background image

www.geologicacarpathica.sk

GEOLOGICA CARPATHICA, OCTOBER 2010, 61, 5, 365—381                                           doi: 10.2478/v10096-010-0022-3

High resolution stratigraphy of the Jurassic-Cretaceous

boundary interval in the Gresten Klippenbelt (Austria)

ALEXANDER LUKENEDER

1,

*, EVA HALÁSOVÁ

2

, ANDREAS KROH

1

, SUSANNE MAYRHOFER

1

,

PETR PRUNER

3

, DANIELA REHÁKOVÁ

2

, PETR SCHNABL

3

, MARIO SPROVIERI

4

and MICHAEL WAGREICH

5

1

Geological and Paleontological Department, Natural History Museum, Burgring 7, 1010 Vienna, Austria;  *alexander.lukeneder@nhm-wien.ac.at

2

Department of Geology and Paleontology, Faculty of Natural Sciences, Comenius University, Mlynská dolina G-1, 842 15 Bratislava,

Slovak Republic;  halasova@fns.uniba.sk;  rehakova@fns.uniba.sk

3

Institute of Geology, Academy of Sciences of the Czech Republic, v.v.i., Rozvojová 269, 165 00 Praha 6, Lysolaje, Czech Republic

4

Institute for Marine and Coastal Environment (IAMC-CNR), Calata Porta di Massa (Interno Porto di Napoli), 80133 Napoli, Italy

5

Department for Geodynamics and Sedimentology, Center for Earth Sciences, University of Vienna, Althanstrasse 14, 1090 Vienna, Austria

(Manuscript received February 8, 2010; accepted in revised form June 10, 2010)

Abstract: The key objective of investigation of hemipelagic sediments from the Gresten Klippenbelt (Blassenstein For-
mation, Ultrahelvetic paleogeographic realm) was to shed light on environmental changes around the Jurassic-Cretaceous
(J/K) boundary on the northern margin of the Penninic Ocean. This boundary is well exposed in a newly discovered site at
Nutzhof. Around the critical interval including the boundary, this new outcrop bears a rich microplanktonic assemblage
characterized by typical J/K (Tithonian/Berriasian) boundary faunas. The Nutzhof section is located in the Gresten Klippenbelt
(Lower Austria) tectonically wedged into the deep-water sediments of the Rhenodanubian Flysch Zone. In Late Jurassic—
Early Cretaceous time the Penninic Ocean was a side tract of the proto-North Atlantic Oceanic System, intercalated be-
tween the European and the Austroalpine plates. Its opening started during the Early Jurassic, induced by sea floor spread-
ing, followed by Jurassic—Early Cretaceous deepening of the depositional area of the Gresten Klippenbelt. These tectonically
induced paleogeographic changes are mirrored in the lithology and microfauna that record a deepening of the depositional
environment  from  Tithonian  to  Berriasian  sediments  of  the  Blassenstein  Formation  at  Nutzhof.  The  main  lithological
change is observed in the Upper Tithonian Crassicollaria Zone, in Chron M20N, whereas the J/K boundary can be pre-
cisely fixed at the CrassicollariaCalpionella boundary, within Chron M19n.2n. The lithological turnover of the deposi-
tion from more siliciclastic pelagic marl-limestone cycles into deep-water pelagic limestones is correlated with the deep-
ening of the southern edge of the European continent at this time. Within the Gresten Klippenbelt Unit, this transition is
reflected by the lithostratigraphic boundary between siliciclastic-bearing marl-limestone sedimentation in the uppermost
Jurassic and lowermost Cretaceous limestone formation, both within the Blassenstein Formation. The cephalopod fauna
(ammonites, belemnites, aptychi) and crinoids from the Blassenstein Formation, correlated with calcareous microfossil
and  nannofossil  data  combined  with  isotope  and  paleomagnetic  data,  indicate  the  Tithonian  to  middle  Berriasian
(Hybonoticeras hybonotum Zone up to the Subthurmannia occitanica Zone; M17r—M21r). The succession of the Nutzhof
section thus represents deposition of a duration of approximately 7 Myr (ca. 150—143 Ma). The deposition of the lime-
stone, marly limestone and marls in this interval occurred during tectonically unstable conditions reflected by common
allodapic material. Along with the integrated biostratigraphic, geochemical and isotopic analysis, the susceptibility and
gamma-ray measurements were powerful stratigraphic tools and important for the interpretation of the paleogeographic
setting. Two reverse magneto-subzones, Kysuca and Brodno, were detected within magnetozones M20n and M19n, re-
spectively.

Key words: Jurassic/Cretaceous boundary, Penninic Ocean, paleoecology, paleogeography, environmental changes.

Introduction

Jurassic and Lower Cretaceous pelagic sediments are known
to form a major elements of the northernmost tectonic units
of  the  Gresten  Klippenbelt  (Cžjžek  1852;  Kühn  1962;
Küpper  1962;  Gottschling  1965;  Decker  &  Rögl  1988;
Decker  1990;  Piller  et  al.  2004).  Preliminary  results  on  a
Jurassic-Cretaceous  boundary  section  of  the  Gresten  Klip-
penbelt were presented including description of new faunas
and  localities  (Lukeneder  2009;  Kroh  &  Lukeneder  2009;
Pruner et al. 2009; Reháková et al. 2009).

The  Gresten  Klippenbelt  at  Nutzhof  comprises  Upper  Ju-

rassic (Tithonian) to Lower Cretaceous sediments belonging
to the Blassenstein Formation. The lower part of the succes-

sion  consists  of  marls,  marly  limestone  and  marl-limestone
alternations, whereas the upper part of the Blassenstein For-
mation (Tithonian to Valanginian) is composed of very pure
limestones.  The  biostratigraphy  of  the  Lower  Cretaceous
sediments in the study area is mainly based on microfossils
(Reháková et al. 2009). The first description of the lithology
and stratigraphy of this area was provided by Cžjžek (1852),
followed  by  Küpper  (1962).  Biostratigraphic  data  on  the
Blassenstein  Formation  (Stollberger  Schichten  of  Küpper
1962)  near  Nutzhof  are  remarkably  scarce  (Cžjžek  1852;
Küpper 1962).

The tectonically highly active northern zone of the Penninic

Ocean  (the  southern  margin  of  the  European  continent)  is
crucial  for  understanding  the  formation  of  the  Penninic

background image

366

LUKENEDER, HALÁSOVÁ, KROH, MAYRHOFER, PRUNER, REHÁKOVÁ, SCHNABL, SPROVIERI and WAGREICH

Ocean,  its  subsequent  subduction  and  the  following  Alpine
history.

Formation of the Penninic Ocean, here defined to include

the Ligurian Basin (sensu Dercourt et al. 1993, 2000; Masse
et  al.  2000;  Mandic  &  Lukeneder  2008)  and  synonymous
with the Alpine Tethys (Stampfli & Borel 2002 and Stampfli
et al. 2002) was initiated in the Late Triassic by rifting and
disjunction  of  the  Austroalpine  microcontinent  from  the
southern  European  Plate  margin  (Stampfli  &  Mosar  1999;
Scotese  2001).  It  formed  an  eastern  prolongation  of  the
North  Atlantic  Rift-System,  which  affected  the  final  break-
up of the Permo-Triassic supercontinent Pangaea (e.g. Faupl
2003).  The  formation  of  the  oceanic  crust  and  the  sea-floor
spreading lasted from the Middle Jurassic to the Early Creta-
ceous, terminating with the introduction of its southward-di-
rected  subduction  beneath  the  northern  Austroalpine  plate
margin  (Faupl  &  Wagreich  2000;  Mandic  &  Lukeneder
2008).  This  tectonic  phase  is  reflected  by  the  lithological
change within the Nutzhof section. An increasing deepening,
reflected in the sedimentary succession (e.g. allodapic lime-
stones and microturbidites), in the section at Nutzhof, marks
the  opening  of  the  Penninic  Ocean.  The  pelagic  carbonate
sedimentation,  which  started  in  the  Late  Jurassic,  changes
from  siliciclastic-dominated  limestone  deposition  to  pure
limestone-dominated.  The  Penninic  Ocean  persisted  from
the Late Jurassic until close to the end of the Cretaceous.

The paleomagnetic and rock-magnetic study is a continua-

tion  of  detailed  paleontological  and  magnetostratigraphic
studies  of  the  Jurassic/Cretaceous  (J/K)  boundary  in  the
Tethyan  Realm  (Houša  et  al.  1999).  The  section  at  Brodno
near  Žilina,  W  Slovakia,  was  the  first  section  investigated
with  high-resolution  magnetostratigraphy  and  micropaleon-
tology in the Carpathians (Houša et al. 1999). Magnetostrati-
graphic  studies  were  carried  out  in  the  Bosso  Valley  of
Umbria, Italy (Houša et al. 2004) and the Tatra Mountains,
Poland  (Grabowski  &  Pszczółkowski  2006).  The  magneto-
stratigraphic investigations published by Pruner et al. (2009)
preliminarily  determine  the  boundaries  of  magnetozones
M17n to M22r (six reverse and six normal zones). The aim
of  these  studies  was  to  globally  and  objectively  establish  a
correlation between biozones around the J/K boundary in the
Tethyan  Realm  using  global  paleomagnetic  events  and  pre-

cisely  determine  the  boundaries  of  magnetozones  M19  and
M20 including narrow reverse subzones. These studies pro-
vided  a  precise  record  of  polarity  changes  in  the  Earth’s
magnetic  field  and  determined  their  stratigraphic  positions
precisely within a biochronostratigraphic zonation.

The Nutzhof locality represents the only known section that

includes the J/K boundary interval in the Gresten Klippenbelt.
The  section  contains  rich  assemblages  of  radiolarians,
calpionellids,  saccocomids,  nannofossils  and  in  some  inter-
vals ammonites. The J/K boundary sediments of the Nutzhof
section provide an excellent succession for quantitative and
integrated methods due to their fossiliferous and undisturbed
bedding for a period of almost 7 million years.

Location and geological setting of Nutzhof

Locality description

The Nutzhof locality is situated in the Gresten Klippenbelt

of Lower Austria (48°04

’49” N, 15°47’36” E), about 20 km

south of Böheimkirchen and 5 km north of Hainfeld (Fig. 1),
600 m  above  sea  level  (m  a.s.l.)  (ÖK  1 : 50,000,  sheet  56  St.
Pölten). The outcrop is located in an abandoned quarry in the
south-eastern-most  part  of  the  northeast-southwest  striking
Gresten  Klippenbelt,  between  Kasberg  (785 m  a.s.l.)  to  the
east and the vicinity of the Nutzhof (550 m a.s.l.) to the west.
The  quarry  is  located  on  the  northern  side  of  the  Kasberg
ridge and the measured section is exposed on the eastern side
of the quarry.

