background image

GEOLOGICA CARPATHICA, DECEMBER 2009, 60, 6, 485—494                                        doi: 10.2478/v10096-009-0035-y


Knowledge  of  reservoir  architecture  is  one  of  the  basic  re-
quirements  for  hydrocarbon  development  and  production.
The  common  methodology  used  during  the  initial  phase  of
such prospection is lithofacies analysis of sediments exposed
on  the  surface  followed  by  interpretation  and  modelling  of
depositional  environments.  However,  this  attempt  is  often
hampered  by  poor  rock  exposures  and/or  dense  vegetation
resulting  in  a  discontinuous  record  of  sedimentary  succes-

One of the methods used as an aid for interpretation of dep-

ositional deep-water environments, is statistical evaluation of
bed thickness. Because the thickness of a turbidite bed is de-
termined  by  the  shape  of  the  bed  and  the  distance  from  the
source,  initial  sediment  volume,  grain  size  and  flow  type
(Talling 2001), the statistical evaluation may provide informa-
tion  on  processes  controlling  turbidite  feeding,  depositional
processes,  distribution  and  geometry  (e.g.  Rothman  et  al.
1995; Malinverno 1997; Carlson & Grotzinger 2001). More-
over, the data may serve as an specifying factor for interpreta-
tion  when  “classical”  facies  analysis  cannot  be  fully
developed due to the scarcity of exposures.

The  problem  of  frequency  distribution  of  turbidite  bed

thicknesses,  has  been  the  object  of  study  since  the  1960’s.
Generally,  four  types  of  distribution  –  truncated  Gaussian,
exponential, lognormal and power law distributions were ap-
plied  to  bed  thickness  distributions  in  turbidite  deposits  (e.g.
Ricchi  Lucchi  &  Valmori  1980;  Muto  1995;  Drummond  &
Wilkinson  1996;  Malinverno  1997;  Talling  2001;  Sinclair  &

Quantitative approach in environmental interpretations of

deep-marine sediments (Dukla Unit, Western Carpathian

Flysch Zone)






Institute of Geosciences, Technical University of Košice, Letná 9, 04001 Slovak Republic;;

(Manuscript received July 2, 2008; accepted in revised form June 25, 2009)

Abstract:  In  structurally  complicated  terranes  with  outcrops  limited  in  number  and  extent,  additional  methods  for
interpreting depositional environments are required. Statistical analysis of bed thicknesses, in addition to conventional
sedimentological  analysis,  is  a  quantitative  way  to  refine  environmental  interpretations,  interpretations  that  can  be
useful in predicting reservoir architecture. We analysed Paleogene deep-water sediments belonging to the Cisna, Sub-
Menilite, and Menilite Formations of the Dukla Unit, Outer Carpathian Flysch Zone and, using two independent quan-
titative methods, tried to define their depositional environments. As a first approach we used Carlson & Grotzinger’s
model (2001), which suggests power law distribution of turbidite bed thicknesses. The second one is the lognormal
mixture  model  of  Talling  (2001). Based  on  a  quantitative  approach,  we  suggest  deposition  of  the  lowermost  Cisna
Formation in the channel-levee environment. The overlying sediments of the Sub-Menilite Formation were deposited in
a more distal, probably outer lobe environment. The uppermost Menilite Formation is interpreted as deposits from an
outer lobe/basin plain environment.

Key words: Western Carpathian Flysch Zone, Dukla Unit, statistics, depositional environment, turbidites.

Cowie 2003). Among these, lognormal and power law distri-
bution seem to be most appropriate for describing the turbidite
bed thickness variation (see discussion in Sylvester 2007).

The power law distribution is often interpreted as a sign of

the tendency of large dissipative systems to develop a state of
criticality  and  generate  events  of  all  sizes  (Sylvester  2007).
For example, it has been linked to self-organization of conti-
nental slopes to a critical state or to generation of slope fail-
ures  by  earthquakes  (Rothman  &  Grotzinger  1996;  Talling
2001). The distribution of the turbidite beds is often ascribed
to the so-called segmented power law distribution that is char-
acterized  by  several  straight-segment  intervals  on  an  ex-
ceedence probability plot (Winkler & Gawenda 1999; Carlson
&  Grotzinger  2001;  Sinclair  2003).  However,  Sylvester
(2007)  argues  that  the  segmented  power  law  trend  is  not  a
simple  mixture  of  the  power  law  population.  Carlson  &
Grotzinger (2001) assume that power law distribution may be
the  primary  input  signal  for  some  systems.  Departure  of  the
measured distributions from the power law model is indicative
of different processes such as erosion and amalgamation, and
thus it can help in determining depositional environment. The
proximal part of the turbidite system represents areas with in-
creased erosion and amalgamation and frequency distributions
of turbidite beds have considerably curved course. Basinward,
in more distal areas of the turbidite system, the effects of ero-
sion  and  amalgamation  are  moderate  and  the  turbidite  beds
distribution displays a linear trend with departures at the ends
of the distribution. In the most distal areas of the system (outer
fan, basin plain), the flows are unconfined, the effects of ero-
sion and amalgamation are minimal, and thus the distribution

background image



is expressed by a line segment typical for the power law distri-
bution (see Table 2 in Carlson & Grotzinger 2001).

