background image

GEOLOGICA CARPATHICA, APRIL 2005, 56, 2, 155–167

www.geologicacarpathica.sk

Palynology of the Eocene-Oligocene transition in the marginal

zone of the Magura Nappe at Folusz (Western Carpathians,

Poland)

PRZEMYS£AW GEDL

1

 and STANIS£AW LESZCZYÑSKI

2

1

Institute of Geological Sciences, Polish Academy of Sciences, Senacka 1, 31-002 Kraków, Poland; ndgedl@cyf-kr.edu.pl

2

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

(Manuscript received July 10, 2003; accepted in revised form June 16, 2004)

Abstract:  Palynological  investigations  of  the  deep-marine  Upper  Eocene–Lower  Oligocene,  mainly  turbiditic  and

hemipelagic sediments exposed at Folusz (Siary Zone of Magura Nappe, Polish part of the Western Carpathians), re-

vealed a prevalence of land plant remains in the palynofacies. Dinoflagellate cysts are the most frequent among marine

palynomorphs. A Priabonian age is found in the lower part of the Szymbark Shale; a Rupelian age is determined for the

investigated part of the Magura Beds. Dinoflagellate cyst distribution shows no major changes, contrary to an outstand-

ing  change  recorded  in  the  coeval  sediments  from  other  parts  of  the  Polish  Carpathians.  This  implies  different

paleoenvironmental conditions in the northern part of the Magura Basin during the latest Eocene and Early Oligocene.

Occurrence of high-latitude dinoflagellate cysts in the lowermost part of the section may be related to a drop of temperature

in the surface waters of the sedimentary basin during the Late Eocene. Dinoflagellate cysts, whose motile stages are thought

to have inhabited near-shore waters, are frequent in turbidites, whereas the hemipelagic/pelagic sediments usually contain

more numerous oceanic specimens. Recycled dinoflagellate cysts occur more frequently in turbidite sediments.

Key words: Carpathians, Eocene-Oligocene transition, Magura Nappe, paleoenvironment, biostratigraphy, flysch deposits,

dinocysts.

Introduction

The  Eocene-Oligocene  transition  in  the  northern  part  of  the

Magura Nappe (Siary Zone sensu Koszarski et al. 1974) of the

Polish Carpathians is represented by a rock succession differ-

ent  from  coeval  successions  of  the  other  parts  of  the  Polish

Outer  Carpathians.  Except  for  some  localities  in  the  eastern

sector  of  the  Siary  Zone,  the  succession  consists  mainly  of

thick-bedded  (0.5  to  a  few  meters)  turbidites  with  variable

sandstone  to  shale  ratio,  distinguished  as  the  Magura  Beds

(Szajnocha  1895;  Œwidziñski  1934).  In  some  places,  in  the

marginal part of the eastern sector of the Siary Zone, including

the Folusz area (Fig. 1), the Priabonian consists nearly exclu-

sively of fine-grained sediments of turbiditic and hemipelagic

origin, distinguished by Kopciowski (1996) as the Szymbark

Shale  and  included  in  the  Zembrzyce  Shale  by  Oszczypko-

Clowes (2001). Age-assessments based on foraminifers indi-

cate  that  the  lower  boundary  of  typical  Magura  Beds  (see

Ksi¹¿kiewicz 1974) is here located close to the Eocene-Oli-

gocene  boundary  (Blaicher  &  Sikora  1963;  Sikora  1970;

Leszczyñski & Malata 2002). At the same time, in the major

part of the inner zones of the Magura Nappe, this succession is

restricted to the Eocene (Oszczypko-Clowes 2001).

In  the  other  parts  of  the  Polish  Outer  Carpathians,  the

Eocene-Oligocene transition is represented by a several meters

thick  package  of  Globigerina-rich  marlstones,  distinguished

as  the  Sub-Menilite  Globigerina  Marl  (Koszarski  &  Wieser

1960). The lower part of the overlying unit, known as the Me-

nilite Beds, is dominated by black, organic-rich fine-grained

sediments. Similar sediments are also known from some areas

in the southernmost part of the Magura Nappe. The package of

marls  rich  in  Globigerina  is  distinguished  there  as  the  Le-

luchów Marl Member, whereas the unit corresponding to the

Menilite Beds is called the Smereczek Shale Member (Birken-

majer  &  Oszczypko  1989).  The  so  developed  Eocene-Oli-

gocene transition displays a major turnover in microfossil as-

semblages.  Rich  and  diversified  Late  Eocene  foraminifers,

calcareous nannoplankton and dinoflagellate cyst assemblages

become  significantly  impoverished  in  the  earliest  Oligocene

(e.g. Olszewska 1984, 1985; Van Couvering et al. 1981; Gedl

1999). Analysis of organic-walled dinoflagellate cysts (hereaf-

ter dinocysts) from these sediments implies that significant pa-

leogeographical  and  paleoenvironmental  changes  occurred,

including  a  drop  in  sea  surface  temperature  and  salinity  de-

crease within the photic zone. This paper aims at describing

and  interpreting  the  palynological  record  of  the  Eocene-Oli-

gocene transition in one section from the northern part of the

Magura Nappe, outstanding for its distinctive lithological de-

velopment. Interpretation of the results is compared with the

results of palynological studies of coeval sediments character-

ized by a markedly different development.

Section location and stratigraphy

A 114 m thick succession representing the Szymbark Shale

and the lower part of the Magura Beds, exposed in the bed of

K³opotnica Stream in the village of Folusz was selected for the

background image

156                                                                                 GEDL and LESZCZYÑSKI

present study (Fig. 1). This section is one of the best-exposed

sections of the basal part of the Magura Beds and their immedi-

ate substrate in the frontal part of the Magura Nappe (Fig. 1A).

This section is also best recognized in the sense of litho- and

biostratigraphy  (see  Sikora  1970;  Oszczypko-Clowes  2001;

Leszczyñski & Malata 2002). Moreover, tuffite recorded here

was dated radiometrically (Van Couvering et al. 1981).

The Folusz section is located in the central part of the Polish

Carpathians, at the northern foots of the Magura W¹tkowska

Range in the Beskid Niski Mountains. The section starts at the

upper  boundary  of  the  red  shale  succession  (£abowa  Shale

Formation sensu Oszczypko 1991) and extends up the stream,

up  to  the  bridge  of  a  local  road  toward  the  village  of

Fig. 1. Location of the studied section (arrowed): A — according to tectonic map of the Polish Carpathians after Ksi¹¿kiewicz (1977); B — ac-

cording to geological map after Koszarski & Tokarski (1968). Unit marked OE

m

 

in northern outcropping zone includes the Szymbark Shale.

Œwi¹tkowa (Fig. 1B). The lower part of the section, approxi-

mately  36  meters  thick,  called  by  Kopciowski  (1996)  the

Szymbark Shale, consists basically of alternating thin layers of

light green to dark green, occasionally black and dark brown

muddy to clayey, calcareous to non-calcareous shales (Fig. 2).

