycles. The sediments

of the Malužiná Formation were generally deposited in a flu-

vial and fluvial/lacustrine depositional system during perma-

nent semiarid/arid climate.

The microflora proved the Early and Late Permian age of

the Malužiná Formation. The following assemblages were de-

scribed  by  Planderová  (in  Planderová  1973;  Planderová  &

Vozárová 1982): 1. The Autunian assemblage, corresponding

approximately to the 1st megacycle sediments; 2. The Saxo-

nian assemblage, specifying age of the 2nd megacycle sedi-

ments; 3. The Thuringian assemblage, determining age of the

3rd megacycle sediments.

Fig. 1. Schematic geological map (modified according to Vozár in Biely et al. 1992) with indication of measured profile and sample loca-

tions in the northern slope of the Nízke Tatry Mts. Explanation: 1. Middle Triassic carbonate rock complexes. 2. Lower Triassic clastic

sediments. 3–7. Malužiná Formation: 3 — 3rd megacycle sediments; 4 — andesite-basalts of the 2nd eruption phase; 5 — 2nd megacycle

sediments; 6 — 1st megacycle sediments; 7 — andesite-basalts of the 1st eruption phase. 8–9. Nižná Boca Formation: 8 — sediments;

9 — Permian dioritic sills and dykes. 10. Mesozoic metasediments of the Ve¾ký Bok Group. 11. Overthrust line. 12. Strike and dip bed.

13. Location of investigated localities.

THE  ILLAWARRA  REVERSAL  IN  THE  PERMIAN  OF  THE  HRONIC  NAPPE                                    231

Distinct fining upward is a dominant lithological feature of

all  the  three  megacycles.  The  lower  part  of  the  megacycles

consists of coarse-grained sediments: conglomerates and very

coarse-grained sandstones. The beds are mostly thicker than

1 m. Erosive contacts between beds are frequent. Sediments in

the lower part of the megacycles are of light-grey colour with

greyish-pink, rusty-grey and light green-grey shades. In con-

trast to the base, the middle parts of the megacycles show dis-

tinct fining upward small-scale cyclicity, relatively decreasing

thickness of beds, as well as dominance of finer-grained sedi-

ments over sandstones and significant ascent of red or violet-

red colour of sediments. The top parts of the megacycles con-

sists  of  the  finest  sediments,  thin-bedded  very  fine-grained

sandstones  and  siltstones  alternating  with  thicker  dominant

mudstones. Prevalent are red, red-violet and greyish-red sedi-

ments.  These  fine-grained  sediments  contain  layers  of  cal-

crete/caliche horizons, variable lenses of dolomite limestones,

dolomite and scarce gypsum. They represent playa and conti-

nental sabcha deposits.

In  the  eastern  part  of  the  2nd  megacycle  a  local  member

was defined — the Kravany Beds (Novotný & Badár 1971).

They consists of grey and greenish-grey sandstones and silt-

stones with redeposited plant debris and thin uraniun-bearing

horizons.

The Autunian-Saxonian microflora assemblages correspond

approximately to the 1st and 2nd megacycles. This assump-

tion is supported by 

206

Pb/

238

U and 

208

Pb/

235

U dating of 263–

274 Ma  from  uranium-bearing  layers  of  the  2nd  megacycle

(Legierski in Rojkoviè et al. 1992).

Magnetic properties of sediments and volcanics

Generally,  the  Upper  Carboniferous-Permian  continental

sediments of the Hronic Unit have stable remanent magnetiza-

tion carried by two distinct phases of magnetic minerals, one

detrital and another authigenic.

The dominant detrital magnetic mineral in the Nižná Boca

Formation sandstones is ilmenite. It is associated with scarce

grains of magnetite. The burial of organic matter can result in

reducing diagenetic conditions and the formation of iron sul-

phides. Authigenic pyrite is the most common iron sulphide in

sediments and it can originate by reduction of detritital mag-

netite or titanomagnetite. It grew during diagenesis and could

carry a high fidelity record of the geomagnetic field. Titano-

magnetite  and  pyrrhotite  are  the  main  magnetic  minerals  in

the gabbro-diorite dykes.

The  Permian  continental  “red-beds”  of  the  Malužiná  For-

mation  have  stable  magnetization  carried  by  two  distinct

phases of hematite, one detrital and one authigenic. The mag-

netization of relatively coarser-grained sandstones is dominat-

ed  by  detrital  “specular”  hematite.  Finer-grained  sediments

(siltstones and mudstones) as well as primary matrix in sand-

stones tend to be dominated by fine-grained “pigmentary” he-

matite. Within the Kravany Beds uranium-bearing stratiform

horizons originated authigenic pyrite as a result of the bacteri-

al activity in reducing diagenetic conditions.

