background image


The ichnological record across  the Cretaceous/Tertiary

boundary in turbiditic sediments  at Uzgruò  (Moravia,

Czech Republic)








Institute of Geological Sciences, Jagiellonian University, Oleandry 2a, 30-063 Kraków, Poland;


Czech Geological Survey, branch Brno, Leitnerova 22, 600 00 Brno, Czech Republic;


Institute of Geology, Academy of Sciences of the Czech Republic, Rozvojová 135, 165 00 Praha 6, Czech Republic;

(Manuscript received June 19, 2003; accepted in revised form March 16, 2004)

Abstract: The deep-sea, distal turbiditic deposits at Uzgruò have recorded no significant change of trace fossil diversity

and ichnofabrics across the Cretaceous/Tertiary (K/T) boundary interval. There is no evidence of any ecological catas-

trophe that can be related to the K/T event. The trace fossil association is rather poor in diversity. This can be related to

a general oligotrophy and poor preservation potential. The producers of the discussed trace fossils, dominated by Chon-

drites intricatus (Brongniart), Chondrites targionii (Brongniart), Ophiomorpha annulata (Ksi¹¿kiewicz), Ophiomorpha

rudis (Ksi¹¿kiewicz), Palaeophycus tubularis Hall, Planolites isp., Phycosiphon incertum Fischer-Ooster, Thalassinoides

isp. and Trichichnus isp. lived in a habitat, which had not been influenced by the event.

Key words: Cretaceous/Tertiary boundary, Western Carpathians, flysch, ichnology, ichnofabric.


Trace fossils and ichnofabrics provide important data about the

paleoenvironment, especially about oxygenation, food supply,

rate of sedimentation, and paleodepth (Frey 1975; Ekdale et al.

1984a;  Frey  &  Pemberton  1985;  Pemberton  1992;  Donovan

1994; Bromley 1996 and others). Therefore, they can be useful

for  multivariate  studies  on  the  Cretaceous/Tertiary  (K/T)

boundary. Examples already exist in the literature. In the Danish

chalk, they indicate upward shoaling across the boundary, a lo-

cal anoxia in the shallow part of the basin and oxygenated envi-

ronment in the deeper part recorded in bioturbated marls of the

Fish Clay (Ekdale & Bromley 1984). In Alabama, trace fossils

excluded that the clastic deposits at the K/T boundary are cata-

strophic  tsunami  deposits,  but  they  indicate  rather  sea-level

changes (Savrda 1993). In the deep-sea (but above CCD) de-

posits in NE Mexico, Ekdale & Stinnesbeck (1998) recognized

at least three colonization episodes in clastics of the K/T bound-

ary layers in, which indicate a long period of time between the

possible extraterrestrial impact and extinction of the Cretaceous

plankton. According to preliminary analyses of ichnofabric at

the  K/T  boundary  at  Agost  (SE  Spain)  by  Rodríguez-Tovar

(2001),  a  tiered  ichnoassemblage  with  Planolites,  Thalassi-

noides, Chondrites and Zoophycos occur there.

In this study, trace fossils and ichnofabrics are used for bet-

ter understanding of paleoenvironment represented by the K/T

interval from the Uzgruò section in the Western Carpathians.

Previous work and geological setting

The K/T interval in the Uzgruò section is situated in the left

bank cut of an unnamed creek NNE of the Uzgruò settlement,

near  Velké  Karlovice  close  to  the  Czech-Slovak  border

(Fig. 1).  The  K/T  section  consists  of  two  isolated  outcrops

close  to  each  other  (points  No.  19  and  20  of  Bubík  et  al.

1999). Correlation of both outcrops is easily possible because

of the overlap of a characteristic interval. The composed sec-

tion is about 9 m thick.

The  sediments  in  the  Uzgruò  vicinity  belong  to  the  Raèa

Unit of the Magura Group of Nappes in the Outer Flysch Car-

pathians. Sediments of the Uzgruò section can be assigned to

the Soláò Formation. Multistratigraphy of the K/T boundary

interval of the section was recently investigated and discussed

by Bubík et al. (2002).

Trace  fossils  from  the  K/T  boundary  interval  of  the  Car-

pathians have not been studied in detail yet. Uchman (1991)

generally and briefly analysed the Incoceramian Beds (Senon-

ian  to  Paleocene)  of  the  Polish  Carpathians  but  the  K/T

boundary has not been precised yet within this member. Ich-

Fig. 1. Location map. The Uzgruò locality is marked by an asterisk.

background image

58                                                                           UCHMAN, BUBÍK and MIKULÁŠ

noassemblage of the Incoceramian Beds displays evidence of

environmental stress (possible oligotrophy) and limited pres-

ervation potential in comparison to the Eocene formations, but

this stress is not related to the K/T event. However, the trace

fossil association of the Incoceramian Beds is similar to that of

the Uzgruò section (see below).

The section shows characteristic flysch type lithology with

prevailing  grey-green,  grey,  and  dark  grey  mudstones  over

siltstones and fine- to medium-grained greywacky sandstones.