The lognormal distribution applies to many geological pro-

cesses and has been found useful in bed thickness analysis of
turbidites  elsewhere  (e.g.  Ricchi  Lucchi  &  Valmori  1980).
Talling (2001) points out that frequency distribution of turbid-
ite thickness comprises the sum of a series of lognormal fre-
quency distributions, associated with a basal Bouma division.
If  only  thin-  or  thick-bedded  turbidites  are  present,  the  fre-
quency distribution follows a lognormal distribution. Combi-
nation of lognormal distributions produces a stepped trend on
the probability plot for the entire bed population. This stepped
trend is equivalent to the segmented power law trend seen in
cumulative plots of bed thickness. Sylvester (2007) also pre-
fers description of turbidite bed thickness data by a lognormal
mixture  model  and  emphasizes  the  importance  of  variability
of bed thicknesses (thin and thicker beds) for interpretation of
deposition setting.

The  main  objective  of  this  study  is  to  apply  two  different

statistical  approaches  for  interpreting  depositional  environ-
ments, and based on comparison with the sedimentological in-

terpretation  to  discuss  how  these  approaches  may  contribute
to the environmental analysis.

The analysed sediments occur in extensive outcrops flanking

the water-dam Starina in Eastern Slovakia, Western Carpathians
(Figs. 1, 2).  After  brief  characterization  of  the  geological
structure, we describe the sedimentary successions, based on
measured sections. Finally, the obtained data are used to inter-
pret the depositional environments.

Geological setting

The  Outer  Carpathians  (Fig. 1)  record  the  development  of

an orogenic wedge from a remnant ocean basin to a collision-
related foreland basin (e.g. Oszczypko 1999). The closure of
the Alpine Tethys during the Late Cretaceous and collision of
the  Carpathian  orogenic  wedge  with  the  European  passive
margin at the transition from Eocene to Oligocene caused the
transformation of remnant ocean basin to foreland basin with
dominant  turbiditic  and  pelagic  sedimentation.  The  modern
configuration of the Outer Carpathian Flysch Zone is a conse-

Fig. 1. Location of the study area in the Carpathian mountain system, and individual nappes of the Outer Carpathian Flysch Zone. The stud-
ied outcrops of Paleogene flysch sediments are marked by a heavy line in the close-up map (after Kováč et al. 1998 and Koráb & Ďurkovič
1978, modified).

background image



quence  of  complex  tectonic  processes  including  folding,
thrusting and rotation (e.g. Janočko & Elečko 2002; Golonka
2003; Osczypko 2006).

The study area lies in the Dukla Unit that extends from SE

Poland to NE Slovakia and adjacent parts of Ukraine (Fig. 1).
The  Dukla  Unit,  sandwiched  between  the  Silesian  Nappe  in
the north and Magura Nappe in the south, contains Cretaceous
and  Paleogene  flysch  sediments  (mostly  rhythmically  inter-
bedded shales and sandstones) and has a complicated fold-and-
thrust  structure.  The  interpretation  of  the  paleogeographical
position of the Dukla Basin is still ambiguous and subject to
debate (e.g. Koráb & Ďurkovič 1978; Slaczka & Walton 1992;
Malata  2006).  The  paleoflow  direction  reflects  changing
source areas and topography at the active plate margin. While
the prevailing paleoflow during the Paleocene and Eocene was
from the E, NE and SE (e.g. Bąk & Wolska 2005), the paleo-
flow changed to the opposite direction during the Oligocene,
probably as a result of emerging new source areas formed dur-
ing subduction.

The sediments in the study area are affiliated to the Cisna,

Sub-Menilite and Menilite Formations. The entire succession
is  capped  by  the  Cergow  Sandstone  that  is  a  lithologically
contrasting member of the Menilite Formation (Figs. 2 and 3).
The  Paleocene  Cisna  Formation  contains  medium-  to  thick-
bedded  sandstones  alternating  with  shales.  The  Paleocene  to
Middle  Eocene  Sub-Menilite  Formation  is  represented  by
thin-bedded  fine-grained  sandstones  rhythmically  alternating

Fig. 2. Detailed location of stud-
ied  sedimentary  profiles  in  the
Dukla Unit.