Magnetic minerals of the Malužiná Formation andezitic ba-

salts are represented by phenocrysts of titanomagnetite and as

well as a hematite within the recrystallized glass matrix.

According to blocking temperatures, the followed magnetic

minerals were identified: magnetite with blocking temperature

580 °C (Fig. 4 — sample 31B), hematite with blocking tem-

perature 675 °C (Fig. 2 — sample 20D), hematite with Fe-ox-

ides  with  blocking  temperatures  in  the  interval  200–500 °C

(Fig. 6 — sample 39B; Fig. 8 — sample 42A; Fig. 10 — sam-

ple 51A), somewhere hematite and magnetite or goethit with

blocking temperature ca. 120 °C.

Paleomagnetic measurements

351 rock samples from 23 outcrops of the investigated pro-

file were studied. Each sample was subjected to thermal mag-

netic cleaning. Paleomagnetic measurements were carried out

in the Paleomagnetic Laboratory of the Geophysical Institute

of the Slovak Academy of Sciences, Bratislava. The demagne-

tization step of 50 °C from the natural stage up to 650 °C was

Fig. 2.  Graphs  of  thermal  demagnetization  of  the  Malužiná  sand-

stones from Loc. 5 for sample 20D. Top — stereoprojections of the

directions of remanent magnetization (small circle — directions be-

fore bedding correction (in situ), great circle — directions after bed-

ding  correction;  N —  north)  after  each  demagnetization  step;  the

biggest  point  means  beginning  of  demagnetization.  Full  points —

downward, empty points — upward direction of remanent magneti-

zation. Bottom — thermal behaviour of magnetization (curve J; J =

J

o

/J

t

,  where  J

o   

is  magnetization  at  laboratory  temperature  (ca.

20 °C) and J

t

  magnetization after thermal step t °C), and magnetic

bulk susceptibility (curve K; K = K

o

/K

t

,

 

where K

o 

is magnetic sus-

ceptibility at laboratory temperature (ca. 20 °C) and K

t 

after thermal

step t °C). Zijderveld diagrams of XY and XZ elements of remanent

magnetization (McElhinny & McFadden 2000).

232                                                                                  VOZÁROVÁ  and  TÚNYI

used. The remanent magnetic polarization as well as volume

magnetic susceptibility were measured after each demagneti-

zation step. Thermal cleaning was performed according to the

Magnetic Vacuum Control System, magnetic polarization was

measured  on  the  spinner  magnetometer  JR-5  and  volume

magnetic  susceptibility  on  Kappabridge  KLY-3  (all  instru-

ments come from the AGICO Comp. of Brno). The demagne-

tization graphs, so-called Zijderveld-diagrams of the XY and

XZ components and stereographic projection of the remanent

magnetization  were  analysed.  The  mean  paleodirection  of

each locality (outcrops) was calculated using the Fisher statis-

tics (Fisher 1953).

Characteristic  paleodirection  of  the  measured  sample  was

chosen  according  to  demagnetization  graphs  (even  numbers

of Figs. 2–11). Two ways were used for analysis of paleomag-

netic data. At the first we considered the vectors of remanent

magnetic polarization as primary data. At the second one we

took vector differences between the steps of demagnetization,

which means the change of direction of magnetic polarization

during heating from temperature T

(i)

 to temperature T

(i+1)

. The

dividing of thermal steps on three intervals (20–200 °C, 200–

400 °C  and  400–650 °C)  was  performed  and  used  in  both

analyses. The characteristic direction was chosen according to

Fisher  statistical  parameters  from  the  six  results  (2  ways,  6

thermal intervals). Many samples as well as 8 localities with

remagnetization  and  a  large  dispersion  of  remanence  direc-

tions were rejected.

