GEOLOGICA CARPATHICA, FEBRUARY 2005, 56, 1, 41–55

Reconstruction of fluvial bars from the Lower Triassic

“Buntsandstein Facies” (Lúžna Formation) in the Western

Carpathians (Slovakia)

ANNA VOZÁROVÁ

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

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

(Manuscript received January 19, 2004; accepted in revised form September 29, 2004)

Abstract: The 50–150 m thick Lower Triassic Lúžna Formation quartzose sandstones and conglomerates are wide-

spread  in  the  Tatricum,  Northern  Veporicum/Fatricum  and  Zemplinicum  (Western  Carpathians).  Several  braided

fluvial facies are well developed in the vertical sections from the Tribeè Mountains, the Èieraž Mountains and the

Starohorské vrchy Hills. The channel lag and planar cross-bedded bar facies overlie major erosional surfaces and are

characterized by complex interlayering of planar cross-beds 25–125 cm thick and trough cross-beds 15–50 cm thick.

Paleocurrent data (both planar and trough cross-beds combined) indicate downcurrent, oblique or symmetrical accre-

tion of the bars with respect to the local channel direction and are inferred to document lateral or mid-channel braid

bar deposits. The thickness of the bar deposits suggests a shallow depth to the channels (~2 m). Paleohydrological

data for mean and bankfull channel depth and width, mean annual discharge and mean annual bankfull discharge,

paleoslope,  drainage  area  and  principal  length  of  river  are  estimated.  Paleoslope  values  estimated  for  the  Lúžna

Formation braid-channels lie between those generally found for alluvial fans and modern rivers (mean S=0.0099).

These higher paleoslopes, combined with shorter principal stream lengths, indicate a tectonically active, fault-seg-

mented margin of the source area, from which were derived braided fluvial wedges of clastic sediments on the pied-

mont braid-plain.

Key words: Western Carpathians, Lower Triassic, braided river, channel bar, paleohydrological data.

Introduction

Reconstruction  of  fluvial  bars  in  ancient  fluvial  deposits  is

crucial  for  interpreting  channel  pattern  and  paleohydraulics.

Exposures  of  the  Lower  Triassic  deposits  of  the  Tatric  and

Northern  Veporic  Units  of  the  Central  Western  Carpathians

provide an opportunity for such a reconstruction (Fig. 1).

Bars  are  the  principal  depositional  elements  within  rivers.

Reconstruction  of  bars  from  ancient  alluvium,  therefore,

serves  as  an  important  tool  for  paleoenvironmental  analysis

and paleochannel characteristics. A variety of bars, differing

in scale and morphology, have been documented from ancient

alluvium (Williams & Rust 1969; Rust 1972; Cant & Walker

1978; Haszeldine 1983; Kirk 1983; Miall 1985, 1994; Rust &

Jones  1987;  Wizevich  1992;  Willis  1993;  Fergusson  1993).

This paper presents a detailed account of inferred bar deposits

from the Lower Triassic alluvial strata of the West Carpathian

Tatric and Veporic Units.

Previous authors considered the Scythian “quartzites” (de-

fined  as  the  Lúžna  Formation  by  Fejdiová  1980),  mostly  as

marine littoral sediments (Zoubek 1930; Matìjka & Andrusov

1931; Andrusov 1959; Roniewicz 1966; Fejdiová 1980). Flu-

vial,  lacustrine  or  deltaic  environments  were  supposed  by

some authors (Limanowski 1903; Passendorfer 1951; Dzulins-

ki  &  Gradzinski  1960).  The  only  authors,  who  interpreted

them as continental sediments of ephemeral braided streams

on a piedmont plain were Mišík & Jablonský (1978, 2000).

The Scythian “quartzites” occur within the several Central

Western  Carpathians  superunits.  They  developed  from

the beginning of the Mesozoic sedimentary cycle with an un-

conformable  position  to  the  underlying  polymictic  Permian

sediments. The quartzites are conventionally attributed to the

“Seis” (probably Griesbachian) without any paleontological or

radiometric  evidence.  A continuous  passage  into  overlying

“Campilian” strata can be observed (Andrusov 1959; Biely et

al. 1996).

Geological setting

The  Western  Carpathians  have  been  traditionally  divided

into external (Outer Western Carpathians) and internal struc-

tural zones (Inner Western Carpathians) since the 19

th

 century

(Štúr 1860; Uhlig 1903; for summary Biely et al. 1996). Re-

cently a concept of triple division into Outer (external zone),

Central  and  Inner  Western  Carpathians  (internal  zone)  has

been widely accepted (Mišík et al. 1985). The internal part of

the  Western  Carpathians  orogenic  range  is  divided  into  the

pre-Gosau nappe system and an overlying post-nappe Upper

Cretaceous to Neogene sedimentary and volcanic formations.

The pre-Gosau nappe system comprises crystalline masses and

Upper Paleozoic-Mesozoic envelope formations, as a part of a

principal crustal-scale superunit and several cover nappe sys-

tems (Fig. 1). The Lúžna Formation sediments are a character-

www.geologicacarpathica.sk

42                                                                                            VOZÁROVÁ

istic  feature  of  the  Mesozoic  sequence  within  the  Central

Western  Carpathians  tectonic  superunits  (from  N  to  S):  the

Tatricum, Veporicum and correlational Zemplinicum, as well

the Fatricum and Hronicum  cover nappe system (Fig. 2).

The Tatricum consists of crystalline cores and their Upper

Paleozoic (Permian) and Mesozoic sedimentary cover (Lower

Triassic to Lower Turonian). The Tatric crystalline basements

have  generally  well  preserved  Variscan  structures  without

a significant Alpine overprint. It is composed mainly of medi-

um  to  high  grade  metamorphic  rocks  (mostly  paragneisses,

mica-schists,  amphibolites)  and  several  suites  of  Variscan

granitoids. The Mesozoic sedimentary envelope unit is typi-

cal of the Carpathian Keuper Formation, various Lower Juras-

sic  successions  (crinoidal  limestones  and  marlstones  with

cherty limestones) and Albian-Turonian flysch formations.

The  Veporic  Unit  comprises:  —  crystalline  massifs  and

overlying Upper Paleozoic-Mesozoic sequences, which form

an  indigenous  sedimentary  envelope  of  crystalline  massifs;

— a nappe system composed of Mesozoic sedimentary rocks

(designated by Andrusov 1960 as the Lower Subtatricum or

Krížna Nappe, and by Andrusov, Bystrický & Fusán 1973 as

the Fatricum). The internal structure of the Veporic crystalline

basement  is  complicated  as  it  involves  several  lithotectonic

units, which are different in lithology, the grade of Variscan

metamorphism as well as its Alpine overprint and their Upper

Paleozoic-Mesozoic sedimentary envelope. The character and

evolution of the crystalline rocks in the Northern Veporicum is

similar  to  that  in  the  Tatricum  (the  Tatra  Terrane  acc.  to

Vozárová & Vozár 1996). In the Northern Veporicum, the Up-

per Paleozoic-Mesozoic sedimentary envelope constists of the

mostly anchimetamorphosed Ve¾ký Bok Group (Lower Trias-

sic–Neocomian). Although different in detail, the Ve¾ký Bok

succesion is very similar to the Fatricum (Krížna Nappe) Me-

sozoic sediments. In this respect, the Ve¾ký Bok suite was not

detached  from  its  original  basement  and  it  is  compared  with

the Fatricum (Krížna Nappe) root zone. This sedimentary com-

plex belongs to the Triassic facies area, characterized by the

Carpathian Keuper facies. The low-grade metamorphic rocks

and composite granitoids are common in the crystalline base-

ment of the Southern Veporic Unit. Its sedimentary envelope is

represented by the Stephanian-Permian continental sediments

as  well  as  Mesozoic  rocks  of  the  low-grade  metamorphosed

Foederata Group (Lower and Middle-Upper Triassic metacar-

bonates  and  rarely  shales).  The  presence  of  the  Stephanian

clastics as well as the missing Keuper facies is an essential dif-

ference from the Northern Veporic zone.

The  Zemplinicum  consists  of  the  high-  to  medium  meta-

morphosed crystalline complexes and its Upper Carbonifer-

Fig. 1. Tectonic sketch of the Slovak part of the Western Carpathians and location of individual sections.

RECONSTRUCTION OF FLUVIAL BARS FROM THE “BUNTSANDSTEIN FACIES” IN THE W CARPATHIANS           43

Fig. 2. Distribution of the Lower Triassic facies throughout the Western Carpathians. 1 — Paleozoic crystalline basement; 2 — Upper

Permian continental “red-beds” facies; 3 — Lower Triassic continental gravel/sandy braidplain facies (the Lúžna Formation “Buntsand-

stein” facies); 4 — fine-grained sandstones; 5 — alternation of sandy/shaly sediments; 6 — silty shales; 7 — marls; 8 — evaporites; 9 — rauh-

wackes; 10 — dolomites; 11 — calcarenites, oolitic limestones; 12 — sandy limestones; 13 — alternation shales and limestones, marly

limestones; 14 — slope- and deep-water limestones; 15 — epiplatform shallow-water limestones; 16 — thin lenses of lacustrine phos-

phorites and phosphatic sediments.

ous-Permian and Lower- to Middle Triassic sedimentary en-

velope.  Dominant  paragneisses,  amphibolites  and  migma-

tites  in  the  Zemplinic  crystalline  basement  and  the  Upper

Carboniferous to Middle Triassic sedimentary envelope cor-

respond very well to the Tatric and Northern Veporic tecton-

ic units.

The Scythian quartzose sediments are widespread within all

three above mentioned tectonic superunits as the basal part of

their Mesozoic envelope sequences. They are also an integral

part  of  the  Fatric  and  Hronic  Lower  Triassic  sedimentary

rocks (Fig. 2). The Scythian sediments transgressively overlie

their substratum, either consisting of coarse-grained Permian

clastic sediments or crystalline basement rocks.

