background image

GEOLOGICA CARPATHICA, JUNE 2008, 59, 3, 211—224

The Carnian-Norian basin-platform system of the Martuljek

Mountain Group (Julian Alps, Slovenia): progradation

of the Dachstein carbonate platform


Geological Survey of Slovenia, Dimičeva ulica 14, SI-1000 Ljubljana, Slovenia;;

(Manuscript received June 14, 2007; accepted in revised form December 13, 2007)

Abstract: In the Martuljek Mountain Group (MMG), positioned in the northern part of the Julian Alps (NW Slovenia),
a widespread drowning of the middle Carnian carbonate platform is marked by the onset of a thin (approximately 25 m)
horizon of reddish pelagic platy basinal limestones (Martuljek platy limestone). According to conodont data, different
ages of the upper part of the Martuljek platy limestone are documented, namely late Carnian in the SW and early Norian
in the NE part of the MMG. The rimmed Dachstein carbonate platform progrades into the basin with typically devel-
oped facies zones: slope and reef margin (approximately 300 m thick) with abundant coral fauna with other framebuilders
and the Lofer cyclic Dachstein Limestone in the backreef peritidal area. In the NW face of the Mt Škrlatica, platform to
the  basin  transition  is  spectacularly  exposed.  The  interfingering  of  slope  to  basin  sediments  and  the  dip  of  the
clinostratification, indicate SW to NE progradation of the Dachstein platform (in recent orientation), which is also in
accordance with conodont data estimation of the underlying Martuljek platy limestones. The margin of the Dachstein
platform in the MMG is thus progressively younger from the SW direction to the NE. After (and during) the filling of
the basin, the peritidal carbonate platform, with a more than 1 km thick succession of the Dachstein Limestone pre-
vailed until the end of  the Triassic Period in the central part of the Julian Alps. The Carnian drowning event in the Julian
Alps and also in the Kamnik—Savinja Alps is not just a locally limited phenomenon, as described so far, but a wide-
spread event, triggering the growth of the Tuvalian—Norian reefs, facing more open marine areas.

Key words: Late Triassic, Slovenia, Julian Alps, carbonate platform progradation, facies analysis, conodonts.


According to paleogeographical studies, the Slovenian part of
the Julian Alps formed an isolated platform between the Slove-
nian  Basin  and  the  Hallstatt-Meliata  Ocean  (e.g.  Haas  et  al.
1995;  Ziegler  &  Stampfli  2001;  Stampfli  &  Borel  2002).  A
distinct transgression pulse, recognized above the former La-
dinian—Carnian platforms or Raibl Group, deepening, forma-
tion  of  the  basin(s)  and  progradation  of  the  rimmed  Main
Dolomite  or  Dachstein  Limestone  platforms,  was  recognized
in the Julian Alps (Lieberman 1978; Ramovš 1986a,b, 1987;
Jurkovšek  1987a,b;  Schlaf  et  al.  1997a,b;  De  Zanche  et  al.
2000; Gianolla et al. 2003). In the Slovenian Basin and in the
western  part  of  the  Pokljuka  Plateau,  basinal  sedimentation
persisted  through  the  Norian  and  Rhaetian  (Kolar-Jurkovšek
et al. 1983; Buser 1989; Buser et al. 2007) with coeval reef de-
velopment (Turnšek & Buser 1989). In the nearby Karavanke
Mountains, however, the stratigraphic development of the No-
rian  strata  differs  strongly.  In  the  Košuta  Unit,  Dachstein
Limestone is developed in the Norian (Kolar-Jurkovšek et al.
2005), while basinal sedimentation persisted through the Lias-
sic in the Hahnkogel area (Krystyn et al. 1994; Schlaf 1996).
The Tuvalian deepening event and stratigraphically very simi-
lar developments are also recognized in the Kamnik—Savinja
Alps around 50 km to the east (Ramovš 1989; Jamnik & Ra-
movš 1993).

The progradation geometry of the Upper Triassic Carnian—

Norian carbonate platform in the Julian Alps (Slovenia) is of-

ten  difficult  to  study  because  of  the  strong  Alpine  tectonics
and hence rarely preserved stratigraphic successions (in the di-
rection  of  the  platform  progradation,  that  is  perpendicular  to
the  clinostratification).  Transitions  from  basinal  to  platform
sediments often coincide with important detachment horizons.
An excellent seismic scale section was described by Gianolla
et al. (2003) in the Portella (near Cave del Predil) close to the
Italian-Slovenian  border  with  the  progradation  of  the  Main
Dolomite platform in the SSW—NNE direction. In the Martul-
jek  Mountain  Group  (MMG),  another  tectonically  relatively
undisturbed basin to platform transition (also considerably lat-
erally extended) is discussed in this paper.

Before  the  pioneering  study  of  Ramovš  (1986a),  little  was

known  about  the  upper  Carnian—lower  Norian  basinal  sedi-
ments in the northern part of the Julian Alps. The Tuvalian pe-
lagic,  red,  platy,  ammonoid  rich  limestones  of  the  Hallstatt
facies were described in the Mt Razor and Mt Planja area, as
part  of  the  Kriški  podi  Plateau,  SW  of  the  MMG  (Ramovš
1987; Sattler 1998) and on top of the Mt Kukova špica (Ra-
movš 1986a) in the NE part of the MMG. These studies were
spatially confined, and the extension of the basinal sediments
between  the  aforementioned  areas  (the  central  part  of  the
MMG)  was  unknown  until  recently  (Celarc  2006;  Celarc  &
Ogorelec  2006).  The  Norian-Rhaetian  reef  limestones  are
much  better  studied  (Turnšek  &  Ramovš  1987;  Ramovš  &
Turnšek 1991).

The main goal of the present paper is to describe the archi-

tecture of the facies belts of the prograding platform, based on

background image



the  detailed  mapping  and  conodont  analysis  of  the  basinal
platy  limestones.  We  introduced  a  new  (informal)  name  for
this lithological unit as the Martuljek platy limestone. Besides
determining the direction of progradation, we estimated sedi-
mentation rates (filling of the basin) and the dynamics of the
platform’s growth.

Geological background and location

The  study  area  belongs  to  the  Julian  Alps  (NW  Slovenia)

(Fig. 1), which along with the eastern lying Kamnik—Savinja
Alps, forms the so-called Julian Nappe. Along with the south-
erly  positioned  Tolmin  Nappe  it  represents  the  easternmost
continuation  of  the  Southern  Alps  (Placer  1999;  Haas  et  al.
2000)  extended  from  NE  Italy.  On  their  north  side  part  the
Julian  Alps  are  separated  from  the  South  Karavanke  Moun-
tains by the dextral strike slip Sava fault. Paleogeographically,
the  Julian  Nappe  in  the  Upper  Triassic  belonged  to  the  rela-
tively uniform Julian Carbonate Platform, bound to the south
with the deeper Slovenian Basin (Buser 1989). In the Norian,
the  Julian  Alps  were  located  on  the  passive  margin  of  the
southern  shelf  of  the  Hallstatt-Meliata  branch  of  the  Neo-
Tethys  (Haas  et  al.  1995;  Ziegler  &  Stampfli  2001).  During

the Late Triassic, a different paleogeographical environments
were formed. In the western (Italian part), the terrigenous in-
fluenced Raibl Group filled previous basins in the Julian and
early Tuvalian (Gianolla et al. 2003; Preto et al. 2005). In the
eastern (Slovenian) part of the Julian Alps, reefs and platform
sedimentation persisted continuously from the late Ladinian to
the  beginning  of  the  Tuvalian  periods  (Ramovš  &  Turnšek
1984; Jurkovšek 1987b).