The  proportion  of  calcareous  and  dark  coloured  shales  in-

creases up section. Moreover, several thin siltstone and fine-

grained sandstone beds, and one 4 cm thick layer of bentonitic

tuffite occur in this unit. The position of the tuffite in the sec-

tion  (Fig. 2),  together  with  its  thickness  and  colour,  suggest

that this is the tuffite mentioned earlier by Sikora (1970). Zir-

cons  from  this  layer  were  dated  by  fission-track  analysis  at

32.8±1.3 Ma  (Van  Couvering  et  al.  1981),  i.e.  close  to  the

³p

background image

PALYNOLOGY OF THE EOCENE-OLIGOCENE TRANSITION OF THE MAGURA NAPPE                            157

Fig. 2. Vertical lithofacies logs and lithostratigraphy of the studied

section at Folusz, and sample locations (cf. Leszczyñski & Malata

2002).

Eocene-Oligocene boundary (33.7 Ma according to Berggren

et al. 1995). In the upper part of this unit, Blaicher & Sikora

(1963) found a foraminiferal assemblage corresponding to that

recorded in the Sub-Menilite Globigerina Marl (upper part of

Upper  Eocene)  of  the  outer  flysch  nappes.  These  authors

called  this  interval  “Marls  with  Globigerina”  (cf.  Sikora

1970). The calcareous nannoplankton Zone NP19–20 (Martini

1971)  was  recognized  in  the  lower  part  of  the  Szymbark

Shale, and Zone NP21 in its upper part, ca. 11 m above the

base  of  the  unit  in  Oszczypko-Clowes  (2001),  or  17.0 m  in

Leszczyñski & Malata (2002).

The overlying 33 m thick succession is built of thin to thick-

bedded fine to very coarse-grained sandstones, chaotic sandy-

mudstones and thick to thin layers of calcareous to non-calcar-

eous  mudstones  (Fig. 2).  This  unit  is  called  here  the

Zembrzyce Beds, and considered to be the basal part of the

Magura Beds. Calcareous nannoplankton investigations indi-

cate that the entire unit is enclosed within Zone NP21.

Very  thick-bedded  coarse-  to  fine-grained  sandstones  and

granule-conglomerates dominate in the remaining part of the

section (Fig. 2). This part of the section is considered as the

W¹tkowa Sandstone sensu Koszarski (1976). It represents the

higher part of the Magura Beds. The base of calcareous nanno-

plankton Zone NP22 was identified in the top part of the sec-

tion (Oszczypko-Clowes 2001).

Materials

Twenty-one  samples  from  surface  outcrops  in  the

K³opotnica Stream were investigated in this study. These sam-

ples were selected from those taken earlier for other sedimen-

tological  and  stratigraphical  investigations  (Leszczyñski  &

Malata 2002).

Eleven  samples  (Fl1–Fl25)  represent  the  Szymbark  Shale,

seven  samples  (Fl30–Fl37)  were  taken  from  the  Zembrzyce

Beds,  and  three  (Fl40–Fl42)  from  the  W¹tkowa  Sandstone

(Fig. 2). All samples except for the Fl30 and Fl35 were taken

from muddy to clayey shales. Their location in the sequence

as  well  as  foraminiferal  content  and  composition  suggest

Legend to the Fig. 2.

background image

158                                                                                 GEDL and LESZCZYÑSKI

hemipelagic and/or turbiditic origin (Table 1;

Leszczyñski  &  Malata  2002).  The  samples

Fl30  and  Fl35  were  taken  from  a  chaotic

sandy-mudstone  breccia.  This  is  a  sediment

consisting  of  a  sandy  calcareous  mudstone

(marlstone) matrix with quartz grains as much

as 7 mm in cross-section and chaotically dis-

tributed dark green, brownish and grey, sharp-

edged mudstone chips and larger clasts. These

features  indicate  deposition  by  debris  flow

mechanisms.

Methods

The  samples  were  processed  following

standard  palynological  procedure,  including

38% hydrochloric acid (HCl) treatment, 40%

hydrofluoric  acid  (HF)  treatment,  heavy  liq-

uid  (ZnCl

2

+HCl;  density  2.0 g/cm

3

)  separa-

tion, ultrasound for 10–15 sec., and sieving at

15 µm  on  a  nylon  mesh.  The  samples  were

processed in the Micropaleontological Labo-

ratory of the Institute of Geological Sciences,

Polish  Academy  of  Sciences,  Kraków.  The

quantity of rock processed varied from 20 to

30 g. Two microscope slides were made from

each sample using glycerine jelly as a mount-

ing medium. The rock samples, palynological

residues and slides are stored in the collection

of the Institute of Geological Sciences, Polish

Academy of Sciences, Kraków.

All dinocysts were counted from one of two

slides. The second slide was scanned for addi-

tional  dinocyst  taxa.  Slides  were  examined

under  the  transmitted  light  microscope  Carl

Zeiss Axiolab. Microphotographs were taken

with  the  Sony  DSC-S75  camera  and  Zeiss

Plan-Neofluar 100 ×/1.30 Oil Pol objective.

Results

All  samples  contain  organic  particles  of  a

diameter greater than 15 µm. The majority of

these  particles  represent  land  plant  remains.

They include cuticle with variously preserved

tissue structures, dark brown equidimensional

particles  with  slightly  transparent  edges  and

opaque, small-sized, woody particles. Sporo-

morphs  (mostly  the  bisaccate  pollen  grains)

occur subordinately. Amorphous organic mat-

ter occurs in trace amounts only.

Marine palynomorphs, rarely exceeding 1–

2 % of the palynofacies, are represented pri-

marily  by  dinocysts  (Figs. 3, 4).  Acritarchs

and  foraminiferal  linings  occur  occasionally.

The  highest  amount  of  dinocysts,  reaching

8 % of the palynofacies, is recorded in sam-

Fig. 3. Range chart of dinocysts from Folusz section. Line widths reflect number of

specimens counted. Continued on the page 159.

background image

PALYNOLOGY OF THE EOCENE-OLIGOCENE TRANSITION OF THE MAGURA NAPPE                            159

ples  Fl4  and  Fl7,  representing  the  Szymbark

Shale.  Samples  Fl34  and  Fl41  (the  Zembrzyce

Beds  and  the  W¹tkowa  Sandstone  respectively)

do not contain dinocysts or contain only a few in-

determinable specimens. Acritarchs occur mainly

in the lower part of the Szymbark Shale (samples

Fl1–Fl7), being the most frequent in sample Fl4.

They represent morphotypes of Veryhachium af-

finity.  Microforaminifers  (mainly  trochospiral

and planispiral morphotypes) are very rare within

the  whole  section  except  for  the  sample  Fl4

where they are relatively frequent.

The  dinocyst  distribution  shows  distinct  rela-

tion to the sediment origin (Fig. 5). Samples tak-

en  from  turbidites  and  mud-flow  deposits  (Ta-

ble 1) are either devoid of oceanic dinocysts (e.g.

Impagidinium spp.; see e.g. Dale 1996), or they

occur there as single specimens only. Specimens

of Impagidinium (Fig. 4.3,6,8,13) are much more

frequent  in  samples  representing  hemipelagites

(Table 1). In these samples, Impagidinium consti-

tutes up to 30 % of all dinocysts (sample Fl22).

The samples taken from turbidites, in turn, con-

tain high numbers of Homotryblium spp., a genus

related  by  several  authors  to  inshore,  lagoonal

settings (e.g. Brinkhuis 1994).