General characteristics of the Lúžna Formation

The Lúžna Formation is a formal lithostratigraphic unit for-

merly  defined  by  Fejdiová  (1980)  on  the  occurrences  near

Liptovská Lúžna village (Tatric Unit). A general feature is fin-

ing upward and graduate transition to fine-grained silty-shaly

sediments of the Werfen Formation, occasionally with carbon-

atic pedogenic horizons or evaporites. The Lúžna Formation

mostly  consists  of  relatively  monotonous  sediments,  mainly

coarse- to fine-grained sandstones, with intercalation of con-

glomerates or gravelly sandstones and inferior thin layers of

silty/sandy shales (Fig. 3). Conglomerates are mainly concen-

trated in the basal part of the Lúžna Formation as well as in the

form of thin layers at the lower part of small alluvial cycles.

The sandy sediments are cross-stratified, horizontal laminated

or in some cases also massive or only crudely bedded. They

are organized in multiplying smaller sedimentary cycles of al-

ternating  gravel-bearing  and  gravel-free  finer  sandstones,  or

thicker  packages  of  multistorey  sandstones.  The  boundaries

between  individual  sedimentary  units  of  different  grain  size

are either erosional, sharp or gradual. Mudstone intercalations

are very subordinate and are in the most cases limited to thin

waning-flow  drapes  up  to  a  few  cm  in  thickness,  whereas

thicker mudstone beds or lenses are very rare exceptions. In

the stratotype the Lúžna Formation consists of three members

(Fejdiová 1980). The first member consists of coarse- to medi-

um-grained  sandstones  interlayered  with  fine-grained  con-

glomerates and gravelly sandstones. The sediments are light-

pink and light-grey in colour, 10–20 m thickness in range. The

second member (from 20 to 25 m in thickness) is character-

ized by the presence of green, occasionally red sandy shales.

44                                                                                            VOZÁROVÁ

The lower part is composed of white to light-grey coarse- to

medium-grained sandstones displaying cross-bedding and cur-

rent lamination. Intercalations of shales range up to 5 cm in

thickness. There is an upward increase only in their frequency

and not in their thickness. The third member is violet and rela-

tively finer-grained (from 10 to 30 m in thickness), and con-

sists  of  medium-  to  fine-grained  sandstones  and  silty/sandy

shales.

Principally, these sediments manifested their relatively high

grade of structural and mineralogical maturity. The dominant

mineral  is quartz (85–95 %, rarely 65 %), with less frequent

K-feldspars (in general 5–10 %, rarely 20–25 %), fragments of

Fig. 3.  Schematic  lithostratigraphic  section  of  the  Lower  Triassic

“Buntsandstein”  lithofacies.  1  —  fine-grained  conglomerates;  2  —

very-coarse  grained  sandstones;  3  —  coarse-  to  medium-grained

sandstones;  4  —  fine-grained  sandstones;  5  —  siltstones,  mud-

stones, shales; 6 — calcretes and carbonatic nodules; 7 — thin lay-

ers/laminae of pink dolomites.

acid volcanites, clastic micas and heavy minerals. Sandstones

predominantly belong to the group of quartzose arenites and

subarcoses, exceptional arcoses. Conglomerates are oligomic-

tic, with dominant quartz pebbles. Only a few pebbles of black

tourmalinites and acid volcanics were identified (for summary

see Mišík & Jablonský 2000).

The depositional evolution of the Lúžna Formation reflects

the trend of a highly to moderately-braided pebbly to sandy

fluvial system whith transition to sandy/muddy coastal flood-

plain. The fluvial braidplain was associated with intervals of

strong aeolian activity, documented by ventifacts, diagonally

cross-bedded sandstones and high degree of structural maturi-

ty.  Semi-arid  and  arid  climatic  conditions  are  inferred  from

horizons of pedogenic carbonate nodules as well as from tour-

maline rich-laminae (former boron-rich clays or primary bo-

rates), genetically associated with small arid endorheic water

reservoirs (Vozárová et al. 2003).

Reconstruction of bars in the Lúžna Formation

quartzose sediments

The bars within braided streams include a hierarchy of indi-

vidual bedforms, small bars, bar complexes and mature vege-

tated  islands.  In  view  of  the  morphological  complexities  in-

volved  and  the  difficulty  of  their  recognition  in  the  ancient

record, Miall (1978) proposed a simple classification consist-

ing of three categories: 1 — gravelly, planar or massive bed-

ded bars; 2 — sandy, simple foreset bars; 3 — compound bars

of sand and gravel. The bars inferred in the basal part of the

Lúžna Formation are mostly of the compound type as defined

above. Compared to this, sandy simple foreset bars are domi-

nant in the upper part of the sequence.

The following lithofacies were recognized in the Lúžna For-

mation quartzose sediments:

1 — Massive clast-supported pebble conglomerates (Gm):

Beds 23–100 cm thick show upward-fining trend; some clast-

supported  beds  indicate  crude  horizontal  stratification  and

clast  imbrication;  the  mean  size  of  pebbles  reaches  1–3 cm;

occasionally  large  imbricated  pebbles  attain  10 cm  in  size;

they form flat beds with erosional bounding surfaces; imbrica-

tions in a few beds generally show N-S transport. Interpreta-

tion: longitudal bars, lag deposits, sieve deposits.

2  —  Trough-crossbed  fine-grained  pebble  conglomerates

and  sandy  conglomerates  (Gt)  with  clast-supported  struc-

tures:  Set  thickness  is  30–90 cm,  130–390 cm  wide  in  bed-

ding plane exposures; pebble size varies from 0.5–2 cm; occur

seldom as coset up to 5 m thick; paleocurrent mean direction

varies from NW–NE to SE–SW, occasionally SW–NE and E–

W. Interpretation: minor channel fills.

3 —  Planar  cross-bedded  fine-grained  pebble  conglomer-

ates and sandy conglomerates (Gp): Beds 50–125 cm thick;

10–30 mm clasts dispersed throughout the cross-bedded units;

angular,  occasionally  gentle  sigmoidal  foresets;  paleocurrent

mean direction generally varies from N-NW to S. Interpreta-

tion:  rapid  deposition  from  high  velocity  flow  in  shallow

channel; linguoid bars.

4 — Coarse- to very coarse-grained sandstones locally with

granules and small (up 10 mm) pebbles (St, Sp, Sc): Trough-

RECONSTRUCTION OF FLUVIAL BARS FROM THE “BUNTSANDSTEIN FACIES” IN THE W CARPATHIANS           45

glomerates form only isolated irregular thin layers at the basal

part  of  bar  successions.  White  to  pinkish  fine-grained  sand-

stones, siltstones as well as purple-red and green silty shales

form highly eroded layers (2–7 cm to 15 cm thick) below first-

order bounding surfaces. They represent fillings of abandoned

channel sequences.

Fig. 4. Vertical section through profile T-11. Explanation: 1 — vio-

let  and  green  shale  and  mudrock;  2  —  violet  siltstone;  3  —  fine-

grained  sandstone;  4  —  medium-grained  sandstone;  5  —  coarse-

grained  sandstone;  6  —  very  coarse-grained  sandstone;  7  —

fine-grained conglomerate with grain supported structure; 8 — part-

ing lamination and low-angle cross-bedding; 9 — ripple lamination;

10 — grain size in Φ

Φ

Φ

Φ

Φ units. The lithofacies symbols are from Miall

(1978). The rose diagram (A) shows paleocurrent data from cross-

beds  and  mean  direction  of  channels  (B)  for  both  T-11  and  T-12

sections.

or  planar  cross-bedded  lenticular  to  tabular  strata;  solitary

(theta or alpha) or grouped trough/planar cross-bedding; sand-

stone  bodies  25–80 cm  thick;  cosets  form  sheet-like  bodies

bounded by sharp or erosive surfaces; paleocurrent mean di-

rection  varies  from  NE-SW.  Interpretation:  deposition  from

small  three-dimensional  dunes  in  shallow,  wide  channels

(lower flow regime).

5 — Medium- to coarse-grained tabular sandstones: Mas-

sive  (Sm)  with  clast-supported,  occasionally  matrix-support-

ed, structure; very often with horizontal lamination, parting or

streaming lineation (Sh) and graded bedding (Sg); 15–70 cm

thick. Interpretation: planar bed flow.

6 — Very fine- to medium-grained sandstones with low an-

gle (<10°) or ripple lamination (Sl, Sr): 15–30 cm thick; vari-

able  ripple  orientation.  Interpretation:  deposition  in  pools/

sluggish channels on bar tops or higher topographic levels of

braided streams; crevasse splays.

7 — Coarse-grained sandstones with pebbles: Broad, shal-

low scours, occasionally including eta cross-stratification (Se).

Interpretation: scour fills.

8 — Very fine-grained sandstones and siltstones with fine

lamination: Occasionally asssociated with very small ripples

(Fl). Interpretation: overbank or waning flood deposits.

9 — Siltstones, mudstones with laminated to massive struc-

tures (Fm, Fcf, Fsc): Horizons with pedogenic calcrete soils

(P) or bioturbations (B).

The  inferred  bar  succession  of  the  Lúžna  Formation  sedi-

ments  consists  predominantly  of  cosets  of  massive/graded

bedded or planar and trough cross-bedded conglomerates and

medium- to coarse-grained sandstones, with minor amounts of

very  fine-  to  fine-grained  sandstones,  siltstones  and  mud-

stones (Figs. 4–11).

The  fining  upward  succession  is  organized  into  several

channel-fill  successions.  Each  channel-fill  succession  is

marked at its base by a major erosional surface that is flat to

concave-up and can be traced laterally. The most prominent

bounding surfaces are those marking the base of the channel-

fill successions. These are designated as first-order bounding

surfaces.  The  second-order  bounding  surfaces  form  the  ero-

sional  bases  of  the  larger,  solitary  or  compound  cross-sets

(Fig. 7). These surfaces are irregular to flat and are subparallel

or at a low-angle to the first-order bounding surfaces. Internal

reactivation  surfaces  within  the  cross-sets  or  the  intraset

boundaries constitute the third-order bounding surfaces. The

shape of the third-order surfaces (Fig. 7) is hardly variable and

has been found to change from convex-up to concave-up with-

in the same set.

