background image

GEOLOGICA CARPATHICA, FEBRUARY 2010, 61, 1, 29—38                                            doi: 10.2478/v10096-009-0042-z


Lithostratigraphically,  the  six  formations  composing  the  Up-
per Cretaceous succession on island of Brač include carbonate
deposits  ranging  in  age  from  Middle  Cenomanian  to  Maas-
trichtian  (Fig. 1).  Their  dating  is  based  on  rudists  and  larger
benthic  foraminiferal  assemblages,  which  were  correlated
with  corresponding  rudist  cenozones  established  by  Polšak
(1967) and Slišković (1968), and benthic foraminiferal zones
established by Fleury (1980) (Cvetko Tešović et al. 2001). Re-
cently, the chronostratigraphy of the Coniacian-Maastrichtian
formations has been revised, based on numerical ages derived
from  strontium-isotope  stratigraphy  (SIS)  measured  in  the
low-Mg calcite of rudist shells (Steuber et al. 2005).

The  Middle  Coniacian/Santonian—Middle  Campanian  Dol

Formation,  previously  introduced  by  Pejović  &  Radoičić
(1987),  is  represented  by  intraplatform  trough  carbonates,
which are relatively uniform in lithological character. Conse-
quently,  the  diagnostic  sedimentological  criteria  commonly
used  in  shallow-water  settings  for  the  identification  of  high-
frequency  sea-level  changes  are  completely  lacking  here.
However,  in  other  deep-water    sediments,  the  presence  of
high-frequency sea-level changes responsible for a cyclic sed-
imentary  signature  with  periodicities  consistent  with  orbital
(so-called  Milankovitch)  forcing  has  been  demonstrated  in
many studies (e.g. Savrda & Bottjer 1986, 1989, 1994; Masetti
et  al.  1991;  Erba  &  Silva  1994;  Damholt  &  Surlyk  2004;
Heard et al. 2008). In many shallow-water carbonate platform
settings,  the  cyclically  stacked  building  blocks  of  3rd-order
sequences can equally be attributed to orbital forcing of sea-

High-frequency sea-level changes recorded in deep-water

carbonates of the Upper Cretaceous Dol Formation

(island of Brač, Croatia)



Department of Geology, Faculty of Science, University of Zagreb, Horvatovac 102a, 10000  Zagreb, Croatia;

(Manuscript received April 17, 2009; accepted in revised form June 25, 2009)

Abstract: The upper part of the Middle Coniacian/Santonian—Middle Campanian deep-water Dol Formation of the island
of Brač is composed of countless fine-grained allodapic intercalations deposited in an intraplatform trough. Within the
studied section 13 beds can be distinguished, each defined by its lower part built up of dark grey limestone with abundance
of branched, horizontally to subhorizontally oriented burrows, and the upper part, in which the light grey to white lime-
stone contains larger burrows, rarely branched, showing no preferential orientation. The lower, dark grey, intensively
bioturbated levels are interpreted as intervals formed during high-frequency sea-level highstands, while the upper, light
grey-to-white levels are interpreted as intervals formed during the high-frequency sea-level lowstands. Cyclic alternation
of these two intervals within the fine-grained allodapic beds is interpreted as the interaction between the amount of carbon-
ate production on the platform margin and the periodicity and intensity of shedding and deposition in the distal part of toe-
of-slope environment, which is governed by Milankovitch-band high frequency sea-level changes.

Key words: Campanian, Croatia, Adriatic-Dinaric carbonate platform, Dol Formation,  carbonate sedimentology, high-
frequency sea-level changes, intraplatform trough.

level changes. Each cycle has a predictable upward facies suc-
cession containing repetitive patterns of lithologic, biotic, ich-
nologic, and/or taphonomic change (Lukasik & James 2003).
Such  building  blocks  represent  the  4th-  to  6th-order  parase-
quences (sensu Van Wagoner et al. 1988).

The Cenomanian to Maastrichtian 3rd-order sequences of the

island of Brač represent a complete succession of mixed shal-
low- and deep-water carbonate sediments deposited within the
Adriatic-Dinaric  carbonate  platform  realm  (ADCP)  (Vlahović
et  al.  2005).  The  4th-  to  6th-order  parasequences,  exhibiting
sedimentological  evidence  of  high-frequency  (Milankovitch
band) sea-level changes, are well exposed in this shallow-water
platform setting (Moro 1997; Cvetko Tešović et al. 2001; Moro
et al. 2002). However, cyclicity in contemporaneous deep-water
platform environments has not been observed and described so
far. Therefore, the intention of this paper is to contribute to the
understanding of the role of orbital forcing on cyclic sedimenta-
tion in deep-marine environments, that is to show how high fre-
quency  sea-level  changes  can  produce  a  cyclic  sedimentary
signature in an intraplatform trough that is synchronous to that
on the platform. For this purpose, one selected deep-water sec-
tion from the upper part of the Lower Campanian Dol Forma-
tion has been studied in detail.