The  odd  numbers  of  Figs.  2–11  present  the  stereoprojec-

tions of paleodirections for 5 localities together with the mean

direction and the circle into which the mean direction lies with

95%  probability.  Table  1  presents  data  of  measured  paleo-

magnetic characteristics. We can see that the localities are rep-

resented by varying numbers of samples (from 3 samples of

Loc. 9 —  Fig.  5,  Table  1 —  to  14  samples  of  Loc.  12 —

Fig. 9,  Table  1).  The  different  scatter  of  paleodirections  re-

flects the limited number of samples. The half angle of cone

of  confidence  varies  from  8.9°  to  25.0°  (Table  1).  Table 1

points to fact that some of the investigated rocks were weakly

Fig. 3. Stereoprojections of the paleodirections of 9 samples of the

Malužiná  sandstones  from  Loc.  5.  N —  north.  Maltese  cross —

mean direction (full — downward (see Fig. 9), empty — upward);

circle  around  mean  direction —  cone  of  confidence  into  which

mean direction (in position after bedding correction — see Table 1)

lies with 95% probability (Fisher 1953; Table 1).

Fig. 4. Graphs of thermal demagnetization of the Malužiná volcani-

clastic sediments from Loc. 9 for sample 31B (see Fig. 2).

Fig. 5. Stereoprojections  of  paleodirections  of  3  samples  of  the

Malužiná volcaniclastic sediments from Loc. 9 (see Fig. 3).

magnetized.  Magnetic  bulk  susceptibility  varies  from  3.7  to

942.0

×

10

–6 

u. SI  and  remanent  magnetic  polarization  from

0.061 nT to 6.867 nT (Table 1). The 

α

95

 circles of confidence

are comparable or equal before and after bedding correction.

Locality 6 is the only one, in which the fold test was positive.

The value of angle 

α

95

 in position before bedding correction

(22.7 —  Table 1)  is  greater  than  after  bedding  correction

(19.1 —  Table 1).  Magnetic  declination  varies  from  179°

(Loc. 17; Table 1) to 237° (Loc. 21; Table 1) and magnetic in-

clination from –44° (Loc. 21; Table 1) to –14° (Loc. 9; Ta-

THE  ILLAWARRA  REVERSAL  IN  THE  PERMIAN  OF  THE  HRONIC  NAPPE                                    233

Fig. 6. Graphs  of  thermal  demagnetization  of  the  Malužiná  sand-

stones from Loc. 11 for sample 39B (see Fig. 2).

Table 1: Paleomagnetic characteristics of the Malužiná Formation (sediments and volcanics). Loc. — number of locality; N — number of mea-

sured samples, n — number of used samples; D°, I° — declination and inclination of characteristic remanent magnetization;  k — statistical preci-

sion parameter; 

α

°

95

 — half angle of circle of confidence into which the mean paleodirection is located with 95% probability; BBC — before bed-

ding correction; ABC — after bedding correction; J [nT] — mean intenzity of remanent magnetization in natural state (at 20 °C); 

κ

 [

×

10

–6

 u. SI] —

mean value of bulk magnetic susceptibility in natural state (at 20 °C); Pol. — polarity (N — normal, R — reversed, I — intermediate).

 

BBC 

ABC 

Loc. 

N/n 

Dº 

Iº 

k 

=º

95

 

Dº 

Iº 

k 

=º

95

 

J [nT] 

k

´10

-6

u. SI      Pol. 

