background image

GEOLOGICA CARPATHICA, AUGUST 2010, 61, 4, 293—308                                             doi: 10.2478/v10096-010-0017-0

Microfacies analysis of the Upper Triassic (Norian) “Bača

Dolomite”: early evolution of the western Slovenian Basin

(eastern Southern Alps, western Slovenia)


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

(Manuscript received November 3, 2009; accepted in revised form March 11, 2010)

Abstract: The Slovenian Basin represents a Mesozoic deep-water sedimentary environment, situated on the southern
Tethyan passive margin. Little is known about its earliest history, from the initial opening in the Carnian (probably
Ladinian) to a marked deepening at the beginning of the Jurassic. The bulk of the sediment deposited during this period
is represented by the Norian-Rhaetian “Bača Dolomite”, which has, until now, been poorly investigated due to a late-
diagenetic dolomitization. The Mount Slatnik section (south-eastern Julian Alps, western Slovenia) is one of a few
sections  where  the  dolomitization  was  incomplete.  Detailed  analysis  of  this  section  allowed  us  to  recognize  eight
microfacies (MF): MF 1 (calcilutite), MF 2 (pelagic bivalve-radiolarian floatstone/wackestone to rudstone/packstone),
MF 3 (dolomitized mudstone) with sub-types MF 3-LamB and MF 3-LamD (laminated mudstone found in a breccia
matrix and laminated mudstone found in thin-bedded dolomites, respectively) and MF 3-Mix (mixed mudstone), MF 4
(bioturbated  radiolarian-spiculite  wackestone),  MF 5  (fine  peloidal-bioclastic  packstone),  MF 6  (very  fine  peloidal
packstone),  MF 7  (bioclastic  wackestone)  and  MF 8  (crystalline  dolomite).  The  microfacies  and  facies  associations
indicate a carbonate slope apron depositional environment with hemipelagic sedimentation punctuated by depositions
from turbidites and slumps. In addition to the sedimentary environment, two “retrogradation-progradation” cycles were
recognized, each with a shift of the depositional setting from an inner apron to a basin plain environment.

Key words: Norian, Slovenian Basin, “Bača Dolomite”, microfacies analysis, slope apron.


Winkler (1923) was the first to recognize the existence of a
Mesozoic  deep-sea  sedimentary  environment  in  central
Slovenia,  later  named  the  Julian  Trough,  the  Slovenian
Trough,  the  Tolmin  Trough  or  the  Slovenian  Basin.  Compre-
hensive  research  by  Aubouin  (1960,  1963),  Cousin  (1970,
1973,  1981)  and  Buser  (1986,  1989,  1996)  was  recently  im-
proved  by  Šmuc  &  Čar  (2002),  Goričan  et  al.  (2003),  Rožič
(2005,  2006,  2008,  2009),  Rožič  &  Popit  (2006),  Rožič  &
Šmuc (2006, 2009) Buser et al. (2008), and Rožič et al. (2009).

The  Slovenian  Basin  was  located  on  the  south  Tethyan

passive  continental  margin  (Fig. 1A).  It  was  situated  be-
tween  the  Julian  Carbonate  Platform  (the  Julian  High  since
the Late Pliensbachian; Šmuc 2005) to the present north and
the Dinaric Carbonate Platform (Adriatic Carbonate Platform
of  Vlahović  et  al.  2005)  to  the  present  south  (Buser  1986).
The  evolution  of  the  Slovenian  Basin  can  be  divided  into
two parts (Rožič et al. 2009). An initial opening during the
Carnian  (probably  already  in  the  Ladinian  or  even  Late
Anisian) and a progressive shallowing in the Carnian, was fol-
lowed  by  a  marked  deepening  from  the  Late  Triassic/Early
Jurassic to a final closure at the end of the Cretaceous (Buser
1986, 1989, 1996). The beginning of each stage was related
to  extensional  tectonics,  probably  related  to  the  opening  of
the  Meliata  part  of  the  Neotethys  to  the  east  (Haas  et  al.
1995; Schmid et al. 2008) and the Piedmont-Ligurian Ocean
to the west (Bosellini 2004; Vlahović et al. 2005).

While the second phase of the evolution of the Slovenian

Basin has been greatly clarified by recent studies, the initial
stage of its evolution, during the Late Triassic, remains poor-
ly investigated.

The Upper Triassic succession of the Slovenian Basin con-

sists  of  the  Carnian  “Amphiclina  beds”,  followed  by  the
Norian-Rhaetian  “Bača  Dolomite”,  which  in  the  northern-
most  part  of  the  basin  laterally  and  vertically  passes  into
limestones of the Slatnik Formation of Late Norian—Rhaetian
age (Rožič et al. 2009).

The present paper focuses on the “Bača Dolomite”. Despite

its great thickness (around 300 m; Buser 1979) and basin-wide
presence, this informal lithostratigraphic unit has been poorly
investigated  due  to  a  strong  late-diagenetic  dolomitization,
which  has  almost  completely  obliterated  primary  sedimento-
logical  structures  and  textures.  However,  as  noted  by  Buser
(1986) and confirmed by Rožič (2006), in the most proximal
parts  of  the  basin,  lying  adjacent  to  the  Julian  Carbonate
Platform, some limestone beds escaped dolomitization. They
are now intercalated between the dolomite beds of the “Bača
Dolomite”, offering an opportunity for a more detailed study
of  the  depositional  environment.  Such  development  is  ex-
posed  in  the  Mt  Slatnik  section  (south-eastern  Julian  Alps,
western  Slovenia)  (Fig. 1B,C,D).  Rožič  (2006)  examined  the
upper 32 m of the Norian “Bača Dolomite” in this section. He
concluded that the deposition took place via turbidity currents,
and  noted  that  grain  composition  points  to  a  shallow-water
origin of the material (Rožič 2006; Rožič et al. 2009). However,

background image



the  predominant  part  of  the  “Bača  Dolomite”  in  this  section
remained unexamined.

The aims of this paper are:
– description of the total exposed sequence of the “Bača

Dolomite” from the Mt Slatnik section;

– presentation  of  the  microfacies  analyses  of  the  “Bača


– comparison of the “Bača Dolomite” with the overlying

Slatnik Formation;

– interpretation of the results in terms of the depositional


Previous research on the “Bača Dolomite”

Kossmat  (1901,  1914)  was  the  first  to  describe  the  dark

dolomites  and  limestones  with  lenses  and  nodules  of  chert
(“Hornsteindolomit”).  He  placed  them  into  the  Carnian—
Norian,  probably  Rhaetian,  according  to  their  superposition
and rare fossil remains. Cousin (1973) placed the “Hornstein-
”  or  “dolomie  siliceuse”  into  the  Norian—Hettangian.
The name “Bača Dolomite” was introduced by Buser (1979).
Following this, Buser (1986) presented a more detailed study
of the “Bača Dolomite”, according to which it is usually do-
lomicritic,  although  coarser  varieties  can  also  be  encoun-
tered.  Its  main  characteristic  is  the  abundance  of  black  and
light  grey  chert  in  the  form  of  layers  and  nodules  up  to
30 cm thick. Dolomitic breccias with clasts of dolomite and
chert are present locally (Buser 1986).

Rožič (2006) described the upper parts of the “Bača Dolo-

mite”  from  several  sections  from  Mt  Slatnik  to  Kobarid
(Fig. 1B). The bedded dolomites are locally intercalated with
breccias. The primary textures and structures are usually com-
pletely  obliterated  by  the  dolomitization.  Parallel  and  wavy
lamination  is  commonly  visible,  reflecting  different  sizes  of
dolomite crystals, as well as variations in the amount of clay
minerals  (Rožič  2006).  Silification  took  place  prior  to  dolo-
mitization,  so  that  primary  textures  were  partly  preserved  in
the chert (Rožič 2006; Skaberne, pers. comm.). Rožič (2006)
concluded that sedimentation took place in calm, deeper water
as well as by settling from low-density turbidity currents. The
breccias were interpreted as intraformational, formed via slid-
ing/slumping and/or debris flows (Rožič 2006).

The Norian age for the lower part of the “Bača Dolomite”

has  been  proved  by  conodonts  (Kolar-Jurkovšek  1982)  and
the  bivalve  Halobia  distincta  Mojsisovics  (Buser  1986).  It
was previously assumed that the upper boundary of the “Bača
Dolomite”  generally  represents  the  Triassic/Jurassic  bound-
ary. However, Rožič & Kolar-Jurkovšek (2007) and Rožič et
al.  (2009)  proved  the  Late  Norian—Rhaetian  age  for  several
tens of meters of limestones overlying the “Bača Dolomite” in
the  northernmost  part  of  the  basin,  which  were  previously
assumed to be of Early Jurassic age. They named this unit the
Slatnik Formation (Rožič et al. 2009). The “Bača Dolomite” is
thus proximal to the Julian Carbonate Platform of the Norian,
and distal from it of the Norian—Rhaetian age.

The  Lower  to  Middle  Norian  (Lacinian 1  to  Alaunian)

bedded dolomites with chert in the Hahnkogel (Klek) Unit in
the  Southern  Karavanke  Mountains  (Fig. 1B)  were  also

Fig. 1. A – The paleogeographic position of the Slovenian Basin,
the  Julian  and  the  Dinaric  Carbonate  Platforms  during  the  Norian
(simplified after Haas et al. 1995). B, C – Position of the investi-
gated area. The smaller rectangle in B is shown in C. D – General-
ized nappe structure of the area shown in C (after Buser 1986; and
M.  Demšar,  pers.  comm.).  The  Kobla,  Rut  and  Podmelec  Nappes
belong to the Tolmin Nappe, where rocks of the Slovenian Basin are
preserved. Triangles in B, C and D represent mountain summits.

background image



named  the  Bača  (“Baca”)  Formation  (Krystyn  et  al.  1994;
Lein  et  al.  1995;  Schlaf  1996).  A  series  of  deposits  around
170 m  thick  was  interpreted  as  allodapic  slope  deposits
(Schlaf 1996). Krystyn et al. (1994) considered the Hahnkogel
Unit and the Slovenian Basin as parts of the same basin. This
theory  remains  to  be  proved  since  the  time  of  opening  of
these two units, as well as their lithological successions as a
whole, seem to differ (see also Rožič et al. 2009).