Analysis of the mudstones from the K/T boundary interval re-

vealed  quartz,  plagioclase,  mica,  chlorite,  kaolinite  (and  re-

spectively calcite in the calcareous turbidite layers). Less fre-

quently, thin layers of marlstones and rarely lutitic carbonates

occur. The marlstones contain up to 45 % of carbonate. Tur-

biditic  mudstones  usually  have  less  than  10 %  of  carbonate.

Hemipelagic mudstones are solely non-calcareous. The lutitic

carbonates  are  close  to  dolomitic  limestones  or  dolomites.

Carbonates  and  calcareous  mudstones  are  restricted    to  the

Maastrichtian part of the section.

The sedimentary succession across the K/T near Uzgruò can

be characterized as alternation of thin-bedded muddy turbid-

ites and hemipelagites. A few thicker sandy turbidites (up to

40 cm  thick)  occur  close  to  the  K/T  boundary.  Most  of  the

sandstone beds show ripple-lamination and are up to few cm

thick.  Commonly  the  beds  pinch  out  after  a  short  distance.

Silty-muddy  turbiditic  beds  are  very  common.  The  coarsen-

ing-upward trend across the K/T boundary interval observed

by Bubík et al. (1999) also occurs in the section scale. Turbid-

ites consisting only of muddy intervals represent about 60 %

of the total number of the turbidites in the Maastrichtian part,

but only 30 % of the Paleocene part. Turbidites containing a

sandy interval are more frequent in the Paleocene (25 %) than

in the Maastrichtian part (7 %). Figure 6 contains a presumed

comparison  of  the  Uzgruò  turbidites  to  turbidite  models  by

Stow (1985), Piper (1978) and Bouma (1962).

In  some  thicker  (5–10 cm  thick)  hemipelagites,  thin  silty

layers occur besides typical turbidites; they display no sharp

base but clear inverse gradation at the base and normal grada-

tion  at  the  top.  Such  layers  may  represent  the  sediments  of

bottom currents.

Relatively distinct erosion was observed in the upper part

of the section approximately 2 m above the base of the Pale-

ocene. On the distance of two meters, approximately 20 cm

of the deposit (two turbidite rhythms) were removed by ero-


The accumulation rate for the Uzgruò section cannot be cal-

culated precisely because the only chronometric datum refers

to the K/T boundary; but estimation can be made on the basis

of biostratigraphy. Sediments of the documented section are

separated from the underlying beds by a fault, which is cov-

ered by the stream bed as is evident from different successions

in the opposite creek banks. The Maastrichtian part of the sec-

tion is about 6 m thick. The segment of the section from the

opposite bank, which is assigned to the Micula prinsii Zone

(latest Maastrichtian), has the same or slightly greater thick-

ness. The next closely situated outcrop, but separated by a lo-

cal thrust, was dated to the older Nephrolithus frequens Zone.

Nevertheless, on the basis of this field situation, it was possi-

ble to conclude that the Micula prinsii Zone from the Uzgruò

section is at least 20 m thick. Relating this value to the dura-

tion of the M. prinsii Zone from the North Atlantic of about

220 ky  (Henriksson  1993),  the  average  sedimentation  rate

reaches at least 9 cm/ky, and at least 3.6 cm/ky for hemipelag-

ites in the compacted shale. This estimation is very tentative,

but it implies relatively rapid deposition.

The completeness of the Uzgruò K/T section was evaluated

using trace fossils, which can help in recognition of erosion

(Wetzel  &  Aigner  1986).  Foremost,  an  occurrence  of  trace

fossils preserved as semi-reliefs due to scouring and casting

indicate  erosion  at  the  base  of  turbidites.  There  are  only  a

small  number  of  beds  in  the  Uzgruò  section,  which  contain

trace fossils of this sort. In most cases, the hemipelagic layer is

preserved below the sole of the turbidites. Consequently, ero-

sion has been relatively small on the deep-sea floor and the

section  is  almost  complete.  Thick  sandstone  beds  with  flute

casts  may  represent  exceptions.  Nevertheless,  even  in  this

case, the underlying bed has been eroded only partly. It seems

that  in  most  cases  the  erosion  removed  no  more  than  a  few

millimeters of sediment, which can be deposited approximate-

ly within several tens of years.

Material and methods

Trace fossils and ichnofabrics have been investigated in the

field  and  laboratory.  Each  bed  has  been  examined.  The  soft

fine-grained parts of the beds have been polished in the field

using  water-proof  abrasive  paper  and  running  water.  Differ-

ently  oriented  polished  slabs  have  been  easily  obtained  by

means of this method. Trace fossils have been also observed

on the parting and bedding surfaces. In this way, the ichnofab-

ric and its change within a bed was analysed. The material has

been documented in the field and later in the laboratory.

Synopsis of ichnotaxa

Twelve ichnospecies (see below) have been recognized in

the investigated section. Cross-sections of the trace fossils on

surfaces of the polished slabs are illustrated in Figs. 2 and 3.