    1     

27/16 

133 

-57 

31.8 

  6.6 

133 

-57 

31.8 

  6.6 

1.170 

676.6 

 I 

    2 

19/12 

352 

 63 

10.7 

13.9 

351 

 43 

10.7 

13.9 

0.256 

593.6 

 N 

    3 

23/ - 

    - 

   - 

     - 

     - 

    - 

   - 

     - 

     - 

       - 

       - 

 – 

    4 

30/10 

206 

-34 

15.8 

12.5 

200 

-19 

15.8 

12.5 

0.633 

  82.6 

 R 

    5 

18/9 

241 

-21 

31.5 

  9.3 

230 

-26 

31.5 

  9.3 

0.906 

  56.9 

 R 

    6 

15/5 

212 

-53 

12.3 

22.7 

184 

-30 

17.0 

19.1 

0.304 

  39.2 

 R 

    7 

20/5 

  94 

-41 

14.3 

20.9 

126 

-33 

14.3 

20.9 

0.183 

  61.7 

 I 

    8 

10/6 

  61 

 82 

16.5 

17.0 

4 

 37 

16.5 

17.0 

0.068 

213.1 

 N 

    9 

4/3 

260 

-30 

53.8 

17.0 

247 

-14 

53.8 

17.0 

1.119 

267.0 

 R 

10 

19/ - 

    - 

   - 

     - 

     - 

    - 

   - 

     - 

     - 

       - 

       - 

 – 

  11 

16/9 

251 

-38 

13.1 

14.8 

220 

-24 

13.1 

14.8 

0.245 

  31.3 

 R 

  12 

18/14 

  36 

 61 

12.7 

11.6 

11 

 38 

12.7 

11.6 

0.244 

  38.5 

 N 

  13 

12/ - 

    - 

   - 

     - 

     - 

    - 

   - 

     - 

     - 

       - 

       - 

 – 

  14 

13/6 

  70 

 32 

18.8 

15.9 

57 

 33 

18.8 

15.9 

0.239 

  63.4 

 N 

  15 

15/9 

  99 

 40 

25.8 

10.3 

60 

 35 

25.8 

10.3 

0.254 

118.5 

 N 

  16 

4/ - 

    - 

   - 

     - 

     - 

    - 

   - 

     - 

     - 

       - 

       - 

 – 

  17 

5/5 

183 

-48 

10.3 

25.0 

179 

-24 

10.3 

25.0 

0.061 

    3.7 

 R 

  18 

9/3 

318 

 60 

48.2 

18.0 

318 

 60 

48.2 

18.0 

6.795 

272.5 

 I 

  19 

21/ - 

    - 

   - 

     - 

     - 

    - 

   - 

     - 

     - 

       - 

       - 

 – 

  20 

13/ - 

    - 

   - 

     - 

     - 

    - 

   - 

     - 

     - 

       - 

       - 

 – 

  21 

8/6 

274 

-30 

59.4 

  8.8 

237 

-44 

57.3 

  8.9 

6.867 

942.0 

 R 

  22 

16/ - 

    - 

   - 

     - 

     - 

    - 

   - 

     - 

     - 

       - 

       - 

 – 

  23 

15/ - 

    - 

   - 

     - 

     - 

    - 

   - 

     - 

     - 

       - 

       - 

 – 

Fig. 7. Stereoprojections of the paleodirections of 9 samples of the

Malužiná sandstones from Loc. 11 (see Fig. 3).

ble 1) in the case of reversed magnetic polarization. Normal

magnetized samples have declinations between 351° (Loc. 2;

Table 1) and 60° (Loc. 15; Table 1) as well as inclinations be-

tween 33° (Loc. 14; Table 1) and 43° (Loc. 2; Table 1). If fol-

lowing criterions for antiparallel directions are used: reversed

when  declination  is  210°±40°  and  inclination  is  –30°±20°

and  normal  when  declination  is  30°±40°  and  inclination  is

30°±20°, the localities 1, 7, and 18 show intermediate direc-

tions (Table 1). They cannot be used for magnetostratigraphic

interpretations.

Discussion and conclusion

The results are summarized in a schematic magnetostrati-

graphic  profile  for  the  Late  Paleozoic  of  the  Hronic  Unit

(Fig. 12).

The  set  of  the  measured  Upper  Carboniferous  samples  is

small.  The  samples  from  Loc. 1  correspond  to  a  system  of

gabbro-dioritic  dykes,  which  is  coinstantaneous  with  the

234                                                                                  VOZÁROVÁ  and  TÚNYI

Malužiná Formation andesite-basalt lava flows. The obtained

data polarity are intermediate (Table 1). The Upper Carbonif-

erous sediments of the Nižná Boca Formation from Loc. 2 are

normally magnetized.

Indications  of  reversed  magnetization  were  practically

found  within  the  whole  sedimentary  sequence  of  the  first

megacycle and the lowest part of the second megacycle of the

Malužiná Formation, localities 4, 5, 6, 9 and 11. Locality 7 is

intermediately magnetized (Table 1). There are significant in-

dications  for  normally  magnetized  samples  from  Loc.  8,

which  corresponds  to  andesite/basalts  of  the  first  erruption

phase. A significant change in the polarity occurs between the

outcrops 11 (reversed) and 12 (normal) in the lower part of the

2nd  megacycle  (Fig.  12).  Locality  13  is  inhomogeneously

magnetized  (

α

95

 = 43°),  it  shows  an  intermediate  direction,

and 9 of the 12 samples are not used for the calculation of the

mean  direction.  Therefore,  locality  13  cannot  be  used  for

magnetostratigraphic  interpretations  (Table  1).  The  middle

and  the  upper  part  of  the  second  megacycle  has  indications

only  for  normal  polarity  (Fig. 12).  The  direct  overlier  of

Fig. 8. Graphs  of  thermal  demagnetization  of  the  Malužiná  sand-

stones from Loc. 12 for sample 42A (see Fig. 2).