Dinocyst stratigraphy of the Folusz section

The occurrence of calcareous foraminifers and

nannoplankton  in  the  studied  succession  mainly

in  resedimented  deposits  (see  Leszczyñski  &

Malata 2002) hampers a precise interpretation of

stratigraphy  based  on  these  fossils.  Recycling

also  concerns  dinocysts  as  has  been  shown  in

these investigations. However, dinocysts also oc-

cur  in  background  sediments  (hemipelagites)

where  they  appear  to  be  synsedimentary.  Re-

working makes particularly tentative the identifi-

cation of biozones or events defined according to

the highest occurrences of fossils, for example the

NP21  and  the  NP22  Calcareous  Nannoplankton

Zones of Martini (1971).

Location of the Eocene-Oligocene boundary in

the investigated section has not been precisely es-

tablished during this study. The Early Oligocene

has been definitely determined for the section di-

vision  located  above  sample  Fl24  (the  topmost

part of the Szymbark Shale) where Areoligera? 

semicirculata (Fig. 4.2) has its lowest occurrence

(Fig. 6). This species is known to have its first ap-

pearance in the earliest Oligocene (e.g. Morgen-

roth 1966; Brinkhuis 1994), Rupelian (Stover &

Hardenbol 1993; Stover et al. 1996) or Chattian

(Powell  1992).  This  agrees  with  the  age

32.8±1.3 Ma,  obtained  by  Van  Couvering  et  al.

(1981)  from  radiometric  dating  of  the  tuffite

found approximately 7 m below the sample Fl24.

The age of the Magura Beds, overlying the Szym-

background image

160                                                                                 GEDL and LESZCZYÑSKI

Sand fraction 

Foraminifera number 

Sample 

No. 

Sediment 

colour 

Reaction 

with 

HCl 

Bed 

thickness 

[cm] 

CaCO

3

 

[%]

 

TOC 

[%] 

Detritus 

Agglut. 

Calc. 

Sediment 

origin 

Fl1 

dark brown 

  3.0 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

Hemipelagite? 

Fl2 

green 

– 

  8.0 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

Hemipelagite? 

Fl4 

brown-grey 

  5.0 

17.70 

0.46 

     0.175 

   572 

  3256 

Turbidite 

Fl7 

brown 

16.0 

21.98 

0.50 

       3 

      43 

Hemipelagite? 

Fl12 

green 

– 

15.0 

  0.42 

0.18 

   678 

        1 

Hemipelagite 

Fl15 

green 

– 

  1.0 

nd 

nd 

 3208 

    128 

Hemipelagite? 

Fl16 

beige 

  2.0 

10.25 

0.30 

   504 

      48 

Hemipelagite? 

Fl17 

dark brown 

– 

  0.7 

  1.17 

1.74 

tr 

   200 

      18 

Hemipelagite? 

Fl20 

brown 

27.0 

18.67 

0.55 

– 

       1 

        2 

Turbidite  

Fl22 

beige and green 

+, – 

30.0 

  6.17 

0.28 

tr 

 1132 

      16 

Hemipelagite? 

Fl24 

grey-green 

    >20 

nd 

nd 

   ~5.0 

     44 

  1190 

Turbidite/Hemipelagite 

Fl25 

dark brown 

– 

  7.0 

  0.33 

3.20 

     9.5 

     64 

      32 

Turbidite 

Fl30 

green/dark grey 

75.0 

nd 

nd 

 ~12.0 

   400 

20868 

Mud-flow deposit 

Fl32 

green/dark grey 

–, (+) 

40.0 

nd 

nd 

 

     68 

      56 

Turbidite/Hemipelagite 

Fl33 

grey 

– 

10.0 

nd 

nd 

tr 

     22 

– 

Hemipelagite? 

Fl34 

dark brown 

– 

19.0 

nd 

nd 

tr 

– 

– 

Turbidite  

Fl35 

grey/green 

75.0 

nd 

nd 

 ~15.0 

nd 

nd 

Mud-flow deposit 

Fl36 

grey-green 

–, (+) 

22.0 

nd 

nd 

tr 

       8 

      32 

Turbidite/Hemipelagite 

Fl37 

grey 

10.0 

nd 

nd 

tr 

     22 

        8 

Turbidite 

Fl40 

grey-green 

  7.0 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

Turbidite? 

Fl41 

black 

– 

  7.0 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

Hemipelagite? 

Fl42 

grey 

  6.0 

nd 

nd 

nd 

nd 

nd 

Turbidite? 

 

Number of foraminiferal specimens calculated for 200 g of dry rock. See Fig. 2 for sample location. Explanation of symbols: + — effervescent

reaction with diluted HCl; (+) — weak effervescence; – — lack of effervescence; tr — <0.1 %; s — several grains; nd — not determined.

Table 1: Selected sedimentological and geochemical features of the sampled sediments.

bark  Shale,  can  be  estimated  on  the  basis  of  superposition

only. No typical Oligocene dinocysts like Wetzeliella gochtii,

Areoligera?  semicirculata  or  Chiropteridium  lobospinosum

have been found here. The lack of the latter mentioned species

may  suggest  an  age  not  younger  than  NP23.  Powell  (1992)

and Wilpshaar et al. (1996) recorded the lowest occurrence of

Chiropteridium  lobospinosum  within  this  zone.  This  species

was found in the Polish Carpathians in the Lower Oligocene

of the Podhale Flysch (Gedl 2000) and in the Oligocene Kros-

no Beds, whereas it was not found so far in the lowermost Oli-

gocene in the Menilite Beds (P. Gedl unpubl.).

Other  dinocyst  events,  which  may  point  at  the  Oligocene

age, are rather disputable. One specimen of Wetzeliella gochtii

(Fig. 4.20) has been found in sample Fl20 (Fig. 6). The lowest

occurrence of this species is often accepted as an indicator of

the Lower Oligocene (e.g. Costa & Downie 1976; Gruas-Cav-

agnetto & Barbin 1988), although some authors claimed that

this species appeared in the Late Eocene (Châteauneuf 1980;

El-Beialy 1988). In the Polish Carpathians, specimens of Wet-

zeliella gochtii have been found in higher part of the Sub-Me-

nilite Globigerina Marl at Krosno and Znamirowice (Bujak in

Van  Couvering  1981)  or  its  equivalent  at  Leluchów  (Gedl

2004). In the latter case, the lowest occurrence of Wetzeliella

gochtii  comes  from  a  sample  where  Areosphaeridium  dikty-

oplokum has its highest occurrence.

The lowest occurrence of Reticulatosphaera actinocoronata

(Fig. 4.15),  a  species  believed  to  have  appeared  for  the  first

time in the Oligocene in the middle latitudes (e.g. Manum et

al. 1989), was recorded in the Priabonian part of the Szymbark

Shale (sample Fl4). On the other hand, Brinkhuis (1994) dem-

onstrated  the  first  appearance  of  this  species  in  central  and

northern  Italy  in  the  Late  Eocene  (basal  part  of  the  NP21

Zone). An even younger first appearance, early Late Eocene,

was recorded by Coccioni et al. (2000) in central Italy. This

event was correlated with subChron16n and calcareous nan-

noplankton Zone NP19/20. The lowest occurrence of Reticu-

latosphaera actinocoronata in the Folusz section can also be

correlated with the Zone NP19/20 since this species occurs to-

gether with Areosphaeridium michoudii.

The age of the lower part of the Szymbark Shale (below the

sample Fl7) is Late Eocene (Priabonian). This is shown by the

co-occurrence of dinocyst species Areosphaeridium diktyoplo-

kum  (Fig. 4.11),  Areosphaeridium  michoudii  (Fig. 4.10)  and

Rhombodinium perforatum (Fig. 4.24) in this interval (Fig. 6).