Geological setting

The  island  of  Brač  is  situated  along  the  central  part  of  the

eastern  Adriatic  coast,  showing  a  rather  complete,  relatively
undisturbed  and  well  exposed  Upper  Cretaceous  succession

background image



(Fig. 1). This succession is a representative example of Upper
Cretaceous carbonates of that part of the Adriatic-Dinaric car-
bonate platform (Gušić & Jelaska 1990). The Adriatic-Dinaric
carbonate platform succession evolved as an isolated carbon-
ate realm from the Late Triassic to the middle Eocene (Gušić
& Jelaska 1993; Pamić et al. 1998; Jelaska et al. 2000; Jelaska
et  al.  2003).  The  inception  of  the  isolated  depositional  envi-
ronment  was  accompanied  by  extensive  deposition  of  shal-
low-water  carbonates  overlying  platform  siliciclastics  and
carbonates of an epeiric realm that was attached to Gondwana.
This isolated platform evolution was punctuated by many pe-
riods of subaerial exposure as well as by pelagic drowning ep-
isodes.  One  of  these  pelagic  episodes  occurred  during  the
Campanian  (e.g.  Hancock  &  Kauffman  1979;  Hallam  1984;
Haq  et  al.  1987)  and  partly  coincides  with  the  deposition  of
the Dol Formation of the island of Brač, described in detail by
Gušić & Jelaska (1990).

Description of the studied section

The  deep-water  Dol  Formation  crops  out  along  the  north-

northeastern limb of the Brač anticline, normally and conform-

Fig. 1. A – Map showing location of the island of Brač in the eastern Adriatic region. B – Simplified lithostratigraphic map of the island
of Brač (modified after Gušić & Jelaska 1990; Steuber et al. 2005) showing the position of the studied section near Pučišća.

Fig. 2.  Chro-
of  the  island
of  Brač    with
s e q u e n c e
(adapted  from
Cvetko  Tešo-
vić et al. 2001,
and  Steuber  et
al. 2005).

background image



Fig. 3. Columnar section of the studied
Lower  Campanian  limestones  within
the Dol Formation in Sivac quarry.

background image



ably overlying the shallow platform Gornji Humac Formation
(Figs. 1  and  2).  The  Dol  Formation  is  typically  80—200 m
thick (Moro et al. 2002). The thickness of the Dol Formation
is greatest in the northeastern part of the limb and decreases
towards the western part, while in the southern part the Dol
Formation is thin and occurs only sporadically as intercala-
tions  within  the  Gornji  Humac  Formation.  The  Dol  Forma-
tion  represents  the  transgressive  systems  tract  deposits  that
are overlain by a heterogeneous late transgressive-highstand
systems  tract  unit  comprised  of  various  limestone  types,
known  as  the  Pučišća  Formation,  which  represent  shallow-
water deposits of the prograding platform (Gušić & Jelaska
1990; Cvetko Tešović et al. 2001).

The studied section of the Dol Formation is located on the

north part of the island of Brač in the area near Pučišća, but
only  one  location  in  the  Sivac  quarry  pit  was  investigated
and  described  in  detail,  owing  to  excellent  exposure  due  to
active quarrying. The section of a total thickness of 29.18 m
comprises  13  identifiable  beds  (Figs. 3  and  4).  Each  bed  is
entirely  composed  of  bioclastic  wackestone-packstone/
grainstones. This facies is commonly present within the Dol
Formation.  According  to  Gušić  &  Jelaska  (1990),  the  bio-
clastic wackestone-packstone/grainstones of the Dol Forma-
tion  represent  bioclastic  intercalations  within  the  pelagic
mudstones—bioclastic  wackestones.  Pelagic  mudstones—bio-
clastic  wackestones  usually  contain  “oligosteginids”  (calci-
spheres,  pithonellas)  and  variously  oriented  sections  of
globotruncanid foraminifers. However, this facies is not ob-
served in the studied section. The intercalations of bioclastic
wackestone-packstone/grainstones within the Dol Formation
usually  represent  several  decimeters  to  several  meters  thick
lens-shaped bodies, hundreds of meters in lateral extension,
with sharp and uneven lower bedding planes (Gušić & Jelaska
1990).  However,  due  to  its  fine-grained  texture  throughout
the studied section, the recognition of a single bioclastic in-
tercalation is difficult. The only certain visual feature is rep-
resented  by  the  cyclic  alternation  of  burrow  density  and
colour of beds. Each bed is defined by a lower part, built up
of dark grey limestone with abundance of branched, horizon-
tally to subhorizontally oriented burrows, and an upper part
in  which  the  light  grey-to-white  limestone  contains  larger
burrows,  rarely  branched,  showing  no  preferential  orienta-
tion. Bed limits are recognized as sharp, although occasion-
ally  gradual  change  in  colour  is  observed  (Fig. 5).  The
classification  of  burrows  focuses  on  their  macroscopic  fea-
tures such as orientation, shape, length and diameter of indi-
vidual  burrows,  and  the  intensity  of  bioturbation  in  various
parts  of  each  bed.  Observations  were  made  on  vertical  sec-
tions, since bedding surfaces are not exposed. Therefore, an
evaluation  of  the  horizontal  extension  of  individual  feature
was  not  possible.  Burrow  structures  are  well  preserved  and
show  very  little  or  no  diversity  throughout  the  studied  sec-
tion. They are mostly present as more or less unlined, rarely
branched  (“y”  shape),  horizontal  to  subvertical  cylindrical
tunnels.  Burrows  occur  throughout  each  of  the  13  distin-
guished bioclastic beds. Burrows found in the lower, darker
part of each bed are smaller, more branched, lighter in colour
than the host rock and show prevailing horizontal to subhori-
zontal orientation (Fig. 5). In the light grey-to-white part of