Fig. 9. Stereoprojections  of  the  paleodirections  of  14  samples  of

the Malužiná sandstones from Loc. 12 (see Fig. 3).

Fig. 10. Graphs  of  thermal  demagnetization  of  the  Malužiná  mud-

stones and sandstones from Loc. 15 for sample 51A (see Fig. 2).

Fig. 11. Stereoprojections  of  the  paleodirections  of  9  samples  of

the Malužiná mudstones and sandstones  from Loc. 15 (see Fig. 3).

THE  ILLAWARRA  REVERSAL  IN  THE  PERMIAN  OF  THE  HRONIC  NAPPE                                    235

Fig. 12. Results of magnetostratigraphic investigation of the Late Paleozoic Hronic Unit (full bold line — mean inclination of the character-

ictic remanent magnetization; interrupted line — mean declination of the characteristic remanent magnetization). Explanation: 1. polymict

conglomerate; 2. coarse-grained sandstone; 3. medium- to fine-grained sandstone; 4. alternation of sandstone and shale; 5. shale, mudstone

and siltstone; 6. shale; 7. andesitic basalt; 8. volcaniclastic sediment; 9. gabbro-dioritic sill and dyke; 10. overthrust plane.

Loc. 13  (Figs.  1  and  12)  was  correlated  with  the  uranium-

bearing horizon, from which come 263 Ma Pb/U radiometric

dating (Rojkoviè et al. 1992). Pure microfloristic data proved

the Autunian-Saxonian assemblages: Latensina trileta, Poto-

nieisporites  radiosus,  P.  novicus,  Limitisporites  rectus,  Ju-

gasporites delassaucei, Vittatina ovalis (Planderová in Pland-

erová  &  Vozárová  1982).  Therefore  the  Illawarra  Reversal

could be between locality 11 and 12 within the lower part of

236                                                                                  VOZÁROVÁ  and  TÚNYI

the second megacycle. Such a position agrees best with the

Pb/U age of 263 Ma (Rojkoviè et al. 1992), because the Illa-

warra Reversal has 265 Ma (Menning 1995).

A further strong change in the inclination and declination

occurs between localities 15 and 17 (locality 16 must be ex-

cluded of its big 

α

95

 = 55.5°), probably at the base of the 3rd

megacycle. The major part of the 3rd megacycle consists of

andesite/basalt volcanites. The localities 17 and 21 have re-

versed polarity, wheras locality 18 has an intermediate direc-

tion (Table 1).

We assume, that the sediments of the Nižná Boca Forma-

tion and the whole 1st megacycle of the Malužiná Formation,

as well as the lower part of the 2nd megacycle, belong to the

Carboniferous-Permian Reversed Megazone (Menning 1995;

formerly  the  Kiaman  Magnetic  Interval  —  Irving  &  Parry

1963, later abandoned by Irving & Pullaiah 1976 and replaced

by the Permo-Carboniferous Reversed Superchrone). Within

the  Carboniferous-Permian  Reversed  Megazone  (CPRM),

several normal zones (according to Menning (2001) at least

five horizons) were described. Two were identified near the

Carboniferous-Permian  boundary  of  the  Transcaucasus  suc-

cession  (296 Ma;  Khramov  &  Davydov  1991).  Two  further

normal zones occur in the volcanics of the Tholey Subgroup

of the Saar-Nahe-Basin (291 Ma; Berthold et al. 1975). A fifth

normal  zone  is  found  in  the  Garber  Sandstone  (Oklahoma,

about 280 Ma; Peterson & Nairn 1971).

There  is  evidence  that  within  the  lower  part  of  the  2nd

megacycle  (Fig. 12)  a  systematic  change  in  the  polarity  oc-

curs. This zone could be correlated with Illawarra Reversal.

This assumption is supported by the radiometric data 263 Ma

from the uranium-bearing horizon which is lithostratigraphi-

cally correlated approximately with the middle part of the sec-

ond megacycle. The age of IR is first-order time marker by

Menning (1995) at about 265 Ma. Thus, the middle and the

upper part of the 2nd megacycle as well as the 3rd megacycle

should be correlated with the Permian-Triassic Mixed Mega-

zone (Menning 1995).

The following facts were obtained by magnetostratigraphic

investigations:

1.  The  Autunian-Saxonian  sequence  is  subdivided  by  a

strong change of polarity, which is interpreted as the Illawarra

Reversal. The magnetostratigraphic boundary represented by

this strong change of polarity falls within the 2nd megacycle

of  the  Malužiná  Formation.  Changes  in  the  polarity  are  not

connected  with  lithological  boundaries.  Thus,  facies  below

and above the assumed Illawarra Reversal are similar.