The last appearance of Areosphaeridium diktyoplokum, which

has the highest consistent occurrence in sample Fl7 (Fig. 6),

was  commonly  believed  to  have  taken  place  at  the  Eocene-

Oligocene boundary (e.g. Biffi & Manum 1988; Stover et al.

1996), although some authors also found it in the Lower Oli-

gocene  (e.g.  Maier  1959;  Benedek  1986).  Brinkhuis  (1994)

demonstrated the Early Oligocene last appearance of this spe-

cies in Italy (for discussion see also Berggren et al. 1995 and

Brinkhuis & Visscher 1995). Areosphaeridium michoudii has

its highest known occurrence at the top of the NP18 Zone in

the North Sea (Bujak & Mudge 1994). However, distribution

of this species in the flysch Carpathians suggests its highest

occurrence within the NP19-20 Zone (lower part of the Sub-

Menilite Globigerina Marl; P. Gedl unpubl.). The highest con-

sistent occurrence of Areosphaeridium michoudii in the stud-

ied section is recorded in sample Fl12, which is located higher

than  the  highest  consistent  occurrence  of  Areosphaeridium

diktyoplokum (sample Fl7). A Priabonian age of the lower part

of the Szymbark Shale in the Folusz section is also indicated

by  the  presence  of  Rhombodinium  perforatum.  This  species

background image

PALYNOLOGY OF THE EOCENE-OLIGOCENE TRANSITION OF THE MAGURA NAPPE                            161

Fig. 4. Dinocysts from the studied section. Scale bar (25 µm) refers to all photomicrographs. Slide code and England Finder references are

given.  1  —  Homotryblium  plectilum,  Fl35a[H34.1];  2  —  Areoligera?  semicirculata,  Fl33b[E35.2];  3  —  Impagidinium  brevisulcatum,

Fl7[G47.4];  4  —  Nematosphaeropsis  labyrinthus,  Fl2b[J36.2–4];  5  —  Spiniferites  ramosus,  Fl33b[W46.2];  6  —  Impagidinium  velorum,

Fl2a[Q32.2];  7  —  Glaphyrocysta  semitecta,  Fl4a[U36.2];  8  —  Impagidinium  dispertitum,  Fl12a[R48];  9  —  Rottnestia  borussica,

Fl4a[T32.2]; 10 — Areosphaeridium michoudii, Fl2a[S45]; 11 — Areosphaeridium diktyoplokum, Fl2b[Q40.4]; 12 — Heterelaucacysta po-

rosa, Fl4a[V43.1–3]; 13 — Impagidinium pallidum, Fl4a[X39.1]; 14 — Corrudinium incompositum, Fl12a[R39]; 15 — Reticulatosphaera

actinocoronata, Fl12a[D47.2–4]; 16 — Gelatia inflata, Fl1[H37.2]; 17 — Areoligera undulata, Fl4a[N30.2]; 18 — Membranophoridium as-

pinatum, Fl4b[W31.1–3]; 19 — Deflandrea sp., Fl15b[F36]; 20 — Wetzeliella gochtii, Fl20b[C42]; 21 — Areoligera sentosa, Fl4b[X47.4];

22  —  Charlesdowniea  clathrata,  Fl4a[T34.1–2];  23  —  Charlesdowniea  coleothrypta,  Fl4b[H46.3];  24  —  Rhombodinium  perforatum,

Fl2b[W35.2–4]; 25 — Dracodinium laszczynskii, Fl1[G44.1–3].

background image

162                                                                                 GEDL and LESZCZYÑSKI

has the lowest occurrence at the base of the NP18 Zone, and

ranges to the end of the Eocene (Powell 1992). The age of the

interval between sample Fl12 and Fl24 has not been precisely

documented. It has been assigned as undivided latest Eocene-

earliest Oligocene (Fig. 6).

Interpretation  of  age  based  on  dinocysts  agrees  in  general

with  that  based  on  foraminifers  (Malata  in  Leszczyñski  &

Fig. 5. Frequency of selected dinocysts in relation to sediment origin. Shadowed area shows undivided Upper Eocene-Lower Oligocene

interval based on dinocysts.

Malata  2002)  and  calcareous  nannoplankton  (Oszczypko-

Clowes  2001;  Oszczypko-Clowes  in  Leszczyñski  &  Malata

2002) for the lowermost part of the section (Fig. 7). All meth-

ods indicate a Late Eocene age of the basal part of the Szym-

bark Shale.

Significant differences appear in the biostratigraphy of the

higher part of the section. Dinocysts indicate a Late Eocene

Fig. 6. Lowest and highest occurrences of selected dinocyst species in studied section and age interpretation.

background image

PALYNOLOGY OF THE EOCENE-OLIGOCENE TRANSITION OF THE MAGURA NAPPE                            163

age of the lower part of the Szymbark Shale up to the sample

Fl7 (basal 8 meters of the section). Foraminifers interpreted by

Malata  (in  Leszczyñski  &  Malata  2002)  indicate  a  Late

Eocene age up to the sample Fl22. The assemblage from sam-

ples  Fl18–Fl22  indicates  an  age  close  to  the  Eocene-Oli-

gocene  boundary.  This  means  that  the  lowest  occurrence  of

Wetzeliella gochtii, found in sample Fl20, is in the uppermost

Eocene. Moreover, this implies that Wetzeliella gochtii in the

Carpathian Flysch Basin appeared for the first time in the lat-

est  Eocene.  Van  Mourik  &  Brinkhuis  (2000)  noted  a  Late

Eocene first appearance of this species from a low-latitude set-

ting in the Atlantic Ocean. These records suggest diachronous

first appearance of Wetzeliella gochtii, starting from low lati-

tudes.

Calcareous nannoplankton, in turn, was interpreted by Osz-

czypko-Clowes (2001) to indicate the middle Priabonian, cor-

responding to the Zone NP19–20, for the ca. 11 m thick, basal

part of the Szymbark Shale (i.e. approximately up to the posi-

tion of our sample Fl12). Upper Priabonian to lower Rupelian,

corresponding to the Zone NP21, was suggested there for the

overlying  part  of  the  section,  which  according  to  the  lithos-

tratigraphy used in this paper, embraces the higher part of the

Szymbark Shale and majority of the Zembrzyce Beds. Inter-

pretations of calcareous nannoplankton by Oszczypko-Clowes

(in Leszczyñski & Malata 2002) suggest a middle Priabonian

age for the Szymbark Shale up to the sample Fl18, found at

least up to ca. 17 m above the lower boundary of the unit.

Dinocysts indicate the Lower Oligocene (Rupelian) in the

section  above  sample  Fl24.  The  age  based  on  foraminifers

from  sample  Fl24  was  interpreted  as  undivided  Priabonian-

Rupelian. The lowest occurrence of Early Oligocene foramini-

fers was identified first in the sample Fl30 (mud-flow deposits

containing a rich dinocyst assemblage interpreted as recycled

Eocene). This sample is located in the lower part of the Zem-

brzyce Beds. A higher part of the lower Rupelian, correspond-

ing to the Zone NP22, was identified with calcareous nanno-

plankton in the topmost part of the Zembrzyce Beds and in the

remaining part of the section (Oszczypko-Clowes 2001; note:

the position of the NP21 has been erroneously indicated there

in fig. 44). Noteworthy, the chronostratigraphy of the succes-

sion in question as interpreted by Oszczypko-Clowes (2001)

on the basis of calcareous nannoplankton data, suggests that

nearly  exclusively  synsedimentary  nannoplankton  occurs  in

the  resedimented  deposits.  This  is  difficult  to  comprehend,

particularly in typical Magura Beds, which show features in-

dicative of intensive, large-scale resedimentation.