Fig. 3. Composite sedimentary profile showing stratigraphy of sedi-
ments in the studied outcrops. The lowermost Cisna Formation (Pa-
leocene)  contains  medium-  to  thick-bedded  sandstones  alternating
with  shales.  The  overlying  Sub-Menilite  Formation  (Paleocene  to
Middle  Eocene)  is  represented  by  thin-bedded  fine-grained  sand-
stones rhythmically alternating with shales. The uppermost Menilite
Formation (Upper Eocene—Lower Oligocene) consists of thin-bed-
ded  shales  siltier  or  sandier  at  the  base,  occasionally  alternating
with thin-bedded, fine-grained sandstones. The entire succession is
capped by the Cergow Sandstone (Lower Oligocene) representing a
member of the Menilite Formation. This is composed of medium- to
thick-bedded  sandstones  interlayered  with  alternating,  thin-bedded
shales and sandstones and/or typical menilite shales.

background image



with shales. The Menilite Formation of Oligocene age may be
divided  into  two  superimposed  subunits  in  the  studied  area:
the  lower  one  consists  of  thin-bedded  shales  with  silty  or
sandy  bases  occasionally  alternating  with  thin-bedded,  fine-
grained sandstones. The overlying Cergow Sandstone, defined
as a member of the Menilite Formation, is composed of medi-
um-  to  thick-bedded  sandstones  alternating  with  thin-bedded
rhythmical flysch and/or typical menilite shales (Fig. 3).


Vertical bed thickness measurements were carried out in 17

profiles (Fig. 2) and combined into 3 composite vertical sec-
tions. The profiles were measured bed by bed and graphically
displayed  in  logs.  The  first  section  is  reconstructed  from  13
sedimentary  profiles  with  a  total  thickness  of  412 m.  Three
sedimentary  profiles  with  a  total  length  of  41 m  combine  in
the second vertical section, while the third section consists of
one 79 m long sedimentary profile (Figs. 2 and 3). Each sand-
stone bed was measured from its base to the overlying mud-
stone  or  sandstone  bed.  Every  bed  thicker  than  1 cm  was
measured. In the case of amalgamated beds, if the sandstone
beds were distinguishable, each bed was measured separately.
Individual Bouma divisions were measured separately. Sand-
stone thickness data were also displayed in histograms.

The type of thickness distribution can be recognized using

diagrams  with  different  scales  on  the  horizontal  axis.  In  the
first  type  of  diagram,  the  sandstone  bed  thickness  (h)  is  dis-
played  linearly  on  the  horizontal  axis  (LN  plot)  while  in  the
second type the logarithms of bed thicknesses (log h) are de-
picted (LL plot). The vertical axis is the same for both types of
diagrams: the logarithm of the number of beds thicker than the
measured  bed  (N

≥ h).  The  resulting  frequency  distribution

exhibits the characteristics of one of the three possible distri-
butions – lognormal, exponential, or power law distribution
(Fig. 4).

After displaying turbidite thicknesses either on LL or on LN

plot  it  is  not  always  clear  what  type  of  distribution  is  repre-
sentative for the given dataset. Therefore we also constructed
logarithmic  probability  plots  with  bed  thickness  h  (cm)  on
the horizontal axis and with percentages of beds thinner than
h (%) presented on vertical axes.

The  Kolmogorov-Smirnov  test  and  quantile-quantile  plot

were used for testing the lognormal distribution of our data.

Description of sedimentary profiles and bed


440 m of sediments, encompassing 17 logs and divided into

three  sections  were  measured  bed-by-bed.  The  sediments  of
the  Cisna  Formation  reach  400 m  in  thickness  in  the  studied
area; only 125 m could be measured because of discontinuity
of outcrops. The total of the measured beds of the Sub-Meni-
lite Formation is 1870 m. The sedimentary log of the Menilite
Formation encompasses 225 m of sediments (Fig. 3).

For the statistical analysis 11 logs were used. The remaining

6 logs belonging to the Sub-Menilite Formation were left out
either  because  they  are  dominated  by  shales  with  minor  thin
sandstone  beds  or  they  are  too  short  for  statistical  analysis.
However, these logs still provide important data for the over-
all picture of the sedimentological evolution of the area. In the
following section, we describe the analysed sedimentary suc-
cessions from base to top (see Fig. 3).

Cisna Formation 

(Fig. 5)

The Early Paleocene Cisna Formation is represented by logs

13 and 12, with a total thickness of 125 m (Fig. 5). The sedi-
mentary  profile  is  dominated  by  intervals  of  thick-bedded,
amalgamated sandstones alternating with intervals of thin- to
medium-bedded sandstones with shales. The sandstone/shale
ratio of the entire succession is 8 : 1. The medium-grained grey
sandstones are predominantly massive and occasionally paral-
lel laminated and the dark grey shales are parallel laminated.
The  sandstones  are  arranged  in  sharply-based  beds.  Locally,
shallow erosive channels are developed.

