background image

www.geologicacarpathica.sk

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

, AUGUST 2013, 64, 4, 305—326                                                         doi: 10.2478/geoca-2013-0022

Large-volume gravity flow deposits in the Central

Carpathian Paleogene Basin (Orava region, Slovakia):

evidence for hyperpycnal river discharge in deep-sea fans

DUŠAN STAREK

1

, JÁN SOTÁK

2

, JOZEF JABLONSKÝ

3

 and RÓBERT MARSCHALKO

1

1

Geological Institute, Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, 842 28 Bratislava, Slovak Republic;  dusan.starek@savba.sk

2

Geological Institute, Slovak Academy of Sciences; Branch: Ďumbierska 1, 974 01 Banská Bystrica, Slovak Republic;  sotak@savbb.sk

3

Department of Geology and Paleontology, Faculty of Natural Sciences, Mlynská dolina 15, 842 15 Bratislava, Slovak Republic;

jozef.jablonsky@fns.uniba.sk

(Manuscript received September 3, 2012; accepted in revised form March 14, 2013)

Abstract: The deep-water clastic systems of the Central Carpathian Paleogene Basin contain megabeds, which are devel-
oped in distinctive stratigraphic horizons and can be traced over long distances. These beds are characterized by great
individual  thickness  (4—13 m),  uniform  lithology  and  internal  structures.  On  the  basis  of  their  lithology,  sedimentary
structures and sequence development, the megabeds are characterized by 15 individual facies and interpreted from the
viewpoint of flow hydrodynamics. The grain-size distribution and internal structures of the megabeds point to their depo-
sition from uniform turbulent flows. The main controlling factor for generation of such large voluminous flows is inferred
in the sea-level changes, when a relative rising of sea level during the Eocene/Oligocene boundary was responsible for
long-lasting accumulation of the clastic supply at the basin margins. The large volume of detritus from river discharge and
ravinement  surfaces  of  flooded  land  was  accumulated  on  the  shore  and  in  the  conduit  heads  where  the  sediment  was
remobilized by other triggers. The flows generated by catastrophic floods during the early Rupelian sea-level lowstand are
thought to be the most probably triggering mechanism. The large highly erosive hyperpycnal flows from flooding rivers
could erode accumulated deposits in the conduit or on steeper basin-margin slopes and could cause progressive increase of
the  sand  volume  in  the  flow.  Conduit  flushing  appears  to  be  the most  probable  source  of  sediment  for  the  very  large
voluminous flows that were responsible for deposition of the Orava megabeds.

Key words: Early Oligocene, Central Carpathians, megabeds, megaturbidites, hyperpycnal-flow deposits.

Introduction

Specific sedimentary units in the western part of the Central
Carpathian  Paleogene  Basin  (CCPB)  are  represented  by
“megabeds”.  They  form  a  distinctive  horizon  of  basin-fill
formations with a great thickness (4—13 m), uniform litholo-
gy and finely structured sandstones and siltstones, which are
developed in fining-upward beds. In the Orava region of the
CCPB, the megabeds display a relatively broad lateral extent
and  distribution  over  a  distance  of  25 km  (Fig. 1C).  More-
over, similar occurrences of very thick sandstone beds from
the  identical  stratigraphic  level  of  other  parts  of  the  CCPB
are recorded in the Podhale area (Kozinec beds sensu Golab
1959)  and  Spišská  Magura  area  (Janočko  &  Jacko  2001;
Soták et al. 2001; Sliva 2005).

Descriptions of megabeds, often referred as “megaturbid-

ites” (e.g. Ricci Lucchi & Valmori 1980; Mutti et al. 1984;
Bouma  1987;  Labaume  et  al.  1987;  Reeder  et  al.  2000;
Remacha & Fernández 2003 and others), have been presented
over the last decades in several studies. The megabeds with a
great thickness and wide lateral extent, are considered to be a
product  of  large-volume  gravity  flows  ( > 2.5 km

3

  sensu

Talling  et  al.  2007).  They  have  been  recognized  mainly  in
acoustic and high-resolution seismic profiles (e.g. Piper et al.
1988; Rebesco et all. 2000; Reader et al. 2000; Anastasakis

& Pe-Piper 2006; Gee et al. 2006), drill cores (Reeder at al.
2000; Piper & Normark 2001 ) or in well exposed areas (e.g.
Ricci Lucchi & Valmori 1980; Remacha & Fernández 2003;
Talling et al. 2007; Muzzi Magalhaes & Tinterri 2010).

However, the deposition of a very thick bed by a single sed-

imentary event is relatively rare in deep-marine turbidite sys-
tems  (Piper  &  Normark  2001).  Furthermore  the  processes
which can trigger voluminous turbidity currents able to influ-
ence  depositional  processes  are  still  poorly  understood  and
discussed (e.g. Piper & Normark 2009). The megabeds might
be important as excellent markers for stratigraphic and seismic
correlations  over  long  distance,  and  useful  in  basin  analyses
(e.g. Doyle 1987; Pauley 1995; Remacha & Fernández 2003).

This  study  deals  with  the  Orava  megabeds  in  the  Central

Carpathian  Paleogene  Basin,  with  the  aim  of  providing
petrofacies, lithological and stratigraphical data and detailed
descriptions  of  their  sedimentary  structures.  These  data  en-
able  us  to  recognize  15  individual  facies  characterizing  the
megabeds,  with  grain-size  distribution,  sequence  organiza-
tion  and  lateral  transformation  also  reflecting  the  hydrody-
namic conditions of their deposition. Our data in comparison
with  modern  analogues  of  megaturbidites  and  other  mega-
beds  have  been  used  for  definition  of  the  most  probably
model  of  large-volume  flow  initiation  and  deposition  of
megabeds in the western part of the CCPB.

background image

306

STAREK, SOTÁK, JABLONSKÝ and MARSCHALKO

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4, 305—326

Background

Initiation processes for turbidity currents

Turbidity currents may be initiated by a wide range of pro-

cesses  at  the  edge  of  the  continental  shelf,  which  are  con-
nected generally with transformation of slumps, hyperpycnal
flows from rivers, storm generated flows near the shelf edge,
or  combinations  of  these  initiating  processes  (e.g.  Normark
&  Piper  1991;  Piper  &  Normark  2009).  A very  simplified
description of these general processes is presented below.

Initiation  by  slope  failure:  The  turbidity  currents  might

be  initiated  by  slope  failures  immediately  in  the  seaward
areas  of  a  distributary  mouth,  where  predominantly  sandy
sediments  are  accumulated.  Such  failures  are  particularly
common in fan deltas (e.g. Hein & Syvitski 1992; Lrnne &

Nemec  2004;  Carter  et  al.  2012).  The  form  of  sand  failure
depends  on  the  efficiency  of  packing  in  the  original  sand
body, which is a critical parameter for division of large bank
failures into two types: liquefaction slope failures and breach
failures (Van den Berg et al. 2002). Slump-generated turbidity
currents show particular down-flow evolution. The sand and
silt  of  the  initial  failures  is  essentially  unlithified  to  form
slumps and debris flows, which overcome sufficient distance
and  may  be  transformed  through  hydraulic  jumps  into  turbi-
dity currents on the steep slopes (e.g. Piper et al. 1999; Mohrig
& Marr 2003).

Initiation by sediment-laden flows: Turbidites formed by

direct freshwater sediment-laden flows are characteristic for
steep and high-bedload rivers. These flows discharge on the
narrow shelves, or prograde onto the basinal slopes to accu-
mulate  the  fan  deltas.  Some  sediments  were  deposited  near

Fig. 1. A – Location of the study area within the Alpine-Carpathian orogen. B – The Central Carpathian Paleogene Basin system depicting
structural sub-basins, basement massifs and surrounding units. C – Geological sketch of the Orava region (after Gross et al. 1993; Biely et
al. 1996, modified) with situated megabeds studied. Key: 1 – location of studied sections (A – Zázrivá (N49°15

’11”, E19°10’29”);

B, C, – localities near Dolný Kubín area (Ve ký Bysterec – N49°12

’24”, E19°17’05”, Záskalie locality – N49°12’51”, E19°17’30”);

D – Kňažia (N49°13

’55”, E19°19’45”); E – Pucov (N49°13’14”, E19°22’43”); F – Ve ké Borové (Svorad plató section – N49°11’06”,

E19°29

’48”); G – Jobová Ráztoka (N49°12’10”, E19°32’1”); H – Huty (N49°12’27”, E19°32’56”); 2 – Mesozoic of the Inner

Carpathians (undivided); 3 – Mesozoic of the Klippen Belt (undivided); – Cretaceous and Paleogene of the Outer Carpathians (undivided);
5 – Magmatic rocks (Tatricum basement); the Central Carpathians Paleogene (6 – Borové Formation; 7 – Huty Formation; 8 – Zuberec
Formation; 9 – Biely Potok Formation); 10 – geological boundaries, faults and overthrust lines.

background image

307

LARGE-VOLUME FLOW DEPOSITS IN THE CENTRAL CARPATHIAN PALEOGENE BASIN (SLOVAKIA)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4,  305—326

the  mouth  and  subsequently  reworked,  but  most  hypercon-
centrated  coarse  bedload  would  continue  to  flow  seaward
inertially (Prior & Bornhold 1989). Turbidity currents in fan
deltas may often result from hyperpycnal flow (e.g. Mulder
& Syvitski 1995; Mutti et al. 2000; Piper & Normark 2001;
Mutti et al. 2003), although submarine landslides and remo-
bilization  of  sediment  are  also  widespread  (e.g.  Hein  &
Syvitski 1992; Carter et al. 2012).

Initiation by storms: These turbidity currents are initiated

by  storm  resuspension  of  sediments  near  the  shelf  edge,
mainly  when  the  heads  of  the  submarine  canyons  occur  in
the surf zone, from which they cross the narrow shelves. Sus-
pension of sand and activation of seaward flows is considered
to be the main initiation process of turbidites in canyon heads
during storms (e.g. Fukushima et al. 1985; Prior et al. 1989;
Mulder et al. 2001).

The  multiple  initiating  processes:  In  submarine  conduit

heads and sandy deltas, multiple initiating processes for tur-
bidity currents may interact in a complex manner. Erosion of
deltafront  channels  or  straight-sided  prodeltaic  channels  by
hyperpycnal flows can initiate failure and flushing of earlier
deposited sands (e.g. Mitchell 2005).