Recycling of dinocysts

Recycling of dinocysts appears to have occurred in the stud-

ied sediments on a much larger scale than in coeval sediments

in other parts of the flysch Carpathians. Pre-Eocene dinocysts

are infrequent, represented mainly by single specimens. The

oldest  are  Middle  Jurassic  species,  represented  by  Ctenido-

Fig. 7. Bio- and chronostratigraphic interpretation of studied section.

background image

164                                                                                 GEDL and LESZCZYÑSKI

dinium  ornatum-C.  combazii,  Nannoceratopsis  gracilis  and

Nannoceratopsis dictyambonis. They were found in the lower-

most part of the Szymbark Shale (samples Fl2 and Fl4) and in

the Zembrzyce Beds (samples Fl32 and Fl37). One Early Cre-

taceous (Pseudoceratium pelliferum) and rare Late Cretaceous

dinocysts (e.g. Chatangiella ditissima, Trigonopyxidia ginel-

la) were found mainly in the Szymbark Shale. One specimen

of Late Paleocene-Early Eocene Apectodinium quinquelatum

was found in the Zembrzyce Beds (sample Fl37).

The Eocene taxa dominate among the dinocysts believed to

be  recycled.  The  most  frequent  are  the  Late  Eocene  species

found in the Lower Oligocene part of the section. Mud-flow

deposits  (samples  Fl30  and  Fl35)  and  associated  deposits

(sample  Fl36)  exposed  in  the  basal  part  of  the  Zembrzyce

Beds  contain  numerous  specimens  of  Areosphaeridium  mi-

choudii,  Areosphaeridium  diktyoplokum  and  Cordosphaeri-

dium funiculatum. Their presence indicates that these deposits

represent Upper or Middle Eocene sediments recycled during

the  Early  Oligocene.  Several  Middle  Eocene  species  were

found in the Upper Eocene part of the section (e.g. Diphyes

pseudoficusoides),  while  a  single  specimen  of  Early-Middle

Eocene Eatonicysta ursulea was found in the Oligocene part

of the Szymbark Shale.

There is no difference in the state of preservation between

the forms treated as recycled or the in situ ones. That is why it

is difficult to distinguish whether a given species with known

early  Late  Eocene  top-range  (e.g.  Areosphaeridium  michou-

dii) is recycled or not in the higher part of the Upper Eocene of

the studied section.

Paleoenvironment

The paleoenvironmental conditions in the northern part of

the Magura Basin during the Late Eocene and Early Oligocene

were  reconstructed  earlier  mainly  on  the  basis  of  lithofacies

distribution and foraminiferal associations (e.g. Ksi¹¿kiewicz

Ed.  1962;  Sikora  1970;  Bromowicz  1992;  Leszczyñski  &

Malata 2002). The shape of the basin, its bathymetry and bot-

tom life conditions were the most essential in these interpreta-

tions.  The  palynological,  and  particularly  dinocyst  data  pre-

sented  in  this  paper,  supply  new  information  about  paleo-

environmental conditions in this part of the Magura Basin.

A characteristic feature of the Eocene-Oligocene transition

in the Polish Outer Carpathians is a significant change of the

dinocyst  assemblage.  Diversified  Late  Eocene  dinocyst  as-

semblages disappeared during the earliest Oligocene or they

were  replaced  by  Peridinioid-dominated  assemblages  repre-

sented  mainly  by  Deflandrea  (Fig. 4.19)  and  Wetzeliella

(Fig. 4.20). At the same time, a considerable increase of land-

derived elements of palynofacies and amorphous organic mat-

ter is recorded (Gedl 1999). These changes have been record-

ed from several sections within the Silesian, Dukla and Skole

tectonic units, and from a single section (Leluchów) within the

southernmost zone of the Magura Nappe. The changes were

interpreted as a result of eutrophication of the surface waters

caused by fresh water influx into the Carpathian Flysch Basin

(Gedl 1999) and appearance of disoxic/anoxic bottom condi-

tions  during  sedimentation  of  the  Early  Oligocene  Menilite

Beds (or their equivalents).

The changes that took place during the Eocene-Oligocene

transition in the northern part of the Magura Basin seem to dif-

fer from those in other parts of the Carpathian Flysch Basin.

No such prominent change in the dinocyst assemblages, com-

parable to that known from coeval sediments of the other parts

of the Outer Carpathians, was noted in the studied material.

However, this may result from increased reworking, especially

in the turbidites. A change in the quality of the dinocyst as-

semblages is recorded when hemipelagic samples exclusively

are taken into account. Among the samples treated as hemipe-

lagic  Lower  Oligocene  sediments  (Table 1),  two  (Fl32  and

Fl41) are devoid of dinocysts or contain very infrequent ones.

This  may  result  from  the  appearance  of  paleoenvironmental

conditions  within  the  photic  zone,  which  were  inconvenient

for  dinoflagellates.  Noteworthy,  palynofacies  implies  land

proximity of the sedimentary area.

Paleogeography: The location of the Siary Zone in margin-

al part of the Magura Nappe together with lithofacies distribu-

tion and paleocurrent directions were long ago interpreted as

indicative of location of this zone close to the northern margin

of the Magura Basin (e.g. Ksi¹¿kiewicz Ed. 1962). However,

the presence of Impagidinium spp. in hemipelagites indicates

an offshore setting of the sedimentary area of the studied de-

posits. The lack or infrequent occurrence of this genus in tur-

bidites, where near-shore species prevail, indicates resedimen-

tation of turbidites from inshore areas bordered by a landmass.

Presence of a land on this side of the Magura Basin is suggest-

ed by the mass occurrence of land plant remains, which domi-

nate the turbidite palynofacies. The domination of terrestrial

elements  (phytoclasts  and  sporomorphs)  may  result  from  a

strong  runoff,  although  scarcity  of  Peridiniales  suggests  no

freshwater influx into this part of the Magura Basin (cf. e.g.

Biffi  &  Grignani  1983).  Phytoclasts  and  sporomorphs  could

also be recycled from older sediments as it is supported by the

presence of recycled dinocysts, obviously derived from older

sediments.

A ridge, suggested by Ksi¹¿kiewicz (1956), called the Sile-

sian cordillera (Fig. 8), is generally accepted as the northern

border  of  the  Magura  Basin.  It  remains  an  open  question

whether  it  was  a  land  or  a  submerged  ridge.  Nemèok  et  al.

(2000) proposed a different paleogeographical setting for the

Magura Basin, with the Bohemian Massif as its northern bor-

der.  The  palynological  analysis  does  not  solve  the  question

whether  the  Bohemian  Massif  or  Silesian  cordillera  was  the

northern margin of the Magura Basin, but in the latter case, at

least some parts of this ridge, at least for some time, must have

formed islands covered by vegetation.

