background image

GEOLOGICA CARPATHICA, JUNE 2010, 61, 3, 201—209                                                    doi: 10.2478/v10096-010-0011-6

The gravity flow dynamics of submarine fan sedimentation

in the Magura Basin of the Western Carpathians (Magura

Nappe, Slovakia)


Vavrečka 270, 029 01 Námestovo, Slovak Republic;

(Manuscript received March 16, 2009; accepted in revised form March 11, 2010)

Abstract: This article deals with the dynamics of the deep-water gravity flows sedimentation within the Magura Forma-
tion. This investigation is based on analysis of the Magura sandstone sedimentary structures studied on the outcrops.
The final comparison of the sedimentary structures and cycles with the paleocurrent directions provided an interpreta-
tion of the gravity flows dynamics and helped to restore the migration of the sandy lobes in space and time. Three modes
of sedimentation are recorded: regular cyclic sedimentation from the lobe, irregular sedimentation from the immature
lobe and pelitic sedimentation on the basin plane without the lobe influence. We compared the occurrence of some
sedimentary structures with the changes of the current directions and bed thickness. The following interpretations of
gravity flow fan dynamics are results of this comparision: the fan consists of one or several lobes, the lobe branches out
into branches with the radial current arrangement, the lobes laterally change position and the lobes suddenly die out.

Key  words:  Paleogene,  Outer  Western  Carpathians,  Magura  Formation,  paleogeography,  submarine  fan  model,
sedimentology, gravity flows.


Marschalko  &  Potfaj  (1982)  already  studied  several  sections
in the Orava region with the help of sequence analysis in the
past.  Other  interesting  sections  also  occur  in  this  area.  Their
study could complete the knowledge of the sedimentation not
only in the southern part of the Magura Basin, but also in other
deep-water basins. We will try to interpret the origin and fea-
tures  of  cyclic  sedimentation.  This  sedimentation  formed  the
sandstone packets. Such packets are notable from morphology
and from many sections of the whole Carpathian flysch belt.

We focus on the analysis of gravity flows deposits in three

representative outcrops (Figs. 2 and 3) located in the Orava re-
gion (northern Slovakia, Fig. 1). The studied outcrops are situ-
ated at the end of Oravská Jasenica village in the Veselianka
river bank. They are about 14, 23 and 109 meters long (Figs. 2
and 3). The exposed sediments represent the Lower and Upper
Eocene Magura and Racibor Formations.

Geological setting

The flysch sediments form the study area. They were de-

posited  in  the  Upper  Cretaceous  to  Oligocene  deep-water
Magura Basin. Sediments of this basin were folded into the
north-vergent  imbricated  folds  and  slices  of  the  rootless
Magura  Nappe  (Fig. 1).  This  nappe  detached  from  its  sub-
stratum mainly along the ductile claystone rich Upper Creta-
ceous  beds.  The  thrust-sheets  form  the  accretionary  prism.
This  frame  originated  after  the  Oligocene.  Three  tectonofa-
cies units have been distinguished in the western part of the
Magura Nappe on the basis of the lithofacies differentiation.

The Rača, Bystrica and Krynica Subunits were distinguished
from  the  North  to  the  South  (Birkenmajer  &  Oszczypko
1989).  Magura,  Racibor  and  Malcov  Formations  were  de-
fined in Krynica (Oravská Magura) Subunit of the study area
(Fig. 5;  Potfaj  et  al.  1991).  Different  lithostratigraphy  was
recognized  in  the  continuation  of  the  Krynica  Subunit  into
Poland (Birkenmajer & Oszczypko 1989).