Moreover, the deposition of sand during extreme floods is

important on the prodelta, which then might fail due to depo-
sitional oversteepening (Milliman et al. 2007). Many hyper-
pycnal  flows  from  rivers  are  predominantly  muddy  (e.g.
Johnson  et  al.  2001),  but  may  evolve  into  mixed  flows  by
erosion of older sands from the conduit.

The initiating mechanisms and factors that trigger the dep-

osition  of  large  volumes  and  thicknesses  of  sediment  in  a
single event are still a matter of discussion in literature. For
example,  the  relationship  between  large-volume  turbidity
currents and sea-level changes is still poorly known. Several
authors have suggested that a sea-level lowstand is a decisive
factor for a non-steady stage, when terrigenous debris directly
reaches  the  shelf  margin,  thus  causing  instability  and  sus-
ceptibility  to  sliding  (e.g.  Vail  et  al.  1977;  Shanmugam  &
Moiola  1982,  1984;  Reeder  et  al.  2000).  Unstable  environ-
ments  can  be  influenced  by  different  trigger  mechanisms,
which cause catastrophic collapse of the basin margin sedi-
ments and lead to the initiation of large-scale gravity flows.
Similarly,  when  the  sea  level  was  at  a  maximum  lowstand,
Yose  &  Haller  (1989)  coupled  the  major  collapse  of  outer
ramps  and  upper  slopes  with  the  impingement  of  a  storm
wave  base.  The  lowering  of  sea  level  resulted  in  prograda-
tion  and  cannibalization  of  the  delta  complex  and  a  large
amount of sand was transported by turbidity currents to the
distal  part  of  the  basin  (e.g.  Postma  1995;  Normark  et  al.
2006). On the contrary, Marjanac (1996) attributed the depo-
sition of megabeds in the Eocene-Miocene flysch formations
of the Central Dalmatia to the periods of accelerated sea-level
rise,  when  the  ground-water  table  rises,  tides  amplify,  wave
action increases, and the increasing pore-water pressure may
provide  favourable  conditions  for  slope  instability  and  col-
lapse  of  the  slope.  Similarly,  Ricci  Lucchi  (1990)  reported
great  thicknesses  of  turbidites  during  highstand  sea  level.
Rothwell et al. (2000) proposed that the generation of mega-
turbidites  is  more  influenced  by  the  rate  of  the  sea-level
changes than the amplitude of these changes.

Many authors regard seismic activity as a dominant trigger

mechanism  that  causes  upslope,  large  failures  of  the  sedi-
ments.  However,  other  important  mechanisms  (or  their  inte-
gration)  that  have  also  been  suggested  for  triggering  of
large-volume  gravitation  flows  and  deposition  of  megabeds
are connected with volcanic eruptions and earthquake activity
(Anastasakis  &  Pe-Piper  2006;  Anastakasis  2007),  meteoric
impacts (Iturralde-Vinent 1992; Dypvik & Jansa 2003), tsu-
nami wave impacts (Cita et al. 1984; Cita et al. 1996; Heike
1984), the release of buried clathrates (Bugge et al. 1987), the
over-supply  and  under-consolidation  of  sedimentary  material
(Doyle & Bourrouilh 1986), and also the stresses produced by
tidal or river flow (Lowe 1976; Piper et al. 2007).

Geological setting

The  CCPB  lies  inside  the  Western  Carpathian  Mountain

Chain  (Fig. 1A)  and  belongs  to  the  basinal  system  of  the
Peri-  and  Paratethyan  seas.  The  basin  accommodated  a
forearc  position  on  the  destructive  Alpine-Carpathian-Pan-
nonian microplate margins and in the hinterland of the Outer
Western  Carpathian  accretionary  prism  (Soták  et  al.  2001).
The  basin  is  mainly  filled  by  turbidite-like  deposits,  which
overlap  the  substrates  of  the  pre-Senonian  nappe  units  and
their thickness reach up to a thousand meters. The age of the
formations ranges from the Bartonian (e.g. Samuel & Fusán
1992;  Gross  et  al.  1993)  to  the  latest  Oligocene  (cf.  Soták
1998; Olszewska & Wieczorek 1998; Gedl 2000; Soták et al.
2001,  2007)  (Fig. 2).  The  sediments  of  the  CCPB  are  pre-
served  in  many  structural  sub-basins,  including  the  Žilina,
Rajec,  Turiec,  Orava,  Liptov,  Podhale,  Poprad,  and  Hornád
Depressions  (Fig. 1B).  In  the  study  area,  the  CCPB  sedi-
ments  are  bounded  by  the  Central  Carpathian  units  in  the
south, while the northern boundary is represented by the Pie-
niny  Klippen  Belt  (Fig. 1C),  which  represents  a  transpres-
sional  strike-slip  shear  zone  related  to  a  plate  boundary
(Csontos et al. 1992; Ratschbacher et al. 1993; Potfaj 1998).

The CCPB deposits are commonly divided into four forma-

tions (Gross et al. 1984; Fig. 2). The lowermost, Borové Forma-
tion consists of breccias, conglomerates, polymictic sandstones
to siltstones, marlstones, organodetrital and organogenic lime-
stones.  These  represent  basal  terrestrial  and  shallow-marine
transgressive deposits (Marschalko 1970; Kulka 1985; Gross
et al. 1993; Baráth & Kováč 1995; Filo & Siráňová 1996, 1998;
Bartholdy et al. 1999). This formation is overlain by the Huty
Formation, which mainly includes various mud-rich deep-ma-
rine deposits (e.g. Janočko & Jacko 1999; Soták et al. 2001;
Starek  et  al.  2004).  The  overlying  sediments  of  the  Zuberec
and  Biely  Potok  Formations  consist  of  rhythmically  bedded
and massive sandstones, which represent the various facies as-
sociations of sand-rich submarine fans (Soták 1998; Janočko
et al. 1998; Starek et al. 2000; Starek 2001; Soták et al. 2001).

The megabeds of the Central Carpathian Paleogene Basin

occur  in  the  basal  part  of  the  Huty  Formation  and  in  the
south-western and southern parts of the Orava region (there-
fore  they  are  informally  termed  the  “Orava  megabeds”).
Eight  outctops  were  studied  during  field  research  (Figs. 1C
and 3). The major outcrops occur near Dolný Kubín (Ve ký

background image

308

STAREK, SOTÁK, JABLONSKÝ and MARSCHALKO

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4, 305—326

Bysterec and Záskalie locality), and in the
bedrock  of  the  Prosiek  creek  near  Ve ké
Borové  village  (Svorad  plató  section).
Additional  megabeds  occur  near  Pucov,
Kňažia,  Huty,  Jobová  Ráztoka  and
Zázrivá villages.

The megabeds appear in the lowermost

part  of  the  Huty  Formation,  where  they
developed  from  the  menilite-type  clay-
stones  directly  above  the  pre-transgres-
sive  and  transgressive  sediments  (e.g.  in
Svorad plató section on the northern slope
of  the  Chočské  vrchy  Mts  –  Fig. 3F).
The  menilite  interval  is  represented  by
non-calcareous, 

or 

weakly-calcareous

dark  mudstones  that  contain  tuffite-bear-
ing  beds,  biosiliceous  horizons  (cherts),
breccia beds, and millimeter-scale interca-
lations  of  light  carbonate-rich  mudstones.
This interval grades up to grey-calcareous
claystones  with  siliciclastic  megabeds
(Fig. 4B).  In  another  sections,  the  Globi-
gerina  marls  and  menilites  of  the  Huty
Formation are reduced, and the laminated
sandstone  megabeds  directly  overlie  the
Borové Formation (e.g. in Jóbova Ráztoka
and  Huty  sections  –  Fig. 3G,H).  Near
Pucov  (Fig. 3E)  and  Zázrivá  villages,  the
megabeds  occur  within  light  calcareous
claystones  that  overlie  conglomerates,
which  are  in  some  places  over  100 m
thick (Gross et al. 1982; Soták et al. 2007;
Starek et al. 2012). The sections near Dolný
Kubín  (Fig. 3B,C)  pass  through  mud-
stone-dominated sequences, which are in-
tercalated by turbidite bed-sets, sandstone
megabeds (Fig. 4A,C) and breccias.

The  biostratigraphy  and  stratigraphic

position of the Orava megabeds indicates
that they belong to a distinct marker inter-
val  in  the  basal  part  of  the  Huty  Forma-
tion, which spread over a great area of the
basin. The megabeds show uniform thick-
ness,  usually  at  a distance  of  tens  of
meters within the outcrops. In spite of the
possibility  that  these  beds  can  have
a great lateral continuity it is often impos-
sible  to  correlate  the  megabeds  to  each

Fig. 2. Descriptive lithostratigraphy of the filling in the western part of the Central Car-
pathian  Paleogene  Basin.  Nomenclature  of  the  formations  according  to  Gross  et  al.
(1984,  adapted).  Biostratigraphy  is  based  on  the  data  from  Olszewska  &  Wieczorek
(1998), Starek et al. (2000), Starek (2001), and Soták et al. (2007).

Fig. 3.  Representative  logs  of  mudstone-domi-
nant sedimentary facies with position of mega-
beds  in  the  lowermost  part  of  the  Huty
Formation. B – Ve ký Bysterec; C – Záskalie
(localites  near  Dolný  Kubín);  D  –  Kňažia;
E – Pucov; F – Ve ké Borové (Svorad plató);

G – Jóbova Ráztoka; H – Huty. For localization see Fig. 1C. Key:  conglomerates, sandstones and organodetrital limestones of the
Borové Formation; 2 – conglomerates and breccias; 3 – megabeds; 4 – repetitively thin-bedded sequence; 5 – laminated limestones
(Tylawa-type); 6 – brown, dark grey to black non-calcareous claystones (Menilite horizon); 7 – grey calcareous marls.

background image

309

LARGE-VOLUME FLOW DEPOSITS IN THE CENTRAL CARPATHIAN PALEOGENE BASIN (SLOVAKIA)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4,  305—326

other,  because  of  the  scattered  nature  of  the  key  outcrops.
The impossibility of correlation of individual beds over long
distance, as well as poor knowledge about the paleotopogra-
phy of the Central Carpathian Paleogene Basin due to post-
Paleogene inversion, uplift and tectonic disintegration of the
basin does not allow us to estimate the total volume of sedi-
ment  transported  during  depositional  events  of  individual
megabeds. We can provide at this stage only very crude esti-
mation  of  the  minimum  volume  of  individual  megabeds  in
the  Orava  region  of  the  CCPB  which  varies  between  1.2  to
2.8 km

3

.