Geological setting

The  Gresten  Klippenbelt  at  Nutzhof  is  surrounded  by

deep-water successions of the Rhenodanubian Flysch Zone.
The  Gresten  Klippenbelt  represents  an  independent  and
scarcely known geological unit. It is tectonically incorporat-
ed in the Flysch Zone as a long, thin, east-west striking marly
and  calcareous  unit  (Fig. 1).  Sediments  from  the  Gresten
Klippenbelt are considered to belong to the southern part of
the  Helvetic  paleogeographic  realm.  The  Gresten  Klippen-
belt  sediments  were  deposited  on  the  southern  shelf  and

Fig. 1. Locality map of Austria with indicated position of the Nutzhof locality in Lower Austria (left). Detailed map of the area around
Nutzhof with outcrop position within the Jurassic—Cretaceous Klippenbelt (right).

background image

367

STRATIGRAPHY OF THE JURASSIC-CRETACEOUS GRESTEN KLIPPENBELT (AUSTRIA)

slope of the European continent, on the slope of the Bohemian
Massif  at  the  north-western  margin  of  the  Penninic  Ocean.
The  Nutzhof  site  consists  of  two  different  facies  within  the
Blassenstein  Formation  (Lukeneder  2009).  The  lower  part
(Tithonian;  18.0—10.0 m)  with  dark  marl-limestone  alterna-
tions and its characteristically intercalated limestone beds, and
the  upper  part  (Tithonian—Berriasian;  10.0—0.0 m)  with  light
grey, almost pure limestone. Limestone beds display uniform
overturned  bedding-plane  orientation.  The  mean  strike  is
151°± 30° and the mean dip angle 44° ± 22°. The succession is
characterized  by  a  marked  lithological  and  faunal  change  at
Nu 10.0 which does not coincide with the Jurassic/Cretaceous
boundary at bed Nu 7.0 (Nu for Nutzhof samples). Sediments
occur as wacke-, pack- or mudstones.

The Nutzhof section

The Jurassic-Cretaceous boundary in the Gresten Klippen-
belt

The  most  recent  reports  concerning  the  J/K  boundary  in-

terval  from  the  Gresten  Klippenbelt  present  preliminary  re-
sults  (Lukeneder  2009;  Kroh  &  Lukeneder  2009;  Pruner  &
al. 2009; Reháková et al. 2009) (Fig. 2). Therein first results
have  been  presented  on  macro-,  micro-  and  nannofossils.
Tectonic  units  including  the  J/K  boundary  of  the  Gresten
Klippenbelt  were  reported  by  Cžjžek  (1852),  Kühn  (1962),
Küpper  (1962),  Gottschling  (1965),  Decker  &  Rögl  (1988),
Decker (1990) and Piller et al. (2004).

Materials and methods

The Jurassic-Cretaceous boundary section at Nutzhof was

studied with an integrated approach. Beds were sampled for
biostratigraphical,  paleomagnetic,  geochemical  (CaCO

3

,

TOC, S) and istotopic (

18

O, 

13

C, 

87

Sr) data. Focus is di-

rected  to  an  interval  of  about  18.0 m  (Nu 0.0—Nu 18.0)  that
was studied in detail (Figs. 2, 3, 4). Macro-, micro- and nanno-
fossil  contents  were  quantitatively  investigated  (Fig. 4).
Samples were collected at intervals of 0.1 and 0.2 meters for
stable isotopes, total organic carbon (TOC), sulphur (S), cal-
cium carbonate (CaCO

3

), susceptibility and gamma log. The

microfossil content was analysed for calpionellids, radiolari-
ans,  saccocomids  (thin  sections)  and  insoluble  residues.
High  resolution  studies  were  combined  with  grey-scale
quantification, gamma-ray and susceptibility analyses. Sam-
ple numbers, for example Nu 10.0, correspond to the sample
interval at 10.0 m within the log (for all numbers and figures,
Nu = Nutzhof). All samples are stored at the Natural History
Museum  of  Vienna,  in  the  collection  of  the  Department  of
Geology and Paleontology.

Gamma-ray analysis

The  gamma  log  measures  the  radioactivity  of  the  rock,

which represents a direct function of its clay-mineral content.
Increasing radioactivity reflects the increasing clay content.

Gamma  response  (counts  per  second  –  cps)  was  measured
using a hand-held standard gamma-ray scintillometer.

Macrofossils

Macrofossil material includes 46 ammonite specimens, 238

lamellaptychi  and  82  rhyncholites  were  examined.  Four
brachiopods  and  three  inoceramids  as  well  as  a  single
belemnite specimen were collected. Ammonites are preserved
as  steinkerns  or  are  represented  by  calcitic  aptychi.  Shell-
preservation  is  restricted  to  organisms  with  primary  skeletal
calcite of belemnite-rostra and brachiopods in addition to rare
inoceramid  fragments  (calcitic  prisms).  The  ammonite
assemblage  contains  six  different  genera:  Subplanites,
Haploceras,  Phylloceras,  Ptychophylloceras,  Lytoceras  and
Leptotetragonites  dominated  by  the  perisphinctid  genus
Subplanites (Lukeneder 2009).

Calpionellids and calcareous nannofossils

Quantitative micro- and nannofacies analysis includes study

of calpionellids and calcareous dinoflagellates in 93 thin sec-
tions.  The  thin  sections  are  deposited  in  the  Natural  History
Museum in Vienna; NHMW 2007z0271/0000. Changes in the
distribution of calpionellids and calcareous nannofossils were
studied in detail in order to correlate them with the changes in
nannoplankton associations (Figs. 2, 3 and 4).

Calcareous nannofossils were analysed semiquantitatively

in 19 smear slides, prepared from all lithologies by standard
techniques,  using  a  light  polarizing  microscope  at  1250
magnification.  At  least  200  specimens  were  counted  in  each
slide to record relative abundances and the stratigraphic range
of taxa (Figs. 2, 3). Nannofossil preservation can be character-
ized as moderately to intensely etched by dissolution. The cal-
careous  nannofossil  zones  were  adopted  from  the  zonal
scheme proposed by Bralower et al. (1989).

Magnetic components

Paleomagnetic  analyses  presented  in  this  studies  come

from  244  samples,  but  the  preliminary  results  include  only
111  samples  (see  Pruner  et  al.  2009).  All  the  samples  were
subjected  to  progressive  thermal  demagnetization  (TD)  or
alternating  field  (AF)  demagnetization  in  11—12  temperatures
or fields. The individual components were precisely established
using  multicomponent  analysis  of  remanence  (Kirschvink
1980).  Isothermal  remanent  magnetization  (IRM)  to  satura-
tion was measured to identify magnetically active minerals.
Magnetomineralogical analyses and unblocking temperature
determination show that magnetite and goethite are the main
carriers of remanent magnetization.

Microfossils

Apart  from  thin  sectioning  also  employed  for  a  study  of

calpionellids, an effort was made to obtain three-dimension-
al specimens of the crinoids and other microfossils common-
ly  observed  in  the  thin  sections  (namely  foraminifers,
ostracods,  rhyncholites,  small  aptychi,  ophiuroid  remains,

background image

368

LUKENEDER, HALÁSOVÁ, KROH, MAYRHOFER, PRUNER, REHÁKOVÁ, SCHNABL, SPROVIERI and WAGREICH

Fig. 2. Nutzhof log with occurrence and range of calcareous nannofossils, calcareous dinoflagellates and calpionellids and indicated paleo-
magnetic zonation: normal magnetozones are denoted black, reverse zones in white, and unknown parts in grey.

background image

369

STRATIGRAPHY OF THE JURASSIC-CRETACEOUS GRESTEN KLIPPENBELT (AUSTRIA)

etc.). Bulk samples were collected in closely spaced intervals
in  the  lower,  marly  part  of  the  succession  (10.0—18.0 m).
Strong lithification hampered dense bulk sampling in the up-
per part of the section (0 to 10.0 m). These beds were analysed
by thin sections only. Traditional washing methods were not
applicable  due  to  strong  lithification  of  the  sediment.  Partial
disaggregation  was  achieved  by  repetitive,  combined  treat-
ment  with  hydrogen-superoxide  and  the  tenside  Rewoquat
(see Lierl 1992). After cleaning, the microfossils were hand
picked  under  a  microscope.  For  the  present  study  we  used
the sediment fractions larger than 250 µm only.

TC and TOC content

Calcium carbonate contents (CaCO

3

; wt. % bulk rock, TC)

were determined using the carbonate bomb technique. Total
carbon content was determined using a LECO WR-12 analy-
ser. Total organic carbon (TOC) contents were calculated as
the  difference  between  total  carbon  and  carbonate  carbon,
assuming that all carbonate is pure calcite. All the chemical
analyses  were  carried  out  in  the  laboratories  of  the  Depart-
ment of Forest Ecology at the University of Vienna.

Stable isotopes

A  total  of  37  bulk  sample  stable  isotope  analyses  were

measured by automated continuous flow carbonate prepara-
tion  GasBenchII  device  (Spötl  &  Vennemann  2003)  and
ThermoElectron  Delta  Plus  XP  mass  spectrometer  at  the
IAMC-CNR  (Naples)  isotope  geochemistry  laboratory.
Acidification  of  samples  was  performed  at  50  °C.  For  each
six  samples,  an  internal  standard  (Carrara  Marble  with

18

O= —2.43 vs. V-PDB and 

13

C= 2.43 vs. V-PDB) was run,

and  for  each  30  samples,  the  NBS19  international  standard
was  measured.  Standard  deviations  of  carbon  and  oxygen
isotope measures were estimated 0.1 and 0.08 ‰, respective-
ly, on the basis of  ~ 10 repeated samples.

All the isotope data are reported in per mil (‰) relative to

the V-PDB standard.

87

Sr/

86

Sr  isotope  data  were  analysed  from  19  bulk-rock

samples of limestones at the Geochronological Laboratory of
the  Department  of  Lithospheric  Research,  Centre  for  Earth
Sciences,  University  of  Vienna  using  strontium  separation
by  standard  methods  of  ion-exchange  chromatography  and
isotope  ratio  measurements  on  a  TIMS  (Triton  mass  spec-
trometer).  The  measured  NBS  987  standard  value  during
measurements was 0.710256 + /—0.000004 (7 measurements)
and  samples  were  not  adjusted  to  the  NBS  987  standard
value of 0.710248.

Data and results

Biostratigraphy and magnetostratigraphy

The stratigraphic investigation of the calcareous microfos-

sils (calpionellids, calcareous dinoflagellates) and nannofos-
sils demonstrate that the Nutzhof section represent the Lower
Tithonian—middle  Berriasian.  The  calcareous  dinoflagellate

cyst  zonation  of  Reháková  (2000a)  was  followed.  The  pres-
ence of the Lower Tithonian TithonicaMalmica and Semira-
diata  
cyst  Zones  is  demonstrated.  The  standard  calpionellid
zones and subzones proposed by Reháková (1995) and Rehá-
ková & Michalík (1997) were adopted for the biostratigraphic
subdivision of the section into the Chitinoidella Zone (Boneti
Subzone), the Praetintinnopsella Zone and the Crassicollaria
Zone  (Remanei  Subzone).  These  belong  to  the  middle  to
Upper  Tithonian.  The  standard  Calpionella  Zone  (Alpina,
Ferasini and Elliptica Subzones) were observed in the overly-
ing Lower Cretaceous (Fig. 2).

The nannofossil zones include the Conusphaera mexicana

mexicana  Zone,  Microstaurus  chiastus  and  Nannoconus
steinmannii steinmannii
 Zones. This stratigraphic interval cor-
responds  to  the  Lower  Tithonian  Hybonoticeras  hybonotum
ammonite  Zone  to  the  middle  Berriasian  Subthurmannia
occitanica
  ammonite  Zone,  demonstrated  in  the  Nutzhof
section on chronostratigraphic diagnostic cephalopods (Sub-
planites  fasciculatiformis
,  Ptychophylloceras  ptychoicum,
Leptotetragonites  honnoratianus,  Haploceras  elimatum,
Hibolithes (gr.) semisulcatus and some lamellaptychi.