Magura Formation (Upper Paleocene—Middle Eocene)

The Magura Formation (Fig. 3) (Potfaj et al. 1991) is a for-

mation  of  sandstone  flysch  character  up  to  1200 m  thick.
Packets  of  predominatly  sandstone  flysch  character  a  tens  of
meters  thick  (Fig. 3  –  Ve4)  alternate  with  over  30 m  thick
packets  of  thin-bedded  flysch  (Fig. 3  –  Ve1).  The  Magura
sandstone  type  dominates.  It  is  fine-  to  coarse-grained
greywacke  sandstone  forming  beds  from  2  to  400 cm  thick,
with  Ta(b),  Tabc,  and  Tbcd  Bouma’s  divisions.  It  is  from
blue-grey  to  brown-grey,  with  the  addition  of  larger  sandy
grains,  plant  detritus,  claystone  intraclasts  and  muscovite.
Clasts up to 2 cm in diameter either disseminated or arranged
in  lenses,  are  common.  Locally  occurring  fine-grained  para-
conglomerates  mainly  contain  clasts  of  quartz  and  frequent
mica  schist,  phyllite,  feldspar,  granite,  cherty  and  pinkish
quartz. Tops of the thick sandstone beds are characterized by
reduced Tbc Bouma’s division and common claystone intrac-
lasts.  Current  marks  on  the  bottom  planes  are  expressive.
Thick claystone intercalations are made of Bystrica type cal-
careous  grey  silty  claystones  with  sharp  conchoidal  parting.
The ratio of sandstones to claystones decreases from the bot-
tom  to  the  top  of  the  formation  from  10 : 1  up  to 1 : 1  (Potfaj
1983; Potfaj et al. 1991). At the same time the amount of thin-

background image



bedded  Racibor  Facies  intercalations  increases  upward.  The
age of the Magura Formation is from Late Paleocene to Mid-
dle Eocene (Potfaj et al. 1991). A younger age of this forma-
tion is also possible (Oszczypko-Clowes 2001).

Racibor Formation (Middle Eocene—Lower Oligocene)

The Racibor Formation (Fig. 2 – Ve5) (Potfaj et al. 1991)

is a flysch formation about 600 meters thick with a high con-
tent  of  claystones,  accompanied  by  fine-  to  medium-grained
sandstones. The ratio of the sandstones to claystones is from
1 : 5  to  9 : 10.  The  formation  has  0.9  to  6  sandstone  beds  for
one  meter  of  section.  The  sandstone  beds  are  5—90  (250) cm
thick. They have an increased content of carbonate clasts. Tbc
and Tabc Bouma’s divisions are predominant sequences. The
coarse-  to  medium-grained  60—150 cm  thick  Magura  type
graywacke sandstones are frequent especially in the lower part
of the formation. Sandy-clayey 2—400 cm thick slump bodies
are common. 15 cm to 3 m thick beds of mudstones, and thin
beds  or  concretions  of  the  pelosiderites  are  frequent  in  the
higher part of this formation (Potfaj et al. 1991). Žecová (pers.
com.)  identified  from  the  section  Ve5  nannoplankton  of  the
Priabonian  or  even  Oligocene  age  (Helicosphaera  scissura
Müller, H. carteri (Wallich)).

Paleogeography of the Magura sandstone type

The  Magura  Basin  was  a  deep-water  basin  about  200 km

wide and more than 700 km long (width approximate estima-
tion  is  based  on  knowledge  of  the  length  of  tectonic  folds,
while we know the depth of the Magura Nappe’s base and the
volume of surface erosion; Te ák 2008). The sediments of the
Magura  sandstone  type  were  deposited  along  the  southern
margin  of  the  basin.  Their  source  area  was  situated  south  of
the Magura Basin.

The  point-source  sand-rich  deep-water  fan  of  the  Magura

sandstone type was deposited from the gravity flows (Fig. 6,
Te ák  2008).  A  similar  model  of  the  point-source  sand-rich
fan  was  described  by  Reading  &  Richards  (1994).  In  their
opinion  the  sandy  source  type  of  the  fan  is  characterized  by
moderate  size  of  the  fan,  10—100 km  long  fan,  radial/lobate
shape of fan, the slope gradient 2.5—36 m/km, close and mo-
derate/small size source area, feeding by shelf failure or can-
yon,  > 70%  sand  percentage,  the  principal  architectural
elements  of  proximal  area  were  channels  and  channelized
lobes  created  a  distal  area,  channel  system:  braided  to  low
sinuosity  impersistent  channels  and  chutes,  and  rapid  lateral
migration  of  channels.  Basic  attributes  of  the  Magura  sand-
stone  submarine  fan  were  reconstructed  from  the  current
marks  study  and  the  grain  size  changes  (Bromowicz  1992).
The feeding canyon came into the basin from the south. The
distributary channel or upper part of fan turned sharply to the
west  into  the  direction  of  the  basin’s  axis  and  branched  out
into  the  fan.  The  measured  current  directions  are  oriented  in
the basin elongation direction (ENE—WSW).