each  bed,  that  is  in  its  upper  part,  the  burrows  are  larger,
rarely branched, darker than the host rock and show no pref-
erential orientation (Fig. 7). In addition to the differences in
size, the bioturbation is most intense in the lower, darker part
of  each  bed.  Some  darker  parts  are  completely  bioturbated,
making individual burrow structures invisible (differences in
burrow  density  are  presented  in  Fig. 3).  The  length  and  di-
ameter of burrows have been measured: maximum diameter
of individual tunnels is 3 cm and maximum length is 30 cm

Fig. 4. The vertical surface of the Sivac quarry pit showing the in-
vestigated profile with individual beds marked.

Fig. 5. An individual bed (bed 5) showing dark, completely biotur-
bated lower part and sparse burrows in the middle and upper parts
(scale bar is 1 meter long).

background image



in the upper part, while burrow diameter in the dark parts is
mostly  up  to  1 cm  and  their  length  up  to  12 cm.  Measured
specimens commonly comprise burrow segments that proba-
bly  represent  part  of  a  larger  structure.  Therefore,  the  mea-
surements  correspond  to  minimum  length.  Burrow  fills  are
structureless and of the same facies as the host rock. Howev-
er,  polished  and  thin-sections  reveal  that  burrow  fills  are
slightly  more  dolomitized  than  the  host  rock  due  to  their
greater initial permeability during the influence of rising wa-
ters rich in Mg. Identification of the trace fossils is restricted
to  the  ichnogeneric  level  for  the  reason  mentioned  above.

The  smaller  and  branched  burrow  structures  occurring  in
lower parts of beds are assigned to Chondrites (Fig. 6). The
unlined,  horizontal  to  subhorizontal  cylindrical  burrows  are
attributed to Planolites (Fig. 7), whereas the largest, vertical
to  subvertical  cylindrical  burrows,  showing  “y”  shaped
branching, are identified as  Thalassinoides (Fig. 7). The fa-
cies of the whole studied section consists of a variety of fine-
grained  particles,  such  as  calcispheres,  pithonellas,  sponge
spicules,  echinoderm  debris  and  undefined  calcitic  grains
(probably  also  of  skeletal  origin)  (Fig. 8).  Sporadically,
coarser  rudist,  other  mollusk,  and/or  echinoderm  fragments

Fig. 6. Trace fossils on vertical surface of the quarry pit: distribution of trace fossils within the lower part of an individual bed built up of
dark grey limestone: A – ChondritesB – almost completely burrowed part with Chondrites (Ch).

Fig. 7. Trace fossils on vertical surface of the quarry pit: A – Thalassinoides (Th); B – Planolites (Pl); C – distribution of trace fossils
within the upper part of an individual bed built up of light grey to white limestone: sparse Planolites (Pl) in the lower part and abundant
Thalassinoides (Th) in the upper part.

background image



occur  in  the  fine-grained  groundmass.  Large  nautiloid
(Fig. 9) and unbroken rudist remains are rare. Elongated par-
ticles are mostly oriented parallel to bedding. Among the pi-
thonellas,  Pithonella  ovalis  (Kaufmann)  and  Pithonella
 (Andri) are the most common (Fig. 8). Oval to sub-
oval tiny faecal pellets and peloids (micritized bioclasts and/
or rounded intraclasts?) are also present, as well as sporadic
sections of the foraminifer Goupillaudina sp. (Fig. 10). Sub-
hedral  and  euhedral  dolomite  crystals,  ranging  in  size  from
0.1—0.2 mm, frequently occur (Fig. 10) and, in places, the do-
lomitization is so pervasive that the primary bioclastic struc-
ture  is  not  recognizable.  According  to  the  biofacies
association this section was assigned to the Early Campanian
(Gušić & Jelaska 1990). The age of upper part of Dol Forma-
tion  near  Pučišća  was  also  determined  as  Early  Campanian
based on strontium-isotope stratigraphy (Steuber et al. 2005).

Sedimentary environment

The  facies  characteristics  of  the  Dol  Formation  imply

countless  fine-grained  intercalations    deposited  in  an  intra-
platform trough (Gušić & Jelaska 1990), that is in the distal
parts of the toe-of-slope environments as has been described
by many authors (e.g. Reijmer & Everaars 1991; Reijmer et
al.  1991;  Herbig  &  Bender  1992;  Harris  1994;  Herbig  &
Mamet 1994).

The  platform-derived  bioclasts,  such  as  sporadic  coarser

rudist  fragments  in  the  fine-grained  bioclastic  groundmass,
clearly indicate re-deposition from a shallow-water platform
into  the  adjacent  deep-water  intraplatform  trough  environ-
ment. A connection with the open Tethys Ocean is assumed
on the basis of a variety of pelagic biota (calcispheres, pitho-
nellas and sporadic nautilid skeletons).