Results

Sedimentary facies

The  Orava  megabeds  are  predominantly  formed  by  sand-

stones and siltstones with varying grain size. They are devel-
oped in the form of fining-upward beds from a coarse-grained
base  to  fine-grained  sandstones,  siltstones  and  gradually  to
claystones.  One  of  the  most  important  features  of  “mega-
beds” is their great thickness (Figs. 3, 4, 5), which is consid-
erably  greater  than  that  of  time-equivalent  stratigraphic

intervals in other parts of the depositional basin. The deter-
mination of the total thickness of the basal sandstone part of
the  megabeds  was  difficult  due  to  a  gradual  transition  into
the overlying mudstones. We have defined the upper limit of
the  megabeds  usually  to  the  base  of  the  overlying  bed  that
markedly differs in grain size or to the base of occurrence of
the light calcalerous hemipelagic mudstones. The bed thick-
ness of this predominantly sandstone—siltstone—claystone se-
quence varies between 4—12 m near Dolný Kubín, and reaches
up to 13 m near Ve ké Borové and Huty.

The description and classification of the Orava megabeds

is mainly based on descriptive parameters such as grain size,
roundness, sorting, grain fabric, and sedimentary structures.
In this analysis the grain-size and textural classification was
done  according  to  Blair  &  McPherson  (1999).  We  used
Powers (1953) standard index for shape classification of par-
ticles. The conglomerates are referred to as lithofacies C; the
sandstones  are  referred  to  as  lithofacies  S,  the  siltstones  as
lithofacies  Si,  and  mudstones  as  lithofacies  M.  Within  the
megabeds, 15 individual facies with their possible hydrody-
namic interpretation were distinguished. Sedimentary facies
have been depicted on the basis of the following hierarchical
approach: (i) lithofacies based on lithology and (ii) subfacies
distinguished on the basis of sedimentary structures.

Fig. 4. Field exposures of megabeds. A – Finely structured part of the megabed at the Ve ký Bysterec locality. Very thick laminated sand-
stones are dominant and they pass continuously to the siltstone in the uppermost part of the bed. B – Laminated sandstone part of up to
13 m thick megabed at Svorad plató (near Ve ké Borové). C – Bed about 430 cm thick at Dolný Kubín locality.

background image

310

STAREK, SOTÁK, JABLONSKÝ and MARSCHALKO

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4, 305—326

C lithofacies: Conglomerate

C

1

 subfacies: Massive, non-graded conglomerate

Description: Pebble to fine cobble, poorly sorted conglom-

erate which exhibits a disorganized texture (Fig. 6). They are
compounded exclusively, or most prevailingly, by very angu-
lar to subangular clasts. The fabric varied widely from matrix-
to  clast-supported  and  generally,  this  subfacies  has  poorly
sorted gravelly, sandy and muddy matrix (Fig. 6B). The con-
glomerate contains some “intraclasts” of dark non-calcareous
claystones, which are irregularly scattered in a matrix-mixture
of  clay,  silt  and  sand.  Coherent,  plastically  deformed  frag-
ments  of  decimeter-  to  meter-scale  blocks  of  sediments  are
a component of the C

1

 subfacies (Figs. 6A, 11). The thickness

of this facies varies between 110 and 180 cm.

Interpretation:  The  internal  composition  of  coarse-grained

C

1

 subfacies and the presence of deformed blocks of sedimen-

tary  beds  indicates  deposition  from  dense  flows  with  visco-
plastic behaviour (non-Newtonian flows). Very similar facies
are  commonly  referred  to  as  debris-flow  deposits  or  debrite
(F2 facies after Mutti et al. 2003). This type of flow probably
resulted from submarine landslide or multiple landslide

 

phases

(Gee et al. 2006), when large

 

slabs of sediment could be de-

tached, fragmented, and were capable of travelling

 

enormous

distances  (Bugge  et  al.  1988;  Masson  et  al.  1993).  Erosion
and disintegration of coherent blocks of sediment as well as

Fig. 5.  Schematic log of megabeds. An explanatory text to the individual subfacies is given in the chapter “Sedimentary facies”. A, C – Mega-
turbidites from Dolný Kubín localities. B – Megaturbidites from Svorad plató, Huty, Jóbova Ráztoka localities. D, E – Complex megabeds
from Dolný Kubín localities. F – Complex megabed from Čremoš (Zázrivá).

erosion of the substrate during downslope movement would
produce

 

debris-flow matrix, which may enable the blocks to

become  buoyant  and  they  can  be  rotated  and  plastically  de-
formed during failure (Lastras et al. 2002; Gee et al. 2006).

C

2

  subfacies:  Unstructured  ungraded  to  normally  graded

conglomerate

Description: Very poorly to poorly sorted, clast-supported,

ungraded to normally graded, medium to coarse pebble con-
glomerate which can form a scoured unit (Fig. 11). This sub-
facies  is  characterized  by  angular  to  subrounded  clasts.  C

2

subfacies range in thickness from a few cm to 25 cm.

Interpretation:  The  basal  parts  of  the  megaturbidites,

which  are  composed  of  a decimeter  thick  interval  of  the  C

2

subfacies,  can  be  described  as  R

3

  sequence  (after  Lowe

1982) or F3 facies (after Mutti et al. 2003), which could rep-
resent  a  record  of  frictional  freezing  at  the  leading  edge  of
gravelly dense flow.

C

3

  subfacies:  Unstructured  to  stratified  inversely  graded

conglomerate

Description:  Poorly  sorted,  clast-supported,  inversely-

graded, fine to coarse pebble conglomerate. This subfacies is
characterized  by  angular  to  subrounded  clasts.  C

3

  subfacies

ranges in thickness from a few cm to about 20 cm.

background image

311

LARGE-VOLUME FLOW DEPOSITS IN THE CENTRAL CARPATHIAN PALEOGENE BASIN (SLOVAKIA)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4,  305—326

Fig. 6. A – Coarse-grained, poorly sorted, disorganized conglomerate with coherent fragments of older sedimentary rocks (C

1

 subfacies) (Ve ký

Bysterec). B – Matrix- to clast-supported conglomerate with very angular to subangular clasts (detail view of C

1

 subfacies). C – C lithofacies

from outcrops near Dolný Kubín contain a large amount of  biofragmental particles (detrital components of the Borové Fm). Enlargement 34 .

Fig. 7. Multiple intervals of a parallel lamination (Ve ký Bysterec). A – The detail of parallel-laminated division (S

3

 subfacies) with laminae

ordered into “bands”. B – In the middle of the S

3

 subfacies, a division of “sinusoidal lamination” or “ripple laminae in phase” ca. 40 cm thick

is developed (S

4

 subfacies).

background image

312

STAREK, SOTÁK, JABLONSKÝ and MARSCHALKO

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4, 305—326

Interpretation:  Grainflow  or  highly  concentrated  turbidity

current. Equivalent to R

2

 sequence (after Lowe 1982), which

represents the deposits of gravelly high-density flows. Inverse
grading is a result of deposition followed by a traction carpet
stage.  The  C

3

  as  well  as  C

2

  subfacies  may  be  interpreted  as

the high-concentration flow observed at the base of many tur-
bidity currents (Lowe 1982; Ghibaudo 1992; Mutti 1992).

S lithofacies: Sandstone

S

1

  subfacies:  Unstructured  ungraded  to  normally  graded

coarse-grained sandstone

Description:  Poorly  sorted,  usually  ungraded,  sometimes

with  normal  grading,  coarse-grained  sandstones  sometimes
with  dispersed  granule  to  pebble-size  clasts.  S

1

  subfacies

ranges in thickness from a few cm to 40 cm.

Interpretation:  A  rapid  accumulation  of  coarse-grained

sands  from  dense  sandy  to  gravelly  turbidity  current  which
bypass the zone of deposition of the preceding gravelly flows
(S

3

 flow type after Lowe 1982 or F5 facies after Mutti 1992).

S

2

  subfacies:  Stratified,  inversely  graded  coarse-grained

sandstone

Description:  Poorly-  to  moderately  sorted,  crudely  hori-

zontally-stratified, pebbly/granule coarse-grained sandstones
which form an interval up to 30 cm thick. Small pebbles and
granules are angular to subrounded.

Interpretation:  This  subfacies  indicates  traction-carpet

deposition (S

2

 flow type after Lowe 1982). S

subfacies may

be  interpreted  as  the  deposit  of  the dense  sandy  to  gravelly
flow (Ghibaudo 1992; Mutti 1992).

S

3

  subfacies:  Parallel-laminated  medium-  to  fine-grained

sandstone

Description: This subfacies is formed by a fining- and gen-

erally thinning-upward series of thin medium- to fine-grained

Fig. 8. The facies of “ripple” laminated sandstones at Ve ký Bysterec locality (Dolný Kubín). A – “Ripple-drift cross lamination“ (S

5

 sub-

facies) characterized by its height angle of climb and by the complete preservation of bedforms. B – Vertical changes in lamination from
parallel lamination  (S

3

 subfacies) to ripple-drift cross lamination (S

5

 subfacies) and ripple laminae in phase (S

4

 subfacies).

sandstone  laminae  divided  into  discrete  sets  or  “bands”
(Fig. 7A).  The  thickness  of  these  bands  ranges  from  about
10 cm  (at  the  base  of  the  subfacies  S

3

)  to  2 cm  (at  the  top).

Each sandstone bands consist of three to nine horizontal lami-
nae with small thickness (0.3—1.3 cm) and relatively constant
development.  The  laminae  are  inversely  graded  in  the  lower
part  and  structureless  in  the  upper  portions.  In  some  places,
the laminae boundaries are highlighted by a concentration of
pyrite,  and  locally  also  by  accumulations  of  heavy  minerals
(predominantly  zircon).  Grain-size  analysis  of  the  sandstone
laminites  shows  intervals  of  medium-  to  very  fine-grained
sand  ( 1— 4).  The  grains  are  angular  and  poorly  sorted,  and
they  have  variable  shapes.  The  S

3

  subfacies  ranges  in  thick-

ness from a few decimeters up to 2 meters (Fig. 5).