Geological setting

The  studied  Mt  Slatnik  section  is  situated  in  the  Kobla

Nappe, which, with two more units (the Rut Nappe and the
Podmelec Nappe), is part of the higher-order Tolmin Nappe
(Buser 1986) (Fig. 1D), containing sedimentary rocks of the
Slovenian  Basin.  The  succession  of  the  Kobla  Nappe  was
deposited closest to the Julian Carbonate Platform, whereas
the succession of the Podmelec Nappe was formed relatively
far away from it (Rožič 2009).

The  whole  succession  of  the  Kobla  Nappe  comprises  the

Upper Triassic “Amphiclina beds”, the “Bača Dolomite” and
the  Slatnik  Formation,  the  Jurassic  Krikov,  the  Perbla  and
Tolmin  Formations,  the  Upper  Jurassic—Lower  Cretaceous
“Biancone  Limestone”  and  finally  the  Cretaceous  “Lower
Flyschoid Formation” (Buser 1986; Rožič et al. 2009) (Fig. 2).

The  Tolmin  Nappe  is  overlain  to  the  north  by  the  Julian

Nappe,  containing  mainly  sedimentary  rocks  of  the  Julian
Carbonate Platform and the Julian High. It is bordered to the
south  by  the  Southalpine  front,  which  separates  it  from  the
External Dinarides with the sedimentary rocks of the Dinaric
Carbonate Platform (Placer 1999).

The original geometry of the basin was greatly obliterated

by  the  Late  Eocene  to  Early  Oligocene  NE  to  SW  Dinaric
thrusting and by the Middle Miocene and later Alpine N to S
thrusting  (Placer  &  Čar  1998;  Placer  2008).  The  tectonic
situation  was  further  complicated  by  the  Pliocene—recent
strike-slip  deformation  that  displaced  previous  fold  and
thrust structures (Vrabec & Fodor 2006; Kastelic et al. 2008;
Šmuc & Rožič 2009).

Fig. 2. A schematic stratigraphic column for the Slovenian Basin, with a short description of the units. For the references see the column on
the right. Informal stratigraphic units are placed in quotation marks. The grey bar in the stratigraphic column marks the schematic position
of the Mt Slatnik section. Note that only the “Bača Dolomite” part of the section is discussed in this paper.

background image



Fig. 3. A – (Continued in Fig. 3B). The Mt Slatnik section. Only the “Bača Dolomite” is drawn, with indicated position of the overlying
Slatnik Formation, which is figured in Rožič et al. (2009). Though several faults are indicated, only the one separating the “Bača Dolomite”
from the Slatnik Formation is of a greater importance (Rožič, pers. comm.). The “Composition” and the “Sedimentary structures” refer to
the macroscopic observations only, whilst results of the microscope analysis are expressed as the microfacies (MF) types. Limestone beds
of the “Bača Dolomite” are shaded. See text for a detailed description of the section.

background image




The studied section is exposed along the mountain path on

the southern flanks of Mt Slatnik (Y= 5420550, X= 5121670,
1609 m a.s.l.) (Fig. 1C; Fig. 7—1). The “Bača Dolomite” was
investigated  bed-by-bed  and  79  thin-sections  of  47

×28 mm

in size were prepared for detailed investigation with an opti-
cal microscope. The textural classification followed Dunham
(1962).  In  wackestones  and  packstones  at  least  300  grains
were  counted  under  the 

×63  magnification  using  the  area

method  to  determine  relationships  between  individual  grain

Fig. 3. B – Continued from Fig. 3A.

types. Grain-to-matrix relationships were estimated with the
comparison  charts  of  Bacelle  &  Bosellini  (1965  in  Flügel
2004). Description of the dolomite crystals followed Sibley
& Gregg (1987). In Fig. 3, the field observations are separat-
ed  from  microscope  observations  (presented  by  microfacies
type)  and  are  grouped  in  columns  “Composition”  and
“Sedimentary structures”.

Description of the “Bača Dolomite” from the

Mt Slatnik section

The Mt Slatnik section is exposed for around 330 m, only

slightly covered (around 6 %) with individual beds laterally
exposed for several meters (Fig. 7.1). It contains three lithos-
tratigraphic units: the “Bača Dolomite” (260 m), the Slatnik
Formation  (50 m)  and  the  Krikov  Formation  (20 m).  This
study only focused on the “Bača Dolomite”. The upper 32 m
of  the  “Bača  Dolomite”  was  already  investigated  by  Rožič
(2006)  and  Rožič  et  al.  (2009).  Some  minor  faults  are
present,  but  presumably  without  significant  displacement
(Rožič, pers. comm.). The lower boundary of the “Bača Dolo-
mite” is not  exposed.  The  older  formations  are  not  exposed
in the studied section. However, in a similar section not far
away,  40 m  of  grey  limestones  with  mudstone  and  wacke-
stone,  subordinately  packstone  textures,  Carnian  in  age
(Kolar-Jurkovšek, unpublished) occur below the “Bača Dolo-
mite”. At its upper boundary the “Bača Dolomite” is separat-
ed from the Slatnik Formation by a minor thrust.

Based on the conodonts and supported by sponges, corals

and  foraminifers,  the  overlying  Slatnik  Formation  is  of  the
Late  Norian  to  Rhaetian  age  (Rožič  &  Kolar-Jurkovšek
2007;  Rožič  et  al.  2009).  Accordingly,  the  exposed  “Bača
Dolomite” can be assigned to the Norian, also confirmed by
ongoing foraminiferal research by the author.

The description of the profile is divided into two parts: the

first  part  is  based  solely  on  field  observations,  whilst  the
second part describes thin-sections.

General description of the section

The investigated section was subdivided into ten intervals

(AJ, Fig. 3) by lithological characteristics. The characteris-
tics of each Interval are given in


Fig. 4:

Interval  A:  The  basal  part  of  the  investigated  section  is

made  up  of  75 m  of  poorly  sorted  mud-supported  breccias
with a light grey marly dolomicritic or dolomicrosparitic ma-
trix.  The  bedding  planes  are  sharp,  planar  or  chanellized
(Fig. 7.2). Massive (maximum thickness 1240 cm) and very-
thick  beds  predominate,  but  some  thick  (50—100 cm)  and
medium-thick (10—50 cm) beds also occur. Oblique sigmoi-
dal laminae were also found in the matrix in the upper part of
one  bed.  Altogether,  three  types  of  clast  are  present.  Very
elongated  chips  of  marly  dolomite  with  a  parallel  or  cross-
lamination  and  normal  grading  mark  the  first  group.  They
show no preferred orientation, and can even be perpendicular
to the bedding plane. The second group of clasts is represent-
ed  by  more  than  10 cm  large  clusters  of  angular  pieces  of
chert,  that  are  slightly  disintegrated  chert  nodules  (“mosaic

background image



chert”).  Undeformed  chert  nodules  are  also  present.  Some
cherts  contain  clasts  of  older  chert,  or  partly  preserved  pri-
mary sedimentary structures.

Interval B: In this, around 19 m thick interval consisting of

up  to  60 cm  thick  beds,  the  marly  content  increases.  The
breccias  become  subordinate  and  are  only  encountered  as
medium-thick beds with convex-downwards lower and sharp
flat  upper  boundaries.  The  matrix  is  a  light  grey  dolomi-
crospar, the clasts are mosaic cherts and elongated clasts of
marly dolomite with parallel lamination. Most beds are light
grey marly dolomicrosparites and occasionally dolosparites.
The boundary planes are flat and sharp; the individual beds
seem to be composed of several wavy thinner amalgamated
beds.  Amalgamated  units  are  separated  by  laminated  marl-
stone  up  to  5 mm  thick.  Parallel  and  convolute  lamination
can  be  seen.  Most  beds  contain  black,  white,  grey  or  red
chert nodules, sometimes with preserved parallel lamination.
Occasionally,  only  the  outer  rim  of  the  nodule  is  silicified.
Beds  of  black,  amalgamated  and  cherty  microsparitic  lime-
stone are also present.

Interval  C:  This  interval  represents  an  around  10 m  thick

package  of  alternating  thin  beds  of  black,  locally  silicified
limestone,  and  light  brown  marlstone  (Fig. 7.3).  A  cyclic
pattern was recognized. The cycles begin with thicker lime-
stone beds, upwards gradually becoming more clay-rich and
are capped by a more prominent marlstone bed. The individ-
ual  cycles  are  40 cm  to  110 cm  thick.  The  boundaries  be-
tween  the  limestone  beds  are  sharp,  but  wavy,  often  more
clayey. Parallel lamination is common and compactional sty-
lolites occur locally. The limestones are mudstones to pack-
stones.  The  latter  contain  juvenile  thin-shelled  bivalves,
forming lens-shaped coquinas. Individual shells are oriented
with  their  convex  or  concave  sides  upwards,  or  irregularly
grouped  in  clusters.  In  some  cases  they  are  silicified.  Nod-
ules of black chert are present in the limestone as well as in
the marlstone beds. The marlstone beds are up to 5 cm thick

and  usually  laminated.  Thicker  beds  can  contain  limestone
nodules. Fragmented terrestrial plant remains also occur.