The  MMG  is  geographically  positioned  in  the  Northern

Julian Alps, bordered to the north by the Upper Sava Valley,
to  the  east  by  the  Vrata  Valley,  to  the  south  by  the  Kriški
podi Plateau and to the west by the Pišnica and Krnica Val-
leys.  The  researched  area  is  bounded  by  the  north  vergent
Tamar  backthrust,  and  NE—SW  directed  strike-slip  faults  in
the west and east, respectively. The studied area thus belongs
to a relatively subsided tectonic block, internally slightly de-
formed,  with  strata  generally  dipping  gently  to  the  south
(Fig. 2).


Since there are no officially accepted names for formations,

we use informal names taken from various works of previous

Fig. 1. Location (rectangle) of the research area (Martuljek Mountain Group, Julian Alps, Slovenia). Tectonic units after Placer (1999).

background image



authors. The geological succession is composed from bottom
to top as (Fig. 3):

1) Razor limestone (lower Carnian) as proposed by Ramovš

(1987),  consisting  of  cyclic  bedded  limestones  and  massive
reef limestones;

2) Martuljek  platy  limestone  (upper  Tuvalian  –  Ramovš

(1986a); upper Tuvalian—lower Norian in this paper), consist-
ing of reddish, platy pelagic limestones;

3) Dachstein reef limestone (upper Tuvalian—lower Norian),

consisting of hard-to-distinguish slope and reef margin facies;

4) Dachstein  Limestone  (Norian—Rhaetian),  consisting  of

cyclic bedded limestones (Jurkovšek 1987a,b).

Razor limestone (lower Carnian)

Ramovš  (1987)  described  a  new  calcareous  formation  and

named it Razor (after Mt Razor) limestone, forming a footwall
below  the  thin  horizon  of  the  Hallstatt  type  Tuvalian  platy
limestone (Martuljek platy limestone in this article). He distin-
guished between two lithologic types of Razor limestone:

–  Thick-bedded  grey  to  brownish  micritic  limestone  with

transition  to  trombolitic,  oncoidic  and  pseudooncoidic  lime-
stones (bedded peritidal Razor limestone);

–  Biolithic  reef  limestone,  with  small  patch  reefs.  Coral-

lites  are  overgrown  with  spongiostromata  crusts.  Margaros-
  sp.  is  abundant,  together  with  sponge  Ceotinella
  and  Uvanella  sp.  There  are  many  patch  reefs  with
corals of Retiophyllia type and bioclastic reef detritus between
mounds (Razor reef limestone).

The age of the limestones is not entirely clear. According to

Ramovš (1987) the reef limestone is similar to the Carnian Ti-

sovec  Limestone  from  the  Western  Carpathians  (Kollarova-
Andrusova 1960) and is probably early Carnian.

In  the  MMG  only  bedded  peritidal  Razor  limestone  is

present. The maximum thickness is around 400 m (Mt Široka
peč).  Under  Mt  Mali  Oltar  and  Mt  Velika  Ponca  it  reaches
around 100—200 m and passes downwards into massive dolo-
mites. The bedded Razor limestone is in tectonic contact with
Middle Triassic limestones west of Mt Škrlatica, Mt Rakova
špica and Mt Rogljica.

The bedded peritidal Razor limestone is organized into 1—

1.5 m  thick,  predominantly  shallowing  upward  asymmetric
cycles (Fig. 4.1).

Subtidal  deposits  are  characterized  by  thick-bedded  pack-

stone and grainstone with variable amounts of pellets, peloids,
oncoids and intraclasts. Skeletal grains are composed of green
algae  and  foraminifers.  Shallower  subtidal  facies  are  repre-
sented by abundant oncoidal horizons with a maximum thick-
ness  of  20 cm  (Fig. 4.2).  The  origin  of  oncoids  is  probably
associated with a slightly more agitated environment, with tid-
al  channels  in  which  tidal  currents  enabled  constant  move-
ment and their concentric growth.

Intertidal-supratidal  facies  are  recognizable  by  laminated

grainstones, which are often dolomitized, and with horizontal
microbial laminites. Fenestral pores (loferites) are very com-
mon in these horizons. They are often developed as microbial
boundstones,  forming  typical  bedding  parallel  cracks  and
birdseye pores (Fig. 4.3) Desiccation structures could also be
found in the wackestone—packstone facies (Fig. 4.4) and in the
upper  parts  of  the  oncoidal  horizons  (Fig. 4.5).  Tepee  stuc-
tures  are  also  abundant,  represented  as  low  relief  antiforms
(Fig. 4.6). Cavities of the tepee walls are filled with laminated,

Fig. 2. Geological sketch map of the Martuljek Mountain Group. For location see Fig. 1.

background image



often reddish calcite crusts. Flat lying rip up clasts up to 20 cm
long and 5 cm thick occur in distinct horizons. They are inter-
preted as tempestites. The groundmass consists of the carbon-
ate matrix.

Exposure surfaces are found at the top of some (rare) sub-

tidal  and  intertidal—supratidal  deposits.  These  intervals  are
usually very thin (up to 10 cm) with an uneven disconformi-
ty surface, overlain with matrix supported breccia with clasts
eroded  from  underlying  shallow-subtidal  and  intertidal  su-
pratidal limestones. These breccias suggest a short lived in-
terruption  in  deposition.  The  matrix  is  usually  yellow  silt
and  residual  carbonate  clay.  Angular  to  subangular  black
pebbles are common constituents in the breccia horizons and
they  are  also  scattered  in  the  lower  part  of  the  subsequent
subtidal horizon.

Fig. 3. Schematic late Julian—early Norian stratigraphy in the Mar-
tuljek Mountain Group.

Martuljek platy limestone (upper Tuvalian—lower Norian)

The reddish, platy, pelagic upper Tuvalian limestones were

described by Ramovš (1986a, 1987) in the areas of Mt Razor,
Mt  Planja  (Kriški  podi  Plateau),  Mt  Kukova  špica  (MMG),
Kozja  Dnina,  Mlinarica  and  Macesnovec  (Mt  Triglav  area).
Tuvalian  platy  limestones  from  the  latter  three  locations  are
shown  in  the  Basic  Geological  Map  of  Slovenia  (Jurkovšek
1987a), and biostratigraphic study of these strata documented
the  conodont  faunas  of  the  polygnathiformis  and  nodosa
Zones  (Jurkovšek  et  al.  1984;  Kolar-Jurkovšek  1991).  Based
on  findings  of  the  ammonites  Projuvavites  jaworskii,  Dis-
cotropites  plinii
,  and  conodonts  Epigondolella  nodosa  and
Neogondolella  polygnathiformis  on  Mt  Razor,  Ramovš
(1986a) assigned this horizon to the upper Tuvalian, Anatro-
 Zone – the plinii subzone, and according to their litho-
logical  similarity  compared  these  limestones  to  the  Hallstatt
Limestones of the Northern Calcareous Alps.

In  the  MMG,  except  on  Mt  Kukova  špica,  the  red  pelagic

platy  limestones  of  the  Hallstatt  type  were  mapped  and  de-
scribed for the first time. On the summit of Mt Kukova špica
only their lower part is preserved as an erosional remnant. On
the  basis  of  conodonts  and  ammonites,  Ramovš  (1986a)  as-
signed the limestones from Mt Kukova špica to the upper Tu-
valian, Anatropites Zone.

As this horizon does not have any formation name, we refer

to  it  as  the  Martuljek  platy  limestone.  The  Martuljek  platy
limestone extends from the northeastern face of Mt Rogljica,
Mt Rakova špica and Mt Škrlatica, the northeastern and east-
ern faces of Mt Velika Ponca and the northern face of Mt Mali
Oltar,  Mt  Široka  peč  and  Mt  Škrnatnarica  (Fig. 2).  From  the
top  of  Mt  Kukova  špica,  it  continues  in  a  southern  direction
towards  the  Vrata  Valley.  The  strata  dip  predominantly  in  a
southern direction with a moderate inclination of 10—20° and
attain a maximum thickness of 25 m.

Two members are distinguished in the Martuljek platy lime-

stone (Fig. 5).