Interpretation: The plane-parallel stratified sandstone could

represent  the  deposit  of  a  near-bed  suspension  generated  by
progressive turbulent mixing at the head of a sandy dense flow
with  relatively  low  rates  of  deceleration  (Mutti  et  al.  2003).
Each  lamina  can  be  considered  to  represent  a  traction  carpet
that is driven by basal shearing of an overlying turbulent flow.
The cycle of “moving laminae” (i.e. bedwaves with small am-
plitude  and  long  wavelength  –  sensu  Best  &  Bridge  1992)
was controlled by the growth and collapse of the traction car-
pets. The millimeter-thick ( ~ 1—2 mm) inversely graded divi-
sions of the individual laminae, observed in parallel-laminated
sands were apparently produced as energetic sweeps with fairly
flat erosional surfaces, by the large turbulent eddies. In agree-
ment with Hiscott (1994) we assume, that between local im-
pingements caused by these isolated, more energetic sweeps,
high rates of sediment fallout from suspension may have de-
posited the structureless, non-graded parts of sandy laminae.

S

4

 subfacies: Sandstone with sinusoidal laminae in phase

Description: This is a relatively frequent subfacies within the

studied megabeds. The ripple lamination in phase, as it was de-
scribed by McKee (1939, 1965), is formed by two-dimensional
bedforms  which  climb  vertically.  Bedforms  have  wavelengths
between 0.3—0.8 m and their height varies from about 1 cm to

background image

313

LARGE-VOLUME FLOW DEPOSITS IN THE CENTRAL CARPATHIAN PALEOGENE BASIN (SLOVAKIA)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4,  305—326

Fig. 9. Hydroplastically-deformed sandstones (S

7

 subfacies).

5 cm  (Figs. 7B,  8B).  The  S

4

  subfacies  forms  intervals  a  few

decimeters up to more than 2 meters thick (Fig. 5B,D).

Interpretation:  This  type  of  sinusoidal  ripple  lamination

consists  of  a  series  of  ripples  with  symmetrical,  sine-wave
profiles  and  continuous  laminae  across  the  ripple  system
which is associated with a high rate of fallout of very fine co-
hesive sediments as shown by Jopling & Walker (1968).

S

5

 subfacies: Sandstone with “ripple-drift cross lamination”

Description:  “Ripple-drift  cross  lamination”  (Jopling  &

Walker 1968) is type of climbing-ripples, which is character-
ized by a high angle of climb and by complete preservation
of bedforms (Fig. 8A,B). The thickness of subfacies S

ranges

from several decimeters to 1.2 m (Fig. 5C,F).

Interpretation: This is a typical traction plus fallout struc-

ture in which the interaction between rate of fallout and bed-
forms migration allows the formation of climbing sets of lee
side  laminae  and  the  preservation  of  sandy  stoss  side  lami-
nae. The results are subvertical climbing ripples (Jopling &
Walker 1968; Allen 1970).

S

6

 subfacies: Laminated fine-grained sandstone with water

escape structures

Description:  This  subfacies  is  almost  identical  to  the  S

3

subfacies  of  laminated  sandstones  but  S

subfacies  also  in-

cludes common subvertical to vertical pillars or “pipes” that
intersect lamination. Some laminae are moderately deformed
around pipes.

Interpretation:  The  pillar  structures  represent  fine  water-

escape  conduits  from  which  water  and  fluidized  particles
move  upward,  cutting  and  deforming  overlying  sediments
(Owen 1987, 1996).

S

7

 subfacies: Hydroplastically-deformed medium- to fine-

grained sandstone

Description:  Sandstone  deformations  vary  from  gentle  to

moderately strong upwardly-concave dish structures to con-
volute lamination (see Fig. 9).

Interpretation:  Dish  structure  formation  is  connected

with  compaction  and  dewatering  of  unconsolidated  sedi-
ments  (Lowe  &  LoPiccolo  1974).  The  generating  mecha-
nism  of  convolute  structures  is  linked  to  fluidization
processes,  which  create  gravitational  instabilities  (Owen
1996;  Rossetti  1999;  Neuwerth  et  al.  2006).  The  triggering
mechanism of these structures is often related to processes of
sediment gravity flows, overloading of sandstone beds, dew-
atering of unconsolidated sediments (e.g. Lowe & LoPiccolo
1974; Lowe 1975; Lowe & Guy 2000), or they should be in-
duced  by  seismicity  (Moretti  et  al.  1999;  Neuwerth  et  al.
2006).

Si lithofacies: Siltstone

Si

1

 subfacies: Laminated siltstone

Description:  This  subfacies  is  composed  of  coarse-grained

to fine-grained laminated siltstone. The laminae of this subfa-
cies are thinner, and finer than those of subfacies S

3

. Si

1

 subfa-

cies  forms  an  interval  a few  decimeters  up  to  2  meters  thick
(Fig. 5B,C,D,E).

Interpretation:  The  depositional  mechanism  of  siltstone

laminae is most likely the same as that in the laminated sand-
stones  (S

3

  subfacies)  and  reflects  traction  plus  fallout  pro-

cesses associated with turbulent flows. The Si

1

 subfacies can

be  considered  equivalent  to  the  Bouma  T

d

  interval  (Bouma

1962).

background image

314

STAREK, SOTÁK, JABLONSKÝ and MARSCHALKO

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4, 305—326

Si

2

 subfacies: Laminated muddy siltstone

Description: Coarse- to medium-grained siltstones with an

increased clay content, which are characterized by fine, dis-
continuous  wispy  lamination.  Si

2

  subfacies  forms  intervals

10—20 cm thick (Fig. 5C).

Interpretation: Suspension fall-out during final deposition

from  a  sediment  gravity  flow.  The  repetitive  occurrence  of
muddy  siltstones  within  clean  laminated  siltstones  of  Si

1

subfacies  would  be  interpreted  as  a  result  of  fluctuations  in
supply of sediment and speed of the flow.

Si

3

 subfacies: Hydroplastically-deformed siltstone

Description: This subfacies is composed mainly of coarse-

grained  sandy  siltstones  with  moderately  to  heavily  de-
formed wispy lamination. Some deformations are similar to
flat  upwardly-concave  dish-type  structures  which  associate
with vertical pillars. Although hydroplastic deformations are
similar to those of subfacies S

and partly S

7

, because of their

occurrence  in  siltstone  lithofacies  we  selected  them  as
a single division.

Interpretation:  The  hydroplastic  deformations  within  the

Si

3

 are probably associated with dewatering of unconsolidated

sediments, when the suspended load settles too rapidly (e.g.
Owen 1996; Lowe & Guy 2000).

M lithofacies: Massive dark mudstone

Description:  This  facies  is  composed  of  massive  mud-

stones,  having  a  > 8.0.  Although  some  parts  reveal  an  in-
creased  content  of  silt  (graded  mudstones),  the  mudstones
are mostly devoid of structure or grading. The M lithofacies
shows the sedimentary characteristics of the Bouma turbidite
division T

e

 or Stow division T

6

 and T

7

 (graded and ungraded

turbidite muds respectively).

Interpretation:  Suspension  fall-out  from  static  or  slow-

moving mud cloud. Final deposition from a sediment gravity
flow event (e.g. Piper 1978).

Mixed lithofacies: Uniform mixture of sandy/silty claystones

Description: A unit up to 4 m thick with unimodal compo-

sition  of  sandy/silty  claystones  ( 3.0— 9.0)  is  bounded  by
flat surfaces that represent primary bedding. Integral com-
ponents  of  this  bedding  are  formed  by  isolated,  irregularly
distributed  eliptical  pseudonodules  of  very  fine-grained
sandstones and siltstones (Fig. 10A,B). These pseudonodules
are arranged with their long axes parallel to the bedding and
range  in  size  from  a  few  cm  up  to  a maximum  of  40 cm.
They  are  rounded  in  ellipsoidal  and  spiral  shapes,  and  con-
tain  disrupted  and  intensely  convoluted  laminae  (Fig. 10C).
The  central  parts  of  the  pseudonodules  are  highlighted  by
concentration of pyrite.

Interpretation:  The  unimodal  grain-size  composition

(sandy/silty  claystones  matrix),  thick  and  relatively  large-
sized  body  of  the  unit,  its  occurrence  between  undeformed
strata, the presence of mostly rounded eliptical pseudonodules
irregularly distributed within the unit, horizontal arrangement
of  pseudonodules  and  their  deformed  internal  structures,  as
well as unrepeated occurrence of such a unit within the com-
plex  beds  suggest  that  the  Mixed  lithofacies  was  not  formed
by normal sedimentary processes. We speculate that primarily
deposited sediment with unconsolidated and semi-consolidated,
siltstones  and  claystones  as  well  as  sporadic  fine-grained
sandstones, was affected by syn- to immediately post-deposi-
tional  soft-sediment  deformation.  Soft-sediment  deformation
is  often  connected  with  liquefaction  of  sediment  due  to  seis-
mic shaking that lowered drastically its bulk density and shear
strength allowing sinking and consecutive deformation of the
overlying silty/sandy layers (Rodríguez-Pascua 2000; Davies
et al. 2004). The formation of isolated or detached pseudono-

Fig. 10. A – A uniform mixture of sandy/silty claystones (Mixed lithofacies) with isolated elliptical pseudonodule of very fine-grained
sandstone (Ve ký Bysterec). B – A detailed view of the pseudonodule within sandy/silty claystones. C – An internal structure of many
pseudonodules indicate plastic extruding and strong deformation of laminae.

background image

315

LARGE-VOLUME FLOW DEPOSITS IN THE CENTRAL CARPATHIAN PALEOGENE BASIN (SLOVAKIA)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4,  305—326

dules resulted from the sinking of load casts in water-saturated
fine-grained sediments (Kuenen 1958). The contorted laminae
within the nodules (Fig. 10C) represent the original laminations
of  a silt  and  fine  sand  accumulation  that  was  deformed  as  the
beds  underwent  liquefaction  and  separation  into  a  number  of
pseudonodular packets (Maurya et al. 1998; Davies et al. 2004).

However,  similar  division  comprising  a  graded  muddy

sandstone/siltstone with a distinctive content of small pseudo-
nodules  and  fragments  of  microfolded  laminae  is  interpreted
as syn-depositional deformation of primarily deposited thiner
sandy,  silty  and  muddy  beds  which  resulted  from  multiple
reflections of an upper turbulent suspension deposited from a
large-volume flow (Remacha & Fernández 2003).