A  different  paleogeographic  location  is  identified  for  the

southernmost  part  of  the  Magura  Basin  during  the  Late

Eocene-Early  Oligocene.  Late  Eocene  dinocysts  (numerous

Impagidinium  and  Nematosphaeropsis  spp.;  see  Dale  1996)

from  coeval  deposits  at  Leluchów  (Krynica  Zone)  imply  a

depositional setting located far from the seashore (Gedl 2004).

The  change  in  the  Leluchów  dinocyst  assemblages  and  pa-

lynofacies  close  to  the  Eocene-Oligocene  boundary  (estab-

lished on the basis of the highest occurrence of Areosphaeri-

dium  diktyoplokum)  is  similar  to  that  known  from  the  outer

nappes of the Carpathians. The low-salinity dinocysts (mainly

Deflandrea spp.) dominate in the lowermost Oligocene of Le-

background image

PALYNOLOGY OF THE EOCENE-OLIGOCENE TRANSITION OF THE MAGURA NAPPE                            165

luchów,  and  disappear  higher  up  the  section.  These  conclu-

sions imply major regional differences between northern and

southern margins of the Magura Basin during the Late Eocene

and Early Oligocene.

Sea  surface  temperature:  Dinoflagellates,  that  is  inhabit-

ants of the photic zone, as well as their cysts serve as a tenable

indicator  of  the  sea  surface  temperature.  The  Eocene-Oli-

gocene transition is known as a time of marked global cooling

(e.g. Pomerol & Premoli Silva 1986). Brinkhuis (1994), who

traced the records of high latitude dinocyst species within the

Eocene-Oligocene boundary interval in Mediterranean, recog-

nized sea surface temperature fluctuations. For this reason he

used  several,  both  inshore  and  offshore  species,  whereas

Zevenboom (1995) argued that only oceanic taxa are suitable

for  proper  estimation  of  the  sea  surface  temperature.  Three

species of oceanic dinocysts found in the Folusz section are

treated as high latitude ones. These are Impagidinium velorum

(Fig. 4.6), Impagidinium pallidum (Fig. 4.13) and Gelatia in-

flata (Fig. 4.16) described for the first time by Bujak (1984)

from  the  Bering  Sea.  These  species  have  been  found  in  the

lower part of the Szymbark Shale. Their presence may reflect

a cooling phase in the Late Eocene, which caused a drop in sea

surface temperature during sedimentation of the lower part of

the Szymbark Shale. This event seems to correspond to that

documented in coeval sediments of the other parts of the Car-

pathians where high latitude dinocysts Impagidinium velorum,

Impagidinium pallidum and Gelatia inflata have been found

as well (Gedl unpubl.).

Bottom  water  oxygenation:  Analysis  of  trace-fossil  and

benthic foraminiferal assemblages from the Siary Zone indi-

cate  poorly  oxic  to  slightly  dysoxic  conditions  prevailing  in

the  bottom  waters  during  the  Late  Eocene  and  Early  Oli-

gocene  (Leszczyñski  &  Malata  2002).  This  interpretation  is

supported by the results of our study. The studied sediments

contain only occasional traces of amorphous organic matter,

which  is  usually  associated  with  anoxic  environments  (e.g.

Batten 1996). This feature highly contrasts with high content

of amorphous organic matter in the Lower Oligocene Menilite

Beds and its equivalents in the other parts of the flysch Car-

pathians (Gedl unpubl.). A better ventilation of the sea floor in

the northern part of the Magura Basin during the Early Oli-

Fig. 8. Schematic paleogeographic map of Alpine and peri-Alpine

part of Europe during Eocene-Oligocene transition (based on Rögl

1999,  modified  by  S.  Leszczyñski).  Probable  location  of  investi-

gated section arrowed.

gocene might have been caused by intensified water circula-

tion resulting from a high frequency of large-scale resedimen-

tation events (Leszczyñski 2001).

Conclusions

1.  Dinocysts  indicate  that  the  lower  part  of  the  Szymbark

Shale in the Folusz section (up to the sample Fl7) represents

the Upper Eocene (Priabonian). This interpretation is based on

continuous  presence  of  Areosphaeridium  michoudii,  Areo-

sphaeridium  diktyoplokum  and  Rhombodinium  perforatum.

Several  species  characteristic  for  the  Middle  Eocene  (e.g.

Heterelaucacysta porosa, Diphyes pseudoficusoides) that oc-

cur in this part of the section are recycled. The uppermost part

of  the  Szymbark  Shale,  located  above  the  sample  Fl24,  and

the  overlying  Magura  Beds  represent  the  Lower  Oligocene.

This interpretation is based on the lowest occurrence of Areo-

ligera? semicirculata in the sample Fl24. Wetzeliella gochtii, a

typical  Oligocene  species  in  north-western  Europe,  has  the

lowest occurrence in the studied section in sample Fl20, dated

by foraminifers as Priabonian. Another Oligocene species, Re-

ticulatosphaera actinocoronata, has its lowest occurrence in

the basal part of the section, dated by other dinocysts, fora-

minifers and calcareous nannoplankton as Priabonian.

2. Two dinocyst assemblages differing in origin occur in the

fine-grained sediments of the entire section. Sediments recog-

nized as redeposited contain frequent near-shore dinocysts. In

contrast, the fine-grained sediments interpreted as background

deposits always contain specimens of oceanic dinocyst genus

Impagidinium.

3. No apparent change in quality of dinocyst assemblages is

observed in the studied section between the Late Eocene and

Early Oligocene assemblages. This contrasts with substantial

changes  in  dinocyst  assemblages  in  coeval  sediments  of  the

other parts of the Polish Carpathians. This difference implies

various  paleoenvironmental  conditions,  including  nutrient

availability and salinity level in the photic zone of the north-

ern part of the Magura Basin. However, increased dinocyst re-

cycling observed in the Folusz section may significantly mask

the true conditions. Two Lower Oligocene hemipelagic sam-

ples  containing  poor  dinocyst  assemblages  appear  to  reflect

inconvenient  paleoenvironmental  conditions  in  the  photic

zone.

4. The  appearance  of  high-latitude Impagidinium  velorum,

Impagidinium  pallidum  and  Gelatia  inflata  in  the  Upper

Eocene of the investigated deposits is interpreted as resulting

from a drop of sea surface temperature in the Magura Basin

during the latest Eocene. This event, which is also recorded in

coeval sediments of the other parts of the Polish Carpathians,

seems to be of regional significance and appear to correspond

to  the  global  cooling  recorded  across  the  Eocene-Oligocene

boundary.

Acknowledgments: We thank H. Brinkhuis, J. P. Bujak and J.

Soták for their critical remarks that improved the manuscript

greatly.  The  Folusz  section  was  described  and  sampled  by

Stanis³aw Leszczyñski in the frame of the project financed by

the State Committee for Scientific Research (Komitet Badañ

background image

166                                                                                 GEDL and LESZCZYÑSKI

Naukowych) research Grant No. 6 P04D 021 16. Palynologi-

cal study was done by Przemys³aw Gedl as a part of the State

Committee  for  Scientific  Research  (Komitet  Badañ  Nauko-

wych) research Grant No. 6P04D 042 15.

References

Batten D.J. 1996: Palynofacies and palaeoenvironmental interpreta-

tion.  In:  Jansonius  J.  &  McGregor  D.C.  (Eds.):  Palynology:

principles  and  applications.  Amer.  Assoc.  Stratigraphic  Pa-

lynologist Foundation, Dallas, Texas, 3, 1011–1064.