Description of the sections

Tatric Unit

Section T-11

Loc. North of Baláže village, 580 m altitude, old abandoned

quarry, the Nízke Tatry Mountains (Fig. 4).

Light-grey to pink coarse-grained to very coarse-grained si-

liciclastic  sandstones  are  the  main  lithology.  Single  sand-

stones strata are 6–60 cm thick. Fine-grained channel lag con-

46                                                                                            VOZÁROVÁ

Fig. 5. Vertical section through profile T-12. Explanations as Fig. 4.

Active channel sediments mainly represented by the coarse-

to  very-coarse-grained  massive  and  trough-  or  planar  cross-

bedded sandstones are dominant (lithofacies 4, 5 and 7 with

St, Sp, Sh, Sg, Sm, Se type of sandstones). The massive sand-

stones have a clast supported structure, very often with parting

or streaming lineation and graded bedding. Top part of indi-

vidual bars is proved by lithofacies 6 with ripples and low an-

gle crossbeds (Sr, Sl). The very scarce finer-grained sediments

(lithofacies 8, 9 with Fm, Fl siltstones and mudstones) are in-

terpreted  as  an  ancient  abandoned  channel  filling.  Paleocur-

rent patterns (Fig. 4) indicate dominant accretion of the bars to

the north-east direction along the channels. The smaller cross-

beds show a more westerly flow direction.

The widths and depths of preserved channel fill structures in

the section T-11 indicates very narrow and shallow channels

(2 m  wide  and  0.2–0.3 m  deep;  Table 1).  Comparing  cross-

beds calculating values and their bankfull equivalents varies

significantly and their are noticeably greater (d

m

=0.49–3.12 m

and  w=22–140 m;  d

b

=1.91–5.58 m  and  w

b

=20–99 m;  Ta-

ble 2). Estimated paleoslopes for the section T-11 are relative-

ly  high,  the  average  value  for  S=0.0137 mm

–1

  (total=13).

Calculated mean annual bankfull discharge (Q

b

=353.4 m

3

s

–1

in average) and mean drainage area (A

d

=3249.7 km

2

) are ade-

quate to the calculated paleohydraulical data (Table 2).

Section T-12

Loc. Southwest from Nižná Boca village, northern slope of

the Nízke Tatry Mountains (Fig. 5).

Fining-upward bars mostly consist of very coarse-grained to

coarse-grained sandstones. Clast-supported fine-grained con-

glomerates  form  only  two  layers  (each  of  23 cm  thick)  of

channel  lag  deposits  at  the  basal  part  of  the  bar  succession.

The thickness of individual bars is from 1.5 m to 2 m, rarely

up to 3–4 m. The massive conglomerates (lithofacies 1; Gm)

show  horizontal  bedding  or  inconspicuous  streaming  linea-

tion. They grade upward to lithofacies 4 (St, Sp), lithofacies 5

(Sh, Sg, Sm) or lithofacies 7 (Se). Sandy ripples occasionally

occur at the upper part of bar successsions (Sr). Remnants of

ancient  abandoned  channel  sediments  or  overbank  deposits

are only seldom preserved. They are represented by lithofacies

6 (Sl) and lithofacies 8 (Fm, Fsc). The azimuth of the planar

cross-beds shows a very consistent mean towards the north-

east (Fig. 4), conforming with section T-11.

As  is  shown  in  Table 1  the  widths  and  depths  of  the  pre-

served sandy and gravel channel fill in the section T-12 are

higher than those estimated for the section T-11. The real mea-

surements  change  from  1.3 m  to  8.0 m  for  width  and  from

0.18 m to 0.70 m for depth. The calculated equivalent paleo-

hydrological  values  show  approximately  similar  ranges

(d

m

=0.41–3.12 m; 

w =18.4–140.4 m; 

d

b

=1.72–5.58 m;

w

b

=19.02–98.78 m;  Table 2).  This,  however,  probably  re-

flects an inability to measure a greater amount of real channel-

fill structures in the section T-11. The estimated paleoslope data

for section T-12 are a bit lower than those for the section T-11

(S=0.0103 mm

–1

,  total=21;  Table 2).  In  contrast  to  this,  the

Table 1: Width and depth of preserved gravel and sandy channel-

fill structures present in the Lúžna Formation.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Locality No. 

Width (m) 

Depth (m) 

3.5 

0.9 

3.0 

0.8 

2.0 

0.5 

4.0 

0.8 

section T-1 

6.0 

1.9 

4.0 

  0.18 

2.0 

  0.11 

1.4 

  0.13 

section T-5 

1.5 

  0.09 

2.0 

  0.22 

section T-11 

2.0 

  0.30 

1.3 

  0.18 

5.0 

  0.70 

6.0 

  0.70 

3.0 

  0.23 

8.0 

  0.70 

section T-12 

5.0 

  0.45 

RECONSTRUCTION OF FLUVIAL BARS FROM THE “BUNTSANDSTEIN FACIES” IN THE W CARPATHIANS           47

Fig. 6. Vertical section through profile T-1. Explanations as Fig. 4.

The  rose  diagrams  show  mean  flow  direction  from  planar  cross-

beds (A) and mean directions of channels estimated from the T-1

and T-4 vertical sections.

Fig. 7. Detailed outcrop diagram of section T-1 (Fig. 6). Note pla-

nar  cross-beds  alternating  with  massive  fine-grained  conglomer-

ates  and  different  order  of  bounding  surfaces  (e.g.  second-order

between 21 and 19 beds; third-order betwen 22, 23, 24 beds).

mean annual bankfull water discharge value (Q

b

=616.5 m

3

s

–1

;

total=21)  as  well  as  the  mean  drainage  area  value

(A

d

=5939.3 km

2

; total=21, Table 2) are higher.

Northern Veporic Unit

Section T-1

Loc. Upper part of the Kostolný potok Valley, about 200 m

SE from heights 844 m, the Èieraž Mountains (Fig. 6).

The  basal  part  of  the  Lúžna  Formation  sequence  in  the

Northern Veporic Unit, merely 6 m from the underlying Per-

mian continental sediments. The surface exposures consist of

coarse  quartzose  sediments,  grading  from  fine-grained  con-

glomerates to very-coarse and coarse-grained sandstones, very

often  with  granules  and  pebbles  (average  size  from  10  to

30 mm,  locally  at  the  basal  part  even  10 cm).  Dominant  are

the lithofacies 1 (Gm), prograding upward to the lithofacies 2

(Gt) and 4 (Sp, St, Sc) with distinct planar- and trough cross-

bedding. Relatively thick beds (from 50 to 80 cm, rarely up to

220 cm) are compound to the vertical succession of  alternated

active braided bars (Fig. 7). Mean direction of transport varies

generally from NW to S in the planar cross-bedding and from

N or NNW to S in the trough cross-bedding. In the whole ver-

tical section the finer-grained sediments of abandoned chan-

nels are missing.

Azimuth of the planar and trough cross-beds in each of the

exposures  shows  a very  consistent  mean  NWN–SSE  trend,

which is very consistent with the dominant direction of chan-

nels (Fig. 6).

The preserved gravel channel-fill structures range from 2 m

to 6 m in width and from 0.5 m to 0.9 m in depth (Table 1).

The  calculated  widths  and  depths  estimated  from  the  cross-

beds range from 1.35 m to 9.02 m for depth and from 60.7 m

to 405.9 m for width (Table 2). The mean paleoslope value is

lower than in the two sections above (S=0.007 mm

–1

) and the

mean annual discharge as well as mean drainage area are ad-

equately higher (Q

b

=2023.5 m

3

s

–1

, A

d

=33401 km

2

; total=8;

Table 2).

Section T-4

Loc. The right slope of the Kostolný potok Valley, 680 m

above  sea  level,  300 m  SW  from  844  heights,  the  Èieraž

Mountains (Fig. 8).

Fine cyclicity in the framework of small braided bars (up to

5 m thick) is dominant. Individual bars are underlain by ero-

sive  first-order  bounding  surfaces.  Sediments  are  repeatedly

coarse-grained.  The  fine-grained  conglomerates  create  thick

beds with low angle (up to 10°) streaming lineation and planar

cross-bedding, occasionally with trough cross-bedding (litho-

48                                                                                            VOZÁROVÁ

 

Locality 

h 

(m) 

d

m 

(m) 

w 

(m) 

Q

m

 

(m

3

s

–1

) 

d

b

 

(m) 

w

b

 

(m) 

Q

m

(1) 

(m

3

s

–1

) 

S 

(mm

–1

) 

S(1) 

(mm

–1

) 

Q

b

 

(m

3

s

–1

) 

Q

b

(1) 

(m

3

s

–1

) 

A

d

 

(km

2

) 

A

d

(1) 

(km

2

) 

L 

(km) 

L(1) 

(km) 