Facies association

Two types of megabeds were distinguished in the Orava re-

gion (Fig. 5). The first type is represented by thick separated
beds,  which  have  been  classified  here  as  “megaturbidites”
(e.g.  Svorad  plató,  Jóbova  Ráztoka).  Megaturbidites  do  not
present internal erosive surfaces or amalgamation surfaces as
well as grain size breaks (Fig. 5, logs A,B,C). An interesting
aspect  of  the  studied  megaturbidites  is  the  pure  absence  of
thick,  massive,  structureless  sandstone/siltstone  parts  within
the  beds.  Nearly  all  lithofacies  are  finely  structured.  Each
megaturbidite is a discrete bed, which recorded a single sedi-
mentary  event.  The  second  type  is  represented  by  complex
beds (CB) (e.g. Dolný Kubín, Čremoš; Fig. 5, logs D,E,F) that
consist  of  the  following  successive  units  (from  base  to  top):
(1) coarse-grained, poorly sorted, disorganized breccia (CB

A

);

(2) the heterolithic unit equivalent to the megaturbidite (CB

B

);

(3) the deformed unit of the clayey siltstones (CB

C

).

In general, the megaturbidite-type beds show a typically fin-

ing-upward  trend  in  grain  size  from  conglomerates  and
coarse-grained  sandstones  to  fine-grained  sandstones,  silt-
stones  and  homogeneous  mudstones.  This  trend  reflects  a
gradual decrease in flow velocity and competence.

The  lowermost  parts  of  the  megaturbidites  are  composed

of relatively thin gradational intervals of C

2

, C

3

 and S

1

 sub-

facies. The conglomerates of C

2

 subfacies usually fill small-

scale,  shallow  and  laterally  pinched-out  scours.  They  can
vertically and laterally pass into unstructured pebbly/granule
sandstones of the S

1

 subfacies. The S

1

 subfacies is commonly

developed  directly  at  the  base  of  megaturbidites  (e.g.
Záskalie,  Kňažia  and  Ve ký  Bysterec  sections),  which  have
the  flat  base-bed  surfaces  with  the  sporadic  occurrence  of
flute  marks  and  tool  marks.  Inverselly  graded  conglomerates
of the C

3

 subfacies are relatively rare. This subfacies is devel-

oped above the C

2

 subfacies and usually vertically passes into

the stratified, inversely graded S

2

 subfacies. The S

2

 subfacies

forms an interval up to 35 cm thick in the uppermost parts of
the  gradational  interval  and  upwards  usually  rapidly  fine-
down to medium-grained laminated sandstones of the S

sub-

facies. Multiple intervals of parallel lamination form the most
evident internal structure of the sandstone part of these mega-
beds (Fig. 4). The S

3

 subfacies can occur as an interval more

than 2 m thick occasionally at the base of the megabeds (e.g.
Kňažia, Záskalie), but more frequently it follows the S

1

 and S

2

subfacies  (e.g.  Svorad,  Pucov,  Jóbova  Ráztoka  etc.).  These
parallel-laminated  sandstones  grade  upward  into  laminated
siltstones (Si

1

 subfacies) and mudstones (M  lithofacies). The

sandstones with ripple lamination in phase (S

4

 subfacies) are

relatively common (e.g. Svorad locality) and the upper bound-
ary of this subfacies is also gradual and usually again passes
upward into fine-grained, parallel-laminated sandstones of the
S

3

 subfacies (Fig. 7B). A more uncommon type of structure in

the megaturbidites is represented by the ripple-drift cross lam-
ination (S

5

 subfacies). This structure has been observed only

in  the  Ve ký  Bysterec  and  Čremoš  sections  (Fig. 5,  logs C
and F), where the parallel lamination of the S

3

 subfacies is lo-

cally associated with intervals of ripple-drift cross lamination.
The transition of parallel lamination to ripple bedforms (S

4—5

subfacies) might be caused by a temporal decrease in the fall-
out velocity of the flows through intermediate increase in their
shear velocity. The bed characterized by an alternation of dif-
ferent bedform types and subfacies may be interpreted as be-
ing  deposited  from  unsteady,  pulsating  flows.  The  even  and
parallel-laminated siltstones (Si

1

 subfacies) of the megaturbid-

ites are usually developed as an interval a few decimeters up
to  2  meters  thick  which  records  the  transition  between  sand-
stones and claystones. This trend is typical of several megatur-
bidites  at  outcrops  near  Svorad  plató,  Huty,  Kňažia  and
Jóbova Ráztoka (Fig. 5, log B; Fig. 4A,B). The upper parts of
the megabeds are occasionally formed by 10—20 cm thick in-
tervals  of  the  laminated  muddy  siltstones  (Si

2

  subfacies).

The uppermost parts of the megaturbidites are composed of
mudstone  lithofacies.  The  transition  between  the  Si  lithofa-
cies  and  M lithofacies  is  gradual.  The  thickness  of  the  dark
turbidite  mudstones  varies  from  about  3 m  (at  Pucov  and
Svorad  sections;  Figs. 3E,F  and  5B)  to  about  5 m  (at  Huty,
Jóbova Ráztoka sections; Figs. 3H,G and 5B). However, be-
cause of the position of the megabeds within muddy deposits
of the Huty Formation, the total thickness of mudstones be-
longing  to  the  megaturbidites,  cannot  be  correctly  defined.
The hemipelagic interval of lighter massive calcareous mud-
stones  occurs  locally  above  the  M lithofacies  (e.g.  Huty,
Jóbova  Ráztoka,  Svorad  localites;  Fig. 5,  log B),  but  it  was
not  possible  to  distinguish  these  two  types  of  mudstones  at
localities near Dolný Kubín. The rapid deposition of the Orava
megabeds  is  manifested  by  the  presence  of  water  escape
structures  (e.g.  Lowe  1982;  Lowe  &  Guy  2000),  and  other
types  of  dewatering  structures.  Some  megabeds  near  Dolný
Kubín contain 20 up to 150 cm thick intervals of the S

6

 sub-

facies, which are almost identical with the laminated S

3

 sub-

facies  (and  often  associate  with  this),  but  they  also  contain
common subvertical to vertical streaks similar to the water-
escape pillars. These pipe-like linear structures are either ran-
domly  distributed,  or  they  exhibit  a tendency  to  occur  in  the
upper sandstone intervals of the megabeds. Hydroplastically-
deformed  sandstones  of  the  S

7

  subfacies  form  centimeter-  to

decimeter-thick intervals which show a limited lateral contin-
uation from tenths of meters to a few meters, and they are sur-
rounded by non-deformed laminated sets (S

3

 subfacies). The

S

7

 subfacies is situated especially in the lower part of the beds

and  often  occurs  in  megaturbidites  near  the  Dolný  Kubín—
Ve ký  Bysterec  locality  (Fig. 5A,C,D).  The  coarse-grained
siltstones  with  deformed  wispy  lamination,  flat  dishlike

background image

316

STAREK, SOTÁK, JABLONSKÝ and MARSCHALKO

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4, 305—326

structures and fine vertical water-escape conduits (Si

3

 subfa-

cies) form intervals that range in thickness from 30 cm to 3 m.
The Si

3

 subfacies predominantly develop on the upper parts of

megabeds  near  the  Dolný  Kubín—Ve ký  Bysterec  locality
(Fig. 5A,C,D). Many intervals of siltstones lithofacies display
transition  from  laminated  siltstones  (subfacies  Si

1

)  to  hydro-

plastically-deformed siltstones (subfacies Si

3

).

The CB

A

 unit of the complex beds, developed on the base of

some  composite  megabeds  (e.g.  Ve ký  Bysterec  and  Čremoš
sections),  represents  deposits  from  debris  flows.  This  unit  is
characterized by relatively coarse-grained conglomerates with a
disorganized  texture  and  presence  of  deformed  fragments  and
blocks  of  sediments  (C

1

  subfacies).  The  thickness  of  the  CB

A

unit  ranges  from  110 cm  to  180 cm  (Figs. 5E,F  and  11).  The
base of the conglomerates exhibits a slightly erosive character.
The upper part of C

subfacies was furrowed by small-scale ero-

sional scours which are developed at the base of clast supported
conglomerates  of  the  C

2

  subfacies  (Ve ký  Bysterec;  Fig. 11).

The furrows point to the erosion of the soft

 

upper surfaces of de-

bris-flow deposits by subsequent gravelly dense flows.

The CB

B

 unit is composed of the facies, which in general

are very close to those originally described within megatur-
bidites. The vertical arrangement of the subfacies of the CB

B

unit  corresponds  to  the  fining-upward  grain-size  trend  of
megabeds.  The  uniform  mixture  of  sandy/silty  claystones
with pseudonodules (Mixed lithofacies) is well documented
as  the  CB

C

  unit  in  the  Ve ký  Bysterec  section  (Figs. 5D,E

and 10A), where they are developed above thick, laminated
siltstones  (Si

1

  subfacies)  or  hydroplastically-deformed  silt-

with prevalence of the carbonate rocks has also been found
in the C

2

 and C

3

 subfacies, in which a significant portion of

detrital  particles  (up  to  10 %)  is  composed  of  foraminiferal
tests  (mainly  nummulites;  Fig. 6C).  The  bioclasts  are  com-
mon mainly in the megabeds near Dolný Kubín and Pucov,
but  they  are  more  rare  in  the  gradational  intervals  of  the
megabeds at the others localites.

The content of quartz and siliciclastic components increases

markedly over the carbonates in the upper intervals of the S

1

and  S

2

  subfacies,  and  these  clasts  became  dominant  in  all

sandstone and siltstone subfacies. The results of petrographic
analysis  show  that  the  amount  of  quartz  and  stable  rock
grains reaches up to 47—52 % in the parallel-laminated sand-
stones (S

3

 subfacies), and their proportion increases moder-

ately from the base to the top of this subfacies. The content
of  unstable  rock  grains,  which  predominantly  involve  car-
bonates,  is  approximately  17—23 %.  The  remaining  propor-
tion of sediment is composed of a matrix and carbonate-fill
cement  from  the  intergranular  pores.  The  medium-  to  fine-
grained  sandstone  lithofacies  and  siltstone  lithofacies  often
contain  large  amounts  of  coal  particles  to  millimeter-thick
coal seams and up to millimeter-sized flakes of mica.

Paleocurrent orientation

The  studied  megabeds  basically  lack  paleocurrent  indica-

tors, or they are relatively poor in typical current indicators
such as flute marks and current cross-bedding structures. In

Fig. 11. The complex beds (CB) (Ve ký Bysterec). CB

A

 unit characterized by coarse-grained, poorly

sorted, disorganized conglomerate (C

1

 subfacies) with plastically deformed, meter-scale blocks of

sediments  (white  arrows).  Take  note  of  an indication  of  primary  bedding  preserved  within  the
blocks of sediments. The upper part of C

subfacies was furrowed by small-scale erosional scours

(black arrows), which points to the erosion of subsequent gravelly dense flows represented by clast
supported conglomerates of C

2

 subfacies at the base of the CB

B

 unit.

stones  (Si

3

  subfacies)  of  the

CB

B

 unit. The CB

C

 unit is over-

lapped  by  thick  massive  mud-
stones (M lithofacies).