Interval  D:  This  interval  measures  11.5 m  in  thickness.

The  clay  content  is  markedly  reduced  and  medium—thick
beds predominate again. Some micritic to microsparitic bio-
turbated  limestone  beds  in  the  lower  part  are  amalgamated.
The  bedding-plane  boundaries  are  sharp,  wavy  or  straight.
The  limestones  are  texturally  mudstones  to  wackestones.
Strongly recrystallized green algal thalli and normal grading
are  visible.  The  rest  of  this  interval  contains  light  grey  do-
losparites and dark grey dolomicrosparites. Parallel, cross or
convolute laminations can be found, especially in the latter.
The dolomites also contain chert nodules. An internal amal-
gamation of the individual beds becomes more prominent to-
wards the top of this interval.

Interval E: In this 11.5 m thick interval, limestones begin to

predominate  again,  although  the  bed  thickness  remains  the
same. A lateral transition from limestone to coarse-grained do-
lomite was observed in one bed. The limestones are texturally
mudstones  or  wackestones.  The  bed  boundaries  are  sharp,
straight or wavy, and sometimes dolomitized. Beds are inter-
nally  amalgamated,  sometimes  with  clayey  laminae.  Most
limestone  beds  contain  chert  nodules.  Normal  and  inverse
grading,  parallel,  cross,  and  convolute  laminations  are  com-
mon  (Fig. 7.4).  Possible  ripples  were  observed  in  the  upper
part of one bed. Load-casts and “sand”-balls were also found.
A  geopetal  structure  was  observed  in  an  unidentified  fossil
remnant with a circular cross-section (perhaps green algae).

Interval F: This interval consists of 13 m of very thick and

massive,  up  to  4 m  thick,  clast-supported  breccia  beds
(Fig. 3).  The  bedding  planes  are  sharp  and  irregular.  Along
with loose mosaics of chert clasts there are dolomite intrac-
lasts with clearly visible parallel and cross-laminations. The
dolomite clasts are abundant, especially near the base of the
breccia beds (Fig. 7.5). They are oriented approximately par-
allel to the lower boundaries and locally imbricated.

Fig. 4. Summarized characteristics of the individual Intervals distinguished in the “Bača Dolomite” from the Mt Slatnik section. See text
for more detailed descriptions.

background image



Interval  G:  Interval  F  is  followed  by  some  medium-thick

coarse-grained  dolomite  beds  with  chert  nodules,  then  by  a
20 m thick succession of medium- to thick-bedded coarse dolo-
mites  without  chert,  with  only  one  massive  dolomite  bed  and
two limestone packages. The lower one consists of thin and me-
dium—thick beds of a marly pink-grey micritic limestone with a
hardly  distinguishable  amalgamation.  Parallel  and  convolute
laminations are visible, as well as a strong stylolitization. The
upper  limestone  package  consists  of  a  few  medium  to  thick
beds with parallel lamination. Amalgamations are pronounced
near the lower and upper bed boundaries.

Interval H: This interval is 17 m thick. Chert nodules are

common. The succession consists of medium- to thick-bed-
ded  coarse  dolomites  with  chert,  and  a  single  massive  bed.
Elliptical nodules of white, red or black chert are mostly lo-
cated near the lower bed boundaries.

Interval I: The following 47 m are dominated by medium-

bedded, light grey coarse dolomites. The limestone packages
are  subordinate,  and  there  are  a  few  massive  (up  to  520 cm
thick)  dolomite  beds.  Dolomite  beds  have  sharp  boundaries,
mostly flat, but in some cases convex downwards. Some beds
contain markedly more porous bands with straight boundaries,
up to 10 cm thick, laterally discontinuous and with a slightly
steeper dip. Within the beds normal grading and parallel lami-
nation  were  recognized.  Limestone  beds  contain  more  sedi-
mentary  structures.  Parallel  lamination  was  observed,  which
passed upwards into a convolute lamination, followed by few
deformed  clayey  laminae.  Parallel  lamination  and  inverse
grading  followed  on  top.    The  limestones  have  packstone  or
wackestone  textures.  The  individual  beds  are  amalgamated.
Some are dolomitized near the upper or lower boundaries.

Interval J: This interval is separated from the rest of the in-

vestigated  section  by  a  minor  fault  (presumably  without  a

noteworthy  displacement  (Rožič,  pers.  comm.)).  It  starts
with a few thin limestone beds, some of them dolomitized in
the  lower  part,  with  mudstone  to  packstone  textures.  Some
of  them  exhibit  cross-lamination  and  bioturbations  (Diplo-
).  Juvenile  ammonites  were  also  found.  Dolomiti-
zation obviously took place from the bed boundaries towards
the interior of the beds, sometimes extending only to the first
stylolite (Fig. 7.6).

A  massive  dolomite  bed  follows,  then  two  thicker  beds  of

limestone, strongly stylolized. Small (1 cm thick) lenses with
a  packstone  texture  and  a  normal  grading  occur  within  the
wackestones. The wackestones are typified by a parallel, cross
or convolute lamination, dolomitized at the upper boundary. A
single, seemingly massive (540 cm), bed follows, but different
textures (10 to 100 cm thick packstone and wackestone hori-
zons, separated by pronounced stylolites) indicate several dep-
ositional events, in a short time, with the sediment from each
being compressed together during compaction (i.e. pounded).
Parallel, cross-lamination and normal grading are visible. An-
other  compacted  bed  follows,  but  with  individual  beds  more
clearly  separated  into  10—15 cm  thick  parts  with  wackestone
and packstone textures.

Amalgamated  medium—thick  beds  of  dolomite,  an  amal-

gamated  “massive”  limestone  bed  and  a  massive  (perhaps
pounded thinner beds) dolomite bed follow. The uppermost
part of the investigated section consists of medium—thick do-
lomite beds and some limestone (mudstone) beds.

Microfacies analyses

Eight  microfacies  types  (MF)  were  distinguished  (Fig. 5):

MF 1  (calcilutite),  MF 2  (pelagic  bivalve-radiolarian  float-
stone/wackestone to rudstone/packstone), MF 3 (dolomitized

Fig. 5. Summarized characteristics of the recognized microfacies (MF) types. Comparison with the Standard Microfacies Types (SMT) af-
ter Flügel (2004) is given in the last column.

background image



mudstone) with three sub-types, MF 3-LamD (laminated brec-
cia  mudstone  matrix),  MF 3-LamB  (laminated  mudstone  of
bedded  dolomites)  and  MF 3-Mix  (mixed  mudstone),  MF 4
(bioturbated radiolarian-spiculite wackestone), MF 5 (fine pe-
loidal-bioclastic  packstone),  MF 6  (very  fine  peloidal  pack-
stone),  MF 7  (bioclastic  wackestone)  and  MF 8  (crystalline
dolomite).  Two  of  these,  namely  MF 3  and  MF 8,  represent
completely  dolomitized  samples.  Accordingly,  their  primary
sedimentary textures are not preserved and their interpretation
is therefore speculative. The composition of the rest of the MF
types is summarized in Fig. 6.

MF 1 (calcilutite) (Fig. 8.1)

Characterization:  Laminated  calcilutite  with  rare  echino-

derm remains.

Components: Echinoderm remains (5 %).
Detailed  description:  The  MF  1  was  found  in  the  upper,

non-dolomitized, limestone microspar part of a 12 cm thick
bed of marly dolomite with chert nodules in Interval B. The
lower part of the same bed is dolomitized and included in the
MF  3-LamD.  The  MF 1  was  also  found  in  a  thin  limestone
bed  in  the  lower  part  of  Interval J  (Fig. 3).  The  micritic
matrix is finely laminated. Echinoderm grains have syntaxial
overgrowths (neomorphic spar).

MF 2 (pelagic bivalve-radiolarian floatstone/wackestone

to rudstone/packstone) (Fig. 8.3)

Characterization:  Alternations  (less  than  5 mm  spacing)

of  floatstones/wackestones  with  rare  thin-shelled  bivalves
and radiolarians and bivalve coquinas (rudstones/packstones
or boundstones).

Components:  Juvenile  thin-shelled  bivalves  and  radiolarians

are the main constituents. The bivalves (5—40 %, average 25 %
of an area) form up to 0.5 cm thick coquinas or are dispersed in
the  micritic  matrix.  Their  valves  are  up  to  5 mm  long  but  in
some  horizons  they  are  smaller  than  500 µm  (wackestone  and
packstone). Valves are connected or separated. They are slightly
curved,  with  smooth  or  costate  convex  sides.  The  inner  struc-
ture of the valves is occasionally preserved, with a thicker inner
prismatic layer composed of slightly curved calcite columns. In
other cases the shells are silicified and consist of microcrystal-
line  quartz  (subangular  grains,  up  to  7 µm  in  diameter,  some-
times elongated, with the longer axis perpendicular to the rim of
the valve) or fibrous chalcedony (in larger voids).

Around  100  (up  to  500)  µm  large  spheres,  completely

filled  by  microcrystalline  quartz  or  calcite  spar  were  inter-
preted  as  radiolarians  (1—30 %,  on  average  10 %).  Simple
spines were observed in a few cases.

Peloids (1—15, on average 5 %), intraclasts, small benthic

foraminifers (nodosariids), echinoderm fragments and small
ostracods  are  subordinate.  The  peloids  are  well  sorted,
rounded  to  subangular,  up  to  180 µm  in  size.  Larger  intra-
clasts consist of micritic matrix with radiolarians and sponge
spicules/radiolarian spines.