Arthrophycus cf. tenuis (Ksi¹¿kiewicz 1977) occurs gregari-

ously  as  semi-reliefs  of  subhorizontal,  hypichnial,  convex

ridges.  The  ridges  are  1.0–1.5 mm  wide  and  up  to  35 mm

long. They are straight, rarely branched and oriented in differ-

ent directions. Arthrophycus tenuis was previously described

under  the  ichnogenus  Sabularia  (Ksi¹¿kiewicz,  1977).  Uch-

man  (1998)  recommended  that  this  ichnogenus  should  no

longer be used and included Sabularia tenuis in the ichnoge-

nus Arthrophycus Hall on the basis of the very fine perpendic-

ular striae, which, however, are commonly not preserved. The

described form is smooth, but it displays the characteristic ge-

ometry and size of A. tenuis.

Chondrites intricatus (Brongniart, 1823) (Figs. 2C, 3B) oc-

curs as a system of tree-like branching, downward penetrating,

markedly flattened tunnels, less than 1.0 mm in diameter. The

tunnels form acute angles. In cross-sections it occurs as patch-

es of circular to elliptical spots and short bars. Commonly, the

fill of the trace fossil is darker than the host rock. For a more

background image


Fig. 2. Examples of trace fossils and ichnofabrics. A — Chondrites targionii against  totally bioturbated background, horizontal section, tur-

biditic mudstone, ICH-10. B — Chondrites targionii in a laminated mudstone-siltstone, slightly oblique section, ICH-79. C — Chondrites

intricatus (Ch) and Planolites isp. (P) against totally bioturbated background, horizontal to slightly oblique section, hemipelagic mudstone,

ICH-7. D — Nereites irregularis from a hemipelagic mudstone, slightly oblique section, ICH-83.  E —  Ophiomorpha annulata (Oa) and

?Chondrites targionii (Cht) turbiditic siltstone, ICH-2, slightly oblique section. F — Ophiomorpha annulata on the sole of turbiditic sand-

stone, field photograph. G — Ophiomorpha rudis on the sole of thick-bedded turbiditic sandstone, field photograph. Scale bars = 1 cm.

background image

60                                                                           UCHMAN, BUBÍK and MIKULÁŠ

extensive  discussion  of  the  ichnogenus  Chondrites  see  Fu

(1991) and Uchman (1999).

Chondrites  targionii  (Brongniart,  1823)  (Fig. 2A,B,E)  is

represented by endichnial, tubular, flattened tunnels branched

in  a  dendroid  manner.  Branches  are  commonly  slightly

curved.  The  tunnels  are  1–2 mm  wide.  In  cross-section  it  is

similar to C. intricatus, but distinctly larger.

Nereites irregularis (Schafhäutl, 1851) (Fig. 2D) is a tightly

to loosely meandering, rarely spirally coiled endichnial trace

fossil,  2–5 mm  wide.  It  is  composed  of  a  central,  light-co-

loured faecal string, and a dark envelope zone. The faecal string

occupies  about  40 %  of  the  width.  For  more  information  on

Nereites see Uchman (1995a) and Mángano et al. (2002).

Ophiomorpha annulata (Ksi¹¿kiewicz, 1977) (Figs. 2E,F, 4)

is  an  exichnial,  hypichnial  or  rarely  epichnial,  straight  to

slightly  winding,  vertical,  oblique  to  horizontal,  cylindrical,

walled trace fossil preserved in full-relief, 3–9 mm in diame-

ter. It is filled mostly with sandy material. In flysch deposits

this trace fossil rarely displays a wall covered with small oval

knobs, which are characteristic of the ichnogenus Ophiomor-

pha (Uchman, 1995a).

Ophiomorpha rudis (Ksi¹¿kiewicz, 1977) (Fig. 2G) is pre-

served  as  vertical  to  subvertical  cylindrical,  walled  or  un-

walled,  sand-filled,  rarely  branched  tunnels,  9–15 mm  in  di-

ameter. Some branches penetrate horizontally along bedding

surfaces. The exterior part of the tunnels is smooth or displays

indistinct, irregular sandy granules. Ophiomorpha rudis pene-

trates up to 30 cm through at least a few turbidites.

Palaeophycus tubularis Hall, 1847 is an endichnial horizon-

tal,  branched,  smooth,  thinly  lined,  winding  cylindrical  bur-

row on the lower bedding surface, 3–10 mm in diameter. For

discussion of Palaeophycus see Pemberton & Frey (1982) and

Keighley & Pickerill (1995).

Planolites  isp.  (Fig. 2C)  are  variably  oriented,  but  mostly

horizontal,  cylindrical  trace  fossils  without  wall,  3–6 mm  in

diameter. In cross-sections, they appear as oval spots contrast-

ing in colour against the surrounding rock. They are preserved

also on the soles of sandstone beds in full-relief. For discus-

sion of Planolites see Pemberton & Frey (1982) and Keighley

& Pickerill (1995).