The  intraplatform  trough  was  formed  during  the  Middle

Coniacian—Early Santonian (Steuber et al. 2005), when some
parts  of  the  hitherto  uniform  ADCP  area  were  sunk  due  to
the synsedimentary block-faulting, forming depositional en-
vironments  at  least  a  few  hundred  meters  deep  (Gušić  &
Jelaska  1990).  Therefore,  in  the  unaffected  platform  parts,
the deposition of shallow-water carbonates continued, while
in  the  sunken  platform  parts  the  deposition  of  deep-water
carbonates took place. Within the intraplatform trough envi-
ronment, the monotonous deep-water pelagic deposition was
periodically disturbed by bioclastic flows, carrying shallow-
water material along the inclined trough slope, inserting and
mixing  various  shallow-water  platform  debris  with  pelagic
particles. Such sections, consisting of derived turbiditic bio-
clastic  intercalations,  are  usually  referred  as  the  allodapic
limestones (Meischner 1964). In our section, the occurrence
of countless, exclusively fine-grained, allodapic intercalations
clearly indicates a distal depositional setting within the toe-of-
slope environment. In a more proximal setting coarse-grained
intercalations  would  be  expected  (e.g.  Reijmer  &  Everaars
1991;  Reijmer  et  al.  1991;  Herbig  &  Bender  1992;  Harris
1994; Herbig & Mamet 1994). This shedding of platform-de-
rived material onto the inclined trough slope led to gradual in-
filling  of  the  intraplatform  trough  and  to  progradation  of  the
shallow-water Pučišća Formation (Gušić & Jelaska 1990).

Fig. 8. Microphotograph of bioclastic packstone microfacies with pi-
thonellas  (Pi),  Goupillaudina  sp.  (Go)  and  undefined  calcitic  debris.
Subhedral and euhedral dolomite crystals are frequent (Sample S-4.1).

Fig. 9.  Unbroken  nautiloid  shell  within  fine-grained  limestone
found in bed 6.

Fig. 10. Microphotograph of intensively dolomitized limestone con-
taining hyaline foraminifer Goupillaudina sp., with frequent subhe-
dral and euhedral dolomite crystals (Sample S-12.2).

background image




The facies and environmental framework outlined above in-

dicates  a  mutual  relationship  between  depositional  processes
on the platform margin and its toe-of-slope area. It can be as-
sumed that both sedimentary systems were controlled by one
or  more  common  mechanisms.  High-frequency  sea-level
changes and progradation of the platform are considered to be
the most important parameters. Although high-frequency sea-
level changes have been widely considered to reflect Milanko-
vitch  cycles,  the  exact  mechanism  for  the  development  of
parasequences  is  not  always  easy  to  explain  unequivocally.
Orbital  cycles  modulate  insolation  and  thus  induce  fluctua-
tions  of  climate.  Waxing  and  waning  of  ice  caps,  especially
during icehouse times, act as amplifiers of the inherently weak
insolation  signal.  Orbitally  controlled  waxing  and  waning  of
the  ice  caps  but  also  thermal  expansion  and  retraction  of  the
ocean  surface  waters,  translate  into  high-frequency  sea-level
changes  that,  on  the  platform,  may  lead  to  meter-scale  shal-
lowing-upward cycles (e.g. Strasser 1991; Goldhammer et al.
1993; Strasser 1994; D’Argenio et al. 1997; Buonocunto et al.
1999; Strasser et al. 1999; Yang & Lehrmann 2003; Zühlke et
al. 2003; Strasser et al. 2006).

Miller et al. (2003) have shown that the Late Cretaceous ice

sheets had large and rapid influence on sea-level changes. Con-
sequently, orbitally-controlled high-frequency sea-level chang-
es  are  to  expected.  On  the  shallow  platform,  these  sea-level
changes significantly controlled the phases of productivity and
exporting of carbonate towards the intraplatform trough.

During high-frequency sea-level highstands, when the sea-

floor  on  the  platform  margin  reached  depths  below  the  fair-
weather  wave-base  (Fig. 11a),  the  amount  of  carbonate
production  and  wave  energy  was  low  (e.g.  Bucković  et  al.
2001; Bucković et al. 2005). In such circumstances, shedding
of  carbonate  detritus  along  the  trough  slope  was  minor,  trig-
gered more intensively only by sporadic seismic activity and/
or  heavy  storms.  As  the  majority  of  the  bioclasts  from  the
proximal  allodapic  intercalations  within  the  Dol  Formation
consist of coarse-grained rudist debris (Gušić & Jelaska 1990),
it is obvious that the platform margin must have been inhabit-
ed  by  rudist  buildups  (Fig. 11a).  These  buildups  constituted
massive  biostromes  instead  of  true  reefs.  Such  rudist  bios-
tromes  would  have  acted  as  a  sort  of  barrier  separating  the
back  reef  area  from  the  slope  area  (Gušić  &  Jelaska  1990).
During high frequency sea-level highstands, when the sea-bot-
tom  on  the  platform  margin  was  drowned  below  the  fair-
weather wave-base, the deposition on the margin was constant
but  slow,  accumulating  in-situ  bioclastic  shallow-water  de-
bris;  benthic  foraminifers  occasionally  associated  with  tiny
rudist bioclasts and peloids inserted in carbonate mud, produc-
ing  the  lower  member  of  the  4th-  to  6th-order  parasequence
(Fig. 11a.1).  On  the  other  hand,  during  this  phase  the  distal
part of the toe-of-slope represented a quiet depositional envi-
ronment  with  high  nutrient  content  previously  derived  from
the  platform  flat.  Many  bottom  dwellers  burrowed  through
this fine-grained bioclastic debris to obtain food, eating either
other organisms or organic detritus. The remains of planktonic
organisms  sank  to  the  sea-bottom,  providing  an  additional
food source. The lack of light precluded carbonate production

by  phototrophic  organisms.  Consequently,  the  benthic  com-
munities were dominated by such detritus feeders.