2. The polarity determination in the whole complex of col-

lected  sediments  is  complicated.  Additional  investigations

must  be  carried  out  using  more  outcrops  and  finer-grained

samples, as far as possible, to confirm our results.

Acknowledgments: This work was supported by Grant No.

1/5153/98 from the Slovak Grant Agency VEGA. The authors

are  grateful  to  M.  Menning  for  his  helpful  suggestions  and

critical review of the manuscript.

References

Biely A. (Ed.), Beòuška P., Bezák V., Bujnovský A., Halouzka R.,

Ivanièka J., Kohút M., Klinec A., Lukáèik E., Maglay J., Miko

O., Pulec M., Putiš M. & Vozár J. 1992: Geological map of the

Nízke Tatry Mts. 1:50,000. GÚDŠ, Bratislava.

Berthold G., Nairn A.E.M. & Negendak J.F.W. 1975: A paleomag-

netic investigations of some of the igneous rocks of the Saar-

Nahe basin. Neu. Jb. Geol. Paläont. Mh. 3, 134–150.

Fisher R. 1953: Dispersion on a sphere. Proc. Roy. Soc. (London) A,

217, 295–305.

Irving E. & Parry L.G. 1963: The magnetism of some Permian rocks

from  New  South  Wales.  Geophys.  J.  Roy.  Astron.  Soc.  (Lon-

don) 7, 395–411.

Irving E. & Pullaiah G. 1976: Reversals of the geomagnetic field,

magnetostratigraphy,  and  relative  magnitude  of  paleosecular

variation in the Phanerozoic. Earth Sci. Rev. 12, 35–64.

Khramov A.N. & Davydov V.I. 1991: Results of paleomagnetic in-

vestigation.  In:  Int.  Congr.  on  the  Permian  System  of  the

World,  Perm  USSR  —  1991.  Guide  to  geological  Excursion,

part B. Sverdlovsk, Columbia, SC, USA, B1–B8.

McElhinny M.W. & McFadden P.L. 2000: Paleomagnetism. Conti-

nents and Oceans. Intern. Geophys. Ser. Vol. 73, Acad. Press.,

New York, 1–386.

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

assic  Periods:  An  integrative  time  analysis.  In:  Scholle  P.A.,

Peryt T.M. & Ulmer-Scholle D.S. (Eds.): The Permian of the

Northern Pangea. Vol. 1. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg,

New York, 77–97.

Menning  M.  2001:  A  Permian  time  scale  2000  and  correlation  of

marine and continental sequences using the Illawarra Reversal

(265 Ma). “Natura Bresciana” Ann. Mus. Civ. Sc. Nat., Bres-

cia, Monogr. 25, 2001, 355–362.

Novotný L. & Badár J. 1971: Stratigraphy, sedimentology and ore

deposits of the Late Paleozoic of the Choè Unit in the north-

eastern slope of the Nízke Tatry Mts. Miner. Slovaca 3, 23–41

(in Slovak).

Peterson D.N. & Nairn A.E.M. 1971: Paleomagnetism of Permian

red-beds  from  the  south  western  United  States.  Geophys.  J.

Roy. Astron. Soc. 23, 191–207.

Planderová E. 1973: Palynological research in the melaphyre serie

of the Choè Unit in the NE part of the Nízke Tatry Mts., be-

tween Spišský Štiavnik and Vikartovce. Geol. Práce, Spr. 60,

143–168 (in Slovak).

Planderová E. & Vozárová A. 1982: Biostratigraphical correlation

of  the  Late  Palaeozoic  formations  in  the  Western  Car-

pathians.  In:  Sassi  F.P  (Ed.):  Newsletter  4.  IGCP  Project  5,

Padova, 67–71.

Rojkoviè I., Francù J. & Èáslavský J. 1992: Association of organic

matter with uranium mineralization on the Permian sandstones

of the Western Carpathians. Geol. Carpathica 43, 27–34.

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

Karbon  der  Choè  Einheit  in  der  Niederen  Tatra  (Westkarpat-

en). Geol. Zbor. Geol. Carpath. 24, 2, 441–448.

Vozárová  A.  &  Vozár  J.  1981:  Lithostratigraphical  characteristics

of the Late Palaeozoic of the Hronic Unit. Miner. Slovaca 13,

5, 385–403 (in Slovak).

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

GÚDŠ, Bratislava, 1–314.