The Lower Member is composed of reddish (rarely grey-

ish)  sometimes  indistinctly  bedded  (Fig. 4.7),  pelagic  lime-
stone (bioclastic wackestone to packstone). It is organized in
10—20 cm thick beds with wavy to planar bedding. Thin (up to
5 mm) intercalations of reddish to green silt frequently occur
on the bedding planes and are also randomly scattered in the
beds. Stilolitic seams parallel to the bedding planes are often
developed, indicating chemical compaction. Some beds in the
lower  part  of  succession  are  rich  in  ammonoids,  gastropods
and  brachiopods.  Green  glauconite  grains  are  also  present  in
some samples, testifying to the slow rate of the sedimentation.
The main facies type is bio-intra clastic packstone rich in fora-
minifers, brachiopod shells, calcified spicula, pellets, crinoids,
ostracodes  (Fig. 6.1)  and  is  often  dolomitized  (Fig. 6.2).  The
Lower Member overlies sharply, without paleorelief, peritidal
bedded  Razor  limestone  (Fig. 6.3),  that  is  occasionally  also
reddish around the contact and sometimes some meters below.
The  succession  of  pelagic  Martuljek  platy  limestone  on  the
shallow  water  Razor  limestone  represents  a  major  drowning
unconformity  and  is  identical  to  the  Mt  Razor  area  (Sattler
1998).  The  reason  for  the  drowning  is  not  entirely  clear,  but
this event is widespread over a broad area (Lieberman 1978;

background image



Krystyn et al. 1994; Schlaf 1996; De Zanche et al. 2000; Gi-
anolla et al. 2003). It is probably connected with rapid relative
sea-level  rise  caused  by  strong  extensional  tectonic  pulse  at
the beginning of the 3


-order, No. 1 depositional sequence in

the  Southern  Alps,  which  also  corresponds  to  the  lower
boundary of a 2


-order cycle (Gianolla et al. 1998). A similar

situation  is  reported  from  the  Northern  Calcareous  Alps
(Mandl 2000).

Fig. 4. Facies of the Razor limestone (1—6) and Martuljek platy limestone, Lover Member (7). 1 – Bedded peritidal Razor limestone. Cy-
clic alternation of subtidal and intertidal oncoidal—loferitic limestone. Kačji jezik (KJ) section, scale bar 1 m. 2 – Oncoid horizon, Kačji
jezik (KJ) section, scale bar 4 cm. 3 – Microbial boundstone  with loferitic shrinkage cracks and some birds eyes pores, filled with stalac-
tite and blocky cement. Skrlatica (ŠK) section, sample ŠK20, scale bar 2 mm. 4 – Wackestone—packstone with loferitic pores. Kačji jezik
(KJ) section, sample KJ16, scale bar 2 mm. – Pisoid rudstone—oncoid grainstone with shrinkage pores. Pisoid—oncoid nuclei consist of
pellets and intraclasts. Kačji jezik (KJ) section, sample KJ16, scale bar 2 mm. 6 – Tepee in the laminated loferitic limestone. Kačji jezik
(KJ) section, scale bar 10 cm. 7 – Indistinctly bedded red micritic Martuljek platy limestone, Lower Member, Kačji jezik (KJ) section,
hammer (32 cm long) for the scale.

The  Upper  Member  is  composed  of  light  grey  to  white

platy  and  thin-bedded,  often  dolomitized  limestones  (coral
and  crinoid  grainstones  and  rudstones),  showing  a  tendency
towards  upward  bed  thickening  (in  the  lower  part  20 cm,  in
the  upper  part  45 cm).  The  bedding  is  more  clearly  pro-
nounced than in the Lower Member. In the detritic limestone
(rudstone),  normal  gradation  is  evident,  expressed  with  the
reef  detritus  in  the  horizons  with  a  sharp  planar  or  irregular

background image



erosional  lower  boundary  and  gradual  upper  boundary  with
overlying grainstone (Fig. 6.4). Reef debris is frequently dolo-
mitized  and  the  primary  structure  is  strongly  obliterated
(Fig. 6.5).  Beds  of  the  red  pelagic  limestone  are  often  found
between  reef  detritus,  indicating  a  temporary  break  in  the
shedding of material from the platform. As the Upper Member
passes upward into the slope limestones, we interpret these de-
posits  as  the  toe  of  the  slope  facies.  Graded  grainstones  and

rudstones near the toe of the slope are redeposited shallow wa-
ter  sediments  (reef  margin  with  abundant  corals,  sponge  and
other biota) during sea-level highstands in the form of turbidit-
ic flows. Similar graded grainstones are reported from the La-
dinian  Latemar  buildup  in  the  Dolomites  (Goldhammer  &
Harris  1989).  Slight  lateral  thinning  of  individual  strata  in  a
seaward direction, namely in the direction of the progradation
of the platform, can be noted in some places.

The Martuljek platy limestone shows a shallowing upwards

trend  with  an  increasing  amount  of  platform  derived  clasts
(reef debris, algal remnants) and abundant stems and plates of
crinoids from the slope environment.

Conodont fauna from the Martuljek platy limestone

Seven conodont samples were collected from three sections

(B1, JG and ŠP) (Table 1, Fig. 2, Fig. 5), where the Martuljek
platy  limestone  is  exposed,  between  Razor  limestone  in  the
footwall and the slope of the Dachstein reef limestone in the
hangingwall. Their WGS 84 coordinates in fractional degrees
and  elevations  are:  B1:  lat = 46.438509,  lon = 13.819957,
elevation = 2140 m; 

JG:  lat = 46.441170, 

lon = 13.83905,

elevation = 2220 m; 

ŠP:  lat = 46.44134, 

lon = 13.83993,

elevation = 2220 m.

Sections were chosen according to positions relative to the

direction  of  the  Dachstein  platform  progradation  in  order  to
test the age of the uppermost part of the Martuljek platy lime-
stone. Due to difficult access and very steep mountain terrain,
composite (and not bed-by-bed) test sampling was carried out
in order to document conodont fauna in the investigated sec-
tion and in order to ascertain the potential for future establish-
ment  of  conodont  biozonation  intervals.  Therefore,  only  an
estimated age assessment can be made based on the obtained
results.  For  detailed  paleontological  study  that  would  enable
the introduction of precise conodont biozonation, bed-by-bed
sampling would be required. For this study we collected com-
posite samples, with most three samples and at least one sam-
ple per section, with a weight of 1—1.5 kg.

Conodonts are white with CAI = 1 (Epstein et al. 1977) indi-

cating an average thermal overprint of 65 °C.

The  determined  conodont  taxa  are  shown  in  Table 1.  Am-

monoid and conodont biostratigraphic zonations for the upper
Carnian and lower Norian (Gradstein et al. 2004) are shown in
Table 2.

Faunas are marked by the Carnepigondolella, Epigondolel-

la and Metapolygnathus species (Fig. 7). In this report a taxo-
nomic differentiation of Orchard (1991a) and Kozur (2003) is
adopted: Metapolygnathus ranges throughout the Carnian and
into  the  basal  Norian,  but  Epigondolella  is  restricted  only  to
the Norian, while the recently established Carnepigondolella
is a marker of the upper Carnian.