The bed thicknesses of 156 sedimentary beds vary from 1 to

300 cm, with a mean shale thickness of 11 cm and mean sand-
stone  thickness  of  26 cm  (Fig. 5).  The  prevalence  of  thicker
beds is demonstrated in the frequency histogram of sandstone
bed thickness showing 72 % of beds thicker or equal to 10 cm.
Beds of 10 cm thickness are the most frequent.

The  thick-bedded,  amalgamated,  massive,  and  medium-

grained  sandstones  may  represent  deposits  of  concentrated
flows (Mulder & Alexander 2001) in the channelized part of
the turbidite system. As these flows develop, progressive fluid
entrainment  and  dilution  increase  their  turbulence  and  cause
them to transform into turbidity flows, driving the deposition
of  the  thin-bedded  massive  or  parallel  laminated  sandstones
capped by shales.

The cumulative distribution of turbidite sandstone beds ex-

pressed by diagram with logarithmic scales on both horizontal
and vertical axes (LL plot) and logarithmic values only on the
vertical  axis  (LN  plot)  is  displayed  in  Fig. 5.  The  LL  plot

Fig. 4.  Various  turbidite  bed-thickness  distributions  (after  Sinclair
& Cowie 2003, modified).

background image



Fig. 5. Sedimentary profile of the Cisna Formation and histogram of bed thicknesses. The cumulative distribution of turbidite sandstone
beds in the LL and LN plots shows deviations from the power law distribution at both ends of the curve. The distribution of bed thickness
of all sandstones is expressed by linear trend line on logarithmic probability plot, thus indicating lognormal distribution of our data.

shows  a  concave  curve  while  LN  plot  follows  a  convex
curve.  For  a  more  complete  evaluation,  we  also  display  the
data as a logarithmic probability plot where the distribution
of bed thickness of all measured sandstones is expressed by a
linear trend. The Ta, Tb and Td divisions display a straight
line as well.

After  displaying  our  data  on  the  LL,  LN  and  logarithmic

probability  plots  we  suggest  a  lognormal  distribution  of  tur-

bidite  thickness  for  the  Cisna  Formation  as  confirmed  by
Kolmogorov-Smirnov  test  (KS  test),  and  quantile-quantile
plot (q-q plot, Fig. 8). From the Bouma divisions, the Ta divi-
sion  has  high  variability  similarly  to  all  sandstone  bed  lines.
Curves representing Tb, Tc, Td and Te divisions show mark-
edly lower bed thickness variability.

Comparing  similarly  distributed  bed  thicknesses  from  the

Tarcu  Sandstone  (Eastern  Carpathians),  which  is  interpreted

background image



as  channel-and-levee  complex  (Sylvester  2007),  we  think
that  the  lower  variability  of  Tb,  Tc,  Td,  Te  may  suggest
levee deposits above channelized sandstone characterized by
Ta  division  with  higher  variability.  This  interpretation  is
supported by our results based on facies analysis.

According  to  Carlson  &  Grotzinger’s  (2001)  methodolo-

gy, which argues for power law distribution of turbidites, the
absence  or  faint  linear  segment  may  indicate  segmented
power law distribution. In this case the shape of the analysed
distribution  in  LL  and  LN  plots  implies  deposition  of  sedi-
ments  in  environment  characterized  by  higher  influence  of
erosion and amalgamation – such as upper fan, channelized
part of depositional lobe or channel-lobe transition.

Sub-Menilite Formation 

(Fig. 6)

The Paleocene to Middle Eocene Sub-Menilite Formation

overlies the Cisna Formation and consists of rhythmically al-
ternating, sharply based medium- to thin-bedded sandstones
and shales at the base of the formation overlain by an inter-
val of thick-bedded sandstones with a thinning-upward trend
(log 11, Figs. 2 and 6). The sandstone is fine- and medium-
grained,  with  sporadic  coarse-grained  intervals.  The  most
frequent  thickness  of  beds  is  6 cm  but  amalgamated  sand-
stones  are  up  to  140 cm  thick.  Massive  structure  and  occa-
sional  normal  grading  prevail  in  the  coarse-  and
medium-grained  sandstones,  while  the  fine-grained  sand-
stones  are  mostly  ripple-cross  laminated  and  parallel  lami-
nated  with  rare  convolute  bedding  (Fig. 6).  Upward  the
whole succession becomes finer grained with mean thickness-
es  of  both  sandstone  or  mudstone  decreasing  to  ca.  2—4 cm.
Sharp  bed  soles  exhibit  traces  characteristic  of  the  Nereites

The  main  difference  between  the  Sub-Menilite  and  Cisna

Formations is the increase in shale content resulting in lower
sandstone/mudstone  ratio  2 : 1  in  the  whole  succession  and
even less than 1 : 1 in the section above the basal thick sand-
stones  (Fig. 6).  In  contrast  to  the  Cisna  Formation,  the  per-
centage of beds thinner than 10 cm increases to 89 %, while
10 cm and thicker beds represent only 11 % of the whole bed
population.  The  most  frequent  are  beds  with  thicknesses  of
about 1 cm.