 0.07 

  2.87  129.15    278.0    5.30    91.91    61.48 

0.0053 

0.0095 

1647.8 

1940.3 

19462.5 

24200.2    524.4    597.6 

 0.04 

  1.64    73.8 

    90.8    3.84    58.54    28.43 

0.0076 

0.0165 

795.1 

858.5 

6394.4 

8540.5    268.9    319.9 

 0.04 

  1.16    73.8 

    90.8    3.84    58.54    28.43 

0.0076 

0.0165 

795.1 

858.5 

6394.4 

8540.5    268.9    319.9 

 0.04 

  1.64    73.8 

    90.8    3.84    58.54    28.43 

0.0076 

0.0165 

795.1 

858.5 

6394.4 

8540.5    268.9    319.9 

0.076    3.10  139.5 

  324.3    5.56    98.29    68.95 

0.0051 

0.0088 

1873.5 

2182.7 

23096.2 

28313.2    588.1    656.6 

0.033    1.35    60.7 

    61.5    3.34    48.15    20.35 

0.0086 

0.0199 

493.6 

623.3 

3901.1 

5336.0    199.9    241.2 

0.033    1.35    60.7 

    61.5    3.34    48.15    20.35 

0.0086 

0.0199 

493.6 

623.3 

3901.1 

5336.0    199.9    241.2 

T- 1 

 0.22 

  9.02  405.9 

2745.9  10.33  233.95  303.78 

0.0026 

0.0031 

9374.6 

9847.8  197668.3  211083.9  2107.1  2191.8 

 0.06 

  2.46  110.7 

  204.2    4.86    81.40    49.95 

0.0059 

0.0110 

1320.0 

1571.6 

14480.3 

15716.0    439.1    461.3 

 0.02 

  0.82    36.9 

    22.7    2.57    33.37    10.87 

0.0119 

0.0325 

252.6 

334.7 

1597.0 

2323.9    116.9    146.5 

T- 4 

0.025    1.02    45.9 

    35.1    2.92    39.90    14.76 

0.0103 

0.0262 

351.5 

456.5 

2480.7 

3515.3    152.4    187.8 

0.018    0.73    32.8 

    17.9    2.40    30.32      9.23 

0.0129 

0.0364 

211.8 

283.2 

1262.7 

1859.8    101.6    128.2 

 0.04 

  1.64    73.8 

    90.8    3.84    58.54    28.43 

0.0076 

0.0164 

715.1 

886.9 

6394.2 

8521.2    268.9    319.5 

T- 5 

0.013    0.53    23.9 

      9.5    2.00    23.49      5.96 

0.0158 

0.0497 

132.0 

181.9 

672.4 

1031.3      69.6      90.0 

 0.11 

  4.51  202.9 

  686.3    6.91  133.25  116.02 

0.0040 

0.0061 

3290.4 

3703.1 

48940.7 

57291.5    911.9  1002.3 

 0.09 

  3.69  166.0 

  459.4    6.15  113.19    87.78 

0.0046 

0.0074 

2424.4 

2786.7 

32569.3 

39215.3    714.2    798.4 

 0.36 

14.76  664.2 

7352.7  13.75  349.15  602.44 

0.0019 

0.0019  19701.6  19701.6  532111.1  532111.1  3817.1  3817.1 

 0.13 

  5.33  239.8 

  958.6    7.62  152.80  146.63 

0.0036 

0.0052 

4244.4 

4704.3 

78807.7 

78824.5  1213.6  1213.6 

 0.01 

  0.41    18.4 

      5.6    1.71    18.86      4.10 

0.0186 

0.0643 

87.7 

124.1 

399.5 

618.8      50.2      66.2 

0.025    1.02    45.9 

    35.1    2.92    39.90    14.76 

0.0104 

0.0262 

352.5 

456.5 

2489.6 

3515.3    152.7    187.8 

 0.05 

  2.05    92.2 

  141.8    4.38    70.38    38.95 

0.0066 

0.0132 

1007.2 

1223.0 

10096.5 

13078.4    353.7    413.1 

 0.02 

  0.82    36.9 

    22.7    2.57    33.37    10.87 

0.0119 

0.0325 

252.6 

334.7 

1597.0 

2323.9    117.0    146.5 

 0.05 

  2.05    92.2 

  141.8    4.38    70.38    38.95 

0.0066 

0.0132 

1007.2 

1223.8 

10096.5 

13078.4    353.7    413.1 

 0.07 

  2.87  129.1 

  277.9    5.32    92.40    62.04 

0.0053 

0.0095 

1666.0 

1961.7 

19749.6 

24557.6    529.0    602.9 

 0.17 

  6.97  313.6 

1639.3    8.98  192.30  217.25 

0.0030 

0.0040 

6497.3 

7042.3  121239.4  134985.2  1571.5  1653.6 

 0.05 

  2.05    92.2 

  141.8    4.38    70.38    38.95 

0.0066 

0.0132 

1007.2 

1223.0 

10096.1 

13078.8    353.7    413.1 

 0.05 

  2.05    92.2 

  141.8    4.38    70.38    38.95 

0.0066 

0.0132 

1007.2 

1223.0 

10096.1 

13078.8    353.7    413.1 

 0.06 

  2.46  110.7 

  204.2    4.86    81.41    49.96 

0.0059 

0.0111 

1320.2 

1575.8 

14482.8 

18337.3    439.2    505.9 

 0.02 

  0.82    36.9 

    22.7    2.57    33.37    10.87 

0.0119 

0.0325 

252.6 

334.7 

1596.8 

2323.8    117.0    146.5 

 0.02 

  0.82    36.9 

    22.7    2.57    33.37    10.87 

 

0.019 

0.0325 

252.6 

334.7 

1596.8 

2323.8    117.0    146.5 

 0.05 

  2.05    92.2 

  141.8    4.38    70.38    38.95 

0.0066 

0.0132 

1007.2 

1223.0 

10096.1 

13078.8    353.7    413.1 

0.025 

1.02    45.9 

  35.1 

2.92 

39.90 

14.76 

0.0103 

0.0262 

  351.5 

  456.5 

  2480.6 

  3514.9 

152.3 

187.8 

 0.03 

1.23    55.3 

  51.0 

3.25 

46.35 

19.07 

0.0092 

0.0218 

  464.7 

  591.7 

  3599.4 

  4967.5 

190.5 

231.1 

 0.02 

0.82    36.9 

  22.7 

2.57 

33.37 

10.87 

0.0119 

0.0325 

  252.6 

  334.7 

  1596.8 

  2323.8 

117.0 

146.5 

0.028 

1.15    51.7 

  44.6 

3.25 

46.35 

19.07 

0.0096 

0.0333 

  470.3 

  666.2 

  3657.3 

  5818.4 

192.3 

254.1 

0.016 

0.66    29.7 

  14.7 

2.27 

28.04 

  8.07 

0.0137 

0.0402 

  183.2 

  247.6 

  1040.5 

  1554.7 

  90.5 

115.1 

T- 9

 