Metapolygnathus is characterized by reduced platforms that

may have ornamented (nodes) platform margins. A basal pit is
usually  situated  in  the  posterior  part  of  the  platform.  On  the
contrary,  the  genus  Epigondolella  has  a  more  reduced  plat-
form with lateral platform denticles of considerable height. A
well marked free blade is developed. A basal pit is usually sit-
uated  beneath  the  centre  of  the  platform  (Orchard  1991a).
Carnepigondolella  is  regarded  as  the  forerunner  of  Epigon-

Fig. 5. Stratigraphical column of the Martuljek platy limestone (Mt
Škrlatica (ŠK) section), and results of conodont analysis from other
sections (see text and Fig. 2 for the location).

background image



Fig. 6. Facies of the Martuljek platy limestone, Lower Member (1—3), Upper Member (4, 5). 1 – Bio-intra clastic packstone. Škrlatica
(ŠK) section, sample ŠK19, scale bar 1 mm. 2 – Bio-intra clastic slightly dolomitized packstone, Škrlatica (ŠK) section, sample ŠK20,
scale bar 2 mm. 3 – Contact between Razor limestone (lower part of the photo) and Martuljek platy limestone (upper part of the photo) is
sharp and shows no relief. Jugova grapa (JG) section, marker pencil (8 cm long) for the scale. 4 – Graded reef debris with sharp lower
boundary. Jugova grapa (JG) section, scale bar 4 cm. – Strongly dolomitized reef debris with crinoid plates. Jugova grapa (JG) section,
sample JG2, scale bar 2 mm.

dolella and is characterized by the presence of nodes or broad
and short denticles on the platform margins and by a subtermi-
nal basal pit (Kozur 2003).

In  the  studied  material  ornate  gondolellid  forms  predomi-

nate, but the presence of unornamented forms (M. communisti,
M. polygnathiformis) have been recorded in two samples only.

The  conodont  faunas  of  the  collected  samples  markedly

characterize the Carnian-Norian boundary interval. During the
last  period  of  investigations  in  many  countries,  several  sug-
gestions to define the Carnian—Norian boundary (CNB) have
been made (Orchard et al. 2000; Krystyn & Gallet 2002). In
some  older  proposals  the  FAD  of  Norigondolella  navicula
have  been  utilized  to  mark  the  base  of  the  Norian  (Krystyn

1980;  Orchard  1991a).  Yet  the  species  is  ecologically  con-
trolled  and  thus  its  entry  is  not  reliable  for  comparison  (Or-
chard et al. 2000; Krystyn & Gallet 2002; Kozur 2003).

Upper Triassic conodont zonation has been considerably re-

fined based on data from British Columbia (Orchard 1991b).
Well documented faunas of the CNB interval have just recent-
ly been demonstrated by Orchard (2007). In a short succession
at Black Bear Ridge in British Columbia, spanning the Wel-
leri 2 through Kerri ammonoid zones, seven conodont datums
defining  eight  faunal  intervals  can  be  identified.  They  are
based on a detailed study of progressive evolutionary changes
that enable recognition of several morphogenetic lineages (Or-
chard 2007).

background image



A recent suggestion to define the CNB based on the FAD of

Epigondolella  quadrata  has  been  put  forward  among  con-
odont workers and members of the Subcommission on Trias-
sic  Stratigraphy  (personal  communication).  It  should  be
mentioned that in Kozur’s (2003) integrated ammonoid, con-
odont  and  radiolarian  zonation  of  the  Triassic  Epigondolella
  Zone  is  equivalent  to  the  upper  Kerri  and  lower
Paulckei  ( = Dawsoni)  zones.  As  this  proposal  has  not  been
formally accepted by international geological institutions, this
datum  can  currently  be  considered  only  as  a  potential  candi-

On  the  basis  of  the  composition  of  the  examined  faunules

and taking into account above mentioned data, the following
conclusions can be made:

1) samples BI-1 and JG-1 are marked by M. polygnathifor-

mis. This element is accompanied by Metapolygnathus n. sp. G
Orchard  (forerunner  of  M.  primitius)  or  M.  carpathica  and
Carnepigondolella samueli. The absence of epigondolellids is
evident. Age: late Carnian.

2) samples ŠP-1, ŠP-2 and JG-2 are mixed late Carnian—ear-

ly Norian in age due to the co-occurrence of Carnepigondolel-
la, Epigondolella 
and Metapolygnathus forms.

3) sample ŠP-3 is characterized by the exclusive presence of

Epigondolella species, including E. quadrata. Age: early No-

Dachstein reef limestone (upper Tuvalian—lower Norian)

Dachstein reef limestones in the MMG are represented with

obviously a very narrow reef crest (margin) and up to 300 m
thick  slope  toward  the  basin  (fore-reef  area)  as  evident  from
the  natural  cross-sections  of  the  MMG.  Because  it  is  macro-
scopically  almost  impossible  to  distinguish  between  the  reef
margin,  positioned  immediately  below  the  bedded  Dachstein
Limestone,  and  the  slope,  we  named  the  entire  lithological
unit  of  predominantly  massive  unbedded  limestones  as  the
Dachstein  reef  limestone.  Corals  are  the  most  important  and
prevailing reef builders; sponges and hydrozoans are subordi-
nate (Turnšek & Ramovš 1987).

On Mt Planja and Mt Razor (Ramovš & Turnšek 1991) the

Dachstein reef limestone complex is up to 150 m thick, but the
actual thickness is unknown because the upper parts are erod-
ed.  Coral  genera  present  in  the  Dachstein  reef  limestone  are
Cyclophyllia,  Pokljukosmilia,  Protoheterastraea  and  Rhopa-
. Three of them are also known from the Tuvalian of
the  Pokljuka  Plateau  (Turnšek  &  Buser  1989).  According  to
Sattler (1998), the reef complex on Mt Razor is upper Tuval-
ian, based on the upper Carnian pelagic micrite filling of the
fissures  in  the  Dachstein  reef  limestone.  On  Mt  Dovški  križ,
Mt Šplevta and Mt Kopica, the reef complex is up to 1000 m
thick  (Turnšek  &  Ramovš  1987).  The  main  framebuilders  in
the  MMG  are  corals  and  subordinately  sponges,  which  are
also  significant  for  the  Norian—Rhaetian  reefs  in  other  areas
(Riedel  1991;  Flügel  &  Senowbari-Daryan  1996;  Turnšek
1997).  The  most  abundant  corals  are  the  branching  forms
Gillastraea,  Retiophyllia,  Elysastraea  and  Parathecosmilia
and massive Astraeomorpha and Toechastraea. According to
the  geological  mapping  and  observations  in  the  NW  face  of
Mt  Škrlatica,  the  thickness  of  the  reef  complex  between  the
underlying basinal Martuljek platy limestone and the overly-

Table 1: Conodont taxa determined from sections B1, JG and ŠP. For the geographical position of the sections see Fig. 2, for composite
sample position in lithological column see Fig. 5. Selected conodont taxa are shown in Fig. 7.

Table 2:  Ammonoid  and  conodont  biostratigraphic  zonations  for
the upper Carnian and lower Norian (Gradstein et al. 2004).

background image



ing  bedded  Dachstein  Limestone  of  the  interior  platform  is
around 300 m. This is opposed to finding of Ramovš (1986a,
Fig. 2)  and  Turnšek  &  Ramovš  (1987)  for  the  Dovški  križ
area,  where  it  is  estimated  to  be  greater  than  1000 m.  In  our
opinion, this is just an apparent thickness, because dipping of
the  strata  is  directed  along  the  mountain  slopes  and  the  reef
occupies a relatively extensive area (Fig. 2). Perhaps the most
prominent  mountain  built  of  Dachstein  reef  limestone  in  the
MMG  is  Mt  Mali  Oltar  (Fig. 8.1).  During  our  fieldwork,  we
also  collected  some  samples  with  corals  from  the  top  of  Mt
Velika Ponca. D. Turnšek determined the Norian species Re-
tiophyllia  norica  
(Fig. 8.2).  Coarse-grained  breccia  or  boul-
ders  derived  from  the  top  of  the  platform  are  completely
missing  at  the  toe  of  the  slope  and  only  rudstone  with  re-

Fig. 7. Conodonts from the Martuljek platy limestone. 1—3 – Mixed upper Carnian-lower Norian faunas. 1a—c – Metapolygnathus commu-
 (Hayashi), sample ŠP-1 (GeoZS 4067). 2a—c – Metapolygnathus n. sp. G (Orchard), sample JG-1 (GeoZS 4070). 3a—c – Epigondolella
 (Orchard), sample JG-2 (GeoZS 4071). 4—6 – Upper Carnian, sample BI-1 (GeoZS 4065). 4a—c – Carnepigondolla samueli (Or-
chard). 5a—c – Metapolygnathus polygnathiformis (Budurov & Stefanov). 6a—c – Metapolygnathus carpathicus (Mock). 7—9 – Lower Nori-
an:  sample  ŠP-3  (GeoZS  4069).  7a—c  –  Epigondolella  quadrata  (Orchard).  8a—c  –  Epigondolella  aff.  spatulata  (Hayashi).  9a—c  –
Epigondolella triangularis (Budurov). Scale bar = 100 


worked  reef  particles  and  plates  of  crinoids  is  present
(Fig. 8.3,4).