The  micritic  matrix,  on  average,  represents  60 %  (locally

up to 98 %, but sometimes less than 40 %) of the area.

Detailed  description:  The  MF 2  was  recognized  in

Interval C  in  thin-bedded  black  limestones  with  chert
nodules, intercalated with marlstones (Fig. 3; Fig. 7.3). Due
to  the  alternation  of  floatstone/wackestone  and  rudstone/
packstone  textures,  this  microfacies  is  heterogeneous.  The
transition from the bivalve dominated rudstone/packstone to
the  bivalve-radiolarian  floatstone/wackestone  is  sharp,  but
the rudstone/packstone sometimes passes into the floatstone/
wackestone more gradually, probably due to a bioturbation.

The  MF 2  has  a  distinctly  laminated  appearance  also  be-

cause of the horizontally oriented bivalve valves, which are
oriented with their convex sides up or down. Among the rare
foraminifers,  lagenids  and Variostoma  sp.  were  recognized.
The former species is present in the coquina layers, while the
latter  occurs  directly  beneath  the  coquina  and  in  the  float-
stone/wackestone lamina.

Some horizons are clearly bioturbated, with valves pushed

aside  and  oblique  to  the  bedding  plane.  Shelter  porosity  was
often  present  beneath  the  valves,  later  filled  with  a  spar
(Fig. 8.3). Silicification is restricted to very narrow horizons,
but does not seem to be related to the proportion of radiolari-
ans in thin-section. Calcitic and silicified laminae thus appear
close together. Small stylolites and dissolution seams are par-
allel or oblique to the bedding. Small euhedral crystals of do-
lomite usually occur in small quantities (less than 1 %), with
rare exceptions of almost totally dolomitized horizons. An en-
hanced  dolomitization  was  observed  among  and  along  stylo-
lites, while the silicification seems to avoid dissolution seams.

Remarks:  The  MF 2  corresponds  to  the  SMF 3-Fil  (“Thin-

shelled  pelagic  bivalve  (‘filaments’)  wackestone”)  of  Flügel
(2004). The coquina horizons might represent periodic blooms
of pelagic bivalves (note that the bivalves are juvenile), alter-
nating with periods of only background deposition of hemipe-
lagic  mud  and  radiolarians.  The  latter  are  also  present  in  the

Fig. 6. Relative proportions of constituents in the distinguished MF
types (MF 3 and 8 are not shown, as no constituents could be distin-
guished due to the late-stage dolomitization).

background image



Fig. 7. 1 – View of part of the Mt Slatnik section. Bedded dolomites with chert nodules of the “Bača Dolomite”. 2 – A channel (scour)
structure in the “Bača Dolomite”. 3 – Intercalations of marlstone, marly limestone and thin-bedded limestone with chert nodules. Lime-
stone beds are rich in small thin-shelled bivalves (MF 2). 4 – A limestone bed with numerous sedimentary structures, including parallel
lamination (P), load-casts (black arrow-head) and normal grading (N). Several closely-spaced depositional events are possible. Larger bio-
clasts (white arrow head) near the upper bedding plane probably settled late from suspension due to a larger buoyancy. 5 – Clast-supported
debris  flow  breccias.  Clasts  are  angular  cherts  (C)  and  laminated  fine-grained  dolomites  (intraclasts;  I).  6  –  Late-stage  dolomitization,
advancing from the upper bedding-plane towards the interior of the limestone bed, but mostly stopped by the stylolite.

background image



Fig. 8.  1  –  A  thin-section  of  MF 1  (calcilutite).  Scale  bar  is  5 mm.  2  –  A  thin-section  of  laminated  dolomite  from  the  breccia  matrix
(MF 3-LamB). Sedimentary structures are mostly visible, while textures are completely obliterated by dolomitization. Scale bar is 5 mm.
3 – The pelagic bivalve-radiolarian rudstone (MF 2). The shelter-type umbrella porosity is developed beneath valves. Radiolarians are calci-
fied. Scale bar is 1 mm. 4 – Radiolarian-spiculite wackestone (MF 4). A calcified radiolarian with simple spines is in the centre. Scale
bar is 200 µm. 5 – Fine peloidal-bioclastic packstone (MF 5) with a micritic matrix partly winnowed away. Peloids (P), green algal genicula
(G), small foraminifers (F), echinoderm fragments (E) and ostracod valve (O) can be seen. Note the point contacts between the grains (arrow
head) and the slight imbrications towards the right. Part of a large intraclast (MF 4) is visible at the bottom (I). Scale bar is 1 mm. 6 – Very
fine peloidal packstone (MF 6) with a micritic matrix partly winnowed away (perhaps recrystallized). Note the imbrications towards the right.
Scale bar is 200 µm. 7 – Bioclastic wackestone (MF 7) of the transitional character, having large allochthonous particles (mostly echinoderm
fragments; E) admixed with pelagic biota (in this case thin-shelled bivalves; B). Scale bar is 500 µm. 8 – Late-stage dolomite of MF 8. No
sedimentary structures and textures are preserved. Scale bar is 200 µm.

background image



coquina layers, indicating that the (hemi)pelagic settling also
took place during the bivalve blooms. An alternative explana-
tion would be the presence of weak bottom currents, also indi-
cated  by  the  parallel  orientation  of  the  valves  and  the
somewhat  lens-shaped  accumulations.  Alternatively,  the  bi-
valve shells, as well as some radiolarians, could be accumulated
by storm waves, but no evidence (for example no hummocky
cross-stratification) for the latter has been found. The presence
of bottom currents, supplying oxygen to the sea bottom, could
also be indicated by intense burrowing.

Stylolites  and  dissolution  seams  that  are  parallel  to  the

bedding-plane  are  compactional  in  nature,  whereas  oblique
ones  are  tectonically  induced.  The  majority  of  peloids  are
probably micritized clasts or rip-up clasts (intraclasts).

The SMF 3 indicates a basin or an open deep-sea environ-

ment (Flügel 2004).

MF 3 (dolomitized mudstone)

Three submicrofacies types, which were greatly obliterat-

ed  by  dolomitization,  are  joined  in  microfacies  type  MF 3.
Sedimentary textures in MF 3 can no longer be recognized,
but unlike in MF 8, the structures are still visible. Submicro-
facies  MF 3-LamB  and  MF 3-LamD  are  virtually  indistin-
guishable in thin-sections. However, they are kept separated
as they occur in markedly different types of beds (namely in
different  facies).  All  subtypes  of  MF 3  probably  represent
autochthonous deep-water deposits which were in the case of
the MF 3-LamB deformed soon after deposition (i.e. prior to
total lithification, but after the formation of chert nodules, as
these are brecciated).

Submicrofacies MF 3-LamB (laminated mudstone breccia

matrix)  (Fig. 8.2)  and  MF 3-LamD  (laminated  mudstone  of
bedded dolomites)

Characterization:  Completely  dolomitized  microfacies

with recognizable (mostly parallel) lamination.

Components: No primary constituents were preserved.
Detailed description: The MF 3-LamB was found in the ma-

trix of the massive breccias in Interval A, whilst MF 3-LamD
was  encountered  in  the  thin-bedded  marly  dolomite  of
Intervals B and J. It was also found in the dolomitized part of a
thin bed with MF 1 in its upper, limestone part. The lamination
is parallel or oblique to the bedding and is caused by differences
in size of the dolomite crystals, as well as by lenses and bands
(laminae) enriched in organic matter. Calcite veins are some-
times inserted in laminae partings. The dolomite crystals are
subhedral and closely linked together. Three size-classes were
recognized:  15—20 µm,  35 µm  and  55—70 µm.  Most  of  the
crystals have brown-stained cores. Stylolites are present.

Remarks:  The  MF 3-LamB  could  represent  a  dolomitized

equivalent  of  the  SMF 1  (“Spiculite  wackestone  or  pack-
stone, often with a calcisiltite matrix”) of Flügel (2004).

Submicrofacies MF 3-Mix (mixed mudstone)

Characterization:  A  completely  dolomitized  microfacies

with a mixed appearance, most probably due to a bioturbation.

Components:  Not  preserved,  with  the  rare  exception  of

echinoderm remains.

Detailed  description:  The  subtype  MF 3-Mix  appears  in

some  thin-  and  medium-bedded  dolomite  and  marly  dolo-
mite beds. In one example, MF 3-Mix was in sharp contact
with  MF 5.  As  in  MF 3-Lam,  different  sizes  of  dolomite
crystals  allowed  recognition  of  probable  bioturbations  in
hand  specimens.  Convolute  lamination  cannot  be  excluded.
Subhedral dolomite crystals measure 15 µm, 35 µm, 50—60 µm
and 90 µm in diameter. Stylolites are present.

Remarks: Caution also regards this MF type. However, it is

possible,  that  the  MF 3-Mix  corresponds  to  Flügel’s  (2004)
SMF 1-Burrowed  (“Burrowed  bioclastic  wackestone  with
abundant  fine  pelagic  and  benthic  biodetritus”).  Bioturbation
would indicate an oxygenated bottom. The SMF 1-Burrowed
occurs in basin, open-sea shelf and outer-ramp environment
(Flügel 2004).

MF 4  (bioturbated  radiolarian-spiculite  wackestone)

(Fig. 8.4)

Characterization:  Wackestone  with  radiolarians,  sponge

spicules  and  rare  thin-shelled  bivalves,  with  an  admixture  of
allochthonous  material,  mostly  echinoderms.  Bioturbations
are common.