During  these  high-frequency  sea-level  highstands,  distal,

deep-water  toe-of-slope  environment  experienced  conditions
very  similar  to  condensation,  representing  here  “short”  geo-
logical time spans without major bioclastic inputs (Fig. 11a).
However, these conditions do not represent true condensation
because  authigenic  minerals  such  as  glauconite,  typical  of
condensed sections, do not occur in the studied outcrop. Hard-
grounds with iron, manganese or phosphorite crusts have not
been found either. However, slow rates of sediment accumula-
tion in this distal environment allowed more time for burrow-
ing  organisms  to  rework  a  given  package  of  sediment,  so
burrowed  intervals  are  common  (Fig. 11a.2).  These  are  espe-
cially intensive within the dark grey levels of our section. So re-
ally, dark grey, intensively bioturbated levels from our section
can be interpreted as the levels very similar to condensation.

The dark grey colour that regularly characterizes these deep-

water,  intensively  bioturbated  levels  (Fig. 11a.2),  certainly
points  to  presence  of  organic  matter.  Such  organic-rich  beds
are commonly assumed to represent conditions of low to very
low dissolved oxygen content at the sea-bottom. Cyclical al-
ternation  of  organic-rich  and  organic-poor  intervals  has  been
reported in many studies and is commonly attributed to orbital
forcing (e.g. Bellanca et al. 1999; Turgeon & Brumsack 2006;
Uchman et al. 2008; Mitchell et al. 2008). Therefore, we rea-
sonably  assume  that  vertical  alternation  of  organic-rich  and
organic-poor beds observed in our section, clearly points to al-
ternating oxic-dysoxic and anoxic marine conditions governed
by Milankovitch-band cyclicity.

Oxic-dysoxic  conditions  in  the  distal,  deep-water  toe-of-

slope  environment  occurred  during  high-frequency  sea-level
lowstands. During these periods, when the sea-bottom on the
platform  margin  became  positioned  closer  and/or  above  the
fair-weather  wave-base  (Fig. 11b),  the  carbonate  production
and wave energy increased (e.g. Bucković et al. 2001, 2005).
Under  such  shallower-water  and  higher  energy  conditions,
various coarser-grained rudist particles were formed, produc-
ing  the  upper  member  of  the  4th-  to  6th-order  parasequence
(Fig. 11b.1).  With  continuing  carbonate  production,  accom-
modation space further decreased and the sea-bottom contin-
ued to aggrade. The accommodation space decreased and was
no  longer  available  for  in-situ  rudist  debris  accumulation.
Therefore, currents winnowed the coarser-grained rudist bio-
clasts, initiating a more or less intensive shedding of the bio-
clastic  debris  along  the  inclined  trough  slope,  producing
numerous  fine-grained  allodapic  intercalations  at  the  distal
part of toe-of-slope environment (Fig. 11b). These countless
bioclastic  shedding  events  during  phases  of  higher  energy
conditions on the platform resulted in gradual infilling of the
trough (gradual progradation of the Pučišća Formation). The
light  grey-to-white  colour  of  these  bioclastic  levels
(Fig. 11b.2)  clearly  suggest  their  formation  under  conditions
of higher dissolved oxygen content on the deep-water toe-of-
slope  environment.  Additionally,  higher  oxygen  levels  are
confirmed by the appearance of the larger ichnogenera such as
Planolites  and  Thalassinoides  (Fig. 11b.2)  that  commonly
point  to  increased  oxygenation  levels  on  the  sea-floor  (e.g.
Bromley & Ekdale 1984).

background image



Fig. 11. Schematic reconstructions show the platform margin-slope-basin relationships. a – during high-frequency sea-level highstands
when the sea-bottom on the platform margin was positioned below the fair-weather wave-base; b – during high-frequency sea-level low-
stands,  when  the  sea-bottom  on  the  platform  margin  was  positioned  closer  and/or  above  the  fair-weather  wave-base  (11a.1  and  11b.1
parasequences modified after Moro et al. 2002) (not to scale).

background image




We hypothesize that the sedimentary signature of the stud-

ied carbonate section from the upper part of the Dol Formation
may have resulted from processes that were influenced by Mi-
lankovitch-band high-frequency sea-level changes. During pe-
riodical  high-frequency  sea-level  highstands,  when  the
sea-floor on the platform margin became drowned below the
fair-weather  wave-base,  significant  deficiency  of  dissolved
oxygen at the distal part of the intraplatform trough occurred,
but never so extreme that burrowing organisms would disap-
pear.  Without  major  bioclastic  input  from  the  platform  mar-
gin, they burrowed through the fine-grained bioclastic debris
in order to obtain food, producing intensively and densely bio-
turbated intervals that contain more organic matter.