The  magnetostratigraphic  log  across  the  Nutzhof  section

includes  the  M21r  to  the  M17r  magnetozones  subdivided
into  the  Kysuca  (M20r)  and  Brodno  (M19r)  subzones
(Figs. 2,  6).  The  average  sedimentation  rate  in  the  Nutzhof
section  is  ca.  3.7 m/Myr  (Fig. 7),  but  with  high  dispersion
(from 2—11 m/Myr). The scatter of the sedimentation rate is
similar  to  Hlboča  profile  in  Slovakia  (Grabowski  et  al.
2010). The main difference between these two sections is in
the thickness of M19 and M20 mangentozones. Nutzhof has
higher sedimentation rate at M19 while Hlboča appears with
higher rates in M20.

Macrofossil content

The  macrofossil  content  is  characterized  by  ammonoids,

aptychi, belemnites, brachiopods, bivalves and echinoderms.
The  ammonite  fauna  comprises  six  different  genera  repre-
sented by Lytoceras sutile Oppel, Lytoceras sp., Leptotetra-
gonites  honnoratianus
  (d’Orbigny),  Phylloceras  sp.,
Ptychophylloceras  ptychoicum  (Quenstedt),  Haploceras
(Haploceraselimatum (Oppel), Subplanites fasciculatiformis
Lukeneder.  The  ammonite  fauna  is  dominated  by  the
perisphinctid-type.  Ammonitina  is  the  most  common  com-
ponent (60 %; Subplanites and Haploceras), followed by the
Phylloceratina  (25 %;  Ptychophylloceras  and  Phylloceras),
and  the  Lytoceratina  (15 %;  represented  by  Lytoceras  and
Leptotetragonites).  The  belemnite  Hibolithes  (gr.)  semisul-
catus
  (Münster)  and  aptychi  (Lamellaptychus)  occur.  Only
Mediterranean  cephalopod  elements  are  present  at  Nutzhof.
Brachiopods are represented by Triangope, bivalves by inoc-
eramid  shells  and  echinoderms  by  crinoids  (Phyllocrinus
belbekensis  
Arendt,  Balanocrinus  sp.,  Crassicoma?  sp.  and
Saccocoma tenella (Goldfuss).

The  crinoid  fauna  recovered  from  the  bulk  samples  of

Nutzhof  is  typical  for  Upper  Jurassic  strata  of  Central  and
Eastern Europe. The low diversity of stalked crinoids, com-
mon  in  many  contemporaneous  deposits  (Hess  et  al.  1999),
may be interpreted as a result of the distal position of the sec-

background image

370

LUKENEDER, HALÁSOVÁ, KROH, MAYRHOFER, PRUNER, REHÁKOVÁ, SCHNABL, SPROVIERI and WAGREICH

Fig. 3. Compiled geochemical, isotope and fossil data on the J/K boundary at Nutzhof. Note the change at the predating interval at meter 7
below the J/K boundary.

background image

371

STRATIGRAPHY OF THE JURASSIC-CRETACEOUS GRESTEN KLIPPENBELT (AUSTRIA)

tion,  which  represents  a  deep-water  facies.  The  incomplete
size ranges of isocrinid and phyllocrinid ossicles, the lack of
fragile  elements  and  the  presence  of  allodapic  material
(Lukeneder 2009) suggest that the majority of the crinoid ma-
terial is allochthonously deposited. Saccocomid fragments, in
contrast, are not sorted and include abundant fragile elements
suggesting that these crinoids are autochthonous.

Of the crinoid material only the saccocomids can be used

for  biostratigraphy.  Saccocoma  tenella  is  restricted  to  the
Upper  Kimmeridgian—Upper  Tithonian.  From  a  biogeo-
graphic point of view the faunal composition indicates con-
nections with contemporaneous units of the northern Tethys
shelf in Eastern Europe.

Microfacies and calcareous microplankton assemblages

The  limestones  in  the  section  include  wackestones,  pack-

stones  and  mudstones.  Fine-grained  micrite  with  pelagic

microfossils (calpionellids,  calcareous  dinoflagellates,  radio-
larians) and calcareous nannofossils characterize an open-ma-
rine environments. Rare skeletal debris from fragmented and
disintegrated  shells  of  invertebrates  (benthic  foraminifers,
echinoderms,  molluscs)  are  derived  from  shallower  environ-
ments. The studied microfacies are typical for basinal settings.

Calpionellids

Calpionellids  in  the  studied  samples  are  generally  well-

preserved.  Hyaline  forms  dominate,  whereas  chitinoidellids
are  rare.  The  chitinoidellid  taxonomy  of  Pop  (1997)  and
Reháková (2002) is followed here. The group is represented
by Borziella slovenica (Borza), Dobeniella tithonica (Borza)
and  Chitinoidella  boneti  Doben,  species  typical  for  the
Boneti  Subzone  of  the  Chitinoidella  Zone  (Figs. 2,  4).  The
appearance of first hyaline calpionellid loricas of Praetintin-
nopsella
 andrusovi Borza and Tintinnopsella remanei Borza

Fig. 4A – Conusphaera mexicana minor Bown & Cooper; Nu 18.0, NHMW2008z0271/0028. B – Conusphaera mexicana mexicana Bra-
lower et al.; Nu 17.0, NHMW2008z0271/0003. C – Cadosina semiradiata semiradiata Wanner; 17.0, NHMW2008z0271/0003. D – Paras-
tomiosphaera  malmica
  (Borza);  Nu 13.0,  NHMW2008z0271/0002.  E  –  Calpionella  alpina  Lorenz  and  Calpionella  grandalpina  Nagy;
Nu 9.8, NHMW2008z0271/0011. F – Crassicollaria parvula Remane and Calpionella grandalpina; Nu 9.6, NHMW2008z0271/0012.
G  –  Calpionella  elliptica  Cadisch;  Nu 3.2,  NHMW2008z0271/0014.  H  –  Nannoconus  steinmannii  steinmannii  Kamptner;  Nu 4.0,
NHMW2008z0271/0034. I – Nannoconus kamptneri kamptneri Brönnimann; Nu 2.0, NHMW2008z0271/0035. J – Phyllocrinus belbek-
ensis
 Arendt; Nu 12.3; NHMW 2008z0226/001. K – Balanocrinus sp.; Nu 14.6, NHMW2008z0228/0003. L – Saccocoma tenella (Gold-
fuss);  Nu 11.5,  NHMW2008z0236/0015.  M  –  Saccocoma  tenella  (Goldfuss);  Nu 13.0,  NHMW2008z0236/0012.  N  –  Hibolithes  (gr.)
semisulcatus (Münster); Nu 14.3, NHMW2008z0264/0025. O – Subplanites fasciculatiformis Lukeneder; Nu 17.0, NHMW2008z0264/0012.
P  –  Triangope  sp.;  Nu 1.0,  NHMW2008z0264/0028.  Q  –  Lamellaptychus  sp.;  Nu 18.0,  NHMW2008z0264/0024.  Graphic  scale  bars
equal 1  m for A, B and H, I; 50  m for C—G; 1 mm for J—K, and 10 mm for N—Q.

background image

372

LUKENEDER, HALÁSOVÁ, KROH, MAYRHOFER, PRUNER, REHÁKOVÁ, SCHNABL, SPROVIERI and WAGREICH

precede the crassicollarian radiation. Crassicollaria parvula
Remane  and  Calpionella  alpina  Lorenz  dominate  relative  to
Crassicollaria massutiniana (Colom), Calpionella grandalpina
Nagy and Tintinnopsella carpathica (Murgeanu & Filipescu)
in the Remanei Subzone of the Crassicollaria Zone. Higher
in  the  section,  crassicollarians  abruptly  decrease  in  abun-
dance, being replaced by an interval with radiation of small
spherical forms of Calpionella alpina Lorenz. The diversifi-
cation  of  a  monospecific  calpionellid  association  started  in
the  overlying  Ferasini  and  Elliptica  Subzones  of  the  stan-
dard  Calpionella  Zone  where  Calpionella  alpina  Lorenz  is
accompanied  by  Tintinnopsella  carpathica  (Murgeanu  &
Filipescu),  Remaniella  ferasini  Pop,  R.  duranddelgai  Pop,
Rcatalanoi Pop, Calpionella elliptica (Cadisch), Tintinnop-
sella longa
 (Colom), and Lorenziella hungarica Knauer.

Calcareous dinoflagellates

Calcareous  dinoflagellates  predominate  in  the  Lower  and

Upper  Tithonian  being  represented  by  Cadosina  parvula
Nagy, Carpistomiosphaera borzai (Nagy), Schizosphaerella
minutissima
 (Colom), Parastomiosphaera malmica (Borza),
Cadosina semiradiata semiradiata Wanner, Cadosina semi-
radiata  fusca
  (Wanner),  Carpistomiosphaera  tithonica
Nowak,  Colomisphaera  fortis  Řehánek,  Colomisphaera
tenuis
  (Nagy),  Colomisphaera  carpathica  (Borza),  and
Stomiosphaerina proxima Řehánek. For the first time the ap-
pearance of Colomisphaera fortis Řehánek precedes the ap-
pearance  of  Colomisphaera  tenuis  (Nagy),  hampering  the
determination of the Tenuis and Fortis dinoflagellate Zones
sensu Řehánek (1992) (Figs. 2, 4).

Calcareous nannofossils

The semiquantitative study (Figs. 2, 3) reveals that only the

taxa  Conusphaera  spp.,  Polycostella  spp.,  Nannoconus  spp.,
Cyclagelosphaera  margerelii  Noël,  Watznaueria  barnesae
(Black) Perch-Nielsen, and Wmanivitae Bukry occur in sig-
nificant  abundances.  Nannofossils  indicative  of  eutrophic
environments such as Zeugrhabdotus erectus (Deflandre) Re-
inhardt, Diazomatholithus lehmannii Noël, and Discorhabdus
ignotus
 (Górka) Perch-Nielsen occur sporadically.

The calcareous nannofossil assemblage from the basal part

of the Nutzhof section (samples 17, 18, Tithonica dinoflagel-
late Zone) contains the dissolution-resistant nannofossil spe-
cies  Conusphaera  mexicana  mexicana  Bralower  et  al.,
Conusphaera  mexicana  minor  Bown  &  Cooper,  Cyclagelo-
sphaera  margerelii
,  Cyclagelosphaera  deflandrei  (Manivit)
Roth,  Watznaueria  barnesae,  Watznaueria  britannica
(Stradner)  Reinhardt,  and  Watznaueria  manivitae.  The  FO
(first  occurrence  datum)  of  Faviconus  multicolumnatus
Bralower was recorded. The absence of the nannolith Poly-
costella
 beckmannii Thierstein allowed us to distinguish the
Conusphaera  mexicana  mexicana  NJ20  Zone;  Hexapodor-
habdus cuvillieri
 Subzone NJ20-A (Roth et al. 1983; emend-
ed Bralower et al. 1989) of the Lower Tithonian.

The calcareous nannofossil assemblages from the samples

Nu 16.0  to  Nu 12.0  show  dominance  of  Watznaueria  and
Conusphaera. The FOs of Zeugrhabdotus embergeri (Noël)

Perch-Nielsen,  Zeugrhabdotus  erectus,  and  Diazomatho-
lithus  lehmannii
  were  observed.  The  FO  of  the  nannolith
Polycostella beckmannii is the most significant marker indi-
cating  the  base  of  the  Polycostella  beckmannii  Subzone
NJ20-B of the Conusphaera mexicana mexicana Zone, NJ20
(Roth et al. 1983; emended Bralower et al. 1989). The age of
this  Subzone  is  middle  Tithonian.  The  range  of  the  Poly-
costella beckmannii
 Subzone NJ20-B fits with dinoflagellate
Malmica  and  Semiradiata  Zones  and  the  lower  part  of  the
Chitinoidella Zone.