The vertical trend of the sediments (Fig. 6) suggests shift

of the depocentre during their deposition to areas less affect-
ed by erosion (e.g. distal part of lobes). The trend may also
be  interpreted  as  representing  overbank  deposits  (typical
rhythmically alternating thin beds of sandstones and shales);
however,  lack  of  associated  channel  sediments  and  erosion
features favour the outer lobe interpretation.

The frequency distribution of bed thickness on the LL plot

exhibits  linear  segment  bounded  with  rollover  on  the  both
ends. Departure is more significant at the thin bed end and it
occurs  in  beds  thinner  than  3 cm  and  thicker  than  130 cm.
On the LN plot, the distribution has a convex shape (Fig. 6).
The distribution of bed thicknesses of all sandstones on the
logarithmic probability plot displays a slight deviation from
a  linear  trend.  Plotted  individual  Bouma  divisions  show  a
similarity  between  the  distributions  of  Ta  division  and  all
sandstone beds.

The distribution of bed thickness data based on the LL, LN

and  logarithmic  probability  plots  cannot  be  interpreted  un-
equivocally. The goodness-of-fit of the data using KS test did
not confirm lognormal distribution and the data also markedly
deviate from the modelled distibution on q-q plot (Fig. 8) The
higher  variability  of  Tc,  Td  and  Te  divisions  (Fig. 6)  com-
pared to that in the Cisna Formation may indicate a more dis-
tal  depositional  environment,  probably  lobe  fringe.  Similar
relationships  are  found  in  data  from  the  Marnoso-Arenacea
Formation (Sylvester 2007) and it is also in accordance with
the interpretation based on facies analysis.

Assuming  Carlson  &  Grotzinger’s  (2001)  hypothesis  that

turbidites  without  signs  of  erosion  and  amalgamation  have
power law distribution, the data from the Sub-Menilite Forma-
tion would suggest deposition in lower fan, lobe fringe or ba-
sin plain environments.

Menilite Formation 

(Fig. 7)

The Menilite Formation mainly consists of brown, grey and

black, laminated shales and occasional sandstones. The shales
often  contain  “menilites”  –  black,  silicious  shales  with  the
origin related to decreased supply of terrigenous material and
anoxic  regime  caused  by  major  paleogeographical  changes
during  the  Eocene-Oligocene  boundary  (e.g.  Puglisi  2006).
The formation is deposited above the Globigerina marl hori-
zon  that  is  typical  for  the  Eocene-Oligocene  boundary
(Leszczyński  1996).  A  part  of  the  formation,  defined  as  a
member, is called the Cergow Sandstone and is composed of
thick  sandstone  beds  separated  by  dark  grey  and  black,
“menilitic” shales (Fig. 7).

In  the  study  area  the  formation  is  represented  by  a  60 m

thick interval of grey, brown and black shales overlain by the
129 m  thick  Cergow  Sandstone  (Fig. 7).  The  monotonous
shale  succession  is  interrupted  by  several  beds  of  massive
sandstone  that  indicate  rare  incursions  of  flows  with  high
competence. The lowermost part of the Cergow Sandstone is
characterized by thick-bedded, amalgamated sandstones sepa-
rated by thin, parallel laminated and massive dark shales. The
bases  of  the  sandstones  are  sharp  and  loaded  and  the  sand-
stones occasionally contain rip-up clasts in the higher part of
the  beds.  Frequent  flute  and  rill  marks  indicate  main  paleo-
flow  direction  from  WWN  to  EES.  Upsection,  several  up-
ward-thinning  cycles  in  the  medium  to  thick  sandstone  beds
alternating with shales are developed. The sandstones are pre-
dominantly fine- and medium-grained, massive, planar paral-
lel  and  ripple  cross-laminated,  occasionally  convoluted.  The
cycles  are  separated  by  3  to  6 m  thick  intervals  of  typical
black “menilitic” shales.