Piller (1981) explains the absence of breccias as the result of

water  agitation  generally  being  too  weak  to  produce  large
boulders from the reef framework.

Dachstein Limestone (?upper Tuvalian, Norian, Rhaetian)

Peritidal  bedded  Dachstein  Limestone  rests  with  a  sharp

boundary above the massive Dachstein reef limestone and was
deposited on the broad area behind the prograding reef rim. It
extends between Mt Visoki Rokav on the north and Mt Stenar
in  the  south  (Fig. 2),  where  it  is  overlain  by  Jurassic  oolitic
limestone and attains a thickness of around 1000 m with char-

background image



acteristic cyclic Lofer (sensu Fisher 1964) development. Sub-
tidal  member C  consists  of  1—3 m  thick  beds,  predominately
wackestone and packstone, subordinately bioclastic rudstone.
Megalodontids  and  gastropods  are  abundant  in  distinct  hori-
zons. Solution carstic vugs, filled with reddish silt or isopac-
hous cement, are often present in the upper part of the subtidal
unit,  indicating  sudden  emersions  and  subsequent  carstifica-
tion. Black pebbles are common. Often basal member A is not
developed  and  laminated  fenestral  limestone  of  intertidal
member  B  directly  overlies  subtidal  unit C  (cf.  Enos  &  Sa-
mankassou  1998).  Fenestrae  are  filled  with  white  cement.  In
the  eastern  part  of  the  Julian  Alps  Dachstein  Limestone  ex-
tends  through  the  entire  Norian  and  Rhaetian  stages,  while
further west, the lower part consists of Main Dolomite (Jurk-
ovšek  1987a;  Cozzi  &  Hardie  2003;  Gianolla  et  al.  2003;
Cozzi et al. 2005).

Progradation of the Dachstein platform

The progradation geometry of the Dachstein platform pass-

ing into the basin is exposed in the northwest face of Mt Škrla-
tica  parallel  to  the  direction  of  the  platform  advance
(Fig. 9a—c).  Interfingering  of  thin-bedded  reef-debris  lime-
stones (Martuljek platy limestone – Upper Member) and cli-
nostratificated  reef-debris  limestones  of  the  slope  facies
(Dachstein  reef  limestone)  is  clearly  visible.  The  lithological

boundary in Mt Škrlatica can be interpreted as a climbing pro-
gradadion in the sense of Bosellini (1984), yet generally, the
boundary  is  horizontal.  The  thin-bedded  limestones  exhibit
low angle onlap against the upper boundary of the intermedi-
ary wedge of the slope limestone intercalated in the Martuljek
platy  limestone  (Fig. 9c,  detail).  The  Upper  Member  of  the
Martuljek  platy  limestone  slightly  thickens  basinward,  while
individual beds thin in the same direction.

We  consider  interfingering  to  be  just  a  local  phenomenon.

Namely,  elsewhere,  it  is  not  expressed  and  its  boundary  is
sharp, although clinoforms are still visible. Clinoforms are ex-
pressed as discontinuities in the slope limestones with an in-
clination  of  around  15—25°  and  dip  in  the  NE  direction
(Fig. 9b,c).  Their  configuration  is  oblique-parallel.  We  as-
sume that underlying Martuljek platy limestone and overlying
Dachstein  Limestone  were  deposited  horizontally  and  their
tectonic  dip  in  the  northwest  face  of  Mt  Škrlatica  is  now
slightly  (5—10°)  to  the  SSW.  If  we  remove  the  later  tectonic
dip, the true depositional dip of the clinoforms shows only mi-
nor change. In other localities, the contact between the slope
limestones and thin-bedded reef debris is sharp and shows no
interfingering. The clinoform surfaces seem to be absent or are
poorly  exposed.  We  interpret  this  pattern  as  the  horizontal
downlap  plane  (Bosellini  &  Stefani  1991;  Maurer  2000)
which indicates rapid progradation of the platform.

The  upper  boundary  of  the  slope  and  the  margin  with  the

Dachstein Limestone is almost horizontal in Mt Oltar (toplap

Fig. 8. Facies of the Dachstein reef limestone. 1 – Mt Mali Oltar is built of autochthonous Dachstein reef limestone and allochthonous reef
debris (slope) limestones (height of the face app. 200 m). For location, see Fig. 2. 2 – Coral Retiophyllia norica (det. D. Turnšek). Reef
crest of the Mt Velika Ponca. For location, see Fig. 2. 3 – Coral-crinoid rudstone, slope facies, Kačji jezik (KJ) section, sample KJ5, scale
bar 2 mm. 4 – Coral-crinoid rudstone, Škrlatica (ŠK) section, sample ŠK14, scale bar 2 mm.

background image



Fig. 9. Facies interpretation and progradational geometry in the NW face of Mt Škrlatica (Martuljek Mountain Group). a – Small scale fa-
cies interpretation. Arrows indicate contact between Dachstein reef limestone (slope and margin facies) and bedded Dachstein Limestone
(inner platform facies). For location see also Fig. 2. b – Photo of area indicated by rectangle in a. c – Interpretation of facies relationship
with detail of toe of slope interfingering between Martuljek platy limestone (Upper Member) and Dachstein reef  limestone. For detail ex-
planation see text.

background image



sensu Bosellini 1984) and perhaps a slightly low angle lap off
against a massive margin is visible in Mt Škrlatica (Fig. 9a, ar-
rows  indicate  contact  between  massive  Dachstein  reef  lime-
stone  and  bedded  Dachstein  Limestone).  This  relationship
points to the stillstand in the sea level during the early Norian
and progradational dominated highstand systems tract (Wright
& Burchette 1996).

The coral reef margin in the upper part is macroscopically

similar to the slope, so its exact thickness is unknown. Based
on the clinoform dip, the progradation is in the SW—NE direc-
tion,  analogous  to  the  trend  of  the  upper  Tuvalian  Dolomia
Principale in the Portella section (Italy), 16 km to the W (Gia-
nolla et al. 2003). The basinal limestones are also progressive-
ly  younger  in  this  direction.  According  to  the  Triassic
sequence stratigraphy patterns of the Southern Alps, they rep-
resent the beginning of the No. 1 depositional sequence (Gia-
nolla et al. 1998).