In  contrast  to  this,  during  high-frequency  sea-level  low-

stands, when the sea-bottom on the platform margin reached
depths  closer  and/or  above  the  fair-weather  wave-base,  the
quantity  of  dissolved  oxygen  in  the  deep-water  environment
increased, but now the intraplatform trough bottom was con-
stantly filled up with derived allodapic fine-grained intercala-
tions.  Thus,  although  the  oxygen  conditions  were  very
favourable,  burrowing  organisms  suffered  heavily  from  the
constant infilling of the trough. So burrows are rarer, or more
widely dispersed in the oxygenated light grey-to-white levels
than in the darker, oxygen deficient levels. This indicates that
these organisms had enough time to bioturbate the sediment to
a certain extent, that is they were capable of keeping pace with
the addition of newly derived sediment.

Therefore,  the  results  of  this  research  provide  congruous

recognition  of  Milankovitch-band  high-frequency  sea-level
changes  that  governed  platform-intraplatform  trough  interac-
tion  through  the  periodicity  and  intensity  of  intraplatform
trough  infilling.  Moreover,  for  the  first  time  on  the  ADCP
area,  alternating  periods  of  oxic-dysoxic  and  anoxic  marine
conditions  within  the  intraplatform  trough  environments  are
attributed to this Milankovitch-band cyclicity.

However, due to the unpredictable variations in the re-dep-

ositional flows, more or less controlled by autocyclic “noise”
on  the  platform  flat  (e.g.  seismic  activity  and/or  heavy
storms could trigger intensive shedding of detritus even dur-
ing  high-frequency  sea-level  highstands),  the  studied  sedi-
mentary  signature  cannot  reliably  reveal  periodicities
consistent  with  certain  Milankovitch  perturbation  (preces-
sion, obliquity or eccentricity). Therefore, we do not specu-
late  about  the  type  of  orbital  forcing  that  triggered
high-frequency  sea-level  changes.  We  only  demonstrated
that the allocyclic model offers a reasonably plausible expla-
nation for the observed changes in deep-water carbonates of
the Dol Formation.

Acknowledgments: This research is supported by the Minis-
try of Science, Education and Sport of the Republic of Croatia
(Project No. 119-1191152-1171). We thank Stipe Radić, dipl.
ing.  (Jadrankamen  d.d.,  Pučišća)  for  hospitality  during  field
research in the quarries of the “Pučišća” exploitation field. We
also thank Professor André Strasser for reviewing the manu-
script and giving justified criticism and constructive and valu-
able suggestions that essentially improved the paper.


Bellanca  A.,  Masetti  D.,  Neri  R.  &  Venezia  F.  1999:  Geochemical

and  sedimentological  evidence  of  productivity  cycles  recorded
in Toarcian black shales from the Belluno Basin, Southern Alps,
northern Italy. J. Sed. Res. 69, 2, 466—476.

Bromley R.G. & Ekdale A.A. 1984: Chondrites: A trace fossil indica-

tor of anoxia in sediments. Science 25, 224, 872—874.

Bucković D., Jelaska V. & Cvetko Tešović B. 2001: Facies variabili-

ty in Lower Liassic carbonate succession of the Western Dina-
rides (Croatia). Facies 44, 151—162.

Bucković  D.,  Cvetko  Tešović  B.  &  Mezga  A.  2005:  The  origin  of

coarsening-upward cycle architecture; an example from Middle
Liassic  platform  carbonates  of  mountain  Velika  Kapela  (Croa-
tia). Geol. Carpathica 56, 5, 407—414.

Buonocunto F.P., D’Argenio B., Ferreri V. & Sandulli R. 1999: Or-

bital cyclostratigraphy and sequence stratigraphy of Upper Cre-
taceous  platform  carbonates  at  Monte  Saint’Erasmo,  southern
Apennines, Italy. Cretaceous Research 20, 81—95.

Cvetko Tešović B., Gušić I., Jelaska V. & Bucković D. 2001: Stratig-

raphy and microfacies of the Upper Cretaceous Pučišća Forma-
tion, Island of Brač, Croatia. Cretaceous Research 22, 591—613.

Damholt  T.  &  Surlyk  F.  2004:  Laminated-bioturbated  cycles  in

Maastrichtian chalk of the North Sea: oxygenation fluctuations
within  the  Milankovitch  frequency  band.  Sedimentology  51,

D’Argenio B., Ferreri V., Amodio S. & Pelosi N. 1997: Hierarchy of

high-frequency orbital cycles in Cretaceous carbonate platform
strata. Sed. Geol. 113, 169—193.

Erba E. & Silva I.P. 1994: Orbitally driven cycles in trace-fossil dis-

tribution from the Piobbico core (late Albian, central Italy). In:
Deboer  P.  &  Smith  D.  (Eds.):  Orbital  forcing  and  cyclic  se-
quences. Int. Assoc. Sed., Spec. Publ. 19, 211—225.

Fleury  J.J.  1980:  Les  zones  de  Gavrovo—Tripolitza  et  du  Pinde-

Olonos (Greáce continentale et Peâloponne áse du Nord). Evolu-
tion d’une plateforme et d’un bassin dans leur cadre alpin.  Soc.
Géol. Nord Publ
. 4, 1—651.