0.016 

0.66    29.7 

  14.7 

2.27 

28.04 

  8.07 

0.0137 

0.0402 

  183.2 

  247.6 

  1040.5 

  1554.7 

  90.5 

115.1 

0.046 

1.88    84.6 

119.3 

4.16 

65.48 

34.43 

0.0070 

0.0144 

  881.6 

1078.9 

  8453.3 

11065.6 

317.9 

373.7 

0.012 

0.49    22.0 

    8.1 

1.91 

20.02 

  5.34 

0.0166 

0.0539 

  117.3 

  162.8 

    572.9 

    889.9 

  63.2 

  82.3 

0.016 

0.66    29.7 

  14.7 

2.27 

28.04 

  8.07 

0.0137 

0.0402 

  183.2 

  247.6 

  1040.5 

  1554.7 

  90.5 

115.1 

0.015 

0.61    27.4 

  12.5 

2.16 

26.16 

  7.17 

0.0144 

0.0435 

  160.8 

  219.2 

    874.4 

  1321.7 

  81.5 

104.4 

 0.01 

0.41    18.4 

    5.7 

1.72 

19.02 

  4.16 

0.0186 

0.0643 

    89.2 

  126.2 

    398.5 

    633.0 

  50.9 

  67.1 

0.014 

0.57    25.6 

  10.9 

2.08 

24.81 

  6.55 

0.0151 

0.0465 

  165.6 

  200.1 

    909.4 

  1170.4 

  83.4 

  97.1 

0.025 

1.02    45.9 

  35.1 

2.92 

39.90 

14.76 

0.0104 

0.0262 

  352.5 

  456.5 

  2490.1 

  3514.9 

152.7 

187.8 

0.076 

3.12  140.4 

328.5 

5.58 

98.78 

69.54 

0.0051 

0.0088 

1893.0 

2205.4 

23417.7 

28706.7 

585.9 

662.1 

 0.02 

0.82    36.9 

  22.7 

2.57 

33.37 

10.87 

0.0119 

0.0325 

  252.6 

  334.7 

  1596.8 

  2323.8 

117.0 

146.5 

0.013 

0.53    23.8 

    9.5 

2.00 

23.49 

  5.96 

0.0158 

0.0500 

  132.0 

  182.3 

    672.1 

  1033.7 

  69.6 

  90.1 

0.012 

0.49    22.0 

    8.1 

1.91 

22.02 

  5.34 

0.0166 

0.0540 

  117.1 

  162.9 

    572.9 

    889.7 

  63.2 

  82.3 

0.013 

0.53    23.8 

    9.5 

2.00 

23.49 

  5.96 

0.0158 

0.0500 

  132.0 

  182.3 

    672.1 

  1033.7 

  69.6 

  90.1 

T- 11 

0.012 

0.49    22.0 

    8.1 

1.91 

22.02 

  5.34 

0.0166 

0.0540 

  117.1 

  162.9 

    572.9 

    889.7 

  63.2 

  82.3 

 0.04 

1.64    73.8 

  90.8 

3.84 

58.54 

28.43 

0.0076 

0.0165 

  715.1 

  988.9 

  6394.7 

  9852.3 

268.9 

348.5 

0.027 

1.11    49.9 

  41.5 

3.06 

42.60 

16.51 

0.0098 

0.0242 

  397.1 

  511.5 

  2918.8 

  4090.7 

167.9 

205.7 

 0.01 

0.41    18.4 

    5.7 

1.72 

19.02 

  4.16 

0.0186 

0.0643 

    89.2 

  126.2 

    398.5 

    633.0 

  50.9 

  67.1 

 0.06 

2.46  110.7 

204.2 

4.86 

81.41 

49.96 

0.0059 

0.0111 

1320.2 

1575.8 

14482.0 

18337.3 

439.2 

506.0 

 0.06 

2.46  110.7 

204.7 

4.86 

81.41 

49.96 

0.0059 

0.0111 

1320.2 

1575.8 

14482.8 

18337.3 

439.2 

506.0 

 0.03 

1.23    55.3 

  51.0 

3.25 

46.35 

19.07 

0.0092 

0.0237 

  464.7 

  605.7 

  3599.4 

  5124.8 

190.5 

235.5 

0.025 

1.02    45.9 

  35.1 

2.92 

39.90 

14.76 

0.0103 

0.0341 

  351.5 

  491.5 

  2480.6 

  3878.8 

152.3 

199.2 

0.011 

0.45    20.25 

    6.8 

1.81 

20.42 

  4.69 

0.0175 

0.1705 

  101.6 

  192.3 

    474.1 

  1109.9 

  56.4 

  94.0 

0.015 

0.61    27.4 

  12.5 

2.16 

26.16 

  7.17 

0.0144 

0.0939 

  160.8 

  292.0 

    874.4 

  1937.2 

  81.5 

131.3 

0.016 

0.66    29.7 

  14.7 

2.27 

28.04 

  8.07 

0.0137 

0.0801 

  183.6 

  300.4 

  1040.5 

  2011.8 

  90.5 

134.4 

0.013 

0.53    23.8 

    9.5 

2.00 

23.49 

  5.96 

0.0158 

0.1229 

  132.0 

  234.5 

    672.1 

  1446.1 

  69.6 

110.2 

0.045 

1.84    82.8 

114.3 

4.11 

64.38 

37.08 

0.0071 

0.0107 

  854.6 

  958.6 

  8109.9 

  9451.8 

310.1 

340.0 

0.017 

0.70    31.5 

  16.5 

2.34 

29.26 

  8.68 

0.0132 

0.0715 

  198.5 

  317.8 

  1154.0 

  2168.7 

  96.3 

140.5 

0.037 

1.52    68.4 

  78.0 

3.68 

55.15 

25.67 

0.0080 

0.0156 

  641.0 

  772.8 

  5526.8 

  7091.8 

246.4 

286.1 

0.056 

2.30  103.5 

178.5 

4.68 

77.22 

45.64 

0.0062 

0.0069 

1199.7 

1236.2 

12747.6 

13267.4 

406.8 

416.7 

0.047 

1.93    86.85 

125.6 

4.22 

66.81 

35.63 

0.0069 

0.0098 

  915.4 

1009.9 

  8888.2 

10132.2 

327.6 

354.4 

0.047 

1.93    86.85 

125.6 

4.22 

66.81 

35.63 

0.0069 

0.0098 

  915.4 

1009.9 

  8888.2 

10132.2 

327.6 

354.4 

0.028 

1.15    51.7 

  44.6 

3.13 

43.97 

17.42 

0.0096 

0.0270 

  421.6 

  563.2 

  3161.3 

  4651.0 

176.2 

222.1 

T- 12 

0.076 

3.12  140.4 

328.5 

5.58 

98.78 

69.54 

0.0051 

0.0087 

1893.0 

2198.4 

23417.2 

28585.3 

585.9 

660.4 

0.033 

1.35    60.7 

  61.5 

3.43 

49.98 

21.69 

0.0087 

0.0197 

  539.0 

  672.6 

  4343.2 

  5893.1 

213.2 

256.0 

 

0.013 

0.53    23.8 

    9.5 

2.00 

23.49 

  5.96 

0.0158 

0.1229 

  132.0 

  234.5 

    672.1 

  1446.1 

  69.6 

110.2 

x 

 0.05 

1.84    82.78 

268.4 

3.74 

60.59 

42.01 

0.0099 

0.0319 

1180.7 

1336.9 

19444.1 

21039.9    345 

  382 

Sx 

 0.07 

2.15    96.85 

938.8 

2.07 

52.42 

82.54 

0.0045 

0.0304 

2653.9 

2691.3 

68069.7 

68377.6    540 

  545 

n = 

71 

   

 

 

 

 

 

 

 

 

 

   

 

Table 2: Estimations of paleohydraulic data from the Lúžna Formation on the basis of thickness of planar and trough cross-beds.

RECONSTRUCTION OF FLUVIAL BARS FROM THE “BUNTSANDSTEIN FACIES” IN THE W CARPATHIANS           49

facies 3, rarely 2). This coarse basal part of the bar progrades

upward  through  very  coarse  to  medium-grained  sandstones

(with  parting  lineation  or  low-angle  cross-lamination)  in  its

upper part (lithofacies 5). Abandoned channel or overbank fa-

cies are also absent.

The paleocurrent pattern is consistent with those in the sec-

tion T-1. The calculated flow depth and width based on cross-

beds  range  between  0.82  and  2.46 m  (d

m

)  and  from  45.9  to

110.7 m  (w).  Corresponding  are  values  for  bankfull  channel

depth  and  bankfull  channel  width  (d

b

= 2.57–4.86 m,

Explanations to Table 2: h — thickness of cross-beds (m); d

m

 — wa-

ter depth (m); w — channel width; Q

m

 — maximum instantaneous wa-

ter  discharge;  d

b

  —  bankfull  channel  depth;  w

b

  —  bankfull  channel

width; Q

m

(1) — average daily discharge; S — stream paleoslope (eqn

8a);  S(1)  —  stream  paleoslope  (eqn  8b);  Q

b

  —  bankfull  water  dis-

charge (using S values); Q

b

(1) — bankfull water discharge (using S(1)

values); A

d

 — drainage area (using Q

b

 values); A

d

(1) — drainage area

(using Q

b

(1) values); L — principal stream length (using A

d

) values;

L

(1) — principal stream length (using A

d

(1) values).

Fig. 8. Vertical section through profile T-4. Explanations as Fig. 4.

Fig. 9. Vertical section through profile T-5. Explanations as Fig. 4.

The rose diagram indicates mean flow direction from planar cross-

beds.

w

b

=33.37–81.40 m; Table 2). The estimated paleoslope values

(S=0.006–0.012 mm

–1

)  as  well  as  bankfull  water  discharge

(Q

b

)  and  drainage  area  (A

d

)  data  are  adequate  to  the  others

North Veporic sections (Table 2).

Vertical section T-5

Loc. The right slope of Drahožná Valley, 312 m above see

level, the Tribeè Mountains (Fig. 9).

Sandy  sediments  with  different  size  grades,  from  coarse-

grained through medium- to fine-grained sandstones, prevail.

I

50                                                                                            VOZÁROVÁ

The first-order erosive bounding surfaces are overlain by rela-

tively  thin  layers  of  pebble  sandstones  (up  to  30 cm  thick).

They represent channel lag deposits and scour fills occasional-

ly with intraclasts in basal part of braided bars. The whole se-

quence is well differentiated into small bars with distinct up-

ward  fining.  Clast-supported  massive  or  graded-bedded

sandstones sometimes with streaming lineation are dominant

(lithofacies  5;  Sm,  Sg, Sh).  The  lithofacies  5  progrades  up-

ward  into  the  planar  cross-beds,  associated  seldom  with  the

wide  and  shallow  trough  cross-beds  (lithofacies  4;  Sp,  St).

Medium-grained rippled sandstones were locally identified in

the upper part of bars (lithofacies 6; Sr). Purple to green-grey

fine-grained sandstones, mudstone and silty shales are subor-

dinate (lithofacies 9; Fl). They usually comprise fine horizontal

lamination  and  occasionally  small  scale  ripple  marks.  Paleo-

current  patterns  indicate  dominant  flow  directions  from  the

north to the south (Fig. 9).

The  widths  of  the  preserved  sandy  channel  fill  structure

fluctuate between 1.4 and 4.0 m. The depth is very shallow,

ranging from 0.09 to 0.18 m (Table 1). Compared to this the

calculated values of depth and width and their bankfull equiv-

alents are higher (d

m

=0.53–1.64 m, w=23.9–73.8 m, d

b

=2.0–

3.84 m,  w

b

=23.49–58.54 m;  Table 2).  Paleoslope  data  indi-

cate  steeper  slope  (S=0.008-0.016 mm

–1

)  with  adequate

fluctuating bankfull water discharge (Q

b

=132–715 m

3

s

–1

) and

drainage area (A

d

=672–6394 km

2

; Table 2).

Section T-8

Loc. Haliar Valley, E of the Staré Hory village, the Staro-

horské vrchy Hills (Fig. 10).

This  vertical  section  represents  a fragment  of  fine-grained

abandoned channel deposits or erosional remnants of backwa-

ters  or  floodplain  depression  deposits.  The  prevailing  sedi-

ments  are  purple  siltstones  intercalations  of  light-grey  fine-

and very fine sandstones and purple to green shales. The indi-

vidual  layers  (2  to  10 cm  thick)  are  uniform,  with  flat  and

sharp contacts between them. A very fine horizontal lamina-

tion is dominat, passing rarely into moderate oblique (lithofa-

cies 8; Fl). Some laminated to massive siltstones, mudstones

and shales (lithofacies 9; Fm, Fcf, Fsc) contain carbonate pe-

dogenic (P) or bioturbation (B) horizons. The medium-grained

sandstones form only two low angle cross-beds (up to 12 cm

thick).

Vertical section T-9

Loc. The left slope of the Jelenská dolina Valley, SE from

700 m above sea level, the Starohorské vrchy Hills (Fig. 11).

Active  braided  channel  deposits  are  dominant  (up  to  5 m

thick, rarely more). They cyclically alternate one above the an-

other in the whole vertical sequence. They are mostly repre-

sented by the fine-grained conglomerates of the lithofacies 1,

3 and rarely 2 (facies Gm, Gp, Gt) and very coarse to coarse-

grained sandstones of the lithofacies 4 and 5 (facies St, Sp,

Sm, Sh) with planar and small trough cross-bedding as well as

parting  lineation.  Medium-  to  fine-grained  sandstones  with

low angle planar or small trough cross-bedding were identi-

fied as bar-top finer sediments. Fine backwater or abandoned

channel  fill  deposits  form  only  scarce  erosional  remnants  in

the second half of the vertical section. The whole T-9 vertical

section shows a very moderate upward fining, similar to that

within the individual bars.