The calcareous nannofossils investigated in sample Nu 11

reflect a rather distinct change. The FO of Helenea chiastia
Worsley,  Hexalithus  noeliae  Loeblich  &  Tappan  and  the
nannolith  species  Nannoconus  compressus  Bralower  et  al.
are evidence for the base of the Microstaurus chiastius Zone
NJK  Bralower  et  al.,  1989  and  its  Hexalithus  noeliae  Sub-
zone  NJK-A,  which  is  thought  to  represent  the  Late  Titho-
nian interval. The Subzone coincides with the upper part of
the Chitinoidella Zone.

The  calcareous  nannofossil  assemblages  from  samples

Nu 9.0  to  Nu 6.0  contain  dissolution-resistant  nannofossil
genera 

Conusphaera

Cyclagelosphaera

Watznaueria,

Diazomatholithus  and  Assipetra.  The  FAD  of  Nannoconus
wintereri
  Bralower  &  Thierstein  (1989)  was  observed  (sam-
ple 9.0).  Many  remains  of  dissolution-susceptible  coccoliths
are present. In the upper part of the studied interval, the abun-
dance  of  Conusphaera  drops.  This  interval  was  correlated
with  the  Microstaurus  chiastius  Zone  NJK,  Subzone  Rote-
lapillus laffitei
 NJK-C, determining the J/K boundary interval.
It shows good correlation with the upper part of the Upper Ti-
thonian Crassicollaria Zone and the Calpionella Zone (Alpina
Subzone), which represent the J/K boundary interval.

The  interval  bearing  the  calpionellid  species  of  the  Lower

Berriasian  Calpionella  Zone  (Ferasini  Subzone)  (sample
Nu 5.0)  shows  a  distinctive  change  in  the  calcareous  nanno-
fossil  assemblage  –  the  onset  of  nannoconids  (Nannoconus
globulus
  minor  Bralower,  Nannoconus  steinmannii  minor
Deres & Achéritéquy, Nannoconus kamptneri minor Bralower,
Nannoconus cornuta Deres & Achéritéquy). This nannofossil
event indicates the base of the Nannoconus steinmannii minor
Subzone NJK-D (Microstaurus chiastius Zone NJK) Bralower
et al., which belongs to the lowermost Berriasian.

The calcareous nannofossils studied from the sample inter-

val  Nu 4.0—Nu 0.0  (correlating  with  the  calpionellid
Calpionella Zone, Elliptica Subzone) record the diversifica-
tion  of  nannoconids.  The  FAD  of  Nannoconus  steinmannii
steinmannii
 Kamptner is recorded at level Nu 2.0. It could re-
flect the explosion in nannoconid abundance (sensu Bralower
et al. 1989: p. 188). Nannoconus globulus minor, Nannoco-
nus
  kamptneri  minor,  Nannoconus  wintereri,  Nannoconus
globulus
  globulus  Deres  &  Achéritéquy,  Nannoconus
steinmannii minor
 Deres & Achéritéquy, Nannoconus stein-
mannii  steinmannii
,  and  Nannoconus  kamptneri  kamptneri
Brönnimann, Nannoconus spp. indicative of the Nannoconus
steinmannii steinmannii
 Zone NK-1, Bralower et al. (1989),
which is middle Berriasian in age.

On the basis of calcareous nannofossil distribution, the in-

terval between the FO of Nannoconus wintereri co-occurring
with small nannoconids in bed Nu 9.0 and the FO of Nanno-

background image

373

STRATIGRAPHY OF THE JURASSIC-CRETACEOUS GRESTEN KLIPPENBELT (AUSTRIA)

conus steinmannii minor in bed Nu 5.0 (FAD after Hardenbol
et  al.  1998  –  143.92 Ma)  is  interpreted  as  the  Tithonian-
Berriasian boundary interval (Figs. 2, 3).

Stable isotope data

Oxygen and carbon (O, C)

The bulk carbon-isotope values (Fig. 3) lie between  + 0.49

and  + 2.10 ‰ corresponding to biogenic calcite precipitated
under  open  marine  conditions  during  the  Jurassic—Creta-
ceous  (e.g.  Weissert  et  al.  1985).  All 

18

O  values  are  be-

tween  —1.94  to  —5.49 ‰  and  appear  depleted  relative  to
diagenetically  unaltered  marine  calcite  (e.g.  van  de  Schoot-
brugge et al. 2000, and reference therein). This reflects ele-
vated temperature during burial diagenesis and/or effects of
meteoric diagenesis (Weissert 1989). The carbon isotope sig-
nal is considered of primary importance as a calibration tool
between  ammonites  and  magnetostratigraphy  (Hennig  et  al.
1999), but it should be noted that the absence of covariance
between 

18

O and 

13

C suggests a limited influence of sec-

ondary diagenesis on the isotope record (Fig. 3).

A positive trend in the 

13

C, from the base of the section at

Nu 18.0  up  to  Nu 14.0,  is  followed  by  a  decreasing  excur-
sion  shifting  the  isotope  values  to  their  lowest  values
(0.69 ‰) at about Nu 10.0. After that point the 

13

C values

stabilize at near constant averages of  ~ 1.20 ‰.

Strontium (Sr)

87

Sr/

86

Sr isotope data from the section show a range from

0.707370  + /—0.000004  to  0.707598  + /—0.000004.  A  gentle
trend from lower values in the lower, Jurassic part of the sec-
tion (Nu 18.0—Nu 12.0: mean 0.707472) to higher values in
the  upper  part  including  the  J/K  boundary  and  the  Creta-
ceous interval (Nu 11.0—Nu 0.0: mean 0.707553) can be rec-
ognized  (Fig. 3).  A  special  interval  is  represented  in  the
strong  increase  from  Nu 13.0  (lowest  isotope  value)  to
Nu 11.0 (highest isotope value) and probably indicate a local
diagenetic  phenomenon.  The  slight  increase  of  mean  stron-
tium isotope ratios in the section is compatible with the gen-
eral  increase  of  strontium  isotope  ratios  from  the  latest
Jurassic into the earliest Cretaceous as reported by the stron-
tium  isotope  seawater  curve  of  McArthur  et  al.  (2001)  and
McArthur  &  Howarth  (2004).  The  values  measured  in  the
present study are generally higher by a factor of ca. 0.0002
compared  to  the  values  reported  by  McArthur  &  Howarth
(2004),  who  measured  Upper  Tithonian  values  around
0.707150  and  Berriasian  values  between  0.707200—0.70725
(see also McArthur et al. 2007) with the Berriasian/Valang-
inian  boundary  slightly  above  0.707300.  Thus,  the  lowest
measured  value  in  the  Nutzhof  section  thus  does  not  fall
within  the  J/K  boundary  range  of  values  recorded  by
McArthur & Howarth (2004). This confirms a strong diage-
netic overprint upon strontium isotope values. However, the
increase in mean values is within the reported magnitude of
increase  expected  for  the  J/K  boundary  interval,  thus  being
compatible with the stratigraphy inferred by other methods,
but precluding detailed dating.

Geochemistry

The CaCO

3

 (calcium carbonate contents, equivalents calcu-

lated  from  total  inorganic  carbon;  carbonate  bomb)  differ
markedly  in  the  lower  and  upper  part  of  the  log.  The  lower
part  shows  variations  from  89.03 %  (Nu 12.0)  in  limestone
beds  to  40.72 %  (Nu 13.4)  in  marl  beds,  whereas  the  upper
part  displays  more  constant  values  ranging  from  86.16 %
(Nu 9.6) up to the highest measured value of 97.4 % (Nu 3.6).

As  recorded  by  the  biostratigraphic  results,  the  strong

lithological and faunal changes at Nu 12.00 and Nu 10.0 are
3 to 5 meters below the Jurassic/Cretaceous boundary (Bed
Nu 7.0)  indicating  changes  in  depositional  environment  0.5
to 1 million years before the end of the Jurassic. The interval
from Nu 12.0—10.0 (CaCO

89.03—68.97 %; S 0.59—0.45 %;

TOC up to 0.97 %) differs markedly and heralds the environ-
mental change observed (Fig. 3).

Both the CaCO

3

 and the S content clearly show a trend to-

wards  higher  values  and  stable  conditions  from  bed
Nu 10.00  to  Nu 18.00.  Unstable  conditions  are  mirrored  in
alternating  values  in  the  lower  part  of  the  log  by  variations
from  89.03 %  CaCO

3

  and  0.59 %  S  (Nu 12.0)  in  limestone

beds to 40.72 % and 0.30 % (Nu 13.4) in marl beds.

The  range  is  smaller  and  more  constant  in  the  interval

Nu 10.0—18.0 with CaCO

3

 values from 86.16 % at Nu 9.6 up

to the maximum value of 97.4 % at Nu 3.6. The total sulphur
content  is  positively  correlated  to  the  CaCO

3

  values.  The

maximum value is at bed Nu 9.0 with 0.58 % S and its mini-
mum  with  0.5 %  S  in  bed  Nu 0.0.  As  confirmed  by  Hirano
(1993) the sulphur content is a reliable index for oxic-anoxic
conditions  of  the  bottom  water  and  sediment  at  the  time  of
preservation.

The  weight  %  TOC  values  show  no  positive  correlation

with  S  or  CaCO

3

.  TOC  values  oscillate  throughout  the  log.

They  vary  from  0.001 %  to  0.91 %  (Nu 11.2)  in  the  lower
part and from 1.07 % (Nu 3.4) to 0.001 % in the upper part.

The above described geochemistry is also reflected in the

results of grey-scale data marking siliciclastic input. The sec-
tion  can  be  subdivided  into  three  parts:  a  lower  part
(Nu 18.0—12.0)  with  170—111  (mean  140.5),  a  middle  part
(Nu 12.0—10.0)  with  138—90  (mean  114)  and  an  upper  part
(Nu 10.0—0.0)  with  254—195  (mean  224.5).  In  combination
with other analyses, the grey-scale factor is a good indicator
for  siliciclastic  input  (clay,  not  sandstone)  in  pelagic  to
hemipelagic  sediments.  This  indicates  the  dominance  of  si-
liciclastic  components  and  allodapic  microturbidites  within
the  dark  mid-part.  These  results  corroborate  those  obtained
from susceptibility and gamma log (increasing values show
higher contents in clay minerals), thin sectioning and micro-
facies analysis.

Susceptibility

Susceptibility measurements at Nutzhof represent a direct

function  of  the  clastic  or  turbiditic  content  and  associated
mineral  spectra  (Fig. 3).  Higher  susceptibility  data  reflect
higher detritic input of terrigenous material. The paleomag-
netic data given in the magnetostratigraphic profile indicate
a significant jump of remanent magnetization and magnetic

background image

374

LUKENEDER, HALÁSOVÁ, KROH, MAYRHOFER, PRUNER, REHÁKOVÁ, SCHNABL, SPROVIERI and WAGREICH

susceptibility,  at  Nu 10.0.  This  change  marks  the  change
from marls and marly limestone to pure limestone. Magneto-
susceptibility  measurements  allow  a  subdivision  of  the
Nutzhof  section  into  three  parts  or  intervals.  A  general  de-
creasing trend throughout the log reflects a decreasing con-
tent  of  siliciclastic  material  indicating  a  decrease  in  clastic
input  to  the  depositional  area  at  Nutzhof  during  the  Late
Jurassic—Early Cretaceous. Mean values of volume magnetic
susceptibility  (k)  are  shown  in  Table 1.  The  k  ranges  from
—8.6  to  15.6 10

—6

  SI  for  upper  interval  between  0—10 m  of

the  section  and  from  30  to  85.1 10

—6

  SI  for  the  lower  part

(10.12—18.4 m).  The  lower  part  from  Nu 18.0—12.0  shows
values from 0.052—0.028 (mean 0.039). Above Nu 12.0 val-
ues range from 0.050—0.026 (mean 0.033). The most marked
change  appears  at  Nu 10.0  from  values  of  0.050  to  0.010.
The  upper  interval  from  Nu 10.0  to  0.0  is  characterized  by
very  low  values  from  0.012—0.000  (mean  0.004).  The  J/K
boundary  strata  itself  are  not  characterized  by  significant
changes in values.