Phycosiphon incertum Fischer-Ooster, 1858 (Fig. 3A) is ob-

served in horizontal polished slabs as curved endichnial lobes,

Fig. 3. Examples of trace fossils and ichnofabrics. A — Phycosiphon incertum, turbiditic siltstone, ICH-2, horizontal section. B — Plano-

lites isp. (P) and Chondrites intricatus (Ch), hemipelagic mudstone, ICH-81, slightly oblique section. C — Taenidium isp. from a hemipelagic

mudstone, ICH-83, horizontal section. D — Taenidium isp. (Ta) from a turbiditic laminated siltstone, ICH-92, slightly oblique section. E —

Trichichnus isp. (Tr) against mottled background, hemipelagic mudstone, ICH-96, horizontal section. F — Trichichnus isp. (Tr) against mot-

tled background, dark turbiditic siltstone to claystone, ICH-17, slightly oblique section. Scale bars = 1 cm.

background image


2 mm  wide  and  up  to  20 mm  long,  encircled  by  a  marginal

tunnel, which is 0.7–1.0 mm wide. In vertical cross-sections it

occurs as patches of dark, elongated spots, about 1 mm in di-

ameter, surrounded by a light mantle. More information about

Phycosiphon can be found in Wetzel & Bromley (1994).

?“Rotundusichnium” zumayense (Gómez de Llarena, 1946)

consists  of  spirally  coiled,  partially  overlapping  endichnial

ribbons inclined toward the centre of the spiral. Only a single,

poorly preserved spiral, 30–35 mm wide, has been found. For

discussion of this ichnospecies see Uchman (1998).

Taenidium  isp.  (Fig. 3D)  is  an  oblique  to  horizontal,  un-

walled, simple, tubular meniscate trace fossil, in which menis-

ci  display  different  colour  than  the  host  rock.  It  is  10 mm

wide. Taenidium was discussed by D’Alessandro & Bromley

(1987) and Keighley & Pickerill (1994), who regarded it as a

burrow  of  vagile  deposit-feeding  organisms,  but  Locklair  &

Savrda  (1998)  suggested  that  at  least  some  Taenidium  were

produced by a sessile worm maintaining a connection to the

sediment surface or shallow subsurface and keeping pace with

sediment accumulation.

Thalassinoides  isp.  are  walled  or  unwalled  trace  fossils

composed of cylindrical, mostly horizontal branched tunnels,

which are 10–20 wide. They were observed mostly in vertical

or oblique cross-sections, where they occur as spots distinctly

larger  than  in  the  case  of  Planolites  isp.  For  discussion  of

Thalassinoides see Frey et al. (1984) and Ekdale (1992).

Trichichnus isp. (Fig. 3E,F) is a vertical to oblique, rarely

horizontal, straight to curved, simple or rarely branched, very

thin, cylindrical trace fossil, which is less than 1 mm in diame-

ter. It is filled with pyritic, commonly weathered material. For

discussion of Trichichnus see Fillion & Pickerill (1990) and

Uchman (1995a, 1999).

Zoophycos  isp.  (Fig. 4)  was  found  only  on  the  base  of  a

thick sandstone bed where it is preserved as a concave funnel

structure  with  radially  arranged  spreite.  The  funnel  is  about

40 mm wide. The spreite laminae are straight to slightly arcu-

ate. Zoophycos s.l. is generally assumed to be the trace of an

as yet undiscovered deposit-feeder. For discussion of this ich-

nogenus  see  Ekdale  (1992)  and  Bromley  &  Hanken  (2003).

The latest cited authors suggested that the upper helical part of

a large Pliocene Zoophycos from Rhodes, Greece, is a deposit-

feeding structure, and lateral lobes developing from its lower

part are sulphide wells for chemosymbiotic bacteria.

Form A is a simple horizontal tubular trace fossil with pel-

leted wall, 2–3 mm wide. It was ascertained in only one layer

of hemipelagic mudstone (ICH101).

Description of ichnofabrics

The ichnofabrics are mainly composed only by a few ichno-

taxa;  they  include  Chondrites  intricatus,  Planolites  isp.  and

Trichichnus  isp.,  whereas  Ophiomorpha  annulata,  Phycosi-

phon incertum, and Chondrites targionii are a less common,

but still frequent and characteristic component of the ichnoas-

semblage. The remaining ichnotaxa are rare. They occur only

in single beds. Ichnofabrics occur in almost all beds. The dis-

tribution of trace fossils is shown in Fig. 5.

The  green  hemipelagites  are  totally  bioturbated.  Against

mottled background Planolites, Phycosiphon incertum, Chon-

drites  intricatus  and  Trichichnus  are  visible.  Planolites  and

Phycosiphon incertum are cross-cut by Chondrites, and they

are  all  together  penetrated  by  Trichichnus.  Some  Planolites

are densely reworked preferentially by Chondrites intricatus,

which  follows  exactly  the  Planolites  filling.  Rarely,  Chon-

drites targionii, sand-filled Ophiomorpha annulata, or ?“Ro-

tundusichnium” zumayense are present.