The entire Menilite Formation contains 509 sandstone beds

of which the 1 cm thick beds are the most frequent. Although
this compares well with the Sub-Menilite Formation, the beds
thicker  or  equal  to  10 cm  increase  to  21 %  and  beds  thinner
than  10 cm  decrease  to  79 %  here  (Fig. 7).  Thick  accumula-
tion  of  dark  and  black  shales  with  menilites  suggests  quiet
depositional  conditions  with  restricted  circulation.  Prevailing
suspension  sedimentation  was  abruptly  changed  to  turbidite
deposition  resulting  in  sedimentation  of  the  thick  Cergow

background image



Fig. 6. Sedimentary profile showing the sediments of the Sub-Menilite Formation. The bed-thickness histogram strongly suggests domi-
nance of thin-bedded beds. The frequency distribution of the bed thickness in LL plot shows slight deviation from power law distribution.
The distribution on the LN plot displays a convex form that may indicate both power law and lognormal distributions. The logarithmic
probability plot of turbidite thickness of the Sub-Menilite Formation differs from the probability plot of the Cisna Formation (see Fig. 5).
The distribution of bed thickness of all sandstones displays slight deviation from lognormal distribution. Note the resemblance between dis-
tributions of Ta division and all sandstone beds.

background image



Fig. 7. The uppermost Menilite Formation topped with the Cergow Sandstone Member in its upper part. The bed-thickness frequency dis-
tribution on the LL plot and LN plots indicates either power law or lognormal distributions. The logarithmic probability plot of the Menilite
Formation resembles the probability plot of the Sub-Menilite Formation (see Fig. 6). The linear trend of distribution of all sandstone divi-
sions again indicates a lognormal distribution of turbidite thicknesses.

background image



The LL plot of bed thickness implies power law distribution

contrary to the logarithmic probability plot that rather shows
lognormal  distribution.  However,  the  lognormal  distribution
did not pass the KS test. The analysed bed thickness distribu-
tion also slightly deviates from the theoretical lognormal dis-
tribution on q-q plot (Fig. 8).

The variability of Tb, Tc, Td and Te Bouma divisions close-

ly  resembles  divisions  from  the  Sub-Menilite  Formation.
However,  higher  variability  of  Te  divisions  indicates  occur-
rence  of  thicker  fines  thus  suggesting  weaker  erosion.  This
may be represented by the outer fan/basin floor environment.
The cumulative distribution of beds displayed on the LL plot
has  a  slightly  concave  shape  (Fig. 7).  The  rollover  begins  at
the thin beds end with the beds thinner than 4 cm, and at the

thick beds end with beds thicker than 120 cm. The curve in the
LN  plot  shows  a  convex  shape.  The  logarithmic  probability
plot has a linear trend.

Application  of  Carlson  and  Grotzinger’s  approach  to  bed

thicknesses having power law distribution, results in interpre-
tation of a depositional environment typical of weak erosion.
Such an environment may be represented by the distal parts of
a turbidite system.

Discussion and conclusions

More than 440 m of Paleocene to Oligocene sediments as-

signed to the Cisna, Sub-Menilite and Menilite Formations of
the Dukla Unit were measured bed-by-bed in order to obtain
data for statistical analysis, which should serve as an addition-
al tool for interpretation of the sedimentary environment. The
entire  analysed  sedimentary  succession  consists  of  thick-
bedded  massive  sandstones  alternating  with  shales  (Cisna
Formation)  overlain  by  thin-bedded  sandstones  and  shales
(Sub-Menilite Formation). The succession passes upward to
thick  shales  capped  by  massive  sandstones  of  the  Menilite
Formation. Based on the facies analysis we interpreted depo-
sition of the Cisna Formation in a proximal fan (channelized
section) while the sediments of the Sub-Menilite Formation
were deposited in the outer lobe. The uppermost deposits –
the Menilite Formation are interpreted as outer fan/basin floor
and lobe deposits, respectively.

The obtained bed thickness data were used for construction

of histograms, LL, LN and logarithmic probability plots. For
evaluation  of  our  data  we  used  interpretational  methods  as-
suming  a)  lognormal  distribution  and  b)  power  law  distribu-
tion of turbidite bed thicknesses.

Bed  thickness  distribution  for  the  Cisna  Formation  shows

lognormal  distribution  with  Ta  division  having  high  and  Tb,
Tc,  Td,  Te  divisions  having  much  smaller  variabilities
(Fig. 5). According to our interpretation based on facies analy-
sis,  these  bed  thickness  characteristics  reflect  deposition  in  a
channel and levee environment. Similar variability of Bouma
divisions  was  identified  in  the  Tarcău  Sandstone  (Sylvester
2007)  and  also  interpreted  as  a  channel-levee  complex.  The
distributions  of  the  Sub-Menilite  and  Menilite  Formations
show only slight divergence from the lognormal distribution.
The bed thickness distribution of the Sub-Menilite Formation,
facially  interpreted  as  outer  lobe  sediments,  suggests  that  for
this environment higher variability of Tb, Tc, Td and Te divi-
sions (Fig. 6) is typical. The variability of these divisions from
the  Menilite  Formation,  deposited  in  an  outer  fan/basin  plain
environment, is similar (Fig. 7). The only difference is consider-
ably higher variability of Te division. The high thickness of Te
division probably reflects an environment with negligible ero-
sion that is in accord with our sedimentological interpretation.