Goldhammer R.K., Dunn P.A. & Hardie L.A. 1993: Depositional cy-

cles, composite sea-level changes, cycle stacking patterns, and the
hierarchy of stratigraphic forcing: examples from Alpine Triassic
platform carbonates. Geol. Soc. Amer. Bull. 102, 525—562.

Gušić I. & Jelaska V. 1990: Upper Cretaceous stratigraphy of the Is-

land of Brač within the geodynamic evolution of the Adriatic Car-
bonate Platform. JAZU and Inst. za Geol. Istraživanja, 1—160.

Hallam A. 1984: Continental humid and arid zones during the Juras-

sic  and  Cretaceous.  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.  Palaeoecol.
47, 195—223.

Hancock  J.M.  &  Kauffman  E.G.  1979:  The  great  transgressions  of

the Late Cretaceous. J. Geol. Soc. 36, 2, 175—186.

Haq B., Hardenbol J. & Vail P. 1987: Chronology of fluctuating sea

levels since the Triassic. Science 235, 1156—1167.

Hariss M.T. 1994: The foreslope and toe-of-slope facies of the Mid-

dle Triassic Latemar Buildup (Dolomites, northern Italy). J. Sed.
. 64, 132—145.

Heard  T.G.,  Pickering  K.T.  &  Robinson  S.A.  2008:  Milankovitch

forcing of bioturbation intensity in deep-marine thin-bedded si-
liciclastic turbidites. Earth Planet. Sci. Lett. 272, 130—138.

Herbig H.G. & Bender P. 1992: A eustatically driven calciturbidites

sequence from the Dinantian of the eastern Rheinische Schiefer-
gebirge. Facies 27, 245—262.

Herbig  H.G.  &  Mamet  B.  1994:  Hydraulic  sorting  of  microbiota  in

calciturbidites.  A  Dinantian  case  study  from  the  Rheinische
Schiefergebirge, Germany. Facies 31, 93—104.

Jelaska V., Benček Đ., Matičec D., Belak M. & Gušić I. 2000: Geo-

logical history and structural  evolution  of  the  External Dinar-

background image



ides.  In:  Vlahović  I.  &  Biondić  R.  (Eds.):  Excursion  Guide
,  A-1,  2nd  Croatian  Geological  Congress,  Cavtat  –  Du-
brovnik, 1—12.

Jelaska V., Benček Đ., Cvetko Tešović B., Ćosović V., Gušić I., Ištuk

Ž. & Matičec D. 2003: Platform dynamics during the Late Cre-
taceous and Early Palaeogene—External Dinarides, Dalmatia. In:
Vlahović I. & Tišljar J. (Eds.): Evolution of depositional envi-
ronments from the Palaeozoic to the Quaternary in the Karst Di-
narides and Pannonian Basin.  Field Trip Guidebook22nd IAS
Meeting of Sedimentology
, Opatija, Croatia, 101—107.

Lukasik J.J. & James N.P. 2003: Deepening-upward subtidal cycles,

Murray Basin, South Australia. J. Sed. Res. 73, 5, 653—671.

Masetti D., Neri C. & Bosellini A. 1991: Deep-water asymmetric cy-

cles and progradation of carbonate platforms governed by high-
frequency eustatic oscilations (Triassic of the Dolomites, Italy).
Geology 19, 4, 336—339.

Meischner K.D. 1964: Allodapische Kalk, Turbidite in riffnahen Sed-

imentations-Becken. In: Bouma A.H. & Brouwer A. (Eds.): Tur-
bidites. Elsevier, Amsterdam, 156—191.

Miller K.G., Sugarman P.J., Browning J.V., Kominz M.A., Hernández

J.C., Olsson R.K., Wright J.D., Feigenson M.D. & Van Sickel
W. 2003: Late Cretaceous chronology of large, rapid sea-level
changes: Glacioeustasy during the greenhouse world. Geology
31, 7, 585—588.

Mitchell R.N., Bice D.M., Montanari A., Cleaveland L.C., Christian-

son K.T., Coccioni R. & Hinnov L.A. 2008: Oceanic anoxic cy-
cles?  Orbital  prelude  to  the  Bonarelli  Level  (OAE  2).  Earth
Planet. Sci. Lett.
 267, 1—16.

Moro A. 1997: Paleoecology and evolution of the northern part of

the  Adriatic  carbonate  platform  during  Late  Cretaceous.  Un-
publ. PhD. Thesis
Univ. Zagreb, 1—129 (in Croatian, extended
English summary).

Moro A., Skelton P.W. & Ćosović V. 2002: Palaeoenvironmental set-

ting  of  rudists  in  the  Upper  Cretaceous  (Turonian—Maastrich-
tian) Adriatic Carbonate Platform (Croatia), based on sequence
stratigraphy. Cretaceous Research 23, 489—508.

Pamić J., Gušić I. & Jelaska V. 1998: Geodynamic evolution of the

Central Dinarides. Tectonophysics 297, 251—268.

Pejović D. & Radoičić R. 1987: Contribution to the study of Upper

Cretaceous stratigraphy of Brač. Geologija 28/29, 121—150.