Underlying grey turbiditic mudstones are also totally biotur-

bated at least in the upper part. Planolites and Phycosiphon in-

certum occur mostly in the upper part, and Chondrites intrica-

tus, Chondrites  targionii  and  Trichichnus  all  over  the  layer,

including the lower part, where primary laminations may be

preserved. The latter three ichnotaxa can be found, but much

less abundant, in the underlying siltstones or even in the top of

turbiditic  sandstones.  In  rare  cases,  Planolites  occurs  on  the

soles of thin sandstone beds in full relief. In some beds, rela-

tively rare Nereites irregularis can be found. Thalassinoides

and  Palaeophycus  cross-cut  by  at  least  Chondrites  and  Tri-

chichnus occur most often in siltstones.

Ophiomorpha annulata is often present on soles of turbidit-

ic  sandstones,  but  crosses  also  turbiditic  and  hemipelagic

mudstones cutting all other trace fossils. Commonly it pene-

trates through a few adjacent turbidites to a depth of at least

20 cm and occurs in full-relief along the base of a 40 cm-thick

sandstone bed. Ophiomorpha rudis occurs in the same way. In

one case (ICH55) O. annulata follows the fill of O. rudis. Rare

Arthrophycus  cf.  tenuis  occurs  exclusively  on  the  sole  of  a

thin sandstone bed.

Interpretation of the ichnofabrics

The cross-cutting relationships express a vertical partition-

ing of trace fossils in sediments, that is tiering, which can be

Fig. 4.  Zoophycos  isp.  from  the  Uzgruò  section.  Hypichnial  con-

cave  form.  The  straight  ridge  in  the  upper  left  corner  belongs  to

Ophiomorpha annulata.

background image

62                                                                           UCHMAN, BUBÍK and MIKULÁŠ

interpreted to some extent as for continuously deposited pe-

lagic sediments (e.g. Ekdale & Bromley 1991). According to

this scheme, Ophiomorpha annulata occupies the deepest tier.

Trichichnus can be placed in a shallower tier, but deeper than

the  tier  of  Chondrites.  Planolites  and  Phycosiphon  occupy

further distinctly shallower tiers. The shallowest tiers are rep-

resented by a totally bioturbated zone produced by highly vag-

ile benthos; its activity is not recorded as trace fossils (Bro-

Fig. 5. Distribution of trace fossils in the investigated section. ICH —

ichnologically investigated samples, housed in the Institute of Geolo-

gy, AS CR, Praha; 19D2–19F1 — biostratigraphic samples as pub-

lished by Bubík et al. (2002), presented herein for the comparison to

the position of the ichnological samples.

mley 1996). Occurrence of crisp trace fossils such as Ophio-

morpha annulata, Chondrites or Trichichnus in hemipelagic,

totally bioturbated mud is an overprint of deep tiers from the

overlying beds (Fig. 6).

The above-outlined picture, however, is static and cannot be

explained by a simple shift of tiers in response to sediment ac-

cumulation. Foremost, the accumulation of sediment is mostly

incidental due to turbidity currents, which interrupt long peri-

ods of pelagic and hemipelagic sedimentation. The model of

sequential  colonization  can  be  applied  for  flysch  deposits

(Wetzel  &  Uchman  2001),  in  which  changes  of  the  benthic

communities with time is stressed. Following that idea, after

deposition the turbiditic sediments contain the highest amount

of food and oxygen, which decrease with time. Firstly, they

are colonized by motile deposit feeders, which are represented

by  Phycosiphon  incertum  and  Planolites.  In  rare  beds,  they

are followed by Nereites irregularis, which is produced by a

more  efficient  and  systematic  bioturbator.  In  the  meantime,

the near surface sediment is continuously reworked by several

animals,  the  activity  of  which  produces  only  total  bioturba-

tion, not recorded as distinct trace fossils, but as so-called bio-

deformational structures which only destroy pre-existing sedi-

mentary structures. At the beginning, they rework the top of

the turbiditic sediments, that is the turbiditic muds, and then

the settled pelagic and hemipelagic sediments, which are sub-

jected to long period of continuous reworking. When the food

content  has  been  significantly  exploited  and  oxygenation  of

the sediment decreased as hemipelagic sedimentation is quite

rapid, the burrowers are followed by Chondrites, which is pro-

duced  by  opportunistic  animals  using  chemoautotrophic  mi-

croorganisms  (Seilacher  1990;  Fu  1991).  They  penetrated

deeply down into fine-grained sediment within the anaerobic

zone. Chondrites is followed by Trichichnus, which displays

similar,  but  even  more  opportunistic  behaviour  (Uchman

1995a). Ophiomorpha annulata is produced by a crustacean,

which does not depend on the change of food and oxygen con-

tent in fresh turbidites, but it exploits microorganisms and/or

organic matter maturated by microorganisms in buried turbid-

ites, especially along their sandy base, generally in the anaero-

bic zone. It maintains an open burrow for the supply of oxy-

genated  water.  They  are  typical  multi-layer  colonizers  sensu

Uchman  (1995b),  which  probably  survive  turbiditic  flows.  In

each stage, the near-surface sediment is reworked by different

bioturbators.  The  geometry  of  Chondrites,  Trichichnus  and

Ophiomorpha indicate that their producers are very inefficient

sediment reworkers, which, indeed, corresponds well to the pre-

sumed ethology of their traces.