The Carnian—Norian lithostratigraphic developments exhib-

it  a  distinctive  heterogeneity  in  the  scale  of  the  Julian  Alps.
During  the  late  Julian  time,  in  the  Cave  del  Predil  area,  the
pre-existing  interplatform  basin  was  completely  filled,  while
the  rimmed  carbonate  platforms  (Cassian  Dolomite)  with
framebuilding organisms underwent strong crisis and were re-
placed by a carbonate-terrigenous ramp (Gianolla et al. 2003;
Preto  et  al.  2005).  However,  in  the  MMG  shallow  platform
sedimentation  persisted  through  the  early  Carnian,  when  the
bedded  peritidal  and  reef  Razor  limestones  were  deposited.
Terrigenous “Raibl” beds are not present in this area and the
same is true for the Kamnik—Savinja Alps (Ramovš 1989). In
the  Slovenian  Basin,  positioned  further  east,  basinal  Carnian
Amphiclina beds and Norian—Rhaetian cherty Bača Dolomite
were deposited (Buser 1989). During the Tuvalian, strong sub-
sidence  affected  the  area  of  the  Julian  Carbonate  Platform,
with  sedimentation  of  the  basinal  Carnitza  Formation  in  the
Cave del Predil area (Lieberman 1978; De Zanche et al. 2000;
Gianolla et al. 2003). In the Vrata Valley, east of the MMG,
Tuvalian and also Lacian basinal limestones are present (Ram-
ovš 1986a; Schlaf et al. 1997a,b). Schlaf et al. (1999) described
thick  coquina  accumulations  in  the  lower  Norian  carbonate
slope of the Vrata Valley. The corals are very rare and the mar-
gin of Dolomia Principale in the Cave del Predil is serpulid and
microbial dominated (Gianolla et al. 2003). On the other hand,
corals  are  abundant  in  the  rim  of  the  synchronous  or  slightly
younger prograding Dachstein platform in the MMG.

On  the  basis  of  conodont  age-dating,  some  rough  estima-

tions  of  the  growth  mode  of  the  Dachstein  platform  in  the
MMG can be made. The platform prograded in the SW-NE di-
rection as shown by the dip of clinoforms in the NW face of
Mt Škrlatica. The lateral extent of the basinal Martuljek platy
limestones from Mt Razor in the SW, to the Mt Široka peč in
the NE is around 5 km which is also the total (visible) progra-
dation.  Conodonts  of  the  late  Tuvalian  age  (Macrolobatus
Zone) were reported for the Mt Razor area (Ramovš 1986a),
but our recent study revealed early Norian age (Kerri—Dawso-

ni Zone) for the upper part of the Mt Široka peč section (this
paper). According to the ICS timescale (Gradstein et al. 2004),
the  Macrolobatus  and  Kerri  Chron  has  a  duration  of  about
3.4 Myr and the Dawsoni Chron about 1.8 Myr. The platform
prograded at least through the entire Macrolobatus Chron, the
whole  Kerri  Chron,  and  at  least  until  the  middle  part  of  the
Dawsoni Chron (Table 2), that is about 4.3 Myr in total. The
progradation  rate  is  thus  estimated  at  1200 m/Myr.  Nothing
can be said about the aggradation rate of the Dachstein Lime-
stone because of its unfavourable position on the reef margin
(it is mainly eroded). In Cave del Predil, the Tuvalian progra-
dation of the Main Dolomite platform is estimated at 4600 m/
Myr (Gianolla et al. 2003), based on Gradstein et al. (1994),
but  this  was  corrected  to  around  2700 m/Myr  based  on  new
durations of the ammonite zones (Gradstein et al. 2004). This
approximates  to  the  Ladinian  platforms  in  the  Dolomites.  In
fact, for better estimation of the rate of platform progradation,
a  detailed  bed-by-bed  resampling  should  be  performed.  Se-
quence  stratigraphy  and  paleogeography  supported  by  con-
odont  age-dating  of  the  MMG  shows  some  interesting
comparisons  between  the  neighbouring  areas,  particularly
with stratigraphic successions in the Vrata Valley.

In  the  MMG,  the  Lower  Member  of  the  Martuljek  platy

limestone  (Tuvalian)  represents  the  TST  (transgressive  sys-
tems tract), while the Upper Member, the Dachstein reef lime-
stone  and  the  Dachstein  Limestone  belong  to  the  HST
(highstand  systems  tract).  In  the  Vrata  Valley  in  a  relatively
limited area, Schlaf et al. (1997a) recognized another HST and
TST  around  the  Carnian-Norian  boundary,  positioned  be-
tween the TST and HST of the MMG. This points to the tec-
tonic  control  of  systems  tracts  within  a  broader  area.
Sedimentary succession in the Vrata Valley consists of 80 m
thick  cherty,  bituminous  wacke-  and  mudstones  of  Tuvalian
age  (TST)  (Kolar-Jurkovšek  1991),  followed  by  150 m  thick
lower  Norian  bedded  allodapic  limestones  (HST),  that  are
overlain by 15—20 m thick bituminous mud- and wackestones
(TST)  and  500 m  thick  lower  Norian  clinoforms  of  rapidly
prograding  platform  and  capped  with  Dachstein  Limestone
(HST) (Jurkovšek 1987a).

In  the  Vrata  Valley,  an  obviously  accelerated  subsidence

along  synsedimentary  faults  (?halfgraben)  came  into  being
during  the  late  Tuvalian  pelagic  episode,  manifested  with
greater  thickness  and  different  facies  of  basinal  sediments
when  compared  with  the  MMG.  The  Dachstein  platform  be-
gun to prograde from the SW and filled the relatively elevated
basinal  areas  of  the  MMG  (condensed  sedimentation).  How-
ever, it was not able to completely fill the relatively subsiding
area in the Vrata Valley, which led to the development of the
small restricted intraplatform basin engraved in the Dachstein
platform  behind  the  main  prograding  rim  that  is  positioned
further towards the NE. Finally, the basin was filled with NE—
SW prograding bivalve dominating clinoforms, and ultimately
the  entire  area  was  blanketed  by  a  thick  succession  of  the
Dachstein Limestone. The MMG facies architecture is similar
to  some  facies  reconstructions  in  the  Northern  Calcareous
Alps  (Mandl  2000),  particularly  to  the  Tonion  and  Hohe
Wand facies, where the Dachstein platform progrades over the
drowned  part  of  the  Wetterstein  Platform  in  the  direction  of
the deep shelf of the Meliata realm.

background image




After widespread Carnian drowning in the Julian Alps (and

also in the Kamnik—Savinja Alps more to the E) and the onset
of the Hallstatt type limestone sedimentation (Martuljek platy
limestone), rimmed prograding Dachstein platforms of the late
Tuvalian and early Norian  appeared, filling newly-formed ba-
sins.  The  massive  margin  of  the  Dachstein  platform  is  pre-
dominantly made of corals and sponges. The reef complex in
the Julian Alps attains a maximum thickness of 300 m, which
means that previous assumptions of the thickness were drasti-
cally  exaggerated.  Slope  geometry,  dip  of  clinostratification,
and age-dating of the basinal limestones indicate NE progra-
dation of the platform (in the recent orientation).

According  to  conodont  dating,  the  Martuljek  platy  lime-

stone  is  successively  younger  in  the  NE  direction  and  indi-
cates platform progradation with an estimated rate of 1200 m/
Myr. The conodont samples of the Martuljek platy limestones
yield  abundant  late  Carnian—early  Norian  collections.  In  the
next phase of our study, bed-by-bed resampling is planned in
order  to  introduce  precise  conodont  biozonation  that  would
enable identification of the boundary line. After definition of
the  Carnian-Norian  boundary  and  its  ratification  by  interna-
tional  geological  institutions,  the  marking  of  the  boundary
will also be possible.

There  is  currently  no  proof  that  the  basin  was  connected

with  true  pelagic  Hallstatt  facies  of  the  deep  shelf  bordering
the Meliata oceanic realm, although progradation indicates the
NE  direction,  which  is  away  from  the  Slovenian  Basin.  The
Dachstein  reef  limestone  in  the  Martuljek  Mountain  Group
and also in the Mt Triglav area is, based on the stratigraphy,
and on the relationship with well dated basinal limestones, of
the  late  Carnian  to  Norian  age.  The  more  than  1000 m  thick
succession  of  the  cyclic  Dachstein  Limestone  of  the  Norian
and  Rhaetian  age  sedimented  in  the  broad  peritidal  area  be-
hind the prograding reef.


Bosellini  A.  1984:  Progradation  geometries  of  carbonate  platforms:

examples  from  the  Triassic  of  the  Dolomites,  northern  Italy.
Sedimentology 31, 1—24.