We used the following parameters for determination of the

cycles  in  sedimentological  analyses:  thicknesses  of  the  beds,
sandstone/claystone  ratio,  presence  or  absence  of  the  sedi-
mentary  structures  (Bouma’s  and  Lowe’s  divisions;  Bouma
1962; Lowe 1982), claystone intraclasts, slumps, marlstones,
pelosiderite concretions, current directions and erosion on the
base of the beds. The presence of the sedimentary structure in
the specific parts of the cycle is important too.

The investigation of the sedimentary structures was just the

first step of the facies analyses. The analysis of sediments con-
tinued by definition of the sedimentary cycles, investigation of

Fig. 1. Informative location map displaying the setting of the investigated outcrops in the Western Carpathians region.

background image



the  arrangement  and  succession  of  the  sedimentary  struc-
tures. The interpretation of the gravity flow dynamics result
from  the  final  comparison  of  the  sedimentary  cycles  and
structures with the current directions. This enables us to re-
store the migration of lobes in space and time.

Results – arrangement of the fan

Cycles of lobe sedimentation

The deposits of the deep-water gravity flows are in many

places  formed  into  cycles.  We  distinguished  deposition  cy-
cles with the help of the sedimentological analyses of the in-
vestigated  profiles.  These  cycles  are  characterized  by  the
regular arrangement of beds. The thicknes of the beds gradu-
ally  increases  and/or  decreases  upward  (mixed  cycle  sensu
Marschalko & Potfaj 1982). The cycles were also described
according  to  this  manner  by  Mutti  &  Ricci-Lucchi  (1975).
The  cycles  with  regular  arrangement  of  the  beds  are  also
called regular cycles. We can divide the observed regular cy-
cles into the cycles of the lobe sedimentation or the cycles of
pelitic sedimentation on the basin plane. The sandstone beds
with  a massive  structure  deposited  mainly  from  the  debris
flows compose the cycles of the lobe sedimentation. The thin
bedded deposits or thick claystones usually represent the ba-
sin  plane  pelitic  sedimentation.  Clayey  slumps,  marlstones
and pelosiderites are also common in the pelitic cycles. It is
necessary  to  know  the  directions  of  the  gravity  currents  for
interpretation of the sedimentary evolution of the cycle.

Pelitic cycles III and VIII are in the opposition to the clas-

tic cycles Ia—Ie, II, IV, V, VI, VII and IX (Fig. 2). The up-
ward  coarsening  parts  of  the  cycles  IV  and  VII  in  section
Ve5 (Fig. 2) are reduced while the upward thinning parts of
these  cycles  are  well  developed.  The  cycles  II,  IV,  Va,  Vb
and VII are well developed. The cycles Ia—Ie, VI and IX are
very  thin  and  irregular.  They  are  composed  only  of  1  to  3
thicker  beds.  This  is  not  sufficient  for  the  determination  of
the cycle character.

The upward coarsening and thinning cycles differ not only

by  bed  thickness  changes,  but  also  by  many  sedimentary
structures. The characteristic signs of the upward coarsening
are:  erosion  of  the  base  of  the  cycle,  larger  floated
clasts,  lenses  or  bedding  planes  with  the  coarser  grains,
amalgamation  of  the  beds,  absence  of  the  pelitic  interbed-
dings and grainflow origin of the sandstones absolutely pre-
vail  over  the  turbidity  origin.  These  sedimentary  signs
indicate  the  dynamic  conditions  of  the  current  sedimenta-
tion. The upward coarsening cycles were often reduced into
several beds (2 to 4 beds). These are signs of the increasing
energy of the lobe. The upward coarsening and upward thin-
ning trends of the regular cycles are characteristic of the lobe
sedimentation (sensu Mutti 1992).

The  upward  thinning  cycles  are  usually  formed  by  more

beds  than  upward  coarsening  cycles.  The  thinning  of  the
beds  developed  continuously  with  the  preservation  of  the
pelitic  interbeddings.  The  turbidity  origin  part  of  the  beds
with  preserved  Bouma’s  divisions  gradually  prevails  over
the grainflow origin base of the beds.