Components: The MF 4 is characterized by a large propor-

tion of micritic matrix (85—90 %), relatively numerous radio-
larians  (4—7 %)  and  sponge  spicules  (0.5—3 %).  The
radiolarians are calcified and 90—290 µm in diameter. Other
components include angular, 50 µm large peloids (3 %), sub-
angular,  160 µm  large  intraclasts,  echinoderm  remains
(7 %),  thin-shelled  bivalves,  sparitic  shell  (bivalves)  and
brachiopod fragments, and foraminifers.

Detailed  description:  The  MF 4  often  occurs  in  association

with MF 5 and the MF 6 in thin- or medium-bedded limestones
with a parallel lamination and a gradation in Intervals C, E, G
and J. When overlain by MF 5 or 6, the boundary is erosional.
The  boundaries  are  sometimes  stylolized.  The  MF 4  is  often
bioturbated. Locally, lenses of MF 6 are present and sometimes
an imbrication occurs. A weakly expressed parallel lamination
is  occasionally  visible.  Foraminifers  Duotaxis  nanus  (Kristan-
Tollmann),  trochamminids,  Lenticulina  sp.  and  Dentalina  sp.
were recognized.

An intraparticle cement includes blocky, sometimes mosa-

ic, spar.

Remarks:  The  MF 4  corresponds  to  the  SMF 1-Burrowed

of  Flügel  (2004).  The  mixing  of  autochthonous  and  alloch-
thonous  material  might  be  the  result  of  bioturbation  and/or
weak current activity (as indicated by the lenses of MF 6 and
local imbrications). The bioturbation points towards an oxy-
genated bottom and relatively slow sedimentation.

MF 5 (fine peloidal-bioclastic packstone) (Fig. 8.5)

Characterization: Fine peloidal-bioclastic packstone, locally

with large intraclasts (floatstone), commonly graded and imbri-
cated. A micritic matrix is in places winnowed or recrystallized.

Components:  Up  to  20 µm  large  intraclasts,  which  repre-

sent  25 %  of  the  thin-section  area  are  characteristic  of  this

background image



MF  type.  They  are  often  limited  to  the  basal  part  of  MF 5
and  closely  resemble  the  other  MF  types,  namely  MF 1,
MF 4, MF 6 or dolomitized micritic clasts.

The  majority  of  the  volume  is  occupied  by  a  fine  (mean

size 125—250 µm) peloidal-bioclastic packstone. It consists of
40—50 % of matrix, 25—52 (average 40 %) of peloids, 1—5 %
(3 %) of echinoderms, 1—8 % (3.5 %) of recrystallized shell
fragments (molluscs), 1 % of foraminifers and 1 % of spheru-
lites.  Intraclasts,  ostracods  and  brachiopod  fragments  each
represent 0.5 % of the grains, while microgastropods, green
algae,  sponge  fragments  and  calcimicrobe  ?Cayeuxia  are
rarely  found.  The  peloids  are  40—450 µm  large  (mean  size
250 µm),  well  sorted  and  rounded  or  subrounded.  The  bio-
clasts  commonly  have  micritic  envelopes  and  abraded
(rounded) edges. The spherulites are most probably radiaxial
ooids, up to 700 µm large, but mostly smaller than 200 µm.
Some concentric laminae are visible.

Detailed  description:  The  MF 5  was  recognized  in

Intervals C, E, G, I and J in black, amalgamated, thin, medi-
um  and  in  one  case  thick-bedded  limestone,  whose  lower
part  was  completely  dolomitized.  It  is  closely  associated
with MF 4 (MF 5 overlies MF 4 with a sharp, erosional con-
tact), MF 6 (MF 5 is below MF 6; the contact with MF 6 is
sharp, but probably not erosional) and MF 7 (MF 5 gradually
passes into MF 7). Intraclasts are most often directly derived
from the underlying MF 4 and represent the largest particles,
being in sharp contrast to the rest of the sediment as the latter
is  very  well  sorted.  Normal  grading,  imbrication  and  geo-
petal  textures  are  most  common,  while  inverse  grading  is
rare.  Shelter  porosity  was  later  filled  by  cement.  Several
normally-graded  horizons  up  to  1 cm  thick  may  follow  one
another, or exchange with MF 6. Grains are in point or line
contacts. In the latter case, fragmentation of elongated grains
(namely brachiopod shells) is observed.

Several  foraminiferal  taxa  were  recognized,  among  them

Galeanella panticae Zaninetti & Brönnimann in Brönnimann,
Cadet,  Ricou  &  Zaninetti,  Galeanella  tollmanni  Kristan,
Palaeolituonella meridionalis (Luperto), Endotriada tyrrhenica
Vachard,  Martini,  Rettori  &  Zaninetti,  Planiinvoluta  deflexa
Leischner, Tolypammina sp. and Duostominidae.

Syntaxial  overgrowth  cement  is  common  around  echino-

derm  fragments  and  intraskeletal  spaces  are  filled  with
blocky calcite. Where micrite is winnowed, grains are lined
with isopachous rims of equant calcite and the intergranular
spaces  are  filled  with  blocky  spar,  sometimes  dolospar.  A
microquartz locally replaces parts of the matrix (small patch-
es, bands). Euhedral dolomite crystals are locally abundant.
Some  bioclasts,  especially  the  central  parts  of  echinoderm
plates and shells, are silicified. When present, stylolitization
is strong, with an amplitude of several centimeters, bringing
MF 5 into sharp, sutured contact with MF 4 and MF 6.

Remarks: Both MF 5 and MF 6 have a packstone texture, al-

though  the  micritic  matrix  is  partly  winnowed  and  the  pores
are  filled  by  orthospar  or  recrystallized  into  pseudospar.  The
distinction between MF 5 and MF 6 is based on grain size.

The MF 5 corresponds to the SMF 4 (“Microbreccia, bio-

clastic-lithoclastic packstone or rudstone”) of Flügel (2004).

Arenaceous allochems in MF 5 are of a shallow-water ori-

gin,  probably  derived  from  an  adjacent  carbonate  platform.

Sponges, ?Cayeuxia and some foraminifers in particular (for
example,  Galeanella  and  Planiinvoluta)  indicate  the  coeval
existence  of  a  reef.  Several  reefs  are  indeed  known  to  have
rimmed  the  Julian  Carbonate  Platform  (Buser  et  al.  1982;
Turnšek  &  Buser  1991).  Intraclasts,  on  the  contrary,  origi-
nate  very  close  to  the  place  of  final  deposition.  A  longer
transport path of the sandy material is indicated by its sorting
as well. Micritic envelopes, fragmentation and abrasion indi-
cate a pre-reworking taphonomic history for these particles.

Normal grading, the occurrence in laminae (sometimes in

several successive events) and small grain size correspond to
very distal turbidity current deposits (Tucker 2001). The im-
brications  and  the  winnowed  micritic  matrix  also  point  to-
wards  some  kind  of  current  control  (Watts  1987).  The
inversely-graded  horizons  may  be  interpreted  as  modified
grain-flow deposits (Watts 1987).

The  SMF 4  occurs  in  basinal  and  toe-of-slope  settings

(Flügel 2004).

MF 6 (very fine peloidal packstone) (Fig. 8.6)

Characterization:  Very  fine,  well-sorted  peloidal  pack-

stone. The micritic matrix is winnowed in places.

Components: Grains represent 50 % of the area and are domi-

nated  by  peloids  (40 %).  These  probably  include  peletoids,  as
well  as  true  faecal  pellets.  Their  average  size  is  70—90 µm.
Other  constituents  are  subordinate:  echinoderms  (3 %),  neo-
morphically  altered  shell  fragments  with  micritic  envelopes
(4 %), foraminifers, ooids and ostracods (each 1 %), very rare
intraclasts, brachiopods and gastropods.

Detailed  description:  The  MF 6  is  mainly  found  in  thin-

and  medium-bedded,  often  amalgamated,  occasionally  par-
tially dolomitized limestones in Intervals C, E, G, I and J. It
is in a sharp, planar contact with MF 4 or MF 5. It can also
appear as small lenses in MF 4. Inverse and normal grading
is visible, as well as imbrication. Peloids are well sorted and
in a point-contact. Some bioclasts have been silicified. Pores
are filled with syntaxial and blocky spar.

Remarks:  The  MF 6  corresponds  to  the  SMF 4  of  Flügel

(2004).  It  is  interpreted  as  a  distal  turbidity  deposit,  finer-
grained  than  MF 5.  The  erosive  potential  was  weaker  than
that of MF 5, thus no rip-up clasts (intraclasts) were incorpo-
rated in the flow. Lenses of MF 6 in MF 4 could indicate re-
deposited material via bottom currents or bioturbation.

MF 7 (bioclastic wackestone) (Fig. 8.7)

Characterization: Wackestone with mixed shallow and deep-

water (radiolarians, spicules, thin-shelled bivalve) fossils.

Components: The micritic matrix represents 70—80 % of the

area.  Grains  are  thin-shelled  bivalves  (7 %),  peloids  (11 %),
echinoderms  (4.5 %),  neomorphically  replaced  shell  frag-
ments (1.5 %), foraminifers (0.5 %), brachiopods (0.5 %), ra-
diolarians,  spicules  and  spherulites  (ooids).  Echinoderm
grains are the largest.

Detailed description: The MF 7 was found in Intervals C,

E, G, I and J. It often lies above MF 5 and MF 6. The transi-
tion  from  these  two  MF  types  is  gradual,  marked  by  an  in-
crease in the matrix proportion, larger but fewer grains, and

background image



the  presence  of  pelagic  fauna.  A  bioturbation  is  sometimes
visible, occasionally reaching into the underlying MF types.

Remarks: The MF 7 represents the transition from alloch-

thonous (MF 5, 6) to autochthonous deposition. The rate of
allochthonous deposition decreased and background hemipe-
lagic sedimentation took over, allowing benthos to populate
the sea bottom after disturbance by turbidites (MF 5, 6).