The paleoflow directions of the smaller cross-beds show a

divergent  pattern  (Fig. 11),  to  the  NE  and  to  the  W.  These

measurements  probably  reflect  flow  divergence  with  respect

to mean channel direction.

Estimated  flow  depths  vary  overall  between  0.66 m  and

6.97 m and width values range from 29.7 m to 313.6 m. Their

bankfull equivalents indicate similar variability (Table 2). The

mean  paleslope  value  (S=0.009 mm

–1

;  total=23)  is  higher

than the maximum known from the recent river (0.007; Blair

& McPherson 1994). The bankfull water discharge fluctuates

similarly to the drainage area in dependence of bankfull great-

ness and changes of paleoslope (Table 2). The relatively high

mean bankfull water discharge is also reflected in the high mean

drainage area (Q

b

=2055.8 m

3

s

–1

, A

d

=39977.2 km

2

; Table 2).

Interpretation of the vertical sections and

paleohydrological data

Planar  cross-beds  that  dominate  the  bar  succession  were

probably deposited by migrating dunes. Similar planar cross-

Fig. 10. Vertical section through profile T-8. Explanations as Fig. 4.

RECONSTRUCTION OF FLUVIAL BARS FROM THE “BUNTSANDSTEIN FACIES” IN THE W CARPATHIANS           51

Fig. 11.  Vertical  section  through  profile  T-9.  Explanations  as

Fig. 4. The rose diagram shows divergent flow directions estimat-

ed from smaller cross-beds.

bedded successions were described in many modern and an-

cient braided fluvial deposits (Smith 1970; Rust 1972; Miall

1978, 1994; Ashley 1990; Selley 1996). Bedforms were both

simple and compound types, the latter with superposed small-

er bedforms. The paucity of fine-grained sediments and low

directional variability of the planar cross-beds supports depo-

sition in low-sinusoity bedload streams. Reactivation surfaces

indicate  frequent  fluctuation  of  flow  depth  and  velocity.

Change in the shape of the reactivation surfaces from convex-

up to concave-up probably represents a progressive lowering

of the flow stage (Fig. 7). Erosional truncation of the planar

cross-beds by lenticular, trough cross-bedded units is inferred

to represent a shallow, low-stage channel which dissected the

bar tops. The point bar within vertical sections T-11 and T-12

as well as T-5 (Figs. 4, 5 and 9) can be 3 to 5 m thick. The

point bar sequence from the bottom to the top is made up of

sandy and pebble sandy  megaripples. Internally, cross-bedded

units (10 to 50 thick) are present, laminae show high angles of

dip  (>30°).  Horizontal  bedding  of  the  upper  flow  regime  is

also present. This type of sequence most probably represents

the mid-bar facies (Levey 1978). The finer sediments of aban-

doned channel fills are present only in some erosive remnants.

The bars within sections T-1 and T-4 (Figs. 6 and 8) can be

interpreted as gravelly stream deposits. Fine-grained conglom-

erates  associated  with  pebble  sandstones  are  the  prevailing

type  of  sediments.  The  bedding  is  often  massive  with  clast-

supported  structure  and  often  streaming  lineation.  The  basal

part  of  bars  is  made  up  of  coarse  channel  lag  deposits  with

erosive  bounding  surfaces.  Those  prograde  to  trough  cross-

bedded  unit,  made  by  migrating  megaripples.  This  unit  is

overlain by the coset of planar cross-beds of transverse bars.

This subfacies corresponds to the upper part of the point bar.

The upper half of the section T-1 (Fig. 6) contains a very well

preserved  channel  and  bar  sequence.  This  bar  sequence  is

characterized by sinuous trend and steep foreset cross-stratifi-

cation.

The vertical profile T-9 represents a fully developed braided

bar sequence with gravel-sandy mixed sediments. Within the

schematic  vertical  sequence,  low-angle  planar  cross-bedded

fine  conglomerates  alternate  with  trough  cross-bedded  ones.

The  bar  top  sediments  are  formed  by  massive  or  horizontal

and  rippled  sandstones.  In  the  upper  part  of  the  profile  the

coarse-grained sandstones are dominant. They are character-

ized by mainly horizontal bedding (parting lineation), low-an-

gle planar cross-bedding (<10°), and trough cross-bedding.

Paleohydrological data were estimated for the braided fluvi-

al system of the Lúžna Formation using different formulas for

the estimation of hydrological parameters in the ancient river

system, proposed by various authors. The width and depth of

the preserved channel-fill structure in the Lúžna Formation are

presented in Table 1. A comparison of those results with cal-

culated values (Table 2) indicates large and significant differ-

ences.  Dimensions  measured  in  the  field  are  considerably

smaller. This probably reflects an inability to recognize, and

thus  also  measure,  greater  channel-fill  structure  in  the  field

due to strongly forested surface area. Outcrops of the exposed

Lúžna Formation sediments exceed several tens of meters in

width and a few or tens of meters in height.

Table 2  provides  various  hydrological  data  parameters  esti-

mated in this study for the Lúžna Formation sediments (includ-

ing mean and one standard deviation). The estimation of hydro-

logical  parameters  was  made  on  the  basis  of  the  thicknesses

measured from cross-bed structures (e.g. Ethridge & Schumm

1978). Standard errors in their application are often significant

and vary depending on the applied formula and the number of

data  points  used  to  derive  the  equations  (Miall  1976;  Turner

1980; Van der Neut & Eriksson 1999). The set thickness of pre-

served cross-beds was used to obtain a mean water depth (d

m

) in

meters by applying the Allen’s (1968) formula:

h=0.086 (d

m

)

1.19

                                                    (1)

where h is the thickness of cross-beds in meters, and d

m

 is the

mean water depth over the sedimentary structure, in meters.

The ratio between channel width and depth (F) may be esti-

mated by:

52                                                                                            VOZÁROVÁ

Fig. 12.  Binary  plot  of  paleoslopes  (S)  and  mean  annual  bankfull

discharge (Q

b

) values estimated for the Lúžna Formation rivers. The

maximum gradient (0.007) calculated for modern rivers and that as-

sociated  with  modern  alluvial  fans  (0.026)  are  taken  from  Blair  &

McPherson (1994).

F=225 M

–1.08

 (Schumm 1968)                              (2)

where M is the percentage of silt and clay in the channel pe-

rimeter. According to Schumm (1968), coarse bedload streams

have  M  values  of  less  than  5 %.  The  paleostreams  of  the

Lúžna Formation drainage system generally fall into this cate-

gory, as the sedimentary sequences have low matrix content,

and M is, therefore, assumed to be 5 % in this study. Substitut-

ing  this  value  in  the  equation  (2)  gives  a  channel  width  to

depth ratio of F=45. This value enables us to estimate of the

width of channel, w (in meters), by calculating:

w=45 d

m

 (Schumm 1968).                                    (3)

From this equation is possible to assess the average daily dis-

charge (approximation of mean annual discharge), Q

m

 (m

3

s

–1

),

by calculating:

Q

m

=vA                                                                   (4)

where A is the mean cross-sectional surface area of the chan-

nel (m

2

), approximated by multiplying the water depth (d

m

) by

channel depth (w). The mean bankfull channel depth (d

b

), in

meters, can be calculated from:

d

b

=0.6 M

0.34

 Q

0.29

 (Schumm 1969)                       (5)

and then the bankfull channel width to calculate (w

b

) from

w

b

=8.9 d

b

1.40 

(Leeder 1973).                                 (6)

According to Van der Neut & Eriksson (1999), this value

enables  a  more  realistic  estimation  of  an  average  daily  dis-

charge (Q

m

) than eqn (4), when it is applied to the formula of

Osterkamp & Hedman (1982):

Q

m

=0.027w

b

1.71

                                                     (7)

as eqn (4) reflects the maximum instantaneous discharge and

eqn (7) the average daily discharge. The gradient or slope of

the river is one of the fundamental hydraulic parameters con-

trolling channel morphology. The estimation of the stream pa-

leoslope (S), in mm

–1

, was calculated by formulas:

S=60 M

–0.38

 Q

m

–0.32

 (Schumm 1968)                  (8a)

S(1)=30 (F

0.95

/w

0.98

) (Schumm 1972)                 (8b)

as the second estimation of Q

m

 (eqn 7) it is applied to eqn (8a).

These  two  values  provide  an  approximate  range  of  possible

paleoslope values for the Lúžna Formation braided channels.

The boh S values enable to estimate two bankfull water dis-

charge values, using:

Q

b

=4.0 A

b

1.21

S

2.28

 (Williams 1978)                       (9)

where A

b

=d

b

×w

b

. Similar to this, Leopold et al. (1964) pro-

vide an estimation of the probable drainage area for river sys-

tem by the formula:

Q

b

=(A

d

)

b

                                                               (10)

where A

d

 is drainage area (km

2

). This value was used for cal-

culation of supposed stream length. According to Leopold et

al. (1964), the principal stream length has a stable and con-

stant relationship to the drainage area and is approximated by

the formula:

L=1.4 (A

d

)

0.6

                                                        (11)

where L is the stream length (km).