Gamma log

The  radioactivity  variation  of  the  studied  section  is  mea-

sured by gamma-ray measures and represents a direct func-
tion  of  the  variation  of  the  clay-mineral  content.  Hence,
higher  radioactivity  reflects  higher  clay  contents.  Measure-
ments of gamma response (cps) are a powerful tool for inter-
preting the stratigraphy in the outcrop.

Generally measured cps values range between 4 and 30. The

gamma response allows a clear subdivision of the section into
three  parts  each  corresponding  to  the  three  identified  main
lithological units within the Blassenstein Formation. The gam-
ma  response  gradually  decreases  from  Nu 18.0  to  Nu 0.0,
reaching  the  highest  values  at  Nu 16.5  and  lowest  values  at
Nu 7.7 and Nu 3.3. Within this gradually decreasing trend, the
biggest  excursion  is  recorded  close  to  bed  Nu 10.0.  Values
range  in  the  lower  interval  (Nu 18.0—12.0)  from  15—30  cps
(mean 22.53 cps), in the middle interval (Nu 12.0—10.0) from
13—23  cps  (mean  19.95 cps),  and  in  the  upper  interval
(Nu 10.0—0.0) from 4—14 cps (mean 9.07 cps) (Fig. 3).

The gamma response becomes gradually weaker in the up-

per,  undisturbed  part  of  the  section.  The  uppermost  part  of
the  section,  however,  shows  an  upwards  decreasing  gamma
response. The curve pattern therefore shows a vertically con-
gruent curve to the susceptibility values.

The decreasing gamma log values together with the charac-

teristic pattern in decreasing susceptibility suggest a more sta-
ble  depositional  environment  from  about  Nu 10.0  and
upwards, predating the J/K boundary by 3 meters or 0.5 mil-
lion years.

Paleomagnetism

The  paleomagnetic  study  of  the  section  identifies  the

boundaries of magnetozones from M17r to M21r and the re-
verse subzones Kysuca and Brodno (M20n.1r and M19n.1r,
respectively).  The  record  of  polarity  changes  in  the  Earth’s
magnetic field can determine the precise age. The identifica-
tion of the detected polarity zones against the M-sequence of
polarity intervals given by the GPTS (Gradstein et al. 2004)
is  the  most  important  topic.  The  preliminary  determination
of boundaries of magnetozones M17n to M22r was the result
from  30  samples  of  C-component  direction  (Pruner  et  al.
2009). The number of polarity zones, namely six normal and
six reverse, is the same number as in preliminary results. The
mean  values  of  the  modulus  of  NRM  (Jn)  and  of  volume
magnetic susceptibility (k) for 244 samples of Upper Tithonian
and Lower Berriasian limestones are shown in Table 1. The k
ranges from —8.6 to 15.6 10

—6

 SI for the upper interval be-

tween 0—10 m of the section and from 30 to 85.1 10

—6

 SI for

the lower part (10.12—18.4 m). The results of AF and TD de-
magnetization  procedures  are  displayed  in  Pruner  et  al.
(2009: figs. 3, 4). The A-component is of viscous origin and
is demagnetizable in the temperature range of 20—100 °C (or
AF 0—5 mT). The origin of the B-components, low tempera-
ture (LTC) or low field (LFC) were undoubtedly imprinted,
most  probably  in  the  Neogene,  after  Alpine  folding.  Both
magnetic  polarities  are  present  in  C-component  (high  tem-
perature – HTC or high field – HFC) directions, but the di-
rections are highly scattered (Table 2, Fig. 5). The statistical

Fig. 5. J/K limestones and marls,
directions of N polarity (left) and
R  polarity  (right)  of  C-compo-
nents of RM corrected for dip of
strata.  Stereographic  projection,
full  (open)  small  circles  repre-
sent  projection  onto  the  lower
(upper)  hemisphere.  The  mean
direction calculated according to
Fisher  (1953)  is  marked  by  a
small  crossed  circle,  the  confi-
dence circle at the 95% probabil-
ity  level  is  circumscribed  about
the mean direction.

background image

375

STRATIGRAPHY OF THE JURASSIC-CRETACEOUS GRESTEN KLIPPENBELT (AUSTRIA)

Fig. 6. Magnetostratigraphic profile across the Nutzhof J/K boundary strata, paleomagnetic and lithostratigraphic data. M – NRM in the
natural state; k – value of volume magnetic susceptibility in the natural state; D – declination; I – inclination. Normal (reverse) magne-
tozones are denoted black (white), unknown (grey).

background image

376

LUKENEDER, HALÁSOVÁ, KROH, MAYRHOFER, PRUNER, REHÁKOVÁ, SCHNABL, SPROVIERI and WAGREICH

parameters  for  component  C  (total  number  220)  are  influ-
enced  by  samples  close  to  the  boundary  of  shorter  polarity
zones.  The  mean  values  of  C-component  directions  are
anomalous, having been affected by counter clockwise paleo-
tectonic  rotation.  The  paleomagnetic  data  given  in  the
magnetostratigraphic  profile  (Fig. 6)  indicate  a  significant
change of remanent magnetization and magnetic susceptibility,
at level Nu 10 due to the significant change in lithology from
marl (Nu 18.0—10.0) to limestone (Nu 10.0—0.0).

Figure 5  presents  the  results  of  the  magnetostratigraphic

profile with indicated moduli values of natural remanent mag-
netization (Jn), volume magnetic susceptibility values of sam-
ples in the natural state (k), paleomagnetic declination Dp and
inclination  Ip  (of  C-components  of  remanence  inferred  by
multi-component analysis). The values of the angular deflec-
tion of the direction of C-components of remanence from the
mean  direction,  with  only  normal  polarity  being  taken  into
consideration  (reverse  directions  were  transformed  into  nor-
mal  directions  for  the  calculation  of  the  mean  direction),  are
given  in  the  next  column.  The  resulting  normal  and  reverse
magnetozones are indicated in the last column.

Discussion

The high-resolution quantitative analysis of selected organic

groups  (calpionellids,  radiolarians,  saccocomids)  indicates
major variations in their abundance and composition (Figs. 2,
3,  4).  The  Upper  Jurassic  (Tithonian)  depositional  setting  at
Nutzhof  was  influenced  by  the  periodic  input  of  biodetritus
from surrounding shallow marine paleoenvironments, whereas
deposition  was  more  constant  during  the  Berriasian  and
characterized by pelagic sediments predominantly composed
of planktonic microorganisms (radiolarians, calcareous dino-
flagellates, calpionellids, and nannofossils).

Calcareous  dinoflagellates  predominate  in  the  Lower  and

Upper  Tithonian.  Their  stratigraphic  and  paleoecological  po-
tential  has  been  discussed  by  Reháková  (2000a,b).  In  the

Nutzhof section, the Lower Tithonian record of calcareous di-
noflagellates shows a distinct change in abundance and com-
position. Forms with radial orientation of calcite crystallites in
their cyst walls dominate in the Tithonica and Malmica Zones,
whereas  cadosinid  species  with  oblique  arrangement  of  the
calcite crystallites dominate the Semiradiata Zone. According
to Michalík et al. (2009), coinciding acme peaks of Cadosina
semiradiata semiradiata
 Wanner and Conusphaera spp. prob-
ably indicate warmer surface waters.

Chitinoidellids  are  very  rare  in  the  Nutzhof  section.  The

appearance  of  the  first  hyaline  calpionellid  loricas  precedes
the crassicollarian radiation. A monospecific calpionellid as-
sociation  consisting  predominantly  of  Calpionella  alpina
Lorenz characterizes the section. A similar calpionellid evo-
lution and biostratigraphy of the Jurassic-Cretaceous bound-
ary  interval  was  recorded  by  Remane  (1986),  Pop  (1994),
Reháková (1995), Olóriz et al. (1995), Grün & Blau (1997),
and  Andreini  et  al.  (2007).  Reháková  (in  Michalík  et  al.
2009)  demonstrated  that  the  J/K  boundary  interval  can  be
characterized by several calpionellid events: the onset, diver-
sification,  and  extinction  of  chitinoidellids  (middle  Titho-
nian);  the  onset,  diversification,  and  extinction  of
crassicollarians  (Upper  Tithonian);  and  the  onset  of  the
monospecific  Calpionella  alpina  association  at  the  J/K
boundary. Due to synsedimentary erosion probably originat-
ing during several extensional pulses, which denivelated the
sea bottom, clast-bearing calpionellid biomicrites were doc-
umented  along  the  Upper  Jurassic  and  Lower  Cretaceous
(Lower  Berriasian)  formations  in  several  areas  studied
(Michalík et al. 1990, 1995; Grabowski et al. 2010).

The  calcareous  nannofossil  ranges  in  the  Nutzhof  section

provides  a  tool  for  biostratigraphic  subdivision  of  the  J/K
boundary  interval.  The  coccoliths  of  the  family  Watznaueri-
aceae and three nannolithic genera ConusphaeraPolycostel-
la
,  and  Nannoconus  dominate  the  assemblages.  This  is  in
accordance with nannofossil studies in other locations at low
latitudes  sections  across  the  J/K  boundary  (Thierstein  1971,
1973, 1975; Erba 1989; Gardin & Manivit 1993; Özkan 1993;

Table 1: Basic magnetic parameters and statistical properties of the physical quantities in the basic groups of samples from the Nutzhof.

Modulus of NRM 

J

[10

–6 

 A/m] 

Volume magnetic susceptibility 

k [10

–6 

SI] 

Age 

Polarity 

Number of samples 

Mean value 

Standard deviation 

Mean value 

Standard deviation 

Early Berriasian 

N+R 

  82 

  88 

  39 

  2.3 

  3.1 

Late Tithonian 

N+R 

155 

165 

132 

21.4 

26.5 

 

Table 2: Mean directions of B (LFC or LTD) and C-components (HFC or HTD) corrected and not corrected for structural tilt.

 

Structural tilt correction 

No structural tilt correction 

(in-situ directions) 

Mean directions 

Mean directions 

Age of rocks 

C

omp

on

en

t of

 

rem

an

en

ce 

Po

la

ri

ty

 

Decl. [

o

] Incl. 

[

o

α

95

 [

o

] k  Decl. [

o

] Incl. 

[

o

α

95

 [

o

] k 

 
 
 

 

L. Tith.+ E.Berr. 

351.7 

–55.4 

3.1 

12.1 

  10.4 

  77.5 

3.1 

11.9 

168 

L. Tith.+ E.Berr. 

278.0 

  53.3 

7.1 

  3.2 

199.3 

–27.3 

8.0 

  2.6 

119 

L. Tith.+ E.Berr. 

104.1 

–46.1 

6.4 

  4.8 

  19.3 

  13.2 

6.4 

  4.8 

101 

L. Tith.+ E.Berr. 

  N*

)

 

286.1 

  44.5 

4.7 

  4.0 

198.1 

–15.0 

5.2 

  3.7 

220 

background image

377

STRATIGRAPHY OF THE JURASSIC-CRETACEOUS GRESTEN KLIPPENBELT (AUSTRIA)

Tavera et al. 1994; Bornemann et al. 2003; Pszczółkowski &
Myczyński 2004; Tremolada et al. 2006; Halásová in Micha-
lík et al. 2009).