Benedek P.N. 1986: Ergebnisse der Phytoplankton-Untersuchungen

aus dem Nordwestdeutschen Tertiär. In: Tobien H. (Ed.): Nord-

westdeutschland im Tertiär. Berlin, 157–185.

Berggren W.A., Kent D.V., Swisher C.C. & Aubry M.-P. 1995: A

revised  Cenozoic  geochronology  and  chronostratigraphy.  In:

Berggren W.A., Kent D.V. & Hardenbol J. (Eds.): Geochronol-

ogy, Time Scales and Global Stratigraphic Correlation. Society

of Economic Paleontologists and Mineralogists, Spec. Publ. 54,

129–212.

Biffi U. & Grignani D. 1983: Peridinioid dinoflagellate cysts from

the  Oligocene  of  the  Niger  Delta,  Nigeria.  Micropaleontology

29, 126–145.

Biffi  U.  &  Manum  S.B.  1988:  Late  Eocene-Early  Miocene  di-

noflagellate cyst stratigraphy from the Marche Region (central

Italy). Boll. Soc. Paleont. Ital. 27, 163–212.

Birkenmajer  K.  &  Oszczypko  N.  1989:  Cretaceous  and  Paleogene

lithostratigraphic units of the Magura Nappe, Krynica Subunit,

Carpathians. Ann. Soc. Geol. Pol. 59, 145–181.

Blaicher  J.  &  Sikora  W.  1963:  Attempt  to  correlate  the  Magura

beds in eastern part of Magura nappe with sediments of exter-

nal  group.  Kwart.  Geol.  7,  620–626  (in  Polish  with  English

summary).

Brinkhuis  H.  1994:  Late  Eocene  to  Early  Oligocene  dinoflagellate

cysts  from  the  Priabonian  type-area  (northeast  Italy);  bios-

tratigraphy  and  paleoenvironmental  interpretation.  Palaeo-

geogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 107, 121–163.

Brinkhuis H. & Biffi U. 1993: Dinoflagellate cyst stratigraphy of the

Eocene/Oligocene  transition  in  central  Italy.  Mar.  Micropale-

ontology 22, 131–183.

Brinkhuis H. & Visscher H. 1995: The upper boundary of the Pria-

bonian  Stage;  a  reappraisal  based  on  dinoflagellate  cyst  bios-

tratigraphy.  In:  Berggren  W.A.,  Kent  D.V.  &  Hardenbol  J.

(Eds.):  Geochronology,  Time  Scales  and  Global  Stratigraphic

Correlation. Society of Economic Paleontologists and Mineral-

ogists, Spec. Publ. 54, 295–304.

Bromowicz J. 1992: The sedimentary basin and source areas of the

Magura Sandstones. Zesz. Nauk. Akad. Gór. -Hutn., Geol. 54,

1–116 (in Polish with English summary).

Bujak  J.P.  1984:  Cenozoic  dinoflagellate  cysts  and  acritarchs  from

the  Bering  Sea  and  northern  North  Pacific,  D.S.D.P.  Leg  19.

Micropaleontology 30, 180–212.

Bujak J.P. & Mudge D. 1994: A high-resolution North Sea Eocene

dinocyst zonation. J. Geol. Soc., London 151, 449–462.

Châteauneuf J.-J. 1980: Palynostratigraphie et paléoclimatologie de

l‘Eocène  supérieur  et  de  l‘Oligocène  du  Bassin  de  Paris

(France). Mém. Bur. Rech. Géol. Min. 116, 1–360.

Coccioni R., Basso D., Brinkhuis H., Galeotti S., Gardin S., Mone-

chi S. & Spezzaferri S. 2000: Marine biotic signals across a late

Eocene  impact  layer  at  Massignano,  Italy:  evidence  for  long-

term environmental perturbations? Terra Nova 12, 258–263.

Costa L.I. & Downie C. 1976: The distribution of the dinoflagellate

Wetzeliella in the Palaeogene of north-western Europe. Palae-

ontology 19, 591–614.

Dale B. 1996: Dinoflagellate cyst ecology: modelling and geological

applications.  In:  Jansonius  J.  &  McGregor  D.C.  (Eds.):  Pa-

lynology:  principles  and  applications.  Amer.  Assoc.  Strati-

graphic Palynologist Foundation, Dallas, Texas, 3, 1249–1275.

El-Beialy  S.Y.  1988:  The  dinocyst  biostratigraphy  of  the  Upper

Eocene subsurface sediments, west Nile Delta, Egypt. Newslett.

Stratigr. 19, 131–141.

Gedl  P.  1995:  Middle  Eocene  dinoflagellate  cysts  from  the

RogoŸnik section, Flysch Carpathians, Poland. Acta Palaeobot.

35, 195–231.

Gedl P. 1999: Palynology of the Eocene-Oligocene boundary in the

Polish Flysch Carpathians. Przegl. Geol. 47, 394–399 (in Polish

with English summary).

Gedl  P.  2000:  Biostratigraphy  and  palaeoenvironment  of  the

Podhale  Paleogene  (Inner  Carpathians,  Poland)  in  the  light  of

palynological studies. Part II. Summary and systematic descrip-

tions. Stud. Geol. Pol. 117, 155–303.

Gedl  P.  2004:  Dinoflagellate  cyst  record  of  the  Eocene-Oligocene

boundary  succession  in  flysch  deposits  at  Leluchów,  Car-

pathian  Mountains,  Poland.  Geol.  Soc.  Spec.  Publ.,  London

230, 309–324.

Gruas-Cavagnetto  C.  &  Barbin  V.  1988:  Dinoflagellates  from  the

Priabonian stage stratotype area (Vicentin, Italy), evidence for

the  Eocene/Oligocene  boundary.  Rev.  Paléobiologie  7,  163–

198 (in French with English summary).

Kopciowski R. 1996: Geological structure of the Siary zone between

Ropa and Banica (the Magura Nappe). Biul. Pañstw. Inst. Geol.

374, 21–40 (in Polish with English summary).

Koszarski  L.  1976:  Development  of  the  youngest  sediments  in  the

eastern part of the Magura Nappe. Spraw. Posiedz. Kom. Nauk.

PAN Krakow 20, 174–175 (in Polish).

Koszarski L. & Tokarski A. 1968: Detailed Geological Map of Po-

land  (without  Quaternary  deposits).  Sheet  M34-91B  Osiek  —

provisional edition. Inst. Geol., Warszawa (in Polish).

Koszarski L. & Wieser T. 1960: New tuff horizons in older Palaeo-

gene of Flysch Carpathians. Kwart. Geol. 4, 749–771 (in Polish

with English summary).

Koszarski  L.,  Sikora  W.  &  Wdowiarz  S.  1974:  The  Flysch  Car-

pathians. Polish Carpathians. In: Mahe¾ M. (Ed.): Tectonics of

the  Carpathian-Balkan  Regions.  Geologický  Ústav  Dionýza

Štúra, Bratislava, 180–197.

Ksi¹¿kiewicz M. 1956: Geology of the northern Carpathians. Geol.

Rdsch. 45, 369–411.

Ksi¹¿kiewicz  M.  (Ed.)  1962:  Geological  Atlas  of  Poland.  Strati-

graphic and facial problems. Fascicle 13, Cretaceous and Early

Tertiary  in  the  Polish  External  Carpathians.  Inst.  Geol.,

Warszawa.