Lithology

A  lithological  analysis  of  the

Orava  megabeds  highlights  the
differences in their petrographic
composition  in  dependance  on
their  grain-size  composition.
The  coarse-grained  conglomer-
ates  with  a  disorganized  struc-
ture  and  angular  clasts  (C

1

subfacies) are composed almost
exclusively  of  carbonate  rocks
from older Mesozoic and Paleo-
gene  units.  The  clast  composi-
tion  reflects  the  source  areas
formed  by  the  Mesozoic  base-
ment  units  (Choč  and  Krížna
Nappes)  and  Late  Eocene  to
Early  Oligocenne  sedimentary
units  (detrital  components  of
the Borové Formation, and intr-
aclasts  of  dark  non-calcareous
claystones  of  the  Huty  Forma-
tion).  The  similar  composition

background image

317

LARGE-VOLUME FLOW DEPOSITS IN THE CENTRAL CARPATHIAN PALEOGENE BASIN (SLOVAKIA)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4,  305—326

most of the outcrops, the megabeds are surrounded by mud-
stones, siltstones and fine-grained thin sandstones with trace
fossils on the flat bed surfaces. The exception to this occurs
in area near Dolný Kubín, where the megabeds are surrounded
by  alternating  thin-bedded  to  medium-bedded  turbidites,
which  show  more  intensive  current  bottom  erosion.  Paleo-
current data derived from these flute casts, longitudinal fur-
rows,  ridges  and  tool  marks  provide  flow  orientation  from
SW and W to NE and E. The determination of typical paleo-
current  indicators  from  individual  megabeds  was  difficult,
since in the majority of localities their basal bottom surfaces
are not visible or high-concentration flows at the base of tur-
bidity currents did not allow the development of any current
marks.  Additional  paleocurrent  data  have  been  identified
from  climbing-ripple  structures  in  cross  lamination  of  the
megabeds (SE transport direction), grain imbrication in lami-
nae  (to  E  and  NE),  parting  lineation  (SW—NE  orientation)
and the orientation of the long axis of the pseudonodules in
the CB

C

 division (WSW—ENE orientation).

Stratigraphic position of megabeds

An important aspect of this study is the stratigraphic posi-

tion of the megabeds. The biostratigraphic classification of the

megabeds  has  been  carried  out  by  foraminiferal  and  nanno-
plankton  study  of  claystone  intervals.  The  foraminiferal  mi-
crofauna of these claystones consists of small-sized forms of
tenuitellids,  pseudohastigerinids,  paragloborotalids,  cassiger-
inelinids, chiloguembelinids and catapsydracids (see Fig. 12).
They  contain  several  index  species,  like  Tenuitella  gemma
(Jenkins),  T.  munda  (Jenkins),  T.  clemenciae  (Bermudez),
T.  brevispira  (Subbotina),  Pseudohastigerina  micra  (Cole),
P. naguewichiensis (Myatliuk), Paragloborotalia nana (Bolli),
Chiloguembelina  cubensis  (Palmer),  Cassigerinella  chipo-
lensis
 (Cuschman & Ponton), Dentoglobigerina rohri (Bolli),
Globorotaloides  suteri  Bolli,  Catapsydrax  martini  Blow  &
Banner,  Protentella  (Bolliella)  navazuelensis  Molina,  etc.,
which  are  common  in  the  Early  Oligocene  associations  (see
Berggren et al. 1967; Li 1987; Leckie et al. 1993; Spezzaferri
1994; Pearson & Wade 2009). The presence of  Pseudohasti-
gerina
  shows  that  the  age  of  the  megabeds  should  not  be
younger than the early middle Rupelian, which in the P-series
zonation  corresponds  to  the  P18  Biozone  (Chiloguembelina
cubensis
Pseudohastigerina spp. sensu Berggren et al. 1995),
and in the O-series zonation corresponds to the O1 Biozone
(Pseudohastigerina naguewichensis HOZ sensu Berggren &
Pearson 2005). Tenuitella-rich associations with other micro-
perforate  foraminifers  are  common  in  the  Oligocene  forma-
tions  of  the  Carpathian  Flysch  units  (Olszewska  1985;  Bąk

Fig. 12. Representative species of the foraminiferal microfauna from the megabeds in the Ve ký Bysterec locality. 1 – Tenuitella gemma
(Jenkins);  sample  DK-1,  scale  bar  20 µm.  2  – Tenuitella  munda  (Jenkins);  sample  DK-3,  scale  bar  50 µm. 3  – Tenuitella  clemenciae
(Bermudez); sample DK-3, scale bar 50 µm. 4 – Paragloborotalia nana (Bolli); sample DK-3, scale bar 40 µm. 5 – Pseudohastigerina
micra
  (Cole);  sample  DK-1,  scale  bar  40 µm.  6  –  Pseudohastigerina  naguewichiensis  (Myatliuk);  sample  DK-3,  scale  bar  40 µm.
7 – Cassigerinella chipolensis  (Cuschman & Ponton), DK-4, scale bar 40 µm. 8 – Protentella (Bolliella) navazuelensis Molina; sample
DK-2, scale bar 40 µm. 9 – Globorotaloides suteri Bolli; sample DK-3, scale bar 40 µm. 10 – Dentoglobigerina rohri (Bolli); sample
DK-3, scale bar 40 µm. 11 – Catapsydrax martini (Blow & Branner); sample DK-3, scale bar 50 µm. 12 – Chiloguembelina cubensis
(Palmer); sample DK-3, scale bar 40 µm.

background image

318

STAREK, SOTÁK, JABLONSKÝ and MARSCHALKO

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4, 305—326

2005;  Bubík  &  Poul  2010,  etc.).  Olszewska  (1997)  defined
their acme zones for the Rupelian—lower Chattian sediments.
Dominance  of  tenuitellids  provides  evidence  of  cold-water
condition  of  the  Early  Oligocene  (e.g.  Pippèrr  &  Reichen-
bacher 2010).

The  foraminiferal  stratigraphic  data  correspond  to  the  re-

sults of the nannoplankton stratigraphy. The nannofossil asso-
ciations  (Fig. 13)  imply  the  coexistence  of  Transversopontis
fibula
 Gheta and Reticulofenestra ornata Müller, which is in-
dicative  for  the  NP23  Biozone  (Nagymarosy  &  Voronina
1992;  Krhovský  et  al.  1992;  Švábenická  et  al.  2007,  etc.).
However, the low frequency of these species points rather to
the upper part of the NP22 and lower part of the NP23 Zones.
Other nannoplankton species include Helicosphaera compacta
Bramlette  &  Wilcoxon,  Helicosphaera  bramlettei  Müller,
Chiasmolithus oamaruensis (Deflandre), Isthmolithus recur-
vus  
Deflandre,  Lanternithus  minutus  Stradner,  Coccolithus
formosus 

(Kamptner), 

Transversopontis 

pulcheroides

(Sullivan)  and  abundant  reworked  species  of  Eocene  and
Cretaceous  nannofossils  (e.g.  Discoaster  barbadiensis  Tan,
Discoaster saipanensis Bramlette, Tribrachiathus orthostylus
(Bramlette & Riedel), Eifellithus sp.

The stratigraphic data obtained from the foraminiferal and

nannofossil study allow us to properly determine the age of
the  Orava  megabeds  as  early  middle  Rupelian  (P18/O1—
NP22/NP23 Biozones) (Fig. 14).

Discussion

Interpretation of the Orava megabeds

Sedimentological literature provides a lot of ideas concern-

ing the processes that initiate the turbidity currents. However,
displacement of enormous amounts of material in single flows
is rare and megabeds, like those in the Orava region, which are
characterized  by  great  thickness,  considerably  exceeding  the
thickness of related beds in other parts of the depositional sys-
tem, suggests catastrophic events on the basinal margins.

The  presence  of  the  Orava  megabeds  makes  it  possible  to

discuss  possible  paleogeographical  scenarios  explaining  how
to deliver the required volume of sediments to the Central Car-
pathian Paleogene Basin and confront our data with published
modern analogues of such a type of megabeds. The sedimen-

Fig. 13. Representative species of calcareous nannofossils from the megabeds in the Ve ký Bysterec locality.  1 – Reticulofenestra ornata
Müller; sample DK-1. 2 – Reticulofenestra umbilica (Levin); sample DK-4. 3—4 – Transversopontis fibula Gheta; sample DK-4. 5 – Lan-
ternithus minutus
 Stradner; sample DK-3. 6 – Helicosphaera bramlettei Müller; sample DK-1. 7 – Helicosphaera compacta Bramlette &
Wilcoxon; sample DK-3. 8 – Isthmolithus recurvus Deflandre; sample DK-4. 9 – Discoaster barbadiensis TAN; sample DK-4. 10 – Dic-
tyococcites  bisectus  
(Hay,  Mohler  &  Wade)  Bukry  &  Percival;  sample  DK-1.  11  –  Coccolithus  formosus  (Kamptner)  Wise;  sample 4.
12 – Braarudosphaera bigelowii (Gran & Braarud) Deflandre; sample DK-3. Scale bar for all figures: 1 µm.

background image

319

LARGE-VOLUME FLOW DEPOSITS IN THE CENTRAL CARPATHIAN PALEOGENE BASIN (SLOVAKIA)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4,  305—326

Fig. 14.  Stratigraphic  distribution  of  foraminiferal  and  nannofossil  species  in  the  megaturbidite  se-
quence of the CCPB (Bysterec section). Based on the index species the age of the Orava megabeds cor-
responds to the Biozones O1—O2 and NP22—NP23 (early middle Rupelian). The numbers (1—5) mark
the samples taking position.