The upward coarsening cycles represent the outer fan, but

the upward thinning cycles represent the suprafan sedimen-
tation  (Walker  1978).  We  can  localize  the  sections  Ve5
(Fig. 2) into the suprafan and outer fan border. Both regular
cycles developed simultaneously. The upward coarsening or
thinning  cycles  were  reduced,  or  undeveloped.  The  regular
cycles were the products of the mature lobes. The successive
rotation  of  the  current  directions  indicates  the  continuous
migration of these lobes. The lobes laterally migrate into the
below  situated  inter-lobe  planes  (e.g.  Marschalko  &  Potfaj
1982). The thickest graded or massive sandstone beds were
deposited from the axial part of the currents (lobe). The pale-
ocurrent  directions  in  the  thickest  beds  (Fig. 2)  are  parallel
with  the  lobe  elongation.  The  ENE—WSW  lobe  elongation
corresponds  to  the  Magura  Basin  axis.  The  lobe  elongation
kept  constantly  approximately  the  same  direction  (only
slightly meandering). The thinner beds were deposited from
the laterally retreated lobe.

The lateral migration of the lobe is responsible for the pa-

leocurrents  direction  changes.  Continuous  rotation  of  the
current  direction  can  be  observed  in  Fig. 2.  The  approach
and  retreat  of  the  lobe  caused  these  current  direction  rota-
tions. The upward coarsening cycles represent the approach
stage of the lobe. The upward thinning cycles represent the
retreat of the lobeThe current erosion traces from the ENE
to WSW are characteristic of deposits from the centre of the
lobe. The counter clockwise rotation of the current directions
in the upward thinning cycles signifies the shifting (retreat)
of the lobe to the N. The reduced base of the upward coars-
ening  cycle  indicates  the  sudden  impact  of  the  lobe  or  ero-
sion  of  the  lower  part  of  the  cycle  by  high-energy  current
(cycle IV, Fig. 2 and middle part of the section Ve1, Fig. 3).
The  very  well  developed  upward  thinning  cycles  are  prod-
ucts of the continuous retreat of lobe (cycles IV, Va, VII and
II, Fig. 2).

Cycles Vb and Va were sedimented from different lobes or

branches.  Cycle Va  represents  the  return  of  the  lobe  of
cycle IV. Cycle Vb represents the shifting of the lobe to the N.
At  the  same  time  the  deposition  rise  affected  by  the  ap-
proaching branch (see current directions from the NE). The
sedimentation of the slumps and thick hemipelagic claystone
bed  (cycle VI,  Fig. 2)  suggests  that  the  branch  of  cycle  Vb
suddenly  died  out.  Walker  (1978)  also  described  several
meters thick shale bed that blankets the suprafan lobe when
it was completely abandoned by the channel switching (lobe
died out).

Interpretation  of  the  trend  of  cycles  could  be  difficult  or

impossible  in  some  cases.  These  indeterminate  cycles  are
called irregular cycles (deposition).

Irregular cycles (deposition) from immature lobe

Irregular cycles are too thin or irregular to define their up-

ward coarsening or upward thinning character. These cycles
originated  in  the  period  when  the  arrangement  of  the  lobes
was  unstable  or  the  lobes  did  not  even  develop.  The
cycles Ia—Ie, VI and IX are irregular (Fig. 2). The cycle Ic re-
sembles upward thinning cycle with regard to the bed thick-
nesses and the paleocurrents direction changes. On the other

background image



Fig. 2a,b. Section Ve5 is situated near the Oravská Jasenica village. This section repre-
sents the sediments of the Racibor Formation. There is frequent switching of the cycles of
the lobes and basin plane sedimentation. Disorganized irregular cycles also occur. The in-
terpretation of lobe switching and migration is based on the relation between the cycles of
sedimentation, sedimentary structures and current directions (description in text).

side  the  cycle Id  resembles  upward  coarsen-
ing cycle. The lower parts of cycles Ie and VI
resemble pelitic cycles.