The totally reworked zone at the top of turbidite-hemipelag-

ite couplets, contrasting in colour to surrounding rock, is dis-

tinguished in flysch deposits as a spotty layer (Uchman 1999).

It  contains  mostly  hemipelagic  or  pelagic  sediments,  which,

however, are mixed together with turbiditic sediments by bio-

turbation. Below, where distinct trace fossils typically occur,

the  elite  layer  is  distinguished  (Uchman  1999).  The  totally

bioturbated top of turbiditic mudstone is separated as the up-

per elite layer. The upper elite layer and the spotty layer can be

regarded as equivalent of the mixed layer from Recent deep-

sea  pelagic  sediments  (Ekdale  &  Berger  1978;  Berger  et  al.

1979). The zone with distinct trace fossils in turbiditic deposits

background image


with primary lamination is distinguished as middle elite layer,

and  the  exichnial  elite  layer  is  distinguished  for  trace  fossils

penetrating in buried turbidites (Uchman 1999). The middle and

exichnial elite layers are an equivalent of the transitional layer

in the recent pelagic sediments (Ekdale et al. 1984b).

The thickness of the mixed layer in the Recent deep-sea sed-

iments of the Atlantic and Pacific ranges from 3 to 8 cm, and

the  transitional  layer  is  20–35 cm  thick  (Ekdale  &  Berger

1978; Berger et al. 1979; Ekdale et al. 1984b). Taking into ac-

count  compaction,  the  thickness  of  the  spotty  layer  from

Uzgruò corresponds to these values.

Discussion and conclusions

The  described  and  interpreted  ichnofabrics  indicate  long,

changing in time colonization of the deep-sea floor after depo-

sition  of  each  turbidite.  A  layer  of  oxygenated  sediment  of

Fig. 6. Models of ichnofabrics and tiering pattern. Left column contains a presumed comparison to turbidite models by D.A.V. Stow (1986;

T6-T8), D.J.W. Piper (1978; E1-E3) and A.H. Bouma (1962; Td–Te).

changing thickness existed after each turbidite event. There is

no  evidence  of  anaerobic  or  dysaerobic  environment  in  the

shallow subsurface layer or on the sea-floor. The trace fossil

association is rather poor in diversity. This can be related to a

general oligotrophy and poor preservation potential. The latter

can  be  caused  by  the  small  number  of  turbiditic  sandstone

beds;  their  deposition  pre-requisite  to  scour  and  cast  and,

hence, preserve pre-depositional burrows formed in the mixed

layer. The oligotrophy is probably indicated by a small num-

ber of true deposit-feeders, represented in most beds only by

Planolites  and  Phycosiphon  incertum.  Amount  of  benthic

food is not equal to the organic matter content, because some

of it is refractory.

There  is  no  significant  change  of  diversity  or  ichnofabric

across the K/T boundary beds. Above, Nereites irregularis oc-

curs  for  the  first  time  in  the  studied  section  in  a  few  single

beds, and ?“Rotundusichnium” zumayense in one bed (Fig. 5).

Nereites irregularis is very common in the Carpathian flysch

background image

64                                                                           UCHMAN, BUBÍK and MIKULÁŠ

in  the  Upper  Cretaceous-Paleogene  units  (e.g.  Ksi¹¿kiewicz

1977  under  Helminthoida  labyrinthica)  and  “Rotundusichni-

um” zumayense is common in some Paleocene units (Uchman,

unpublished). Their occurrence in the Uzgruò section is rather

incidental than related to any event around the K/T boundary.

In any case, there is no evidence of any ecological catastrophe

that can be related to the K/T event. The producers of the dis-

cussed trace fossils are rather independent of ecosystems that

were influenced by the event.

Acknowledgments:  Andreas  Wetzel  (Basel),  Paolo  Monaco

(Perugia) and Ján Soták (Banská Bystrica) are acknowledged

for helpful reviewers’ comments. The research has been sup-

ported by the Grant No. 205/00/0218 of the Grant Agency of

the Czech Republic. The paper is a part of the research pro-

gramme of the Institute of Geology, Academy of Sciences of

the  Czech  Republic  (No.  AV0Z30130516).  A.U.  was  spon-

sored by the Jagiellonian University, Kraków, and the CEE-

PUS Academic Exchange Programme, which enabled his visit

to the Czech Republic.


Berger W.H., Ekdale A.A. & Bryant P.F. 1979: Selective preservation

of burrows in deep-sea carbonates. Mar. Geol. 32, 205–230.