tary volume of megaturbidites is frequently used in literature
for their classification as well as for interpretation of the pro-
cesses that triggered these flows (e.g. Mutti et al. 1984; Reeder
et al. 2000; Piper & Normark 2009). In spite of the fact that
the  Orava  megabeds  are  considered  to  represent  the  deposits
of large voluminous flows, their total sedimentary volume in
the  CCPB  could  not  be  properly  quantified.  Therefore,  it  is
difficult to come to decisive hypothesis about the formation of
such exceptionally thick units as the Orava megabeds, so that
we  provide  rather  a multiproxy  approach  to  interpretation  of
their possible depositional mechanisms. The large voluminous
gravity flows are often linked to seismic activity causing ups-
lope slide failure (e.g. Mutti et al. 1984; Sérguret et al. 1984;
Labaume  et  al.  1987).  However,  some  authors  suggest  that

only minor turbidity currents
are  associated  with  frequent
failures  and  significant  tur-
bidity currents are only rare-
ly created by liquefaction of
sand  or  silt  beds  (e.g.  Trip-
sanas  et  al.  2008;  Piper  &
Normark  2009).  Moreover,
the duration of sediment liq-
uefaction  and  their  simple
slope failures was measured
in  minutes  or  at  most  hours
(Andresen & Bjerrum 1967;
Karlsrud  &  Edgers  1982;
De Groot et al. 1987; Emdal
et  al.  1996),  therefore  the
longer lasting events of fail-
ure, capable of producing the
units  on  the  scale  of  the
megaturbidites,  could  only
originate  by  multifold  steps
of  shoreline  retrogression.
Even if distributaries and fan
deltas on the basinal margins
could  supply  enough  sand
and silt, the coarse sediments
are  blanketed  by  the  plume-
type  mud  deposits,  occurred
as a thin mudstone interbeds
in  sandy  deposits.  The  com-
paction  of  the  mudstones
could  establish  their  resis-
tivity  to  retrogression.  The
beds  originated  by  succes-
sive  retrogressive  failures
would  produce  abundant
mudstone  intraclasts,  but
they  are  entirely  missing  in
all of the sandstone/siltstone
facies  of  the  Orava  mega-
beds. We suppose, that prob-
ably  only  coarse-grained
CB

unit  of  the  complex

beds, the structures of which
indicate  deposition  from  de-

bris flow, can be explained by slope failure from the basinal
shelf-slope systems. The failures could be generated by exten-
sive  breakdowns  in  the  delta  front,  but  the  large  amount  of
bioclasts from the Eocene carbonates as well as the presence
of  synsedimentary  slumps  and  coherent  blocks  suggests  that
not  only  the  Oligocene  deposits  (mudstone  intraclasts)  but
also unconsolidated or semiconsolidated older deposits of the
Borové  Formation  were  affected  by  slope  failures.  These
failures could be connected with oceanographic processes in
canyon  head  or  with  straight-sided  deeply  incised  conduits
where erosion by flows  might  have  provided  conditions  for
breaching (e.g. Piper & Normark 2009).

The  megaturbidites,  developed  as  several  meters  thick,

finely structuralized sandstone and siltstone of the CB

B

 unit,

background image

320

STAREK, SOTÁK, JABLONSKÝ and MARSCHALKO

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4, 305—326

apparently differ from of the CB

A

 unit. The detrital particles

of  the  Orava  megabeds  have  a  polygenic  composition,  re-
flecting  the  presence  of  plutonic,  supracrustal,  low-grade
metamorphic and sedimentary rocks in the source areas. The
plutonic and metamorphic sources were exposed and denuded
together with the unstable rocks of the carbonate complexes.
Almost 90 % of the sandstone and siltstone sediments of the
megabeds are well sorted and they lack larger boulders and
coarse-grained  clastics.  Therefore,  such  fine-grained  sedi-
ments  with  mature  siliciclastic  composition  appear  to  have
been accumulated by rivers, which fed the basin from tecton-
ically active sources with permanent discharge of finely dis-
integrated particles. The large amount of coal particles, coal
seams and wood fragments in sandstone- to siltstone lithofa-
cies  of  the  Orava  megabeds  could  also  indicate  a source  in
the delta deposits or fluvial discharge to the continental shelf
(cf.  Mutti  et  al.  2003).  Riverine  input  of  hyperconcentrated
bedload during catastrophic floods that flowed seaward due
to inertia could have generated voluminous flows which de-
posited very thick sandstone—siltstone beds (e.g. Mutti et al.
2000,  2003,  2009;  Normark  &  Reid  2003;  Plink-Björklund
&  Steel  2004;  Piper  et  al.  2007).  However,  the  largest  ob-
served  turbidites  are  much  more  voluminous  than  the  sedi-
ment  discharge  of  a large  single  river  flood  (Piper  &
Normark  2009).  Similarly,  the  storm-initiated  deposition  of
turbidites  are  generally  supply-limited  because  of  the  death
of the many flows inside the canyon (Piper 1970; Paull et al.
2005)  and  only  occasional  flows  become  sufficiently  large
and energetic to reach the basin floor (e.g. Piper & Normark
1983).  The  channel  avulsions,  which  occasionally  occurred
due to flow erosion, may also result in deposition of excep-
tionally thick sand beds (Piper & Normark 2001). However,
such beds are usually massive, unstructured and rich in mud-
stone clasts, therefore they differ from structural and textural
features of the sandstones in the Orava megabeds.

Even though each of these processes alone is questionable

as  the  main  generating  mechanism  of  the  Orava  megabeds,
they  would  represent  effective  triggers  that  in  combination
with the suitable condition on the basinal margins could led
to the formation of large-scale gravity flows.

Nevertheless, the main factor which probably played a sig-

nificant role in triggering of the voluminous flows is inferred
in  long-lasting  accumulation  of  the  clastics  on  the  basinal
margins of the CCPB.

The CCPB as a tectonic-type basin was bordered by active

margins  flanked  by  coarse-grained  and  sandy  sediments  of
alluvial  fan,  fluvial,  fluviodeltaic  and  fan-delta  systems,
which  after  the  marine  incursion  fed  the  coastal  zone
(Marschalko  1970;  Baráth  &  Kováč  1995;  Filo  &  Siráňová
1996, 1998). Interference of eustasy and tectonics led to the
relative  sea-level  changes  in  the  CCPB,  evolution  of  which
involved a succession of highstand and lowstand phases with
shifting of the coastline and marginal facies (e.g. Soták et al.
2001;  Starek  et  al.  2012).  During  the  Early  Oligocene,  the
CCPB passed through a highstand stage of relative sea level
(e.g. Soták 1998; Soták et al. 2001), when the majority of the
coarse sediments remained in fan deltas and in actively pro-
graded  peripheral  beaches  (cf.  Dabrio  1990).  The  coastal
erosion of ravinement surfaces on the basinal margins of the

CCPB during the rise in sea-level rising from the Priabonian/
early  Rupelian  transition,  together  with  high-bedload  river-
ine input into the marine realm could have produced a large
quantity  of  sediments,  which  were  delivered  to  conduit
heads through longshore drift, or fan delta progradation and
subsequently  remobilized  by  following  initiating  processes
(e.g. Piper & Normark 2001).

Even though hyperpycnal flows generated by catastrophic

floods  are  questionable  as  initiating  events  of  the  Orava
megabeds,  their  deposition  would  be  influenced  by  these
processes  as  well.  These  large-volume  and  highly  turbulent
flows  could  have  accelerated  down  the  continental  slopes,
eroding deposits from the conduit and basinal-slope accumu-
lations,  progressively  increasing  the  proportion  of  sand  in
the flows, which were transported a significant distance onto
the basin floor (e.g. Hughes Clarke et al. 1990; Piper & Nor-
mark 2001, 2009; Talling et al. 2007). Downslope passing of
the large highly erosive hyperpycnal flows could have been
accompanied  by  extensive  slope  failures  of  straight-sided
deeply incised conduits, which could have led to initiation of
debris  flows  at  the  base  of  the  complex  beds  resulting  in
highly disorganized deposit (C

1

 subfacies) frozen during the

early stages of their downslope motion. Disorganized pebbly
mudstone  facies  and  massive  conglomerates  (debris-flow
deposits  or  debrites)  at  the  base  of  thick  sandy/silty  beds
characterized by a fining upward facies sequence (turbulent
portions of the flow) are referred to as highly efficient bipar-
tite  flows  (e.g.  Mutti  et  al.  2003;  Tinterri  et  al.  2003)  in
which sharp grain-size breaks represent a variation in hydro-
dynamic conditions of the gravity flow during its downcur-
rent evolution.

The CB

unit, as well as the unit identified as megaturbid-

ites, which probably represent the more distal equivalents of
the  composite  megabeds,  were  produced  during  a single
event and reflect the continual deposition from the turbulent
flows.  Their  structures  suggest  basal  near  bed  processes  as
follows:  –  rapid  deposition  of  coarse-grained  sediments
from high-concentration flow at the base of the turbidity cur-
rents  (C

2—3

,  S

1—2

  subfacies);  –  steady  basal  shear  stress

(growth and collapse in the traction carpets) and a steady rain
of suspended sediment (S

3—7

, Si

1—3

 subfacies); – intermittent

phases of variable flow velocity (S

4

, S

5

 subfacies); – succes-

sive  decreases  in  flow  competence  (upwardly-fining  granu-
lometry)  and  terminal  depositional  processes  from  muddy
suspension  (M lithofacies).  The  rapid  deposition  of  the
megabeds  is  expressed  by  the  water  escape  structures  and
hydroplastic deformations (S

6—7

, Si

3

 subfacies).

The  megabeds  with  a great  thickness  ( > 1 m)  and  similar

alteration  of  plane-parallel  lamination  with  climbing  ripple
lamination, and with large amounts of coal seams and wood
fragments could be interpreted as deposits from hyperpycnal
flows (e.g. Mutti et al. 2003; Olariu et al. 2010).

The period of long-lasting proximal deposition and lower

frequency of catastrophic events due to low activity of trig-
gering mechanisms, and following conduit flushing appears
to have been the most common source of sediment for very
large turbidites. Conduit flushing could explain why the vol-
ume  of  megaturbidites  is  much  greater  than  the  volume  of
sediments  transported  in  a  single  river  flood  or  from  usual

background image

321

LARGE-VOLUME FLOW DEPOSITS IN THE CENTRAL CARPATHIAN PALEOGENE BASIN (SLOVAKIA)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4,  305—326

slope  failures  (Piper  &  Normark  2009),  which  is  probably
the case of the sediments in the Orava megabeds.

Deposition  from  turbidity  currents  played  an  important

role in basin-forming processes of the CCPB, where the tur-
bidite systems were influenced mainly by tectonics and eus-
tacy (e.g. Soták 1998; Starek et al. 2000; Soták et al. 2001;
Starek 2001). However, only one of the sedimentary forma-
tions  of  the  CCPB  reveals  the  occurrence  of  overthickened
sandstone—siltstone beds without internal erosive surfaces or
amalgamation  surfaces  as  well  as  grain-size  breaks,  which
therefore should be deposit from single depositional events.