Pelitic sedimentation on the basin plane

The  domination  of  the  claystones  over

sandstones,  thin-bedded  sedimentation,  ab-
sence of the thicker sandstone beds, presence
of  the  pelosiderite  concretions,  marlstones,
slumps  and  the  constant  longitudinal  pale-
ocurrent arrangement are characteristic of the
period of basin plain pelitic sedimentation in
the  Racibor  Formation.  The  packets  of  thin
sandstone  beds  were  deposited  in  periods  of
minor fan activity revival of the distant lobe
(cycles III, VIII, Fig. 2).

The  material  of  the  slumps  is  usually  dif-

ferent  from  surrounding  deposits.  Composi-
tion  of  this  material  is  in  some  cases
intraformational  breccia,  but  usually  it  is
plastic  mud.  Slumps  may  be  the  product  of
tectonic  activity  of  the  South  Magura  Ridge
in this case. Instability of canyon or channel
walls  is  less  probable.  It  appears  from  this
that the deposition of slumps is not character-
istic  of  basin  plane  deposition,  but  their  oc-
currence in this type of sediments is striking.

The  pelitic  deposits  have  the  character  of

sedimentation  on  the  basin  plane  (Fig. 2)  or
on  the  stable  distal  part  of  the  lobe  (lower
part of the section Ve1, Fig. 3). This interpre-
tation  is  supported  by  the  presence  of  the
pelosiderite concretions and marlstones in the
pelitic  cycles.  The  sedimentation  of  marl-
stones  is  characteristic  of  slow  deposition  in
times  of  high  sea  level.  The  supplement  of
the clastic material to the basin was reduced
and the productivity of organic matter was in-
creased (Leszczyński & Malik 1996).

The very stable longitudinal arrangement of

current directions of the thin sandstone beds in
the  pelitic  cycles  is  notable.  They  correspond
to basin and lobe elongation.

The current directions of the thin beds de-

posited from the lobe are different. They are
at an angle to the lobe elongation. These are
the  deposits  on  the  elevated  interchannel
planes or levees.

The  switching  between  the  deposition  of

the lobe and basin plane can be caused by the
migration  of  this  lobe.  This  can  also  be
caused by the global sequence change of the
source area, for example by sea-level changes
or  tectonic  activity.  Similar  dynamic  sedi-
mentation was striking in the thin-bedded de-
posits  of  the  Beloveža  Formation  and  the
sandstone-claystones lithofacies of the Soláň
Formation (Rača Subunit; Te ák 2008).


background image



Fig. 2. Continuation.

Discussion – gravity flows

The term “gravity flow” was used inten-

tionally,  because  we  distinguished  struc-
tures  of  both  “turbidity  current”  and
“debris  flow”  character  in  the  sections  (in
the  meaning  of  Shanmugam  1997).  Beds
originating  from  a  single  turbidity  current
were  rarely  observed.  Shanmugam  (1997)
mentioned  that  normally  graded  Ta  divi-
sion  (Bouma  1962)  is  of  turbidity  origin
and the massive ungraded Ta division was
sedimented from debris flow. Shanmugam
(1997)  also  admits  the  conversion  of  the
gravity  flow  sedimentation  from  debris
flow to the turbidity current. We observed
a normally  graded  base  of  the  bed  1  to
more than 20 cm thick. This sediment was
deposited  from  a  traction  carpet.  10  to
250 cm  thick  massive  sandstone  overlay
this  base.  The  horizons  or  lenses  include
many  coarse  clasts  without  significant
amalgamation, the water escape structures
and  worm  escape  burrows  sometimes  de-
veloped  in  the  massive  sandstone  beds
(S1,  S2,  S3  Lowe’s  divisions  –  Lowe
1982).  In  Päira  Cava  (France;  see  Bouma
1962)  the  single  turbidity  origin  beds  are
also  rare  (personal  investigation).  Com-
bined debris and turbidity origin beds pre-
vail.  The  transition  border  of  these  two
deposition processes is sharp and this bor-
der  is  often  defined  by  a  claystone  intrac-
last horizon.