Ksi¹¿kiewicz  M.  1974:  Explanations  to  the  Detailed  Geological

Map of Poland. Sheet Sucha Beskidzka (1014), 1:50,000. Wy-

dawnictwa Geologiczne 1–83 (in Polish).

Ksi¹¿kiewicz  M.  1977:  The  tectonics  of  the  Carpathians.  In:

Ksi¹¿kiewicz M. (Ed.): Geology of Poland, IV, Tectonics. Wy-

dawnictwa Geologiczne, Warszawa, 476–618.

Leszczyñski  S.  2001:  Carpathian  flysch  sea  in  Late  Eocene-Early

Oligocene:  example  of  oxygenation  decline.  IAS  2001  21

st

Meeting, Davos, Switzerland, 3.–5. September 2001, Abstracts

& Programme, 99–100.

Leszczyñski  S.  &  Malata  E.  2002:  Sedimentary  conditions  in  the

Siary  zone  of  the  Magura  basin  (Carpathians)  in  the  Late

Eocene–Early Oligocene. Ann. Soc. Geol. Pol. 72, 201–239.

Maier D. 1959: Systematik, Stratigraphie und Ökologie der Cocco-

lithophorideen,  Dinoflagellaten  und  Hystrichosphaerideen

vom  Oligozän  bis  Pleistozän.  Neu.  Jb.  Geol.  Paläont.,  Abh.

107, 278–340.

Manum  S.B.,  Boulter  M.C.,  Gunnarsdottir  H.,  Rangnes  K.  &

Scholze A. 1989: Eocene to Miocene palynology of the Norwe-

background image

PALYNOLOGY OF THE EOCENE-OLIGOCENE TRANSITION OF THE MAGURA NAPPE                            167

gian Sea (ODP Leg 104). In: Eldholm O., Thiede J., Taylor E.

et  al.  Proceedings  of  the  Ocean  Drilling  Program,  Scientific

Results, 104, 611–662.

Martini E. 1971: Standard Tertiary and Quaternary calcareous nan-

noplankton zonation. In: Farinacci A. (Ed.): Proceedings of the

2nd  Planktonic  Conference,  Roma,  1970.  Edizzioni  Techno-

scienza, Roma, 739–785.

Morgenroth P. 1966: Neue in organischer Substanz erhaltene Mikro-

fossilien des Oligozäns. Neu. Jb. Geol. Paläont., Abh. 127, 1–12.

Nemèok M., Nemèok J., Wojtaszek M., Ludhová L., Klecker R.A.,

Sercombe W.J., Coward M.P. & Keith J.F. Jr. 2000: Results of

2D balancing along 2030 longitude and pseudo-3D in the Smil-

no tectonic window: implications for shortening mechanisms of

the West Carpathian accretionary wedge. Geol. Carpathica 51,

281–300.

Olszewska  B.  1984:  Benthonic  foraminifera  of  the  Sub-Menilite

Globigerina  Marls  of  Polish  Outer  Carpathians.  Prace  Inst.

Geol. 110, 1–37 (in Polish with English summary).

Olszewska  B.  1985:  Remarks  concerning  the  Eocene-Oligocene

boundary in the Polish External Carpathians: results of foramin-

iferal investigations. Proceedings reports of the XIII-th Congres

of KBGA, Poland – Cracow, 5.–10. September 1985. 1, 57–59.

Oszczypko N. 1991: Stratigraphy of the Paleogene Deposits of the

Bystrica  Subunit  (Magura  Nappe,  Polish  Outer  Carpathians).

Bull. Pol. Acad. Sci., Earth Sci. 39, 415–431.

Oszczypko-Clowes M. 2001: The nannofossil biostratigraphy of the

youngest deposits of the Magura Nappe (east of the Skawa riv-

er,  Polish  Flysch  Carpathians)  and  their  paleoenvironmental

conditions. Ann. Soc. Geol. Pol. 71, 139–188.

Pomerol C. & Premoli Silva I. 1986: The Eocene-Oligocene transi-

tion:  events  and  boundary.  In:  Pomerol  C.  &  Premoli  Silva  I.

(Eds.): Terminal Eocene Events. Developments in Palaeontolo-

gy and Stratigraphy. Elsevier, Amsterdam, 9, 1–24.

Powell  A.J.  1992:  Dinoflagellate  cysts  of  the  Tertiary  System.  In:

Powell A.J. (Ed.): A stratigraphic index of dinoflagellate cysts.

Brit. Micropalaeontological Soc. Publ. Ser., Chapman & Hall,

London, 155–249.

Rögl F. 1999: Mediterranean and Paratethys. Facts and hypotheses

of an Oligocene to Miocene paleogeography (short overview).

Geol. Carpathica, 50, 339–349.

Sikora W. 1970: Geology of the Magura nappe between Szymbark

Ruski  and  Nawojowa.  Inst.  Geol.,  Biul.  235,  1–97  (in  Polish

with English summary).

Stover L.E. & Hardenbol J. 1993: Dinoflagellates and depositional

sequences in the Lower Oligocene (Rupelian) Boom Clay For-

mation, Belgium.  Bull.  Soc.  Belge  Géol., Bulletin  van  de  Bel-

gische Vereniging voor Geologie 102, 5–77.

Stover L.E., Brinkhuis H., Damassa S.P., de Verteuil L., Helby R.J.,

Monteil  E.,  Partridge  A.D.,  Powell  A.J.,  Riding  J.B.,  Smelror

M.  &  Williams  G.L.  1996:  Mesozoic-Tertiary  dinoflagellates,

acritarchs  and  prasinophytes.  In:  Jansonius  J.  &  McGregor

D.C. (Eds.): Palynology: principles and applications. Amer. As-

soc.  Stratigraphic  Palynologist  Foundation,  Dallas,  Texas,  2,

641–750.

Szajnocha W. 1895: Geological Atlas of Galicyja. Text to the sixth

volume. Wydzia³ Krajowy Królestwa Galicyji i Lodomeryji, 1–

149 (in Polish).

Œwidziñski  H.  1934:  Recherches  géologiques  dans  les  environs  de

Wysowa-les-Bains,  district  Gorlice,  Carpathes.  Posiedz.  Nauk.

Pañstw. Inst. Geol. 38, 29–30.

Van Couvering J.A., Aubry M.-P., Berggren W.A., Bujak J.P., Naes-

er C.W. & Wieser T. 1981: The terminal Eocene event and the

Polish  connections.  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.  Palaeoecol.

36, 321–362.

Van Mourik C.A. & Brinkhuis H. 2000: Data report: Organic walled

dinoflagellate  cyst  biostratigraphy  of  the  latest  middle  to  late

Eocene  at  Hole  1053  (subtropical  Atlantic  Ocean).  In:  Kroon

D., Norris R.D. & Klaus A. (Eds.): Proceedings of the Ocean

Drilling Project, Scientific Results. 171B, 1–25.

Wilpshaar M., Santarelli A., Brinkhuis H. & Visscher H. 1996: Di-

noflagellate  cysts  and  mid-Oligocene  chronostratigraphy  in

the central Mediterranean region.  J. Geol. Soc., London 153,

553–561.

Zevenboom D. 1995: Dinoflagellate cysts from the Mediterranean

Late  Oligocene  and  Miocene.  Ph.  D.  Thesis,  University  of

Utrecht, 1–221.