Bosellini A. & Stefani M. 1991: The Rosengarten: a platform-to ba-

sin carbonate section (Middle Triassic, Dolomites, Italy). Dolo-
mieu  Conference  on  Carbonate  Platforms  and  Dolomitization,
Val Gardena, Guidebook Excursion C
, 1—24.

Buser S. 1989: Development of the Dinaric and the Julian carbonate

platforms  and  of  the  intermediate  Slovenian  Basin.  Mem.  Soc.
Geol. Ital.
 40, (1987), 313—320.

Buser  S.,  Kolar-Jurkovšek  T.  &  Jurkovšek  B.  2007:  Triassic  con-

odonts  of  the  Slovenian  Basin.  Geologija  50,  1  (in  Slovenian
with English abstract).

Celarc  B.  2006:  Upper  Triassic  stratigraphy  in  the  Julian  Alps  (Mt.

Škrlatica, Slovenia): progradation geometry of the Carnian—No-
rian Carbonate Platform. Abstracts and Field guide, 1



tional Workshop “Mesozoic Sediments of Carpatho-Balkanides
and Dinarides”, 
Novi Sad, 8.

Celarc B. & Ogorelec B. 2006: The progradation of the Carnian—No-

rian  Carbonate  Platform  in  the  Martuljek  Mountain  Group
(Julian Alps, Slovenia).  Book of Abstracts, 2


  Slovenian  Geo-

logical Congress, Idrija, 42—43.

Cozzi  A.  &  Hardie  L.A.  2003:  Third-order  depositional  sequences

controlled  by  synsedimentary  extensional  tectonics:  evidence
from Upper Triassic carbonates of the Carnian Prealps (NE Ita-
ly). Terra Nova 15, 1, 40—45.

Cozzi A., Hinnov L.A. & Hardie L.A. 2005: Orbitally forced Lofer

cycles in the Dachstein Limestone of the Julian Alps (Northeast-
ern Italy). Geology 33, 10, 789—792.

De Zanche V., Gianolla P. & Roghi G. 2000: Carnian stratigraphy in

the  Raibl/Cave  del  Predil  area  (Julian  Alps,  Italy).  Eclogae
Geol. Helv.
 93, 331—347.

Enos  P.  &  Samankassou  E.  1998:  Lofer  cyclothems  revisited  (Late

Triassic, Northern Alps, Austria). Facies 38, 207—228.

Epstein A.G., Epstein J.B. & Harris L.D. 1977: Conodont color alter-

ation  –  An  index  to  organic  metamorphism.  U.S.  Geol.  Surv.
Prof. Pap.
 995, 1—27.

Fischer  A.G.  1964:  The  Lofer  cyclothems  of  the  Alpine  Triassic.

Kansas Geol. Surv. Bull. 169, 107—149.

Flügel  E.  &  Senowbari-Daryan  B.  1996:  Evolution  of  triassic  reef

biota:  state  of  art.  In:  Reitner  J.,  Neuweiler  F.  &  Gunkel  F.
(Eds.): Global and regional controls on biogenic sedimentation.
Reef evolution, research reports. Goettinger Arb. Geol. Palaent.
2, 285 — 294.

Gianolla  P.,  De  Zanche  V.  &  Mietto  P.  1998:  Triassic  sequence

stratigraphy in the Southern Alps (Northern Italy): defenition of
sequences  and  basin  evolution.  Mesozoic  and  Cenozoic  se-
quence stratigraphy of European Basins. SEPM Spec. Publ. 60,

Gianolla  P.,  De  Zanche  V.  &  Roghi  G.  2003:  An  Upper  Tuvalian

(Triassic) Platform-Basin System in the Julian Alps: the start-up
of  the  Dolomia  Principale  (Southern  Alps,  Italy).  Facies  49,

Goldhammer  R.K.  &  Harris  M.T.  1989:  Eustatic  control  on  the

stratigraphy and geometry of the Latemar buildup (Middle Tri-
assic), the Dolomites of northen Italy. In: Crevello P.D., Wilson
J.L. & Sarg J.F. (Eds.): Controls on carbonate platforms and ba-
sin development. SEPM Spec. Publ. 44, 339—351.

Gradstein F.M., Agterberg F.P., Ogg J.G., Hardendol J., van Veen P.,

Thierry J. & Huang Z. 1994: A Mesozoic time scale. J. Geophys.
., Washington 99, B12, 24,051—24,074.

Gradstein F.M., Ogg J.G., Smith A.G., Agterberg F.P., Bleeker W.,

Cooper R.A., Davydov V., Gibbard P., Hinnov L., House M.R.,
Lourens  L.,  Luterbacher  H.-P.,  McArthur  J.,  Melchin  M.J.,
Robb  L.J.,  Shergold  J.,  Villeneuve  M.,  Wardlaw  B.R.,  Ali  J.,
Brinkhuis H., Hilgen F.J., Hooker J., Howarth R.J., Knoll A.H.,
Laskar J., Monechi S., Powell J., Plumb K.A., Raffi I., Roehl U.,
Sanfilippo  A.,  Schmitz  B.,  Schackleton  N.J.,  Shields  G.A.,
Straus H., Van Dam J., Veizer J., van Kolfshofen Th. & Wilson
D.  2004:  A  geologic  time  scale  2004.    Cambridge  University
, Cambridge, 1—589.

Haas J., Kovacs S., Krystyn L. & Lein R. 1995: Significance of Late

Permian—Triassic  facies  zones  in  terrane  reconstructions  in  the
Alpine—North Pannonian domain. Tectonophysics 242, 19—40.

Haas  J.,  Mioč  P.,  Pamić  J.,  Tomljenović  B.,  Arka  P.,  Berczi-Makk

A.,  Koroknai  B.,  Kovacs  S.  &  Ralisch-Felgenhauer  E.  2000:
Complex  structural  pattern  of  the  Alpine-Dinaridic-Pannonian
triple junction. Int. J. Earth Sci. 89, 377—389.

Jamnik A. & Ramovš A. 1993: Holothurian sclerites and conodonts

in the Upper Carnian (Tuvalian) and Norian Limestones in the
Central Kamnik Alps. Geologija 35, (1992), 7—63 (in Slovenian
with English summary).

Jurkovšek B. 1987a: Basic geological map of SFRJ, Sheet Beljak in

Ponteba, 1 : 100,000. Zvezni Geološki Zavod, Beograd (in Slove-

Jurkovšek B. 1987b: Explanatory book, Sheet Beljak in Ponteba L

33—51  L  33.52.  Basic  geological  map  of  SFRJ  1 : 100,000.

background image



Zvezni Geološki Zavod, Beograd, 1—58 (in Slovenian with En-
glish summary).

Jurkovšek B., Ogorelec B., Kolar-Jurkovšek T., Jelen B., Šribar L. &

Stojanovič B. 1984: The geological structure of the area South
of Vršič with special regard to the development of Carnian Beds.
RMZ – Min. Metal. Quart. 31, 3—4, 301—334 (in Slovenian with
English summary).

Kolar-Jurkovšek T. 1991: Microfauna of Middle and Upper Triassic

in  Slovenia  and  its  biostratigraphic  significance.  Geologija  33,
(1990), 21—170 (in Slovenian with English summary).

Kolar-Jurkovšek T., Buser S. & Jurkovšek B. 1983: Upper Triassic

beds of the western part of the Pokljuka Plateu (NW Yugosla-
via). RMZ – Min. Metal. Quart. 30/2—3, 151—185 (in Slovenian
with English summary).

Kolar-Jurkovšek T., Gazdzicki A. & Jurkovšek B. 2005: Conodonts

and foraminifera from the “Raibl Beds” (Carnian) of the Kara-
vanke Mountains, Slovenia: stratigraphical and palaeobiological
implications. Geol. Quart. 49, 4, 429—438.