The lowermost occurrences of nannofossils are partly ob-

scured due to poor preservation, but we tentatively identified
the boundaries of zones and subzones based on certain strati-
graphic markers (Polycostella beckmanniiHelenea chiastia,
Hexalithus  noeliae,  Nannoconus  wintereri,  Nannoconus
globulus
  minor,  Nannoconus  steinmannii  minor,  Nannoco-
nus
 kamptneri  minor,  Nannoconus  steinmannii  steinmannii,
Nannoconus  kamptneri  kamptneri,  Nannoconus  globulus
globulus
).

Tremolada  et  al.  (2006)  detected  that  Conusphaera  domi-

nates the nannolith assemblage in the upper middle Tithonian
(“Conusphaera world”). This is corroborated by data obtained
in this study. The acme peak of the genus Polycostella in sam-
ples  Nu 13.0  and  14.0  coincides  with  the  middle  Tithonian
Semiradiata  Subzone  (Reháková  2000b).  Comparison  with
the  Brodno  section  (Michalík  et  al.  2007  and  Michalík  et  al.
2009) indicate that the dominance of the nannolith Polycostel-
la  beckmannii
  occurs  somewhat  lower  in  the  Chitinoidella
Zone in the Nutzhof section. The first appearance of Helenea
chiastia
 is also demonstrated to be diachronous, being close to
the base of the calpionellid Crassicollaria Zone in the Brodno
section, but recorded in the uppermost part of the Chitinoidel-
la
 Zone in the Nutzhof section.

The most distinct nannofossil event is the onset of nanno-

conids  which  was  observed  in  the  interval  comprising  the
calpionellid Calpionella Zone, Ferasini Subzone (lowermost
Berriasian).  This  indicates  a  change  in  the  paleooceano-
graphic regime. From the biostratigraphic point of view, the
upper  J/K  boundary  datum  based  on  nannofossils  (Borne-
mann et al. 2003).

The change of saccocomid marl and limestone by overlying

calpionellid limestone in the Upper Tithonian also character-
izes J/K-boundary successions reported from numerous other
localities  in  Austria  (e.g.  Kristan-Tollmann  1962;  Flügel
1967;  Holzer  1968;  Holzer  &  Poltnik  1980;  Reháková  et  al.
1996), Germany (Lackschewitz et al. 1989), Poland (Pszczół-
kowski  &  Myczyński  2004)  and  Slovakia  (Vašíček  et  al.
1992). Many of these localities, however, differ lithologically
from the section studied at Nutzhof. In most cases the sacco-
comid-bearing beds are pure, reddish limestone.

Saccocomid  limestones  have  often  been  interpreted  as

Kimmeridgian  (e.g.  Flügel  1967: p. 35;  Sauer  et  al.  1992:
p. 183;  Wessely  2008: p. 210,  fig. 5)  and  have  been  used  as
the marker bed for that stage (Bernouli 1972). Reliable strati-
graphic data is, however, commonly lacking. Based on well-
dated  sections,  the  majority  of  the  recorded  saccocomid-
occurrences  are  of  Tithonian  age  (Nicosia  &  Parisi  1979;
Keupp & Matyszkiewicz 1997). This is corroborated/support-
ed by the data from the present study.

Summary and conclusions

The  studied  section  at  Nutzhof  represent  a  J/K-boundary

succession deposited in a distal slope-setting in the Gresten
Klippenbelt,  a  part  of  the  Helvetic  paleogeographic  realm.

The  Upper  Jurassic  to  Lower  Cretaceous  pelagic  sediments
represent a major sedimentation cycle.

The  significant  depositional  change  from  a  mixed  silici-

clastic/carbonate to a pure carbonate depositional system is
marked by a change from a lower marly cyclic part to an up-
per calcareous part. Accordingly, the lower (Tithonian) mar-
ly part is characterized by dark, laminated pelagic marls and
marly limestones with intercalated turbiditic limestone beds
(e.g. allodapic limestones). The upper part (limestone) repre-
sents  a  phase  of  autochthonous  pelagic  sedimentation  char-
acterized  by  bright,  chert-  and  aptychi-bearing  nannoconid
limestone.  The  macro-invertebrate  fauna  of  the  Berriasian
limestone succession is sparse, comprising rare ammonoids,
aptychi,  belemnites  and  brachiopods.  The  macro-inverte-
brate  fauna  of  the  Tithonian  marl-limestone  succession  is
rich in saccocomids accompanied by rare bivalves (inocera-
mids)  and  partly  by  abundant  ammonites.  The  microfauna,
in  contrast,  is  abundant,  with  dominating  calpionellids  and
radiolarians  in  the  limestone  succession  and  saccocomid
blooms within the marl-limestone succession.

The macrofauna, as already stated, is represented especially

by  ammonoids,  belemnoids,  aptychi  and  bivalves.  The
whole  section  yielded  46  ammonite  individuals/specimens.
Sampling of the sparse ammonites was difficult due to hard-
ite  sediments.  The  ammonite  biostratigraphy  is  integrated
with  micro-  and  nannofossil  biostratigraphic  data  from  the
marl-limestone  succession  and  indicates  Early  Tithonian  to
middle  Berriasian  ages  (Hybonoticeras hybonotum  Zone  up
to  the  Subthurmannia  occitanica  Zone).  Descendants  of
Subplanites  have  not  previously  been  reported  within  the
Gresten Klippenbelt. All ammonoids are typical of the Medi-
terranean Province.

The  limitation  of  ammonite  biostratigraphy  obtained  by

the new ammonite findings from Nutzhof has demonstrated
the  importance  of  integrating  macrofauna  biostratigraphy
with  the  micro-  and  nannofossil  biostratigraphy.  The  de-
scribed fauna increases our understanding of ammonite fau-
nas  from  the  area  of  the  Gresten  Klippenbelt  and  the
neighbouring Waschberg Zone during deposition of the Juras-
sic/Cretaceous boundary interval. Both areas were at the time
located on the passive northern margin of the Penninic Ocean.

Magnetostratigraphic,  geochemical  and  isotopes  studies

contribute to the understanding of the environmental history
during  the  Jurassic-Cretaceous  boundary  interval  in  a  little
known  area.  Sediment  deposition  took  place  during  condi-
tions  of  relatively  stable  water  masses  with  relatively  low
sedimentation rates in an unstable sedimentological environ-
ment. This is reflected by a change in lithology from Nu 11.0
to Nu 13.0 (11 to 13 m). A series of event layers with rede-
posited faunal elements (e.g. phyllocrinids) indicate a trans-
port  of  sediment  from  shallower  areas  in  the  North.  The
depositional area was influenced by the opening of the Pen-
ninic Ocean during the Late Jurassic to Early Cretaceous. A
phase of an earlier Penninic opening, is reflected as a signifi-
cant  change  in  lithology  and  composition  of  faunal  assem-
blage in the uppermost Tithonian (at Nu 10.0 m).

There is no evidence for redeposition of ammonites, which

are considered autochthonous and parautochthonous pelagic
elements from the open sea. Four crinoid taxa are recorded in

background image

378

LUKENEDER, HALÁSOVÁ, KROH, MAYRHOFER, PRUNER, REHÁKOVÁ, SCHNABL, SPROVIERI and WAGREICH

the  Tithonian  Blassenstein  Formation  and  comprise  Balano-
crinus  
sp.,  Saccocoma  tenella  (Goldfuss),  Crassicoma?  sp.,
and Phyllocrinus belbekensis Arendt. Only S. tenella is abun-
dant.  The  other  taxa,  in  particular  the  benthic  isocrinids  and
phyllocrinids  are  rare.  Preservation  and  ossicle  size  range  of
the latter groups indicate their allochthonous origin. The sac-
cocomid remains are restricted to the Tithonian, the saccoco-
mid-rich facies being overlain by calpionellid limestones.

The  biostratigraphic  study  based  on  the  distribution  of

calpionellids allowed an identification of the Boneti Subzone
of the Chitinoidella Zone. The J/K boundary is recorded be-
tween  the  Crassicollaria  and  Calpionella  Zone  and  is  de-
fined  by  the  morphological  change  of  Calpionella  alpina
tests. The base of the Crassicollaria Zone approximately co-
incides  with  the  onset  of  Tintinnopsella  remanei  Borza  and
the base of the standard Calpionella Zone, with the monospe-
cific calpionellid association being dominated by Calpionella
alpina
 Lorenz. Two further Subzones (Ferasini and Elliptica)
of the standard Calpionella Zone were recognized in radiolari-
an-calpionellid  and  calpionellid-radiolarian  wackestones  in
the overlying uppermost part of the section.

The  appearance  of  several  important  nannofossil  genera

allow  the  identification  of  the  Lower,  middle  and  Upper
Tithonian,  and  a  relatively  accurate  identification  of  the
Tithonian-Berriasian  boundary,  and  the  definition  of  the
Lower Berriasian nannofossil zones. Coccoliths of the fami-
ly  Watznaueriaceae  and  nannoliths  of  the  genera  Conus-
phaera
,  Nannoconus  and  Polycostella  dominate  the
assemblages. The interval between the FAD of Nannoconus
wintereri
  co-occurring  with  small  nannoconids  in  sample
Nu 9 (the uppermost Tithonian) and the FAD of Nannoconus
kamptneri  minor  
in  sample  Nu 5  (lowermost  Berriasian)  is
interpreted  as  the  Tithonian-Berriasian  boundary  interval.
The  nannoconid  dominance  in  the  lowermost  Berriasian,
known  as  the  “Nannoconus  world”  sensu  Tremolada  et  al.
(2006) is now recorded in the Nutzhof section.

Paleomagnetic data across the J/K boundary strata allow the

construction of a detailed magnetostratigraphic zonation. The
interval  between  Nu 5  to  10.5 m  provides  a  high-resolution

Fig. 7.  Estimated  average  sedimentation  rate  diagram  around  the
J/K  boundary  at  Nutzhof  based  on  magnetostratigraphic  and  bios-
tratigraphic data.

profile  with  an  almost  continuous  record  of  magnetic  and
paleomagnetic  parameters,  that  records  the  critical  intervals
with  boundaries  of  the  magnetozones  M19n—M20n.  Accord-
ing to magnetozone M19n and Brodno Subzone, the J/K bound-
ary  is  identified  within  the  interval  between  Nu 6.5—7 m.
Significant  changes  do  not  occur  at  the  J/K  boundary  itself.
The step of remanent magnetization and magnetic susceptibil-
ity, at level Nu 10.0, occurs in magnetozone M20n below the
Kysuca  Subzone.  A  similar  jump  of  NRM  and  susceptibility
lies in the M20n just above the Kysuca Subzone in the Bosso
section. The average sedimentation rate in the Nutzhof sec-
tion is ca. 3.7 m/Myr (Fig. 7), but with high dispersion (from
2—11 m/Myr)  differing  from  the  average  sedimentation  rates
of 2.27 m/Myr recorded in Brodno and 2.88 m/Myr in Puerto
Esca

n

o.  Relatively  low  rates  (1 m/Myr)  are  recorded  in  the

Bosso Valley, but higher rates (3—11 m/Myr) are reported by
Grabowski  &  Pszczółkowski  (2006)  from  the  Tatra  Moun-
tains. No significant change can be noted at or within the J/K
boundary interval. The integration of fossil and magnetostrati-
graphic data demonstrates a duration of approximately 7 mil-
lion years (approximately 150—143 Ma) for the deposition of
the Nutzhof section (Figs. 6 and 7).