It  is  possible  to  interpret  the  succession

of  both  the  turbidity  and  debris  character
of  the  gravity  flow  (Fig. 4).  The  erosive
frontal part of the current tore out pieces of
the  claystones  from  the  sea  bottom.  The
sedimentation  followed  after  the  erosive
front of the current. The graded base of the
bed was sedimented from the traction car-
pet. The frontal part of the current was fol-
lowed  up  by  the  denser  core  of  the  sandy
debris  flow.  The  massive  Ta  division  of
the sandstone sedimented from this denser
current core by its freezing. Lenses and ho-
rizons of the coarse clasts could be depos-
ited from the suspension or traction carpet
when a short gap occurred inside the sandy
debris  flow  (short  events  –  windows).
They  could  also  originate  by  bed  amal-
gamation. Graded Ta division turbidity or-
igin  sandstone  was  deposited  from
suspension  after  freezing  of  the  debris
flow. This border is often  emphasized by
horizon of the claystone intraclasts, which
floated  on  the  denser  debris  flow.  They
were  drifted  by  the  denser  current  and  fi-


background image



Fig. 3. Sections Ve4 and Ve1 are situated north of Oravská Jasenica village. Alternation
of the horizons of the channel origin massive coarse-grained sandstones (Ve4) and inter-
channel thinner bedded flysch facies (Ve1) represents the switching and migration of the
lobes in these sections. There are frequent alternations of the current directions between
interchannel thin-bedded flysch and channel sandstones. Explanations see in Fig. 2.

nally  sedimented  when  the  current  movement  obtained  the
laminar/turbulent  hydrodynamic  interface.  The  thin  Tb  or
Tbc laminated division sedimented by traction from the fin-
er, washy and turbulent tail of flow (compare with the inter-
pretation  of  the  turbidity  and  laminar  flow  character  of
gravity flow in Fig. 4).

Sediments of the gravity currents form the fans with the sys-

tem  of  lobes  and  channels.  Reading  &  Richards  (1994)
worked out a classification of the deep-water fans acceptable
for the Magura sandstone. This classification is based on the
granular composition of the supplied material and on the num-
ber of its sources. On the other hand in Shanmugam’s opinion
(1997), debris flows, unlike the turbidites, do not form orga-

nized systems. Debris flows form only iso-
lated bodies, which could be channelized or
non-channelized.  However,  a  significantly
organized  development  of  the  gravity  cur-
rent  sedimentation  was  observed  in  the
Magura sandstone type in the Orava region
(Marschalko & Potfaj 1982 and this paper).
Packages  of  thick  sandstone  beds  were  ar-
ranged  into  cycles.  Especially  thicker  beds
originated  from  the  debris  flows.    The  de-
bris  flow  products  were  usually  overlaid
by  thinner  and  finer-grained  turbiditic  se-
quences.  These  sediments  were  deposited
from  the  turbulent  tail  (cloud)  behind  the
debris  flow  as  a  result  of  deposition  from
one gravity flow (Fig. 4).


The illustrative model of the Magura Ba-

sin  (Fig. 5  and  Fig. 6)  displays  the  deposi-
tion  of  the  Magura  sandstone  type
deep-water fan in the Middle Eocene in its
midwest  part  within  the  Vsetín  and  Babia
hora  Mt.  It  is  possible  to  interpret  cyclic
progress  of  the  deep-water  fan  sedimenta-
tion  from  the  sedimentary  structures  in
many  profiles.  Their  study  is  based  on  fa-
cies analyses. The final confrontation of the
sedimentary  cycles  and  structures  with  the
paleocurrent  directions  gives  rise  to  inter-
pretation of the gravity flow fan dynamics.
This enables us to reconstruct the migration
of lobes in space and time.

The central part of the lobe was not nec-

essarily channelized. The denser core of the
current  flowed  mostly  in  the  wide  axial
zone  of  the  lobe.  The  current  branches  out
from  the  lobe  axis  and  flows  over  levees.
Pickering et al. (1995) set the model of the
recent  and  ancient  turbidity  systems  archi-

The thicker packets of the sandstone beds

create mostly regularly developed cycles of
sedimentation. Not much attention was paid

to  the  gravity  flow  directions  and  their  alternation  in  the  up-
ward thinning and upward thickening cycles. The gradual cur-
rent  direction  changes  seem  to  have  evolved  by  the  lateral
migration  of  lobes.  It  is  usually  possible  to  interpret  the  ap-
proach, retreat, sudden birth and dying out of the lobe. We can
also  recognize  whether  the  studied  outcrop  was  deposited  in
the middle, left or right side of the lobe or fan. For example,
three  studied  outcrops  (Figs. 2  and  3)  deposited  on  the  left
side and in the middle length of the fan (lobe).