If  we  assume  power  law  distribution  of  bed  thicknesses

(Carlson & Grotzinger 2001), the deviation of our data from
power  law  distributions  on  LL  and  LN  plots  indicates  ero-
sion  and  amalgamation.  The  greatest  deviation  is  observed
on the plots of the Cisna Formation suggesting its deposition
in the proximal part of the turbiditic system. The distribution
of  the  Sub-Menilite  Formation  sediments  slightly  deviates

Fig. 8. Quantile-quantile plots of all studied formations showing the
fit of the distributions to the assuming lognormal model.

background image



from the power law distribution implying a more distal envi-
ronment with lesser erosion. The uppermost sediments of the
Menilite  Formation  only  depict  a slight  deviation  on  both
sides  of  the bed thickness distribution curve with the best ap-
proximation  to  the  power  law  distribution  with  regard  to  the
older  formations.  This  indicates  deposition  in  an  environment
with minimum erosion and corroborates outer fan/basin floor
environments inferred from the sedimentological analysis.

The lognormal distribution of bed thicknesses from individu-

al  formations  were  tested  by  the  Kolmogorov-Smirnov  test,
which only confirmed this distribution for the Cisna Formation.
The data from this formation also show the best approximation
to the modelled lognormal distribution on the quantile-quantile
plot in contrast to the data from the Sub-Menilite and Menilite
Formations. However, the step-like trend visible in the all sand-
stone curve on logarithmic probability plots of these two forma-
tions  (Figs. 6  and  7)  may  suggest  a  polymodal  bed  thickness
population. Thus, testing of individual populations for lognor-
mal  distribution,  which  may  form  components  of  lognormal
mixture model should be a subject of the next study.

The  applied  methodology  may  represent  an  important  part

of depositional environment analysis in the areas with limited
outcrops or subsurface data, such as the Outer Flysch Zone of
the Carpathians. Our interpretation was made on the basis of
comparison  with  similar  analyses  elsewhere  (Tarcău  Sand-
stones,  Eastern  Carpathians;  Marnoso-Arenacea  Formation,
Apennines;  Cloridorme  Formation,  Quebec,  etc.)  and  was
confirmed by the results of facies analysis. It is interesting that
the interpretations from both the applied methods yielded sim-
ilar results proposing the need for more case studies in order to
select  the  most  reliable  method.  We  agree  with  Sylvester
(2007) who pointed out that it is unlikely that a few numbers
or curves derived from bed thickness data alone can give gen-
eral  guidance  about  depositional  setting,  degrees  of  confine-
ment,  erosion,  bypass  and  other  important  characteristics  of
the  turbidite  thickness.  However,  even  if  the  interpretation
based on quantitative methods is not always unambiguous, to-
gether  with  other  sedimentological  methods  it  contributes  to
more reliable interpretations.

Acknowledgments:  The  paper  was  written  as  a  part  of  the
Project  VEGA  No. 1/3061/06  and  Operational  Programme
Research  and  Development  for  Project  26220220031  co-fi-
nanced  by  European  Regional  Development  Fund.  We  are
grateful  to  Z.  Sylvester  and  W.  Winkler,  who  reviewed,
commented and considerably improved the manuscript.


Bąk K. & Wolska A. 2005: Exotic orthogneiss pebbles from Paleocene

flysch  of  the  Dukla  Nappe  (Outer  Eastern  Carpathians,  Poland).
Geol. Carpathica 56, 3, 205—221.

Carlson  J.  &  Grotzinger  P.  2001:  Submarine  fan  environment  in-

ferred form turbidite thickness distributions. Sedimentology 48,

Drummond C.N. & Wilkinson B.H. 1996: Stratal thickness frequencies

and  the  prevalence  of  orderedness  in  stratigraphic  sections.  J.
 104, 1—18.

Golonka J. 2003: Plate tectonics of the circum-Carpathian area and the

ultra  deep  drilling  proposal.  In:  Golonka  J.  &  Lewandowski  M.
(Eds.):  Geology,  geophysics,  geothermics  and  deep  structure  of
the  West  Carpathians  and  their  basement.  Publ.  Inst.  Geophys.,
Polish Acad. Sci.Monograph. 28, 363, 113—125.

Janočko J. & Elečko M. 2003: Tectono-sedimentary evolution of West-

ern Carpathian Tertiary Basins. Miner. Slovaca 3—4, 35, 181—254.