MF 8 (crystalline dolomite) (Fig. 8.8)

Completely dolomitized samples without preserved struc-

tures and textures were classified into this microfacies type.
It was found in Intervals B, D, G and I. Three types of dolo-
mite crystals were distinguished: 1) planar-euhedral, brown-
stained  crystals;  2)  subhedral  crystals  with  polymodal  size
distribution and 3) anhedral, vug-filling dolomite.

The  planar-euhedral  dolomite  crystals  were  probably  the

first  to  form.  They  are  rhomb-shaped,  with  straight,  planar
boundaries and brown-stained due to an increased Fe content.
The crystals are not in contact with each other and are either
rare or abundant. They are always included in the cores of the
dolomite crystals of the second generation, namely in the pla-
nar-subhedral  dolomite  crystals.  These  are  predominant,  in
close  contact  and  completely  obscure  primary  sedimentary
structures.  Very  few  ghosts  of  echinoderms  are  found.  Crys-
tals display a polymodal size distribution, with the main size
classes  of  35 µm,  50 µm,  90 µm  and  180 µm.  When  facing
pores (vugs), crystal faces are well developed. Banding in out-
er parts is sometimes visible in such cases, probably as the re-
sult of the evolving composition of pore fluid.

The separation of the first and the second generations of do-

lomite is based on the following arguments: not all subhedral
crystals  contain  euhedral  cores;  euhedral  cores  (first  genera-
tion  dolomite)  have  abundant  inclusions  of  previous  carbon-
ate, while these are rare in clear, subhedral crystals and in rare
cases  subhedral  crystals  are  poikilotopic,  that  is  they  include
several  brown  rhombic  euhedral  crystals  of  the  first  genera-
tion. The third generation of dolomite is rarely present in the
form of anhedral crystals filling rare vugs. The presence of at
least  three  generations  of  dolomite  was  recently  confirmed
using cathodoluminescence, but more data is needed.

Several  phases  of  silification  are  also  present.  The  first

phase is characterized by the formation of chert nodules and
the  silica-replacement  of  some  fossils  penecontemporane-
ously with the first dolomite generation. The second phase is
of a late-stage origin, filling voids after the second and possi-
bly the third generation of dolomite.


Sedimentary  evolution  of  the  Slovenian  Basin  during  the

The observed MF types are strikingly similar to the associ-

ation  from  the  Middle  Triassic  of  the  Dolomites,  Italy  (in
Flügel  2004).  Unit A1  (“basal  lithobioclastic  grainstone”)
corresponds to MF 5 and is interpreted as a proximal calci-
turbidite.  Unit A2  (“admixture  of  pelagic  biota  and  echino-

derms”)  and/or  Unit D2  (“alternation  of  platform-derived
material  and  pelagic  grains”)  correspond  to  MF 7.  Unit B
(“radiolaria  packstone  with  bioturbations”)  is  equivalent  to
MF 4, while Unit C (“lithobioclastic packstone” with small-
er  and  better  sorted  clasts  than  in  Unit A)  corresponds  to
MF 6.  Unit D1  (“coquina  floatstone”)  can  be  considered  a
bioturbated version of MF 2.

Thin-sections  of  the  matrix  of  the  lower  breccias

(Interval A) belong to MF 3-LamB. Chert nodules are brec-
ciated  (brittle  deformation),  as  they  were  lithified  prior  to
displacement,  while  the  laminae  of  the  matrix  are  only  dis-
torted (plastic deformation), thus the sediment was not com-
pletely lithified. The fitting of the chert clasts (mosaic chert)
and  the  preserved  lamination  of  the  matrix  indicate  a  rela-
tively minor internal deformation of the sediment and a very
short  transport.  Accordingly,  the  breccias  may  have  been
formed  via  slides  (only  minor  internal  deformations)  or
slumps (internally deformed), which had not yet progressed
into  debris  flows  (see  Stow  et  al.  1996).  Nebelsick  et  al.
(2001)  noticed  slightly  inclined,  fine-bedding  towards  the
top of some of the debrites in the Oligocene of Austria, simi-
lar  to  oblique-to-bedding  laminae  at  the  top  of  one  of  the
breccia beds in the Mt Slatnik section.

The bedded dolomite above the breccias (Interval B), dis-

playing MF 3-LamD microfacies, possibly represents an un-
disturbed,  stable  sea-floor  sediment,  perhaps  due  to  abated
tectonic activity or simply to a deeper depositional environ-
ment.  The  fine  lamination  suggests  oxygen-depleted  condi-
tions  (Haas  2002),  distal  turbidites  or  (more  likely)  weak
bottom currents.

The MF 2 is found only in limestones of Interval C. These

sediments were probably deposited in a quieter environment,
sporadically  disturbed  by  distal  turbidites  (MF 5,  6,  7).  A
similar alternation of hemipelagic limestones and marlstones
was  recorded  by  Watts  (1987).  Siliciclastic  intervals  might
represent  periods  of  reduced  carbonate  sedimentation,  in-
creased carbonate dissolution or increased influx of terrige-
nous mud (Watts 1987). According to plant remains, the last
explanation  seems  the  most  likely  in  our  case.  Calcareous
mud with pelagic bivalves and radiolarians (MF 2) thus rep-
resents  background  sedimentation,  occasionally  punctuated
by  turbidite  deposition  and  increased  river  runoff.  An  en-
hanced terrigenous influx might indicate a period of a more
humid and seasonal (monsoonal) climate (Watts 1987).

The next few meters (Interval D) are made up of medium-

and thin-bedded cherty dolomite beds characterized by MF 3.
Virtually  absent  turbidite  deposits  and  a  predominance  of
thin-bedded dolomites with chert might indicate deposition on
a basin plain. The limestone beds of Interval E contain MF 4,
5, 6 and 7, indicating enhanced turbidite deposition. The final
slope progradation is marked by the second breccias interval
(Interval F).  Because  the  matrix  is  still  laminated,  the  term
slump would be the most appropriate. The intraclasts are an-
gular, yet often plastically deformed and were not completely
lithified. The depositional basin started to progressively deep-
en  for  the  second  time.  The  predominant  turbidity  deposits
(MF type 6),  interfingering  with  the  autochthonous  hemipe-
lagic sediments (MF 4, transitional MF 7 in Interval G), grad-
ually  progressed  into  the  cherty  bedded-dolomites  with

background image



microfacies  type  MF 3  of  Interval H.  The  predomination  of
subtype  MF 3-Mix  indicates  oxygenated  sea-floor.  The  ap-
pearance of MF 5 and 6, interfingering with the autochthonous
deposits  (MF 3-Mix,  4,  7),  marks  a  new  progradation  phase
(Intervals I and J). Some of the turbidite sediments were re-de-
posited  by  grain  flows,  as  indicated  by  the  thin  bands  with
straight boundaries (around 205


 m in Fig. 3). The deposition-

al system became shallower, with the “Bača Dolomite” pass-
ing  upwards  into  the  Slatnik  Formation,  which  contains
thicker and coarser-grained limestone beds.

Depositional environment

No transitional zone between the Slovenian Basin and the

Julian  Carbonate  Platform  has  been  found  so  far  for  the
Upper Triassic, but Rožič & Šmuc (2006, 2009) have recog-
nized  such  a  zone  for  the  Jurassic  sediments  in  the  neigh-
bouring  tectonic  block,  showing  no  by-pass  zone.  The
observed MF association fits into the Facies Zone 1 (“Deep
sea or cratonic deep-water basin”) of Flügel’s (2004) rimmed
carbonate slope apron model.

Two  facies  shifts  (retrogressive-progressive  cycles)  were

recognized:  from  the  inner  apron  with  the  mud-supported
debris flow breccias (“Facies F”), into the turbidite-dominat-
ed  (“Facies D”)  outer  apron,  and  in  turn  to  the  basin  plain
with  the  distal  turbidites  (“Facies D”)  interbedded  with  the
peri-platform  or  pelagic  oozes  (“Facies G”),  then  back  in
reverse order to finish each cycle.

A similar interpretation has been offered for the Upper Tri-

assic Hármashatár-hegy Basin in the Buda Hills of Hungary,
with  proximal  toe-of-slope  (breccias),  distal  toe-of-slope
(fine-grained  wackestones  and  turbidites),  oxygen-depleted
basin (laminated carbonates and marlstones) and oxygenated
basin (peloidal wackestones, sponge-spicule, radiolarian and
bioturbated wackstones-packstones) settings (Haas 2002).

Several previously mentioned depositional features, namely

imbrication,  the  alignment  of  pelagic  bivalve  shells  and  spi-
cules, the occasionally observed cross-lamination and ripples,
bioturbation and the lack of a micritic matrix due to winnow-
ing, point towards occasionally present weak bottom currents.
The  Dachstein-type  reef-rims  around  neighbouring  platforms
(Buser  et  al.  1982;  Turnšek  &  Buser  1991)  also  imply  good
water  circulation  (Iannace  &  Zamparelli  2002).  The  above
mentioned  data,  as  well  as  the  long-term  existence  of  the
Slovenian Basin are in contrast to the shallower, more restrict-
ed intraplatform basins (see for example Cozzi & Podda 1998;
Iannece & Zamparelli 2002; Tomašových 2004).

Recognition of the regular variations in the input material,

namely  in  the  redeposited  grains  of  calciturbidites,  as  was
done by Reijmer et al. (1991), is probably not possible due to
dolomitization  of  most  beds,  but  a  strong  predominance  of
reef-derived  foraminifers  (see  Senowbari-Daryan  1980;
Wurm 1982; Kuss 1983; Martini et al. 2009) in some of the
studied samples suggests that such variations do exist.