Polšak A. 1967: The Creaceous macrofauna of southern Istria. Palae-

ontologia Jugoslavica 8, 1—219.

Reijmer J.J.G. & Everaars J.S.L. 1991: Carbonate platform facies re-

flected in carbonate basin facies (Triassic, Northern Calcareous
Alps, Austria). Facies 25, 253—278.

Reijmer  J.J.G.,  Ten  Kate  W.G.H.Z.,  Sprenger  A.  &  Schlager  W.

1991: Calciturbidite composition related to exposure and flood-
ing of a carbonate platform (Triassic, Eastern Alps). Sedimentol-
 38, 1059—1074.

Savrda C.E. & Bottjer D.J. 1986: Trace-fossil model for reconstruc-

tion of paleo-oxygenation in bottom waters. Geology 14, 1, 3—6.

Savrda C.E. & Bottjer D.J. 1989: Trace-fossil model for reconstruct-

ing oxygenation histories of ancient marine bottom waters: ap-
plication  to  Upper  Cretaceous  Niobrara  Formation,  Colorado.
Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 74, 49—74.

Savrda  C.E.  &  Bottjer  D.J.  1994:  Ichnofossils  and  ichnofabrics  in

rhythmically bedded pelagic/hemi-pelagic carbonates: recogni-
tion  and  evaluation  of  benthic  redox  and  scour  cycles.  In:  De-
boer P. & Smith D. (Eds.): Orbital forcing and cyclic sequences.
Int. Assoc. Sed., Spec. Publ. 19, 195—210.

Slišković T. 1968: Biostratigraphy of the Upper Cretaceous in South-

ern Herzegovina. Bulletin du Musée de la République Socialiste
de  Bosnie—Herzégovine  á  Sarajevo,  Sciences  Naturelles
,  Nou-
velle Série
 7, 5—66.

Steuber T., Korbar T., Jelaska V. & Gušić I. 2005: Strontium-isotope

stratigraphy of Upper Cretaceous platform carbonates of the is-
land of Brač (Adriatic Sea, Croatia): implications for global cor-
relation  of  platform  evolution  and  biostratigraphy.  Cretaceous
 26, 741—756.

Strasser A. 1991: Lagoonal-peritidal sequences in carbonate environ-

ments: autocyclic and allocyclic processes. In: Einsele G., Rick-
en W. & Seilacher A. (Eds.): Cycles and events in stratigraphy.
Springer-Verlag, 709—721.

Strasser  A.  1994:  Milankovitch  cyclicity  and  high-resolution  se-

quence stratigraphy in lagoonal—peritidal carbonates (Upper Ti-
thonian—Lower Berriasian, French Jura Mountains). In: De Boer
P.L. & Smith D.G. (Eds.): Orbital forcing and cyclic sequences.
Int. Assoc. Sed., Spec. Publ. 19, 285—301.

Strasser A., Pittet B., Hillgärtner  H. & Pasquier J.B. 1999: Deposi-

tional  sequences  in  shallow  carbonate-dominated  sedimentary
systems: concepts for a high-resolution analysis. Sed. Geol. 128,

Strasser  A.,  Hilgen  F.J.  &  Heckel  P.H.  2006:  Cyclostratigraphy  –

concepts, definitions, and applications. Newslett. Stratigr. 42, 2,

Turgeon S. & Brumsack H.J. 2006: Anoxic vs dysoxic events reflect-

ed in sediment geochemistry during the Cenomanian—Turonian
Boundary  Event  (Cretaceous)  in  the  Umbria—Marche  Basin  of
central Italy. Chem. Geol. 234, 3—4, 321—339.

Uchman A., Bak Francisco K. & Rodríguez-Tovar F.J. 2008: Ichno-

logical record of deep-sea palaeoenvironmental changes around
the Oceanic Anoxic Event 2 (Cenomanian—Turonian boundary):
An  example  from  the  Barnasiówka  section,  Polish  Outer  Car-
pathians. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 262, 61—71.

Van  Wagoner  J.C.,  Posamentier  H.W.,  Mitchum  R.M.,  Vail  P.R.,

Sarg J.F., Loutit T.S. & Hardenbol J. 1988: An overview of the
fundamentals  of  the  sequence  stratigraphy  and  key  definitions.
In: Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.S.C., Posamentier
H.W., Ross C.A. & Van Wagoner J.C. (Eds.): Sea level chang-
es: An integrated approach. Soc. Econ. Paleontol. Mineral. Spec.
 42, 39—45.

Vlahović I., Tišljar J., Velić I. & Matičec D. 2005: Evolution of the

Adriatic carbonate platform: palaeogeography, main events and
depositional  dynamics.  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.  Palaeo-
 220, 3—4, 333—360.

Yang  W.  &  Lehrmann  D.J.  2003:  Milankovitch  climatic  signals  in

Lower  Triassic  (Olenekian)  peritidal  carbonate  successions,
Nanpanjiang Basin, South China. Palaeogeogr. Palaeoclimatol.
 201, 283—306.

Zühlke  R.,  Bechstädt  T.  &  Mundil  R.  2003:  Sub-Milankovitch  and

Milankovitch forcing on a model Mesozoic carbonate platform
– the Latemar (Middle Triassic, Italy). Terra Nova 15, 69—80.