The set of the above mentioned formulas was used by Turn-

er (1980) for determination of the paleohydrological data of

the Upper Triassic Molteno Formation as well as by Van der

Neut & Eriksson (1999) for the fluvial river system of the Pro-

terozoic  Wilgerivier  Formation.  Both  the  Molteno  and

Wilgerivier Formations are inferred to reflect predominantly

braided-river deposition systems (l.c.). Compared to the Lúžna

Formation  data  (n=71)  the  previous  authors  supported  their

results by the much greater set of paleohydrological data, for

the Wilgerivier Formation of a total of 810 set thicknesses and

for  the  Molteno  Formation  of  a  total  of  137.  Table 2  shows

that all except two mean hydrological parameter estimated for

the Lúžna Formation river deposits are a bit lower than their

equivalent values derived from the Wilgerivier Formation (Ta-

ble 3). The exceptions are the mean S(1) value and both A

d

 pa-

rameters, which are relatively higher for the Lúžna Formation.

There is a strong dependence between the values of mean

annual bankfull discharge (Q

b

) as well as paleoslope (S) and

drainage area (A

d

) (Table 2). The paleoslope values (S) esti-

mated  for  the  Lúžna  Formation  braid-channels  lie  between

those generally found for alluvial fans (>0.026) and for rivers

(<0.007) (Blair & McPherson 1994), since the Lúžna Forma-

tion mean value are for S=0.0099 and for S(1)=0.0319 (Ta-

ble 2). Blair & McPherson (1994) ascertained a distinct break

in nature in the longitudinal slopes of fluvial distributary sys-

tems,  between  those  found  on  alluvial  fans  (slopes  ranging

from 0.026 to 0.466) and those characteristic for river fluvial

systems (maximum slope approx. 0.007). Paleoslopes estimat-

ed for the Lúžna Formation (in spite of a bit higher S(1) value)

fall mostly into the gap discussed above (Fig. 12), indicating

RECONSTRUCTION OF FLUVIAL BARS FROM THE “BUNTSANDSTEIN FACIES” IN THE W CARPATHIANS           53

 

 

 

Wilgerivier 

Formation 

h    

(m) 

d

m 

(m) 

w     

(m) 

Q

m 

 

(m

3

m

–1

) 

d

b

 

(m) 

w

b  

 

(m) 

Q

m

(1) 

(m

3

m

–1

) 

S   

(mm

–1

) 

S(1) 

(mm

–1

) 

Q

b 

 

(m

3

m

–1

) 

Q

b

(1) 

(m

3

m

–1

) 

A

d      

 

(km

2

) 

A

d

(1)

   

 

(km

2

) 

L    

(km) 

L(1) 

(km) 

mean 

0.23  2.23  100.57  198.32  4.50  74.19 

45.44 

0.01 

0.02 

1378.19  1564.77  16760.77  19624.53  440.42  489.29 

stand. deviation 

0.12  0.94    42.25  191.90  1.05  24.81 

27.76 

0.00 

0.01 

  967.64  1015.29  17005.64  18250.84  237.56  244.96 

 

Table 3: Mean paleohydrological data estimated for the Wilgerivier Formation (Van de Neut & Eriksson 1999).

Fig. 13.  Binary  plot  of  mean  annual  bankfull  discharge  (Q

b

)  and

drainage area values (A

d

) estimated for the Lúžna Formation rivers.

braided channels different in character to either modern fans

or  bedload  fluvial  systems.  The  inferred  values  also  corre-

spond very well with paleoslope parameters estimated for the

Wilgerivier  ancient  braided  alluvia  (Table 3).  The  direct  de-

pendence of discharge values on the size of the drainage area,

applicable to river systems in general, is also reflected in the

paleohydraulic estimates for the Lúžna Formation, as illustrat-

ed in the binary plot of Q

b

 again A

d

 (Fig. 13).

Evidence for a braided stream interpretation for the Lúžna

Formation includes the predominance of cross-bedded (main-

ly planar) medium- to coarse-grained sheet sandstones, subor-

dinate imbricated conglomerate beds, finer pebble and more

common sandy channel-fill structure, consistently oriented N-

S paleocurrent trends exhibiting only a small variation in di-

rection and scarcity of mudrocks. The hydrological data from

the Lúžna Formation reflect braided-river setting, with no evi-

dence  of  significant  suspended  load  or  floodplain  influences.

Generally, the Lúžna Formation it thought to have been deposit-

ed within an active tectonic setting, following after a relatively

short  period  of  pre-Triassic  tectonic  stabilization  linked  with

rapid weathering. The Lower Triassic mature sediments were

deposited along a linear steep and faulted margin, bordered by

a number of alluvial draining system. A predominant braidplain

environment, with subordinate abandoned channels and small

endorheic basins, proceeded to lagoonal and shallow water con-

ditions in its distal part. An active tectonic faulting in the prove-

nance area led to the origin of segmented depositional margins

and thus, to a number of alluvial drainage areas of varying size.

A semi-arid climate is inferred for the Lúžna Formation in gen-

eral, owing to the presence of alluvial and aeolian deposits (e.g.

presence of ventifacts, layers of sandstones with a high degree

of sorting and mudrocks with carbonate nodules).

Concerning  basin  paleogeography,  distributions  of  the

Lúžna Formation facies give evidence of the development of

a broader braidplain in the foreland of the erosional highlands

(Fig. 14).  The  main  reasons  for  the  origin  of  this  extensive

braidplain were the frequency and intensity of ephemeral at-

mospheric  precipitation  to  provide  high-capacity  discharge

rates and volumes in the streams and tectonic rejuvenation of

the relief in the provenance area to enable steep slopes. These

factors together with aggressive weathering and a very rapid

rate of erosion in the absence of land vegetation in the prove-

nance area resulted in origin of an extensive braidplain, which

was covered by a network of a highly- to moderately-braided

river  system.  Thin  aeolian  sheet  and  dune  sandstones  repre-

sent  separate  intervals  within  the  braided  fluvial  sediments.

The Lúžna Formation upward fining is associated with decline

in the sinusoity of watercourses. Moderately- to weakly braid-

ed sandy river system passed upward to sandy/muddy inland

floodplain.  Scarse  bioturbation  horizons  were  occasionally

recognized in the upper part of shallow channels or thin sheet-

flood sandy/silty sediments as well as the playa mudstone as-

semblage.  These  indicate  low-energy  or  stagnant  conditions

which  led  to  installation  of  endofauna  and  organogenic  re-

working of sediments. Upward decreasing of sedimentary sup-

ply and basin energy was connected with increasing of aridity.

This is documented by the presence of pedogenic horizon with

carbonate nodules, laminae of dolomites and lenses of evapor-

ites in places.

In terms of general depositional modelling, the Lúžna For-

mation Buntsandstein facies sedimentary area passed through

a broad braidplain river system and inland floodplain from the

north to a coastal floodplain in front of the invading carbonat-

ic sea to the south.

Conclusions

The common features that characterize the bar succession in

the Lúžna Formation are:

1.  the  presence  of  succession  of  planar  cross-beds  above

a major erosion surface and paucity of fine-grained sediments

in the succession;

Fig. 14.  Scheme  of  paleoenvironmental  evolution  of  the  Lúžna

Formation sedimentary system.

54                                                                                            VOZÁROVÁ

2. transition of the solitary planar cross-beds into compound

cross-beds or into cosets of smaller trough cross-beds;

3. the presence of shallow channels that cut down into the

top of large beds and are filled with small trough cross-beds;

4. the bar succession of the Lúžna Formation were formed

during rapidly fluctuating flow conditions; bars were mostly

of mid-channel type;

5. the channels had a low sinusoity;

6. the fluvial system was characterized by the contempora-

neous existence of both shallow and deeper channels;

7. low dispersion of paleocurrents measured from large pla-

nar cross-beds.

The vertical profiles of the Lower Triassic Lúžna Formation

sediments  indicate  a  sand-dominant  braided  stream  model.

The  basal,  more  proximal  sequence  contains  mixed  sandy-

gravel  material  and  no  or  a few  mudrock  layers.  The  upper

part of the Lúžna Formation clastic succession is sand domi-

nated, with some often thin mudrock intercalations and better

developed fining upward cyclicity within bars. Inland flood-

plain facies with bioturbations and pedogenic horizons as well

as playa evaporite intervals occur only in its uppermost part.

The paleohydrological data from the Lúžna Formation re-

flect  a braided  river  setting,  which  is  characterized  by  rapid

and large fluctuations in river discharge (Q

m

 and Q

b 

variables;

Table 2). Paleoslopes are close to the maximum known from

modern rivers (0.007), but those  estimated for the Lúžna For-

mation (0.0099) (Table 2) fall between this maximum and val-

ues corresponding to modern fans (>0.026). The faulted mar-

gins  of  the  Lúžna  Formation  depositional  area  provided

a number of smaller drainage areas and aggressive weathering

and high erosion rates promoted formation of sandy detritus

close to the former source area. High-gradient braided and in-

termittent torential storms played an important role on these

braided floodplains.

Acknowledgments:  This  research  was  supported  by  Grant

Project No. 1/8205/01 of the Scientific Grant Agency of Edu-

cation of Slovak Republic and Slovak Academy of Sciences,

Commission VEGA No. 3., on Science of Earth and Cosmos.

The author is grateful to P. Karnkowski (Warszawa), T. Peryt

(Warszawa) and G.H. Bachman (Halle) for their stimulating

and valuable comments and careful review of the manuscript,

to R. Vojtko for assistance with paleocurrent diagrams and E.

Petríková for graphic demonstrations of figures.

References

Allen J.R.L. 1968: Current Ripples. Their relation to patterns of wa-

ter and sediment motion. N. Holand, Amsterdam, 1–433.

Allen J.R.L. 1983: Studies of fluviatil sedimentation: bars, bar-com-

plexes and sandstones sheets (low-sinusoity braided streams) in

Brownstones  (L.  Devonian),  Welsh  Borders.  Sed.  Geol.  33,

237–293.

Andrusov D. 1959: Geology of Czechoslovak Carpathians. II

nd

 part.

Slov. Acad. Sci., Bratislava, 1–376 (in Slovak).

Andrusov D. 1960: Die geologische Entwicklung der Klippenzone und

der zentralen Westkarpaten. Mitt. Geol. Gesell. (Wien) 511–518.