The carbon isotope record documents a significant change

in  the  C-cycle  dynamic  suggesting  a  sluggish  3-D  dynamic
of the marine system possibly associated with a decrease in
primary  productivity.  Abrupt  oscillations  mainly  recorded
between the levels 10 and 6 m suggest a significantly unsta-
ble global carbon system during the Jurassic but a change to-
wards balanced conditions in the Cretaceous interval.

Acknowledgments: We are indebted to Hans Egger (Geologi-
cal Survey of Austria) who made us aware of the studied lo-
cality. The study was supported by the Austrian Science Fund
(FWF; Project P20018-N10) and by the Grant Agency of the
Czech  Republic  (Grant  No.  GACR  205-07-1365)  and  Re-
search Plan of the IG AS CR No. CEZ AV0Z30130516. This
is  also  a  contribution  to  the  506  IGCP  UNESCO  Project,
APVV-0280-07,  APVV-0248-07,  APVV-  0465-06,  APVT
51-011305 and LPP 0120-09. MW thanks IGCP 555 and the
Austrian  Academy  of  Sciences  for  financial  support.  Thanks
go  to  members  of  the  Kilian  Group  (Lower  Cretaceous  Am-
monite  Working  Group;  president  Stephane  Reboulet,  Lyon)
for  fruitful  discussions  on  the  ammonoid  fauna.  Technical
support  for  photography  was  provided  by  Alice  Schumacher
(Vienna). Franz Topka (Vienna) assisted with the preparation
of ammonoid specimens and Anton Englert (Vienna) prepared
the thin sections. Paleomagnetic analyses were performed by
Daniela  Venhodová,  Jana  Drahotová,  and  Jiří  Petráček.  The
software  for  the  evaluation  of  paleomagnetic  measurements
was  prepared  by  Otakar  Man  (Institute  of  Geology  ASCR
v.v.i.). We thank Luc Bulot (Marseille) and Jacek Grabowski
(Warsaw)  for  their  comments  which  helped  to  improve  the
quality of the manuscript.

References

Andreini  G.,  Caracuel  J.E.  &  Parisi  G.  2007:  Calpionellid  bio-

stratigraphy of the Upper Tithonian—Upper Valanginian inter-

ñ

background image

379

STRATIGRAPHY OF THE JURASSIC-CRETACEOUS GRESTEN KLIPPENBELT (AUSTRIA)

val in Western Sicily (Italy). Swiss J. Geosci. 100, 179—198.

Bernouli D. 1972: North Atlantic and Mediterranean Mesozoic fa-

cies: A comparison. Init. Repts. DSDP 11, 631—643.

Bornemann  A.,  Aschwer  U.  &  Mutterlose  J.  2003:  The  impact  of

calcareous nannofossils on the pelagic carbonate accumulation
across  the  Jurassic-Cretaceous  boundary  interval.  Palaeo-
geogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol
. 199, 187—228.

Bralower T.J., Monechi S. & Thierstein H.R. 1989: Calcareous nan-

nofossil zonation of the Jurassic-Cretaceous boundary interval
and correlation with the geomagnetic polarity timescale. Mar.
Micropaleont
. 14, 153—235.

Cžjžek J. 1852: Aptychenschiefer in Niederösterreich.  Jb. K.-Kön.

Geol. Reichsanst. 3, 3, 1—7.

Decker K. 1990: Plate tectonics and pelagic facies: Late Jurassic to

Early Cretaceous deep-sea sediments of the Ybbsitz ophiolite
unit (Estern Alps, Austria). Sed. Geol. 67, 85—99.

Decker K. & Rögl F. 1990: Early Cretaceous agglutinated foramin-

ifera from limestone-marly rhythmites of the Gresten Klippen
Belt (Eastern Alps Austria). Abh. Geol. B.—A. 41, 41—59.

Dercourt J., Ricou L.E. & Vrielynck B. (Eds.) 1993: Atlas Tethys

palaeoenvironment maps, 14 maps, 1 pl. Gauthier-Villars, Paris,
1—307.

Dercourt  J.,  Gaetani  M.,  Vrielynck  B.,  Barrier  E.,  Biju  Duval  B.,

Brunet M.F., Cadet J.P., Crasquin S. & Sandulescu M. (Eds.)
2000:  Atlas  Peri-Tethys,  Palaeogeographical  maps,  24  maps
and explanatory notes: I-XX. CCGM/CGMW, Paris, 1—269.

Erba E. 1989: Calcareous nannofossil zonation of the Jurassic-Cre-

taceous boundary interval and correlation with the geomagnetic
polarity timescale. Mar. Micropaleont. 14, 153—235.

Faupl  P.  2003:  Historische  Geologie:  eine  Einführung.  Facultas,

Wien, 1—271.

Faupl P. & Wagreich M. 2000: Late Jurassic to Eocene Palaeogeog-

raphy  and  Geodynamic  Evolution  of  the  Eastern  Alps.  Mitt.
Österr. Geol. Gesell
. 92, 79—94.

Fisher R.A. 1953: Dispersion on a sphere. Proc. R. Soc. London  A.

217, 295—305.

Flügel H.W. 1967: Die Lithogenese der Steinmühl-Kalke des Arrach-

er Steinbruches (Jura, Österreich). Sedimentology 9, 23—53.

Gardin S. & Manivit H. 1993: Upper Tithonian and Berriasian cal-

careous nannofossils from the Vocontian Trough (SE France):
Biostratigraphy and sequence stratigraphy. Bull. Centres Rech.
Explor.-Prod. Elf-Aquitaine 17, 1, 277—289.

Gottschling  P.  1965:  Zur  Geologie  der  Hauptklippenzone  und  der

Laaber  Teildecke  im  Bereich  von  Glashütte  bis  Bernreith
(Niederösterreich). Mitt. Geol. Gesell. Wien 58, 23—86.

Grabowski J. & Pszczółkowski A. 2006: Magneto- and biostratigra-

phy of the Tithonian-Berriasian pelagic sediments in the Tatra
Mountains (central Western Carpathians, Poland): sedimentary
and rock magnetic changes at the Jurassic/Cretaceous bound-
ary. Cret. Research 27, 398—417.

Grabowski  J.,  Michalík  J.,  Pszczółkowski  A.  &  Lintnerová  O.

2010: Magneto-, and isotope stratigraphy around the Jurassic/
Cretaceous  boundary  in  the  Vysoká  Unit  (Malé  Karpaty  Mts,
Slovakia):  correlations  and  tectonic  implications.  Geol.  Car-
pathica
 61, 4, 309—326.

Gradstein  F.M.,  Ogg  J.G.  &  Smith  A.G.  (Eds.)  2004:  A  geologic

time  scale  2004.  Cambridge  University  Press,  Cambridge,
U.K., 1—589.

Grün B. & Blau J. 1997: New aspects of calpionellid biochronolo-

gy: proposal for a revised calpionellid zonal and subzonal divi-
sion. Rev. Paléobiol. 16, 197—214.

Hardenbol J., Thierry J., Farley M.B., Jacquin T., de Graciansky P.C.

&  Vail  P.R.  1998:  Mesozoic  and  Cenozoic  sequence  stratigra-
phy of European basins. SEPM, Spec. Publ., Tulsa 60, 1998.

Hennig S., Weissert H. & Bulot L. 1999: C-isotope stratigraphy, a

calibration  tool  between  ammonite-  and  magnetostratigraphy:

the  Valanginian-Hauterivian  transition.  Geol.  Carpathica  50,
91—96.

Hess  H.,  Ausich  W.I.,  Brett  C.E.  &  Simms  M.J.  1999:  Fossil

crinoids.  Cambridge  University  Press,  Cambridge,  MA,
xv+275.

Hirano  H.  1993:  Phyletic  evolution  of  desmoceratine  ammonoids

through  the  Cenomanian-Turonian  oceanic  anoxic  event.  In:
House M.R. (Ed.): The Ammonoidea: environment, ecology, and
evolutionary change. Clarendon Press, Oxford, UK, 267—283.

Holzer  H.-L.  1968:  Stratigraphie  und  Lithologie  der  Jura-Kreide-

Folge  im  nördlichsten  Pechgraben-Steinbruch.  Mitt.  Natur-
wiss. Vereins Steiermark
 98, 47—57.

Holzer H.-L. & Poltnig W. 1980: Erster Nachweis einer Radialplat-

ten-Fossillagerstätte  der  Schwebcrinoide  Saccocoma  im
oberostalpinen  Malm  (Ostkarawanken,  Kärnten).  Carinthia  II
170, 201—216.

Houša V., Krs M., Krsová M., Man O., Pruner P. & Venhodová D.

1999: High-resolution magnetostratigraphy and micropaleontol-
ogy across the J/K boundary strata at Brodno near Žilina, west-
ern Slovakia: summary results. Cret. Research 20, 699—717.

Houša  V.,  Krs  M.,  Man  O.,  Pruner  P.,  Venhodová  D.,  Cecca  F.,

Nardi G. & Piscitello M. 2004: Combined magnetostratigraph-
ic, paleomagnetic and calpionellid investigations across Juras-
sic/Cretaceous  boundary  strata  in  the  Bosso  Valley,  Umbria,
central Italy. Cret. Research 25, 771—785.

Keupp H. & Matyszkiewicz J. 1997: Zur Faziesrelevanz von Sacco-

coma-Resten  (Schwebcrinoiden)  in  Oberjura-Kalken  des
nördlichen  Tethys-Schelfs.  Geol.  Blätter  für  Nordost-Bayern
und angrenzende Gebiete
 47, 53—70.

Kirschvink J.L. 1980: The least-squares line and plane and the anal-

ysis  of  palaeomagnetic  data.  Geophys.  J.  Roy.  Astr.  Soc.  62,
699—718.

Kristan-Tollmann  E.  1962:  Stratigraphisch  wertvolle  Mikrofossil-

ien aus dem Oberjura und Neokom der Nördlichen Kalkalpen.
Erdoel-Z. 78, 637—549.

Kroh  A.  &  Lukeneder  A.  2009:  Crinoids  from  the  Late  Jurassic—

Early Cretaceous of the Nutzhof section (Lower Austria, Pien-
iny  Klippenbelt).  Ann.  Naturhist.  Mus.  Wien,  Serie  A  110,
383—399.

Kühn O. 1962: Autriche. Lexique Stratigr. Int., Europe 8, 1—646.
Küpper H. 1962: Beobachtungen in der Hauptklippenzone bei Stoll-

berg, N.Ö. Verh. Geol. B.—A. 2, 263—268.

Lackschewitz  K.,  Grützmacher  U.,  Suhr  J.  &  Kiel  R.H.  1989:

Synsedimentäre 

Kippschollentektonik: 

Becken- 

und

Schwellenfazies  oberjurassischer  Karbonate  der  Chiemgauer
Alpen. Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck 16, 163—165.

Lierl H.J. 1992: Tenside – ihre Verwendung für die Präperation geo-

logisch-paläontologischer Objekte. Der Präperator 38, 12—17.

Lukeneder A. 2009: New biostratigraphic ammonite data from the

Jurassic/Cretaceous  boundary  at  Nutzhof  (Gresten  Klippen-
belt, Lower Austria). Ann. Naturhist. Mus. WienSerie A 110,
313—330.

Mandic O. & Lukeneder A. 2008: Dating the Penninic Ocean sub-

duction:  new  data  from  planktonic  foraminifera.  Cret.  Re-
search
 29, 901—912.

Masse  J.P.  et  al.  (12  co-authors)  2000:  Early  Aptian.  In:  Dercourt

J., Gaetani M. et al. (Eds.). Atlas Peri-Tethys, Palaeogeograph-
ical Maps 13, (CCGM/CGMW) Paris.