Kollarova-Andrusova  V.  1960:  Recentes  trouvailles  d‘ammonoides

dans le Trias des Karpates occidentales. Geol. Sbor. Slov. Akad.
 11, 105—110.

Kozur  H.W.  2003:  Integrated  ammonoid,  conodont  and  radiolarian

zonation of the Triassic. Hallesches Jb. Geowiss. B25, 49—79.

Krystyn L. 1980: Triassic conodont localities of the Salzkammergut

region. Abh. Geol. B.-A. Wien 35, 61—98.

Krystyn  L.  &  Gallet  Y.  2002:  Towards  a  Tethyan  Carnian-Norian

boundary GSSP. Albertiana 27, 12—19.

Krystyn  L.,  Lein  R.,  Schlaf  J.  &  Bauer  F.K.  1994:  Über  ein  neues

obertriadisch-jurassiches  Intraplattformbecken  in  den  Süd-
karawanken. Jubiläumsband 20 Jahre Geol. Zusammenarb. Ös-
 2, 409—416.

Lieberman H.M. 1978: Carnitza Formation – ein neuer Begriff für

oberkarnische  Beckenkalke  der  südlichen  Kalkalpen  bei  Raibl
(Cave del Predil, Italien). Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. Österr.
25, 35—60.

Mandl G.W. 2000: The Alpine sector of the Tethyan shelf – exam-

ples of Triassic to Jurassic sedimentation and deformation from
the  Northern  Calcareous  Alps.  Mitt.  Österr.  Geol.  Ges.  92,
(1999), 61—77.

Maurer  F.  2000:  Growth  mode  of  Middle  Triassic  carbonate  plat-

forms  in  the  Western  Dolomites  (Southern  Alps,  Italy).  Sed.
 134, 275—286.

Orchard M.J. 1991a: Late Triassic conodont biochronology and bios-

tratigraphy of the Kunga Group, Queen Charlotte Islands, Brit-
ish Columbia. Geol. Surv. Pap. 90—10, 173—193.

Orchard  M.J.  1991b:  Upper  Triassic  conodont  biochronology  and

new  index  species  from  the  Canadian  Cordillera.  Geol.  Surv.
 417, 299—335.

Orchard  M.J.  2007:  Conodont  lineages  from  the  Carnian-Norian

boundary at Black Bear Ridge, Northeast British Columbia. In:
Lucas  S.G.  &  Spielmann  J.A.  (Eds.):  The  global  Triassic.  N.
Mex. Mus. Nat. Hist. Sci. Bull
. (Albuquerque) 41, 331—332.

Orchard M.J., Carter E.S. & Tozer E.T. 2000: Fossil data and their

bearing on defining a Carinan-Norian (Upper Triassic) boundary
in western Canada. Albertiana 24, 43—50.

Piller W.E. 1981: The Steinplatte reef complex, part of an Upper Tri-

assic  carbonate  platform  near  Salzburg,  Austria.  In:  Toomey
D.F.  (Ed.):  European  fossil  reef  models.  Soc.  Econ.  Paleont.
Miner. Spec. Publ.
 30, 261—290.

Placer L. 1999: Contribution to the macrotectonic subdivision of the

border  region  between  Southern  Alps  and  External  Dinarides.
Geologija 41, (1998), 223—255.

Preto N., Roghi G. & Gianolla P. 2005: Carnian stratigraphy of the

Dogna  area  (Julian  Alps,  northern  Italy):  tessera  of  a  complex
palaeogeography. Boll. Soc. Geol. Ital. 124, 269—279.

Ramovš A. 1986a: Palöntologisch bewiesene Karn/Nor—Grenze in

den  Julischen  Alpen.  Newslett.  Stratigr.  (Stuttgart)  16,  3,

Ramovš A. 1986b: Obertrias (Nor/Rhaet) Ausbildung in den nördli-

chen Julishen Alpen. XI Kongres geologa Jugoslavije, Knjiga 2,
Stratigrafija,  paleontologija,  regionalna  geologija,
  99—112  (in
Slovenian with German summary).

Ramovš  A.  1987:  Ausbildung  der  Karn-Stufe  im  östlichen  Teil  der

nördlichen Julischen Alpen. Geologija 30, 67—82 (in Slovenian
with German summary).

Ramovš A. 1989: Upper Tuvalian limestones (Carnian, Upper Trias-

sic)  in  the  Hallstatt  development  also  in  Kamniško-Savinjske
Alps. RMZ – Min. Metal. Quart. 36, 2, 191—197 (in Slovenian
with English summary).

Ramovš A. & Turnšek D. 1984: Lower Carnian reef buildups in the

Northern Julian Alps (Slovenia, NW Yugoslavia). Razprave IV.
razreda SAZU
 25, 161—200.

Ramovš A. & Turnšek D. 1991: The Lower Norian (Latian) develop-

ment with coral fauna on Razor and Planja in the Northern Julian
Alps (Slovenia). Razprave IV. razreda SAZU 32, 175—213.

Riedel P. 1991: Korallen in der Tethys: Stratigraphische Reichweiten,

Diversitätsmuster,  Entwicklungstrends  und  Bedeutung  als  Rif-
forganismen. Mitt. Österr. Geol. Ges. Bergbaustud. 37, 97—118.

Sattler U. 1998: Drowning einer Obertriadischen Karbonatplattform

in den Julischen Alpen/Slowenien. Mitt. Österr. Geol. Ges. 91,

Schlaf J. 1996: Ein obertriadisches Intraplatformbecken aus den Süd-

karawanken (Kärnten, Östereich). Mitt. Österr. Geol. Ges. Berg-
39, 40, 1—14.

Schlaf J., Krystyn L. & Lein R. 1997a: Sequenzstratigraphie obertria-

discher Karbonatplatformen aus den Julischen Alpen. Schriften
d. Alfred Wegener Stiftung, Terra Nostra
 97, 2, 210—211.

Schlaf J., Lein R. & Krystyn L. 1997b: Sequence stratigraphy of Up-

per Triassic carbonate platform margins in the Julian Alps (Slo-
venia) – an example for tectonic control on the development of
systems tracts. Gaea heidelbergensis 3, 303—304.

Schlaf J., Zuschin M. & Piller W.E. 1999: Origin and palaeoenviron-

ment of thick coquina accumulations on a Lower Norian (Upper
Triassic)  carbonate  slope  (Julian  Alps,  Slovenia).  Zbl.  Geol.
 Teil I, 1153—1166.

Stampfli G.M. & Borel G. 2002: A plate tectonic model for the Pale-

ozoic  and  Mesozoic  constrained  by  dynamic  plate  boundaries
and  restored  synthetic  oceanic  isochrones.  Earth  Planet.  Sci.
 196, 17—33.

Turnšek D. 1997: Mesozoic corals of Slovenia. Znanstvenoraziskov-

alni center SAZU, Založba ZRC, 1-511.

Turnšek D. & Buser S. 1989: The Carnian reef complex on the Pokl-

juka (NW Yugoslavia). Razprave IV. razreda SAZU, 28, 27—67.

Turnšek  D.  &  Ramovš  A.  1987:  Upper  Triassic  (Norian-Rhaetian)

Reef  Buildups  in  the  Northern  Julian  Alps  (NW  Yugoslavia).
Razprave IV. razreda SAZU 28, 27—67.

Wright V.P. & Burchette T.P. 1996: Shallow-water carbonate envi-

ronments.  In:  Reading  H.G.  (Ed.):  Sedimentary  environments:
processes,  facies  and  stratigraphy.  Blackwell  Science,  Oxford,

Ziegler  A.P.  &  Stampfli  M.  2001:  Late  Paleozoic-Early  Mesozoic

plate boundary reorganization: collapse of the Variscan orogen
and opening of Neotethys. “Natura Bresciana” Ann. Mus. Civ.
Sc. Nat. Brescia. Monografia
 25, 17—34.