Bouma A.H. 1962: Sedimentology of some flysch deposits: a graphic

approach to facies interpretation. Elsevier, Amsterdam, 1–168.

Bromley R.G. 1996: Trace fossils. Biology, taphonomy and applica-

tions. Second Edition. Chapman & Hall, London, 1–361.

Bromley  R.G.  &  Hanken  N.-M.  2003:  Structure  and  function  of

large,  lobed  Zoophycos,  Pliocene  of  Rhodos,  Greece.  Palaeo-

geogr. Palaeoclimat. Palaeoecol. 192, 79–100.

Brongniart  A.T.  1823:  Observations  sur  les  Fucoids.  Soc.  d’Hist.

Natur. Paris, Mém. 1, 301–320.

Bubík  M.,  Adamová  M.,  B¹k  M.,  Francù  J.,  Gedl  P.,  Mikulᚠ R.,

Švábenická  L.  &  Uchman  A.  2002:  Results  of  the  investiga-

tions at the Cretaceous/Tertiary boundary in the Magura Flysch

near Uzgruò. Geol. Výzk. Mor. Slez. v R. 2001, 18–22.

Bubík  M.,  B¹k  M.  &  Švábenická  L.  1999:  Biostratigraphy  of  the

Maastrichtian to Paleocene distal flysch sediments of the Raèa

Unit  in  the  Uzgruò  section  (Magura  Group  of Nappes,  Czech

Republic). Geol. Carpathica 50, 1, 33–48.

D’Alessandro  A.  &  Bromley  R.G.  1987:  Meniscate  trace  fossils

and the Muensteria-Taenidium problem. Palaeontology 30, 4,


Donovan S.K. (Ed.) 1994: The palaeobiology of trace fossils. Johns

Hopkins University Press, Baltimore, 1–308.

Ekdale A.A. 1992: Muckraking and mudslinging: the joys of depos-

it-feeding. In: Maples C.G. & West R.R. (Eds.): Trace fossils.

Short  courses  in  paleontology  5.  The  Paleontological  Society,

Knoxville, Tennessee, 145–171.

Ekdale  A.A.  &  Berger  W.H.  1978:  Deep-sea  ichnofacies:  modern

organism  traces  on  and  in  pelagic  carbonates  of  the  western

equatorial  Pacific.  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.  Palaeoecol.

23, 268–278.

Ekdale  A.A.  &  Bromley  R.G.  1991:  Analysis  of  composite  ichno-

fabrics:  an  example  in  uppermost  Cretaceous  chalk  of  Den-

mark. Palaios 6, 232–249.

Ekdale A.A. & Bromley R.G. 1984: Sedimentology and ichnology

of the Cretaceous-Tertiary boundary in Denmark: implications

for the causes of the terminal Cretaceous extinction. J. Sed. Pe-

trology 54, 681–703.

Ekdale  A.A.,  Bromley  R.G.  &  Pemberton  G.S.  1984a:  Ichnology:

the use of trace fossils in sedimentology and stratigraphy. Soci-

ety of Economic Geologists and Paleontologists, Short Course

15, 1–317.

Ekdale  A.A.,  Muller  L.N.  &  Novak  M.T.  1984b:  Quantitative  ich-

nology  of  modern  pelagic  deposits  in  the  abyssal  Atlantic.

Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 45, 189–223.

Ekdale  A.A.  &  Stinnesbeck  W.  1998:  Trace  fossils  in  Cretaceous-

Tertiary (KT) boundary beds in northeastern Mexico: Implica-

tions for sedimentation during the KT boundary event. Palaios

13, 593–602.

Fillion D. & Pickerill R.K. 1990: Ichnology of the Upper Cambrian?

to Lower Ordovician Bell Island and Wabana groups of eastern

Newfoundland, Canada. Palaeontogr. Canad. 7, 1–119.

Fischer-Ooster C. 1858: Die fossilen Fucoiden der Schweizer Alpen,

nebst  Erörterungen  über  deren  geologisches  Alter.  Huber,

Bern, 1–72.

Frey  R.W.  (Ed.)  1975:  The  study  of  trace  fossils.  Springer,  New

York, 1–562.

Frey R.W. & Pemberton G.S. 1985: Biogenic structures in outcrops

and  cores.  I.  Approaches  to  ichnology.  Bull.  Canad.  Petrol.

Geol. 33, 1, 75–112.

Frey R.W., Curran A.H. & Pemberton G.S. 1984: Tracemaking ac-

tivities  of  crabs  and  their  environmental  significance:  the  ich-

nogenus Psilonichnus. J. Paleontology 58, 511–528.

Fu  S.  1991:  Funktion,  Verhalten  und  Einteilung  fucoider  und  lo-

phoctenoider  Lebensspuren.  Cour.  Forschungsinst.  Sencken-

berg 135, 1–79.

Gómez de Llarena J. 1946: Revision de algunos datos paleontologi-

cos del flysch Cretaceo y Numulitico de Guipúzcoa. Inst. Geol.

Min. España, Not. Comunic. 15, 113–165.