McArthur J.M. & Howarth R.J. 2004: Strontium isotope stratigraphy.

In: Gradstein F.M., Agterberg F.P. & Smith A.G. (Eds.): A geo-
logic time scale 2004. Cambridge University Press, 96—105.

McArthur  J.M.,  Howarth  R.J.  &  Bailey  T.R.  2001:  Strontium  iso-

tope  stratigraphy:  LOWESS  Version 3:  best  fit  to  the  marine
Sr-isotope curve for 0—509 Ma and accompanying look-up ta-
ble for deriving numerical age. J. Geol. 109, 155—170.

McArthur J.M., Janssen N.M.M., Reboulet S., Leng M.J., Thirlwall

background image

380

LUKENEDER, HALÁSOVÁ, KROH, MAYRHOFER, PRUNER, REHÁKOVÁ, SCHNABL, SPROVIERI and WAGREICH

M.F. & van de Schootbrugge B. 2007: Early Cretaceous ice-cap
volume,  palaeo-temperatures  (Mg, 

18

O),  and  isotope  stratigra-

phy  (

13

C, 

87

Sr/

86

Sr)  from  Tethyan  belemnites.  Palaeogeogr.

Palaeoclimatol. Palaeoecol. 248, 391—430.

Michalík J., Reháková D. & Halásová E. 1990: Stratigraphy of the

Jurassic/Cretaceous  boundary  beds  in  the  Hlboč  Valley
(Vysoká  Unit  of  the  Krížna  Nappe,  Malé  Karpaty  Mts).  Kni-
hovnička ZPN 
9a, 183—204 (in Slovak, with English summary).

Michalík J., Reháková D. & Vašíček Z. 1995: Early Cretaceous sed-

imentary  changes  in  west  Carpathian  area.  Geol.  Carpathica
46, 285—296.

Michalík J., Reháková D., Halásová E. & Lintnerová O. 2007: Inte-

grated stratigraphy of the Jurassic/Cretaceous boundary at the
Brodno section (the Kysuca Unit, Pieniny Klippen Belt, West-
ern Carpathians). Abstract book, International geological cor-
relation  programme  506  –  Jurassic  marine:  non-marine
correlation
Univ. Bristol, 1—3.

Michalík  J.,  Reháková  D.,  Halásová  E.  &  Lintnerová  O.  2009:  A

possible  West  Carpathian  regional  stratotype  of  the  Jurassic/
Cretaceous  boundary  (the  Brodno  section  near  Žilina).  Geol.
Carpathica 
60, 3, 213—232.

Nicosia U. & Parisi G. 1979: Saccocoma tenella (Goldfuss) – Dis-

tribuzione  stratigrafica  e  geografica.  Boll.  Soc.  Paleont.  Ital.
18, 320—326.

Olóriz F., Caracuel J.E., Marques B. & Rodríguez-Tovar F.J. 1995:

Asociaciones de Tintinnoides en facies Ammonitico Rosso de
la Sierra Norte (Mallorca). Rev. Esp. Paleont., No. Homenaje
al Dr. G. Colom
, 77—93.

Özkan S. 1993: Calcareous nannofossils from the Late Jurassic—Early

Cretaceous  of  Northwest  Anatolia,  Turkey.  Geol.  J.  28/3—4,
295—307.

Piller  W.  et  al.  2004:  Die  Stratigraphische  Tabelle  von  Österreich

2004 (sedimentäre Schichtfolgen). Österr. Akad. Wissenschaft.
Österr. Stratigr. Kommission
, Wien.

Pop  G.  1994:  Calpionellid  evolutive  events  and  their  use  in  bios-

tratigraphy. Rom. J. Stratigraphy 76, 7—24.

Pop G. 1997: Révision systématique des chitinoidelles tithoniennes

des carpathes méridionales (Roumanie). Compt. Rendus Acad.
des Sci
., Sér. IIa, Paris 342, 931—938.

Pruner P., Schnabl P. & Lukeneder A. 2009: Preliminary results of

magnetostratigraphic  investigations  across  the  Jurassic/Creta-
ceous boundary strata in the Nutzhof, Austria. Ann. Naturhist.
Mus. Wien
Ser. A 110, 331—344.

Pszczółkowski A. & Myczyński R. 2004: Ammonite-supported mi-

crofossil  and  nannoconid  stratigraphy  of  the  Tithonian-Hau-
terivian  limestones  in  selected  sections  of  the  Branisko
Succession,  Pieniny  Klippen  Belt  (Poland).  Stud.  Geol.  Pol.
123, 133—197.

Reháková D. 1995: New data on calpionellid distribution in the Up-

per  Jurassic/Lower  Cretaceous  formations  (Western  Car-
pathians). Miner. Slovaca 27, 308—318 (in Slovak).

Reháková D. 1998: Calpionellid genus Remaniella Catalano 1956 in

Lower  Cretaceous  pelagic  deposits  of  Western  Carpathians.
Miner. Slovaca 30, 443—452.

Reháková D. 2000a: Calcareous dinoflagellate and calpinellid bioev-

ents  versus  sea-level  fluctuations  recorded  in  the  West-Car-
pathian (Late Jurassic/Early Cretaceous) pelagic environments.
Geol. Carpathica 51, 4, 229—243.

Reháková D. 2000b: Evolution and distribution of the Late Jurassic

and  Early  Cretaceous  calcareous  dinoflagellates  recorded  in
the Western Carpathian pelagic carbonate facies. Miner. Slovaca
32, 79—88.

Reháková D. 2002: Chitinoidella Trejo, 1975 in Middle Tithonian

carbonate  pelagic  sequences  of  the  West  Carpathian  Tethyan
area. Geol. Carpathica 55, 6, 369—379.

Reháková D. & Michalík J. 1997: Evolution and distribution of calpi-

onellids – the most characteristic constituents of Lower Creta-
ceous Tethyan microplankton. Cret. Research 18, 493—504.

Reháková  D.,  Michalík  J.  &  Ožvoldová  L.  1996:  New  microbios-

tratigraphical data from several Lower Cretaceous pelagic se-
quences of the Northern Calcareous Alps, Austria (Preliminary
results). Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck 4, 57—81.

Reháková D., Halásová E. & Lukeneder A. 2008: The Jurassic/Creta-

ceous  boundary  in  the  Austrian  Klippen  belt  (Nutzhof,  Lower
Austria): Implications on micro- and nannofacies analysis. Ber.
Geol. B.—A.
 74, 95—97.

Reháková D., Halásová E. & Lukeneder A. 2009: The Jurassic-Cre-

taceous boundary in the Austrian Klippen Belt (Nutzhof, Lower
Austria):  Implications  on  Micro-  and  Nannofacies  analysis.
Ann. Naturhist. Mus. WienSer. A 110, 345—381.

Remane J. 1986: Calpionellids and the Jurassic-Cretaceous bound-

ary. Acta Geol. Hung. 29, 15—26.

Roth P.H., Medd A.W. & Watkins D.K. 1983: Jurassic calcareous

nannofossil  zonation,  an  overview  with  new  evidence  from
Deep Sea Drilling Project Site 534A. In: Sheridan R.E., Grad-
stein F.M. et al. Init. Repts. DSDP 76, 573—579.

Řehánek J. 1992: Valuable species of cadosinids and stomiosphaerids

for determination of the Jurassic-Cretaceous boundary (vertical
distribution, biozonation). Scripta 22, 117—122.

Sauer R., Seifert P. & Wessely G. 1992: Guidebook to excursions in

the  Vienna  Basin  and  the  adjacent  Alpine-Carpathian  Thrust-
belt in Austria. Part II. Mitt. Österr. Geol. Gesell. 85, 97—239.

Scotese  C.R.  2001:  Atlas  of  earth  history.  Paleomap  project,  Ar-

lington, Texas, 1—52.

Spötl  C.  &  Vennemann  T.  2003:  Continuous-flow  isotope  ratio

mass  spectrometric  analysis  of  carbonate  minerals.  Rapid
Communications in Mass Spectrometry
 17, 1004—1006.

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

Paleozoic and Mesozoic constrained by dynamic plate bound-
aries  and  restored  synthetic  oceanic  isochrons.  Earth  Planet.
Sci. Lett
. 196, 17—33.

Stampfli G. & Mosar J. 1999: The making and becoming of Apulia.

Mem.  Sci.  Géol.  Padova.  Spec.  Vol.,  3

rd

  Workshop  on  Alpine

Geology 51/1, 141—154.

Stampfli G.M., Borel G.D., Marchant R. & Mosar J. 2002: Western

Alps  geological  constraints  on  western  Tethyan  reconstruc-
tions. In: Rosenbaum G. & Lister G.S. (Eds.): Reconstruction
of  the  evolution  of  the  Alpine-Himalayan  Orogen.  J.  Virtual
Explorer
 8, 77—106.

Tavera J.M., Aguado R., Company M. & Olóriz F. 1994: Integrated

biostratigraphy of the Durangites and Jacobi Zones (J/K bound-
ary) at the Puerto Esca

n

o section in Southern Spain (province of

Cordoba). Geobios 17, 469—476.

Thierstein H. 1971: Tentantive Lower Cretaceous calcareous Nano-

plankton Zonation. Eclogae Geol. Helv. 64, 3, 437—652.

Thierstein  H.  1973:  Lower  Cretaceous  calcareous  nannoplankton

biostratigraphy. Abh. Geol. B.—A. 29, 3—52.

Thierstein  H.  1975:  Calcareous  nannoplankton  biostratigraphy  at

the  Jurassic-Cretaceous  boundary.  Colloque  sur  la  Limite  Ju-
rassique-Crétacé. Bur. Rech. Geol. Minieres, Mem., 84—94.

Tremolada  F.,  Bornemann  A.,  Bralower  T.,  Koeberl  C.  &  van  de

Schootbrugge B. 2006: Paleoceanographic changes across the
Jurassic/Cretaceous  Boundary:  the  calcareous  phytoplankton
response. Earth Planet. Sci. Lett. 241, 361—371.

van  de  Schootbrugge  B.,  Föllmi  K.B.,  Bulot  L.G.  &  Burns  S.J.

2000: Paleoceanographic changes during the Early Cretaceous
(Valanginian—Hauterivian): Evidence from oxygen and carbon
stable isotope. Earth Planet. Sci. Lett. 181, 15—31.

Vašíček Z., Reháková D., Michalík J., Peterčáková M. & Halásová

E. 1992: Ammonites, aptychi, nanno- and microplankton from
the Lower Cretaceous Pieniny Formation in the “Kysuca Gate”
near  Žilina  (Western  Carpathian  Klippen  Belt,  Kysuca  Unit).

ñ

background image

381

STRATIGRAPHY OF THE JURASSIC-CRETACEOUS GRESTEN KLIPPENBELT (AUSTRIA)

Západ. Karpaty Paleont. 16, 43—57.

Weissert  H.  1989:  C-isotope  stratigraphy,  a  monitor  of  paleoenvi-

ronmental  changes:  A  case  study  from  the  Early  Cretaceous.
Surv. Geophys. 10, 1—16.

Weissert H., McKenzie J.A. & Channell J.E.T. 1985: Natural varia-

Appendix

Crossplot of the 

18

O vs. 

13

C values at Nutzhof (both vs. V-PDB).

tions in the carbon cycle during the Early Cretaceous. In: The
carbon cycle and atmospheric CO

2

: Natural variations Archean

to the present. Geophysic. Monograph. 32, 531—545.

Wessely  G.  2008:  Kalkalpine  Schichtfolgen  und  Strukturen  im

Wienerwald. J. Alp. Geol. 49, 201—214.