Janočko  J.,  Elečko  M.,  Karoli  S.,  Konečný  V.,  Kováč  M.,  Nagy  A.,

Vass D., Jacko S., Jr. & Kaličiak M. 2003: Sedimentary evolution
of Western Carpathian Tertiary basins. In: Janočko J. & Elečko M.
(Eds.):  Tectono-sedimentary  evolution  of  Western  Carpathian
Tertiary Basins. Miner. Slovaca 3—4, 35, 181—254.

Koráb T. & Ďurkovič T. 1978: Geology of Dukla Unit (Flysch of the

Eastern  Slovakia).  (Geológia  Dukelskej  jednotky  (flyš  východ-
ného Slovenska)). ŠGÚDŠ, Bratislava, 1—194 (in Slovak).

Kováč  M.,  Nagymaros  A.,  Oszczypko  N.,  Ślączka  A.,  Csontos  L.,

Marunteanu M., Matenco L. & Márton M. 1998: Palinspastic recon-
struction  of  the  Carpathian-Pannonian  region  during  the  Miocene.
In: Rakús M. (Ed.): Geodynamic development of the Western Car-
pathians. Geol. Surv. Slovak Rep., Bratislava, 189—217.

Leszczyński S. 1996: Origin of lithological variation in the sequence of

the  Sub-Menilite  Globigerina  marl  at  Znamirowice  (Eocene-Oli-
gocene transition, Polish Outer Carpathians). Ann. Soc. Geol. Pol.
66, 245—267.

Malata  T.  2006:  Tectonic  evolution  of  the  Dukla  Subbasin.  In:  Osz-

czypko N., Uchman A. & Malata E. (Eds.): Paleotectonic evolu-
tion of the Outer Carpathian basins and Pieniny Klippen Belt. Inst.
Geol. Soc., Jagellonian Univ.
, Krakow, 127—132.

Malinverno  A.  1997:  On  the  power  law  size  distribution  of  turbidite

beds. Basin Research 9, 263—274.

Mulder T. & Alexander J. 2001: The physical character of subaqueous

sedimentary  density  flows  and  their  deposits.  Sedimentology  48,

Muto  T.  1995:  The  Kolmogorov  model  of  bed-thickness  distribution:

an assessment based on numerical simulation and field-data analy-
sis. Terra Nova 7, 417—423.

Oszczypko N. 1999: From remnant oceanic basin to collision-related

foreland  basin  –  a  tentative  history  of  the  Outer  Western  Car-
pathians. Geol. Carpathica, Spec. Issue 50, 161—163.

Oszczypko  N.  2006:  Late  Jurassic-Miocene  evolution  of  the  Outer

Carpathian fold-and-thrust belt and its foredeep basin (Western Car-
pathians, Poland). Geol. Quart 50, 1, 169—194.

Puglisi D., Badescu D., Carbone S., Corso S., Franchi R., Gigliuto L.G.,

Loiacono F., Miclaus C. & Moretti E. 2006: Stratigraphy, petrog-
raphy  and  paleogeographic  significance  of  the  Early  Oligocene
“menilite facies” of the Tarcău Nappe (Eastern Carpathians, Ro-
mania). Acta Geol. Pol. 56, 1, 105—120.

Ricchi-Lucchi  F.  2003:  Turbidites  and  foreland  basins:  an  Apenninic

perspective. Mar. and Petroleum Geology 20, 727—732.

Ricchi  Lucchi  F.  &  Valmori  E.  1980:  Basin-wide  turbidites  in  a  Mi-

ocene, over-supplied deep-sea plain: a geometrical analysis. Sedi-
27, 3, 241—270.

Rothman  D.H.  &  Grotzinger  J.P.  1995:  Scaling  properties  of  gravity-

driven sediments. Nonlinear Processes in Geophysics 2, 178—185.

Sinclair H.D. & Cowie P.A. 2003: Basin-floor topography and the scal-

ing of turbidites. J. Geol. 3, 277.

Slaczka A. 2005: Bukowiec Ridge: A cordiliera in front of the Dukla

Basin (Outer Carpathians). Miner. Slovaca 37, 255—256.

Slaczka  A.  &  Walton  E.K.  1992:  Flow  characteristics  of  Metresa:  an

Oligocene seismoturbidite in the Dukla Unit, Polish Carpathians.
Sedimentology 39, 3, 383—392.

Sylvester  Z.  2007:  Turbidite  bed  thickness  distribution:  methods  and

pitfalls of analysis and modelling. Sedimentology 54, 4, 847—870.

Talling P.J. 2001: On the frequency distribution of turbidite thickness.

Sedimentology 48, 1297—1329.

Winkler W. & Gawenda P. 1999: Distinguishing climatic and tectonic

forcing of turbidite sedimentation, and the bearing on turbidite bed
scaling: Palaeocene—Eocene of northern Spain. J. Geol. Soc. 156,