We can recognize lobe position within the fan. This fan con-

sists of several lobes at the same time. The lobe branches out
into  branches  with  a  radial  current  pattern.  They  laterally
change position by meandering lobe in the upper and middle

background image



Fig. 4. The model of conversion
from  the  debris  flow  to  turbu-
lent  and/or  laminar  current  was
based on the sedimentary struc-
tures  and  process  of  their  sedi-
mentation.  Interpretation  of  the
debris  flow  and  turbidite  char-

Fig. 5a,b.


Palinspastic scheme of the distribution and range of the depositional

fans in the western part of the Magura Basin (modified after Pivko 2000).

acter of current was based on their reology and process of movement (Bouma 1962; Lowe 1982; Shanmugam 1997, 2000). This figure displays
two sandy debris flow cores (grey) surrounded by the turbulent flow.

a  –  interfingering  of  the  Pasierbiec  and  Magura  sandstone
type fans (Lower Luhačovice and Bystrica Beds/Magura For-
mation, Middle Eocene).


b – interfingering of the glauconitic and Magura sandstone
type fans (Zlín Formation, Middle—Late Eocene).


background image



fan and the lobe expires (dies out) when the supply of mate-
rial terminates (chokes) from the deposit logs of the Magura
sandstone type. These characteristic sedimentary features en-
able  us  to  correlate  flysch  sequences  more  precisely  and  to
restore evolution of the lobe system of the fan.

The shape of fans was also affected by depositional pres-

sure  of  the  adjacent  fan.  An  example  can  be  the  contact  of
Kýčera  and  the  glauconitic  sandstone  fans.  The  alternation
of two types of sandstones can be demonstrated by the Zlín
Formation evolution in the central zone of the Rača Subunit
(Čertovy  kameny  and  Luhačovice  Anticlinal  Zones,  Babiše
Beds;  Te ák  2008).  The  Kýčera  and  the  glauconitic  sand-
stones  distributional  systems  were  built  by  fans  with  few
point-sources.  These  fans  coexisted  simultaneously  side  by
side  in  the  Middle  to  Late  Eocene  (Zlín  Formation,  Fig.  5;
compare  Stráník  1965  from  Eastern  Slovakia).  Their  pale-
ocurrent systems were similar from the NE to SW in the Jav-
orníky  Mts.  Both  fan  systems  interfingered.  The  northern
margin  of  the  glauconitic  sandstone  fan,  from  which  Lu-
hačovice  Formation  deposited,  was  significantly  limited  by
the synsedimentary fault.

Knowledge of the relations of current direction alternation,

sedimentation  cycles  and  sedimentological  structures  to
channel  migration  has  plenty  of  uses  in  basin  analyses  and
prediction of the stratigraphic traps of hydrocarbons.

Acknowledgment: Thanks to Dr. M. Potfaj for the excellent
introduction  and  the  consultations  of  the  gravity  flows  and

Carpathian flysch geology. I would also like to thank to jour-
nal referees for their reflections.


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

litostratigraphic units of the Magura Nappe, Krynica Subunit,
Carpathians. Ann. Soc. Geol. Pol. 59, 145—181.

Bouma A.H. 1962: Sedimentology of some flysch deposits. Elsevier,

Publ. Co., Amsterdam/New York, 1—168.

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

Magura Sandstones. Akademia górniczo-hutnicza, Geol. Zeszyt,
Kraków 54, 1—116 (in Polish, English summary).

Książkiewicz M. 1966: Geology of the Babia Góra Mt. Region. Prze-

wodnik  XXXIX  zjazdu  Polskiego  Towarzystwa  Geologicznego,
Inst. Geol., Warszawa, 5—59 (in Polish).

Leszczyński S. & Malik K. 1996: Calcareous rocks of the Outer Pol-

ish Carpathians flysch (Skały wapienne i wapniste we fliszu pol-
skich Karpat zewnętrznych). Przegl. Geol. 44, 2, 151—158.