Andrusov D., Bystrický J. & Fusán O. 1973: Outline of the structure

of the West Carpathians. Guide-book for Geol. Exc. X. Congr.

of CBGA, D. Štúr Geol. Inst., Bratislava, 1–362.

Ashley G.M. 1990: Classification of large-scale subaqueous bedforms:

a new look at an old problem. J. Sed. Petrology 60, 160–172.

Biely  A.  (Ed.),  Bezák  V.,  Eleèko  M.,  Gross  P.,  Kalièiak  M.,

Koneèný V., Lexa J., Mello J., Nemèok J., Potfaj M., Rakús M.,

Vass D., Vozár J. & Vozárová A. 1996: Explanation to geologi-

cal map of Slovakia, 1:500,000. D. Štúr Publ., Bratislava, 1–76.

Blair T.C. & McPherson J.G. 1994: Alluvial fans and their natural

distinction  from  rivers  based  on  morphology,  hydraulic  pro-

cesses, sedimentary processes, and facies assemblages.  J. Sed.

Res. A64, 450–489.

Cant  D.J.  &  Walker  R.G.  1978:  Fluvial  processes  and  facies  se-

quences in the sandy braided South Saskatchevan River, Cana-

da. Sedimentology 25, 625–638.

Dzulinski  S.  &  Gradzinski  R.  1960:  Source  of  the  Lower  Triassic

clastics  in  the  Tatra  Mountains.  Bull.  Acad.  Pol.  Sci.,  Géol.

Géogr. 8, 45–48.

Ethridge F.G. & Schumm S.A. 1978: Reconstructing palaeochannel

morphologic  and  flow  characteristics:  methodology,  limita-

tions, and assesment. In: A. Miall (Ed.): Fluvial sedimentology.

Canad. Soc. Petrol. Geol. Mem. 5, 703–721.

Fejdiová  O.  1980:  Lúžna  Formation  —  the  formal  Lower  Triassic

lithostratigraphical unit. Geol. Práce, Spr. 74, 95–102 (in Slo-

vak).

Fergusson  R.I.  1993:  Understanding  braiding  processes  in  gravel-

bed  rivers:  progress  and  unsolved  problems.  In:  Best  J.L.  &

Bristow C.S. (Eds.): Braided rivers. Spec. Publ. Geol. Soc. Lon-

don 75, 1–11.

Haszeldine R.S. 1983: Fluvial bars reconstructed from deep straight

channel,  Upper  Carboniferous  coalfield  of  northeast  England.

J. Sed. Petrology 53, 1223–1247.

Hók J. 1989: Paleocurrent analysis and genesis of Lúžna Beds in SE

part  of  Tribeè  Mountains.  Region.  Geol.  Západ.  Karpát,  25,

137–141 (in Slovak).

Kirk M. 1983: Bar developments in a fluvial sandstones (Westpha-

lian A), Scotland. Sedimentology 30, 727–742.

Leeder M.R. 1973: Fluviatile fining-upward cycles and the magni-

tude of palaeochannels. Geol. Mag. 110, 265–276.

Leopold L.B., Wolmann G.M. & Miller J.P. 1964: Fluvial processes

in river Geomorphology. Freeman, San Francisco, 1–460.

Levey R.A. 1978: Bed form distribution and internal stratification of

coarse-grained point bars upper Congaree River, S.C. In: Miall

A.D.  (Ed.):  Fluvial  sedimentology.  Canad.  Soc.  Petrol.  Geol.

Mem. 5, 105–127.

Limanowski  M.  1903:  Permian  and continental  Triassic  in  Tatra.

Pamiet. Tow. Tatrzañskiego (Kraków) 24, 140–196 (in Polish).

Matìjka  A.  &  Andrusov  D.  1931:  Aperçu  de  la  géologie  des  Car-

pathes  Occidentales  de  la  Slovaquie  Centrale  et  des  régions

avosinantes. Knih. Stát. Geol. Úst. (Praha) 13, 19–163.

Miall  A.D.  1976:  Palaeocurrent  and  palaeohydrologic  analysis  of

some  vertical  profiles  through  a Cretaceous  braided  stream

deposits,  Banks  Island,  Arctic  Canada.  Sedimentology  23,

459–483.

Miall  A.D.  1978:  Lithofacies  types  and  vertical  profile  models  in

braided river deposits: a summary. In: Miall A. D. (Ed.): Fluvi-

al sedimentology. Canad. Soc. Petrol. Geol. Mem. 5, 597–604.

Miall  A.D.  1985:  Architectural  element  analysis:  a new  method  of

facies  analysis  applied  to  fluvial  deposits.  Earth  Sci.  Rev.  22,

261–308.

Miall  A.D.  1994:  Reconstructing  fluvial  macroform  architecture

from  two-dimensional  outcrops:  examples  from  Castlegate

Sandstone, Book Cliffs, Utah. J. Sed. Res. B64, 146–158.

Mišík  M.,  Chlupáè  I.  &  Cicha  I.  1985:  Stratigrafical  and historical

geology. Slov. Pedag. Nakl., Bratislava, 1–570 (in Slovak).

Mišík M. & Jablonský J. 1978: Lower Triassic quartzites and con-

glomerates in Malé Karpaty Mountains (pebble analysis, trans-

RECONSTRUCTION OF FLUVIAL BARS FROM THE “BUNTSANDSTEIN FACIES” IN THE W CARPATHIANS           55

port direction, genesis). Acta Geol. Geogr. Univ. Comen. 33, 5–

36 (in Slovak).

Mišík  M.  &  Jablonský  J.  2000:  Lower  Triassic  quartzites  of  the

Western  Carpathians:  transport  direction,  source  of  clasts.

Geol. Carpathica 51, 4, 251–264.

Osterkamp  W.R.  &  Hedman  E.R.  1982:  Perennial  streamflow

characteristics  related  to  channel  geometry  and  sediment  in

Missouri  River  Basin.  Profess.  Pap.  Geol.  Surv.  Washington

1242, 1–37.

Passendorfer E. 1951: Triassic in the Tatra Mountains. Regional Ge-

ology of Poland (Warszawa) I/1,  1–51 (in Polish).

Roniewicz P. 1966: Lower Werfenian (Seisian) clastics in the Tatra

Mountains. Acta Geol. Pol. 16, 1–90 (in Polish).

Rust B.R. 1972: Structure and processes in a braided river. Sedimen-

tology 18, 221–245.

Rust B.R. & Jones B.G. 1987: The Hawkesbury Sandstone south of

Sydney,  Australia:  Triasssic  analogue  of  a large  braided  river.

J. Sed. Petrology 57, 222–233.

Schumm S.A. 1968: River adjustment to altered hydrologic regimen

—  Murrumbidgee  River  and  palaeochannels,  Australia.  Pro-

fess. Pap. Geol. Surv. Washington 598, 1–65.

Schumm  S.A.  1969:  River  metamorphosis.  Proc.  Amer.  Soc.  Civ.

Eng., J. Hydraul. Div. HY1, 255–273.

Schumm S.A. 1972: Fluvial palaeochannels. In: Rigby J.K. & Ham-

blin W.K. (Eds.): Recognition of Ancient sedimentary environ-

ments. Spec. Publ. Soc. Econ. Pal. Miner. 16, 98–107.

Selley R.C. 1996: Ancient sedimentary environments and their sub-

surface diagnosis. 4

th

 Ed. Chapman & Hall, London, 1–300.

Smith N.D. 1970: Braided stream depositional environment: compari-

son  of  the  Platte  river  with  some  Silurian  clastic  rocks,  north-

central Appalachian. Geol. Soc. Amer. Bull. 81, 2993–3014.

Štúr  D.  1860:  Bericht  über  die  geologicshe  Übersichtaufname  des

Wassergebietes der Waag und Kremnitz. Jb. K.-Kön. Geol. Reich-

sanst. (Wien) 15, 297–319.

Turner  B.R.  1980:  Palaeohydraulics  of  an  upper  braided  river  sys-

tem in the main Karoo Basin, South Africa. Trans. Geol. Soc. S.

Afr. 83, 425–431.

Uhlig V. 1903: Bau und Bild der Karpaten. Bau und Bild Östereichs,

Wien-Leipzig, 651–911.

Van der Neut M. & Eriksson P.G. 1999: Paleohydrological parame-

ters  of  a Proterozoic  braided  fluvial  system  (Wilgerivier  For-

mation,  Waterberg  Group,  South  Africa)  compared  with

a Phanerozoic example. Spec. Publ. Int. Ass. Sed. 28, 381–392.

Vozárová A., Janošov J. & Šarinová K. 2003: Tourmaline-enriched

horizons  in  the  Lower  Triassic  quartzose  sediments  from  the

Tribeè  Mountains,  Tatric  Unit,  Western  Carpathians  (Slova-

kia). Slovak Geol. Mag. 9, 65–75.

Vozárová  A.  &  Vozár  J.  1996:  Terranes  of  the  West  Carpathian-

North Panonian domain. Slovak Geol. Mag. 1–96, 65–85.

Williams  G.E.  1978:  Bank-full  discharge  of  rivers.  Wat.  Resour.

Res. 14, 1141–1154.

Wiliams  G.E.  &  Rust  B.R.  1969:  The  sedimentology  of  a braided

river. J. Sed. Petrology 39, 649–679.

Willis B. 1993: Ancient river system from the Himalayan foredeep,

Chinji Village area, northern Pakistan. Sed. Geol. 8, 1–76.

Wizevich M.C. 1992: Sedimentology of the Pensylvanian quartzose

sandstones  of  the  Lee  Formation,  central  Appalachian  Basin:

fluvial  interpretation  based  on  lateral  profile  analysis.  Sed.

Geol. 78, 1–47.

Zoubek V. 1930: Geological studies of the root zone of the subtatric

zone and its surronding zones south from Podbrezová. Vìst. St.

Geol. Úst. (Praha) 6, 190–214 (in Czech).