Hall  J.  1847:  Paleontology  of  New  York.  Volume  1.  C.  Van  Ben-

thuysen, Albany, 1–338.

Henriksson  A.S.  1993:  Biochronology  of  the  terminal  Cretaceous

calcareous nannofossil Zone of Micula prinsii. Cretaceous Re-

search 14, 59–68.

Keighley  D.G.  &  Pickerill  R.K.  1994:  The  ichnogenus  Beaconites

and its distinction from Ancorichnus and Taenidium. Palaeon-

tology 37, 305–337.

Keighley D.G. & Pickerill R.K. 1995: The ichnotaxa Palaeophycus

and  Planolites:  historical  perspectives  and  recommendations.

Ichnos 3, 301–309.

Ksi¹¿kiewicz M. 1977: Trace fossils in the Flysch of the Polish Car-

pathians. Palaeont. Pol. 36, 1–208.

Locklair R.E. & Savrda C.E. 1998: Ichnology of rhythmically bed-

ded  Demopolis  Chalk  (Upper  Cretaceous,  Alabama):  Implica-

tions  for  paleoenvironment,  depositional  cycle  origins,  and

tracemaker behaviour. Palaios 13, 423–438.

Mángano G.M., Buatois L., West R.R. & Maples C.G. 2002: Ichnol-

ogy of a Pennsylvanian equatorial tidal flats — the Stull Shale

Member at Waverly, eastern Kansas. Kansas Geol. Surv. Bull.

245, 1–133.

Pemberton S.G. (Ed.) 1992: Application of ichnology to petroleum

exploration. A core workshop. Soc. Econ. Paleont. Mineral. 17,


Pemberton S.G. & Frey R.W. 1982: Trace fossil nomenclature and

the  Planolites-Palaeophycus  dilemma.  J.  Paleontology  56,


Piper  D.J.W.  1978:  Turbidite  muds  and  silts  on  deepsea  fans  and

abyssal plains. In: Stanley D.J. & Kelling G. (Eds.): Sedimenta-

tion  in  Submarine  Canyons,  Fans  and  Trenches.  Dowden,

Hutchinson and Ross, Stroudsburg, 163–175.

Rodríguez-Tovar F.J. 2001: Preliminary ichnofabric analysis of the

Cretaceous-Tertiary  boundary  transition  at  Agost  (SE  Spain).

VI International Ichnofabric Workshop, Isla Margarita & Puer-

to La Cruz, Venezuela, July 14–20, 2001, Abstracts. Sociedad

background image


Venezolana de Geólogos, PDVSA, (1 p., no pagination).

Savrda  C.E.  1993:  Ichnosedimentologic  evidence  for  non-

catastrophic  origin  of  Cretaceous-Tertiary  boundary  sands  in

Alabama. Geology 21, 1075-1078.

Schafhäutl  K.E.  1851:  Geognostische  Untersuchungen  des  südbay-

erischen  Alpengebirges.  Literarisch-artistische  Anstalt,

München, 1–208.

Seilacher A. 1990: Aberration in bivalve evolution related to photo-

and chemosymbiosis. Historical Biology 3, 289–311.

Stow D.A.V. 1986: Deep clastic seas. In: Reading H.G. (Ed.): Sedi-

mentary  environments  and  facies.  2


  Edition.  Blackwell,  Ox-

ford, 399–444.

Uchman A. 1991: Trace fossils from stress environments in Creta-

ceous-Paleogene  flysch  of  the  Polish  Outer  Carpathians.  Ann.

Soc. Geol. Polon. 61, 207–220.

Uchman A. 1995a: Tiering patterns of trace fossils in Paleogene fly-

sch deposits of the Carpathians, Poland. Geobios, Mem. Spec.

18, 389–394.

Uchman  A.  1995b:  Taxonomy  and  palaeoecology  of  flysch  trace

fossils: The Marnoso-arenacea Formation and associated facies

(Miocene, Northern Apennines, Italy). Beringeria 15, 3–115.

Uchman A. 1998: Taxonomy and ethology of flysch trace fossils: A

revision  of  the  Marian  Ksi¹¿kiewicz  collection  and  studies  of

complementary material. Ann. Soc. Geol. Polon. 68, 105–218.

Uchman  A.  1999:  Ichnology  of  the  Rhenodanubian  Flysch  (Lower

Cretaceous-Eocene)  in  Austria  and  Germany.  Beringeria  25,


Wetzel A. & Aigner T. 1986: Stratigraphic completness: tiered trace

fossils provide a measuring stick. Geology 14, 243–247.

Wetzel A. & Bromley R.G. 1994:  Phycosiphon  incertum revisited:

Anconichnus  horizontalis  is  its  junior  subjective  synonym.  J.

Paleontology 68, 1396–1402.

Wetzel  A.  &  Uchman  A.  2001:  Sequential  colonization  of  muddy

turbidites:  examples  from  Eocene  Beloveža  Formation,  Car-

pathians,  Poland.  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.  Palaeoecol.

168, 1–2, 171–186.