Lowe D.R.  1982:  Sediment  gravity  flows:  II.  Depositional  models

with special reference to the deposits of high-density turbidity
currents. J. Sed. Petrology 52, 279—297.

Marschalko R. & Potfaj M. 1982: Sequence analysis, paleotransport

and depositional  environment  of  the  Lower  Eocene  flysch  of
the  Oravská  Magura  and  Klippen  Belt.  Geol.  Práce,  Spr.  78,
97—122 (in Slovak).

Mutti E. 1992: Turbidite sandstones. Spec. Publ. Agip, Milan, 1—275.
Mutti E. & Ricci Lucchi F. 1975: Turbidite facies and associations.

In: Mutti E. et al. (Eds.): Examples of turbidite facies and as-

Fig. 6.


Simplified model of the mud/sand-rich point-source submarine fan. This model displays the deposition of the Magura sandstone type in

the context of the Middle Eocene paleogeography of the Magura Basin in its midwestern part within the Vsetín and Babia hora Mt. The Magura
sandstone type deposited in the Oravská Magura Zone. The Magura sandstone type fan sharply turns to the west into the basin axis direction
and branches out after inflow of the feed canyon into the basin from the S. Only the distal part of the Pasierbiec sandstone type fan reached the
Bystrica Zone. The fan is situated in the Inner Rača Zone. It was separated by synsedimentary fault from the Outer Rača Zone uplifted plain
(Beloveža Formation; Te ák 2008). The lobes migrate over the fan (based on the Książkiewicz 1966 and Te ák 2008).

background image



sociations from selected formations of the Northern Apennines.
Field trip Guidebook A-11, 9


 IAS Congress, Nice, 21—36.

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

youngest deposits of the Magura Nappe (East of the Skawa riv-
er,  Polish  Flysch  Carpathians)  and  their  palaeoenvironmental
conditions. Ann. Soc. Geol. Pol. 71, 139—188.

Pickering K.T.,  Hiscott R.N.,  Kenyon N.H.,  Ricci-Lucchi F.  &

Smith R.D.A. 1995: Atlas of deep water environments (Archi-
tectural style in turbidite systems). Chapman & Hall, London,

Pivko D.  2000:  Geological  structure  and  evolution  of  the  Pilsko

Mountain surroundings on northern Orava. Dissertation Thesis,
Department  of  Geology  and  Paleontology,  Faculty  of  Natural
Sciences, Comenius University
, Bratislava, 1—131 (in Slovak).

Potfaj M. 1983: Magura sandstones and Malcov Beds in Orava Re-

gion. Geol. Práce, Spr. 79, 117—140 (in Slovak).

Potfaj M.,  Samuel M.,  Raková J.  &  Samuel O.  1991:  Geologic

structure of the Kubínska hola range (Orava). Západ. Karpaty,

Sér. Geol. 15, 25—66 (in Slovak).

Reading H.G. & Richards M. 1994: Turbidite systems in deep-wa-

ter  basin  margins  classified  by  grain  size  and  feeder  system.
Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 78, 792—822.

Shanmugam G. 1997: The Bouma Sequence and the turbidite mind

set. Earth Sci. Rev. 42, 201—229.

Shanmugam G.  2000:  50  years  of  the  turbidite  paradigm  (1950s—

1990s):  deep-water  processes  and  facies  models  –  a  critical
perspective. Mar. Petrol. Geol. 17, 285—342.

Stráník Z. 1965: Geology of the Magura Flysch of the Čergov Mts.

and western part of the Ondavská vrchovina hills. Sbor. Geol.
Vied, Západ. Karpaty
 3, 125—173 (in Czech).

Te ák F. 2008: Paleogene depositional systems and paleogeography of

the  submarine  fans  in  western  part  of  the  Magura  Basin  (Javor-
níky Mountains, Slovakia). Geol. Carpathica 59, 4, 333—344.

Walker R.G. 1978: Deep-water sandstone facies and ancient subma-

rine fans: Models for exploration for stratigraphic traps. Amer.
Assoc. Petrol. Geol. Bull.
 62, 932—966.