The “Bača Dolomite” compared to the Slatnik Formation

At the type locality (Mt Kobla; Fig. 1C) the Slatnik Forma-

tion consists of a finer-grained lower part (predominantly mi-

critic  limestones  and  turbidites)  and  a  coarser-grained  upper
part  (limestone  conglomerates,  calcarenites  and  hemipelagic
limestones)  (Rožič  2006).  At  Mt  Slatnik,  following  the  de-
scribed section of the “Bača Dolomite”, the Slatnik Formation
predominantly  consists  of  calcarenites,  pebbly  calcarenites
and clast-supported conglomerates, subordinately hemipelagic
limestones (Rožič et al. 2009). As the lower boundary with the
“Bača Dolomite” is a thrust, some doubt exists as to whether
only  the  upper  part  of  the  Slatnik  Formation  is  preserved.
However,  Rožič  et  al.  (2009)  concluded  that  the  dislocation
along the thrust is minor. In any case, the Slatnik Formation at
Mt Slatnik contains thicker and coarser-grained beds. Deposi-
tion took place on the inner apron, passing to the upper slope
(Rožič et al. 2009), thus in a shallower environment than for
the underlying “Bača Dolomite” (this paper).

Furthermore, within the general trend of the progradation,

three  lower-order  retrogressive-progressive  cycles  were
recognized  in  the  upper  32 m  of  the  “Bača  Dolomite”  and
the  Slatnik  Formation.  Based  on  the  conodonts,  the  first  of
these  cycles  is  of  the  Late  Norian  (middle  Sevatian)  age
(Rožič  et  al.  2009).  Combined  with  the  two  cycles  recog-
nized  in  the  investigated  “Bača  Dolomite”  from  the  same
section,  five  lower-order  cycles  can  be  assumed  for  the
whole Norian-Rhaetian sequence.


The “Bača Dolomite” represents bedded or massive dolo-

mites with chert, deposited in the Slovenian Basin during the
Norian  and  Rhaetian  (Buser  1986)  and  has  been  poorly  in-
vestigated until now. In the Mt Slatnik section, some carbon-
ate  beds  within  the  “Bača  Dolomite”  have  not  been
dolomitized, offering a unique opportunity for research into
its depositional environment.

The following conclusions were reached:
– Eight  microfacies  types  (MF)  were  recognized:  MF 1

(calcilutite),  MF 2  (pelagic  bivalve-radiolarian  floatstone/
wackestone  to  rudstone/packstone),  MF 3  (dolomitized
mudstone)  with  three  sub-types,  MF 3-LamB  (laminated
mudstone breccia matrix), MF 3-LamD (laminated mudstone
of  bedded  dolomites)  and  MF 3-Mix  (mixed  mudstone),
MF 4  (bioturbated  radiolarian-spiculite  wackestone),  MF 5
(fine peloidal-bioclastic packstone), MF 6 (very fine peloidal
packstone), MF 7 (bioclastic wackestone) and MF 8 (crystal-
line dolomite).

– The MF 1, 2, 3, 4 and 7 represent predominantly hemi-

pelagic sediments. The latter two types contain admixed re-
deposited  clasts.  The  MF 5  and  6  formed  via  diluted,
low-density turbidite currents.

– Distribution of the MF types throughout the section cor-

responds to the facies distribution. Together they reflect shifts
in the depositional environment. Two complete retrogressive-
progressive  cycles  were  recognized:  from  a  proximal  slope
apron (massive debris-flow breccias; MF 3-LamD), to a more
distal  slope  apron  (hemipelagic  deposits  –  medium-bedded
cherty  dolomites  or  limestones  of  MF 1,  3-LamD,  4,  7  and
thin-bedded  cherty  coquina  limestones  of  MF 2,  exchanging
with  distal  turbidites  –  thin-  to  medium-bedded  limestones

background image



with or without chert and MF types 5 and 6), to a basin plain
(thin- and medium-bedded dolomites with chert, MF 3-Mix),
followed by the reverse trend.

– The  “Bača  Dolomite”  was  deposited  in  a  more  distal

setting than the overlying Slatnik Formation, thus a general
trend of progradation is proposed.

– Five lower-order retrogressive-progressive cycles were

recognized in the Norian and Rhaetian sediments of the Slo-
venian Basin, two of them being recorded for the first time.

Acknowledgments: This research was financially supported
by a grant from the Slovenian Research Agency. My sincere
thanks  go  to  Dr.  B.  Rožič  from  the  Faculty  of  Natural  Sci-
ences  and  Engineering,  University  of  Ljubljana,  Dr.  D.
Skaberne, Dr. B. Ogorelec and J. Atanackov from the Geo-
logical  Survey  of  Slovenia  for  their  guidance  and  for  their
comments on the draft version of this paper. Special thanks
go to the reviewers, Dr. J. Michalík, Prof. Dr. J. Haas and Dr.
C. Scheibner for their very constructive remarks.


Aubouin  J.  1960:  Essai  sur  l’ensemble  italo-dinarique  et  ses  rap-

ports avec l’arc alpin. Bull. Soc. Geol. France 7, 2, 487—526.

Aubouin  J.  1963:  Essai  sur  la  paléogéographie  post-triasique  et

l’evolution secondaire et tertiaire du versant sud des Alpes ori-
entales  (Alpes  méridionales;  Lombardie  et  Vénétie,  Italie;
Slovénie occidentale, Yougoslavie). Bull. Soc. Géol. France 7,
5, 730—766.

Bosellini A. 2004: The western passive margin of Adria and its car-

bonate  platforms.  In:  Crescenti  U.,  D’Offizi  S.  &  Sacchi  R.
(Eds.): The geology of Italy. Soc. Geol. Ital. Spec. Volfor the
IGC 32 Florence-2004
, Roma, 79—92.

Buser S. 1979: Triassic beds in Slovenia. In: Drobne K. (Ed.): 16th

European  micropaleontological  colloquium,  Zagreb—Bled,  Yu-
goslavia, 8th—16th September 1979. Croatian Geol. Soc., Slove-
nian Geol. Soc.
, Ljubljana, 17—25.

Buser S. 1986: Explanatory book, Sheet Tolmin and Videm (Udine)

L33—64,  L33—63.  Basic  geological  map  of  SFRJ  1 : 100,000.
Zvezni  Geol.  Zavod,  Beograd,  1—103  (in  Slovenian  with  En-
glish summary).

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

platforms and of the intermediate Slovenian Basin (NW Yugo-
slavia). Boll. Soc. Geol. Ital. 40, 313—320.

Buser S. 1996: Geology of Western Slovenia and its paleogeographic

evolution.  In:  Drobne  K.,  Goričan  Š.  &  Kotnik  B.  (Eds.):  The
role  of  impact  processes  and  biological  evolution  of  planet
Earth-International workshop. ZRC Publ., ZRC SAZU, Ljublja-
na, 111—123.

Buser  S.  &  Krivic  K.  1979:  Excursion  M,  Hudajužna  in  the  Bača

Valley – Carnian stage. In: Drobne K. (Ed.): 16th European
micropaleontological  colloquium,  Zagreb—Bled,  Yugoslavia,
8th—16th  September  1979.  Croatian  Geol.  Soc.,  Slovenian
Geol. Soc.
, Ljubljana, 229—232.

Buser S. & Ogorelec B. 2006: Pelagic Jurassic beds from Mt. Kob-

la. In: Režun B., Eržen U., Petrič M. & Gantar I. (Eds.): Book
of abstracts, 2


 Slovenian geological congress. Idrija Mercury

Mine in Closing, Idrija, 42 (in Slovenian).

Buser  S.  &  Ogorelec  B.  2008:  Deep-water  Triassic  and  Jurassic

beds from Mt. Kobla (W Slovenia). Geologija 51, 2, 181—189
(in Slovenian with English summary).

Buser S., Ramovš A. & Turnšek D. 1982: Triadische Riffe in Slo-

wenien. Facies 6, 15—24.

Buser S., Kolar-Jurkovšek T. & Jurkovšek B. 2008: The Slovenian

Basin  during  the  Triassic  in  the  light  of  conodont  data.  Boll.
Soc. Geol. Ital.
 127, 2, 257—263.

Cousin  M.  1970:  Esquisse  géologique  des  confins  italo-yougo-

slaves: leur place dans les Dinaride set les Alpes méridionales.
Bull. Soc. Geol. France 7, 12 (6), 1034—1047.

Cousin M. 1973: Le Sillon Slovene: les formations triasiques, juras-

siques et neocomiennes au Nord-Est de Tolmin (Slovenie occ.,
Alpes  mer.)  et  leurs  affinites  Dinariques.  Bull.  Soc.  Geol.
 7, 15, 326—339.

Cousin  M.  1981:  Les  rapports  Alpes-Dinarides;  Les  confins  de

l’Italie et de Yougoslavie. Vol. I. Soc. Géol. Nord 5, 1—521.

Cozzi A. & Podda F. 1998: A platform to basin transition in the Do-

lomia  principale  of  the  M.  Pramaggiore  area,  Carnia  Prealps,
northern Italy. Mem. Soc. Geol. Ital. 53, 387—402.

Dunham  R.J.  1962:  Classification  of  carbonate  rocks  according  to

depositional texture. In: Han W.E. (Ed.): Classification of car-
bonate rocks. A symposium. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem.,
Tulsa, 108—121.

Flügel  E.  2004:  Microfacies  of  carbonate  rocks:  Analysis,  interpreta-

tion and application. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, 1—976.

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

(Triassic)  platform-basin  system  in  the  Julian  Alps:  the  start-
up of the Dolomia Principale (Southern Alps, Italy). Facies 49,

Goričan Š., Šmuc A. & Baumgartner P.O. 2003: Toarcian Radiolar-

ia from Mt. Mangart (Slovenian-Italian border) and their pale-
oecological implications. Mar. Micropal. 49, 275—301.

Haas  J.  2002:  Origin  and  evolution  of  Late  Triassic  backplatform

and intraplatform basins in the Transdanubian Range, Hunga-
ry. Geol. Carpathica 53, 3, 159—178.

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

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

Iannace A. & Zamparelli V. 2002: Upper Triassic platform marine

biofacies  and  the  plaeogeography  of  Southern  Apennines.
Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 179, 1—18.

Kastelic V., Vrabec M., Cunningham D. & Gosar A. 2008: Neo-Al-

pine  structural  evolution  and  present-day  tectonic  activity  of
the  eastern  Southern  Alps:  The  case  of  the  Ravne  Fault,  NW
Slovenia. J. Struct. Geol. 30, 963—975.

Kolar-Jurkovšek  T.  1982:  Conodonts  from  Amphiclina  beds  and

Bača  dolomite.  Geologija  25,  1,  167—188  (in  Slovenian  with
English summary).

Kossmat F. 1901: Geologisches aus dem Bačathale im Küstenlande.

Verh. Geol. R.—A. 4, 103—111.

Kossmat  F.  1914:  Geologie  des  Wocheiner  Tunnels  und  der  Südli-

chen Anschlusslinie. Denkschr. Mat.-Naturwiss. K1. 82, 6—142.

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

obertriadisch-jurassisches  Intraplattformbecken  in  den  Süd-
karawanken.  Jubiläumsschrift  20  Jahre  Geologische  Zusam-
menarbeit Österreich—Ungarn
 2, 409—416.

Kuss J. 1983: Faziesentwicklung in proximalen Intraplattform-Beck-

en:  Sedimentation,  Palökologie  und  Geochemie  der  Kössener
Schichten (Ober-Trias, Nördliche Kalkalpen). Facies 9, 61—172.

Lein R., Schlaf J., Müller P.J., Krystyn L. & Jesinger D. 1995: Neue

Daten  zur  Geologie  des  Karawanken-Strassentunnels.  Geol.
Paläont. Mitt
. 20, 371—387.

Martini  R.,  Peybernes  B.  &  Moix  P.  2009:  Late  Triassic  foramin-

ifera in reefal limestones of SW Cyprus. J. Foram. Res. 39, 3,

Mullins H.T. & Cook H.E. 1986: Carbonate apron models: Alterna-

tives to the submarine fan model for paleoenvironmental anal-
ysis and hydrocarbon exploration. Sed. Geol. 48, 37—79.

Nebelsick J.H., Stingl V. & Rasser M. 2001: Autochthonous facies

and allochthonous debris flow compared: Early Oligocene car-

background image



bonate  facies  patterns  of  the  Lower  Inn  Valley  (Tyrol,  Aus-
tria). Facies 44, 31—46.

Ogorelec  B.,  Šribar  L.  &  Buser  S.  1976:  On  lithology  and  bios-

tratigraphy  of  Volče  Limestone.  Geologija  19,  125—151  (in
Slovenian with English summary).

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

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

Placer L. 2008: Principles of the tectonic subdivision of Slovenia.

Geologija 51, 2, 205—217.

Placer L. & Čar J. 1998: Structure of Mt. Blegoš between the Inner

and the Outer Dinarides. Geologija 40, 305—323.

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

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

Rožič  B.  2005:  Stratigraphic  evolution  of  the  western  part  of  the

Slovenian Basin in the Jurassic. Geol. Zbornik 17, 107—111 (in

Rožič  B.  2006:  Stratigraphy,  sedimentology,  and  geochemistry  of

Jurassic rocks in the western part of the Slovenian Basin.  Ph.
D. Thesis, University of Ljubljana, Faculty of Natural Sciences
and Engineering, Department of Geology
, Ljubljana, 1—149 (in
Slovenian with English summary).

Rožič B. 2008: Upper Triassic and Lower Jurassic limestones from

Mt Kobla in the northern Tolmin Basin: tectonically repeated
or continuous succession? Materials and Geoenvironment 55,
3, 345—362.

Rožič B. 2009: Perbla and Tolmin formations: revised Toarcian to

Tithonian stratigraphy of the Tolmin Basin (NW Slovenia) and
regional correlations. Bull. Soc. Geol. France 180, 5, 409—423.

Rožič B. & Kolar-Jurkovšek T. 2007: Upper Triassic limestone de-

velopment of the Slovenian Basin on Mt. Kobla and Mt. Slat-
nik. Geol. Zbornik 19, 96—99 (in Slovenian).

Rožič B. & Popit T. 2006: Resedimented limestones in Middle and

Upper  Jurassic  succession  of  the  Slovenian  Basin.  Geologija
49, 2, 219—234.

Rožič  B.  &  Šmuc  A.  2006:  Jurassic  sedimentary  evolution  of  the

transition  zone  between  the  Slovenian  Basin  and  the  Julian
Carbonate Platform (Triglav Lakes Valley and Mt. Kobla). In:
Režun B., Eržen U., Petrič M. & Gantar I. (Eds.): Book of ab-
stracts,  2


  Slovenian  geological  congress.  Idrija  Mercury

Mine in Closing, Idrija, 39—40 (in Slovenian).

Rožič  B.  &  Šmuc  A.  2009:  Initial  stages  of  carbonate  platform

drowning:  a  Lower  Jurassic  example  from  the  easternmost
southern Alps (NW Slovenia). In: Pascucci V. & Andreucci S.
(Eds.): IAS 2009, 27th Meeting Sedimentary Environments of
Mediterranean  Island(s),  Alghero,  Italy.  Book  of  Abstracts.
Editrice Democratica Sarda, Sassari, 665.

Rožič B., Kolar-Jurkovšek T. & Šmuc A. 2009: Late Triassic sedi-

mentary evolution of Slovenian Basin (eastern Southern Alps):
description  and  correlation  of  the  Slatnik  Formation.  Facies

55, 1, 137—155.

Schlaf  J.  1996:  Ein  obertriadisches  Intraplattformbecken  aus  den

Südkarawanken (Kärnten, Östereich). Mitt. Gesell. Geol. Berg-
baustud. Österr.
 39, 40, 1—14.

Schmid S.M., Bernoulli D., Fügenschuh B., Matenco L., Schefer S.,

Schuster R., Tischler M. & Ustaszewski K. 2008: The Alpine-
Carpathian-Dinaric orogenic system: correlation and evolution
of tectonic units. Swiss J. Geosci. 101, 139—183.

Senowbari-Daryan B. 1980: Fazielle und paläontologische Untersu-

chungen in oberrhätischen Riffen (Feictenstein- und Gruberriff
bei Hintersee, Salzburg, Nördliche Kalkalpen). Facies 3, 1—237.

Sibley  D.F.  &  Gregg  J.M.  1987:  Classification  of  dolomite  rock

textures. J. Sed. Petrology 57, 6, 967—975.

Stow D.A.V., Reading H.G. & Collinson J.D. 1996: Deep seas. In:

Reading H.G. (Ed.): Sedimentary environments: processes, fa-
cies and stratigraphy. 3rd ed. Blackwell Publishing Company,
Malden—Oxford—Carlton, 395—453.

Šmuc A. 2005: Jurassic and Cretaceous stratigraphy and sedimenta-

ry evolution of the Julian Alps, NW Slovenia. ZRC Publishing,
, Ljubljana, 1—98.

Šmuc A. & Čar J. 2002: Upper Ladinian to Lower Carnian sedimen-

tary  evolution  in  the  Idrija-Cerkno  region,  western  Slovenia.
Facies 46, 205—216.

Šmuc A. & Rožič B. 2009: Tectonic geomorphology of the Triglav

Lakes  Valley  (easternmost  Southern  Alps,  NW  Slovenia).
Geomorphology 103, 4, 597—604.

Tomašových A. 2004: Microfacies and depositional environment of

an  Upper  Triassic  intra-platform  carbonate  basin:  the  Fatric
Unit of the West Carpathians (Slovakia). Facies 50, 77—105.

Tucker M. 2001: Sedimentary petrology. 3rd ed. Blackwell Science,

Osney Nead, Oxford, 1—262.

Turnšek D. & Buser S. 1991: Norian-Rhaetian coral reef buildups

in  Bohinj  and  Rdeči  Rob  in  southern  Julian  Alps  (Slovenia).
Razprave IV. Razreda SAZU 32, 7, 215—257.

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, 333—360.

Vrabec  M.  &  Fodor  L.  2006:  Late  Cenozoic  tectonics  of  Slovenia:

structural  styles  at  the  Northeastern  corner  of  the  Adriatic  mi-
croplate.  In:  Pinter  N.,  Grenerczy  G.,  Weber  J.,  Stein  S.  &
Medek D. (Eds.): The Adria microplate: GPS geodesy, tectonics
and hazards. NATO Science Series, IV, Earth and Environmental
 61, 151—168.

Watts K.F. 1987: Triassic carbonate submarine fans along the Ara-

bian  platform  margin,  Sumeini  Group,  Oman.  Sedimentology
34, 43—71.

Winkler A. 1923: Ueber den Bau der östlichen Südalpen. Mitt. Österr.

Geol. Gesell. 16, 1—272.

Wurm  D.  1982:  Mikrofazies,  Paläontologie  und  Palökologie  der

Dachsteinriffkalke (Nor) des Gosaukammes, Österreich. Facies
6, 203—296.