The early stages of deposition in the CCPB revealed mainly

continental  and  shallow-marine  conditions,  when  after  the
initial  transgression  (TA3.5—3.6  third-order  Exxon  cycles),
the subaerial sediments changed to subaqueous sediments in
the Borové Formation (Baráth & Kováč 1995). This forma-
tion comprises mainly deposits of  alluvial fans, fluvial and
fluviodeltaic  systems,  fan-deltas  as  well  as  shoreface  and
carbonate  ramp  environments  (Marschalko  1970;  Kulka
1985;  Baráth  &  Kováč  1995;  Filo  &  Siráňová  1996,  1998;
Janočko  &  Jacko  1998;  Soták  et  al.  2001).  The  distinctive
eustatic fall of sea level in the early Priabonian at the begin-
ning of the TA4 supercycle led to regression, subaerial expo-
sure  and  erosion  of  the  Middle  Eocene  formations.  The
exposed  shelf  was  prone  to  developing  incised  valleys  as
a result  of  fluvial  erosion  (Starek  et  al.  2012).  During  the
Priabonian transgression, the subsequent rise of the relative
sea  level  accompanied  by  rapid  tectonic  subsidence  along
the  fault-bounded  margins  of  the  CCPB  (Soták  et  al.  2001)
led to extensive flooding and deepening of depositional en-
vironments (e.g. Buček et al. 1998). In this stage of the ba-
sin’s evolution, most of the clastics, produced by rivers and
erosion of flooded land, was retained on the coastal plain as
a component of beach complexes and deltaic systems. Direct
riverine  sediment-laden  discharge  to  the  distal  parts  of  the
basin  is  rather  rare.  The  large  volume  of  sand  could  be
trapped within incised-conduit heads and delta distributaries.

During  the  late  Priabonian  and  Rupelian,  the  CCPB  was

filled up by mud-rich deposits of the Huty Formation, which
represents different sediments of the deep-marine clastic sys-
tems (e.g. Janočko & Jacko 1999; Soták et al. 2001; Starek
et  al.  2004).  In  the  lower  part  of  the  Huty  Formation  the
mudstones  greatly  prevail over  sandstones.  The  sandy  tur-
bidites, in dependence on their position in the submarine tur-
bidite  systems,  mostly  do  not  exceed  a  thickness  of  10 cm,
only rarely reaching up to 50 cm. These deposits of the Huty
Formation are associated with the Orava megabeds, the pos-
sible  initiating  mechanisms  of  which  are  discussed  above.
However,  numerous  sandy  turbidites  are  generated  during
falling  sea-level  stages,  which  result  in  progradation  and
cannibalization of the fan delta (e.g. Postma 1995) and as the
major riverine input of sediment-laden flows occur seaward
of high bedload deltas (e.g. Milliman & Kao 2005; Normark
et al. 2006; Milliman et al. 2007). Evidence of the large-vol-
ume  hyperpycnal-type  sediments  in  submarine  turbidite  de-
posits  of  the  CCPB  may  indicate  the  transitional  sea-level
drop  during  the  early  Rupelian,  which  culminated  by  river-
ine  input,  brackishing  and  semiisolation  in  the  NP23  Zone
(Soták 2010).

Incoming regression of the TB1 supercycle in the CCPB,

which resulted from an abrupt sea-level fall at around 30 Ma
at  a  time  of  major  glaciation  in  Antartica  (Robin  1988;
Kennett & Barker 1990; Zachos et al. 1993), led to sand-rich
submarine  fan  deposition  of  the  Zuberec  and  Biely  Potok
Formations (Soták 1998; Soták & Starek 1999; Starek et al.
2000).  These  Upper  Oligocene  formations  show  an  abun-
dance  of  thick  sandstone  beds,  especially  the  sandstone
lithosomes  of  the  Biely  Potok  Formation  up  to  several
meters in thickness. Their coalescing lobes grade up to form
the mid-fan lobe complex. However, the thick tabular sand-
stones of the Biely Potok Formation are amalgamated from
units, usually up to 1 m thick beds (Gross et al. 1993; Starek
2001),  which  are  usually  massive,  unstructured  and  contain
abundant claystone chips. Unlike the Orava megabeds, these
sandstones  are  laminated  only  in  the  topmost  part  of  the
beds.  In  spite  of  a good  predisposition  of  basin  margins  for
initiation  of  sandy  turbidites  during  the  Late  Oligocene  re-
gression  in  the  CCPB,  their  triggering  frequency  probably
did not allow long-lasting accumulation of sandy sediments,
which  would  be  sufficient  to  generate  such  large-volume
gravity  flows  like  those,  which  delivered  such  a volume  of
sand to the megabeds in the lower part of the Huty Formation.

Conclusion

The  Orava  megabeds  provide  a  record  of  major  deposi-

tional  events  in  the  western  part  of  the  Central  Carpathian
Paleogene  Basin  (CCPB).  They  are  specific  for  certain  de-
velopment  stage  of  this  basin,  because  of  their  occurrence
only  in  the  lower  part  of  the  Huty  Formation,  where  they
form distinct interval with far-reaching correlation over tens
of  kilometers  within  the  basin  fill.  The  megabeds  occur  in
the  middle  Rupelian  sequence,  the  biostratigraphic  age  of
which,  derived  from  foraminifers  and  nannofossils,  corre-
sponds to P18/O1 and NP22/23 Biozones.

Two  types  of  megabeds,  slightly  dissimilar  in  their  sedi-

mentary  features  and  flow-type  deposition  were  classified
here. They are developed as separated beds (megaturbidites)
and  the  complex  beds  (CB).  The  megaturbidites  are  repre-
sented  by  thick  finely  structured  beds  with  upwardly-fining
trend  in  grain  size  from  fine-grained  conglomerates  and
sandstones  to  siltstones  and  homogeneous  mudstones.  The
complex  beds  include  a  basal  disorganized  coarse-grained
unit (CB

A

); heterolithic unit equivalent to the megaturbidite

(CB

B

);  and  the  mixed  lithofacies  of  deformed  sandy/silty

claystones (CB

C

).

The complex beds can be interpreted as a result of bipartite

flows (e.g. Mutti et al. 2003; Tinterri et al. 2003) with debris-
flow deposit at the base, and with superincumbent thick finely
structured  sandstone/siltstone  facies  resulting  from  turbulent
portions of the flow. Individually placed megaturbidites prob-
ably represent the more distal equivalents of the complex beds
and reflect uninterrupted deposition from turbulent flows.

We suppose, that two main factors probably played signif-

icant  roles  in  the  generation  of  the  large-volume  gravity
flows  and  deposition  of  the  Orava  megabeds  in  the  middle
Rupelian sequence of the CCPB.

background image

322

STAREK, SOTÁK, JABLONSKÝ and MARSCHALKO

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4, 305—326

1. Long-lasting accumulation of the clastics on the basinal

margins of the CCPB during a period of rising sea-level and
a highstand stage of relative sea level in the early Rupelian.

2.  The  catastrophic  trigerring  mechanisms  on  the  basinal

margins which could have led to the formation of large-scale
gravity flows.

Several  triggers,  including  oceanographic  processes  in  a

canyon head or upslope slide failures linked with seismic ac-
tivity could have initiated these processes, and therefore we
cannot definitely exclude them. However, the basin-scale ex-
tension  forming  a coeval  horizon  of  sandstone  megabeds;
finely structured sandstone/siltstone facies with definite plane-
parallel  stratification  and  climbing  ripple  lamination;  differ-
ences  between  shelf-derived  carbonate  material  in  the  basal
part  of  complex  beds  and  continental-derived  sandy/silty  si-
liciclastic  material  of  the  megaturbidites  as  well  as  a  great
abundance of continental material (phytodetritus, leaves) sug-
gest that deposition of the Orava megabeds was influenced by
erosive hyperpycnal flows generated by catastrophic floods.

The  presence  of  hyperpycnal  deposits  in  the  CCPB  could

indicate  the  connection  of  the  turbidite  systems  of  deep-sea
fans with fluvial systems and shelf-edge deltas, which is a new
insight in the reconstruction of this basin. The occurrence of
megabeds in the lower part of the Huty Formation provide ev-
idence  of  possible  rising  discharge  from  flooding  rivers,
which entered the CCPB from the SW and W to NE and E.

Flood  discharge  and  generation  of  hyperpycnal  flows  with

deposition in deep-sea should be dominant processes during a
sea-level fall and the extremely large volume of clastics in the
megabeds  could  be  derived  by  conduit  flushing  and  coastal
erosion of deposits accumulated in shelf areas during previous
rising of the sea level. It is probably also a case of hyperpycnal
megaturbidites  in  the  CCPB,  where  their  accumulation  fol-
lowed the sea-level highstand in the Globigerina Marls at the
Eocene/Oligocene boundary and fall to the sea-level lowstand
during the early Rupelian, which culminated in riverine input,
brackishing and semi-isolation in the NP23 Zone.

Acknowledgment: This work was supported by the Slovak
Research  and  Development  Agency  (VEGA)  by  Project
No. 2/0042/12  and  funds  receiving  through  the  Centre  of
Excellence for Integrative Research of the Earth’s Geosphere
(ITMS 26220120064, European Regional Development Fund).
The authors thank to Silvia Ozdinová for providing the data
from nannoplankton stratigraphy. Our thanks also go to David
J.W.  Piper  and  Roberto  Tinterri  for  the  detailed  review  of
this paper and constructive comments.

References

Abreu  V.S.  &  Haddad  G.A.  1998:  Glacioeustatic  fluctuations:  the

mechanism linking stable isotope events and sequence stratig-
raphy from the Early Oligocene to Middle Miocene. In: de Gra-
ciansky  P.-C.,  Hardenbol  J.,  Jacquin  T.  &  Vail  P.R.  (Eds.):
Mesozoic and Cenozoic sequence stratigraphy of European ba-
sins. SEPM, Spec. Publ. 60, 245—259.

Allen  J.R.L.  1970:  A quantitative  model  of  climbing  ripples  and

their cross-laminated deposits. Sedimentology 14, 5—26.

Anastasakis G. 2007: The anatomy and provenance of thick volcani-

clastic  flows  in  the  Cretan  Basin,  South  Aegean  Sea.  Mar.
Geol.
 240, 113—135.

Anastasakis  G.  &  Pe-Piper  G.  2006:  An  18 m  thick  volcaniclastic

interval in Pantelleria Trough, Sicily Channel, deposited from
a large gravitative flow during the Green Tuff eruption. Mar.
Geol.
 231, 201—219.

Andresen  A.  &  Bjerrum  L.  1967:  Slides  in  subaqueous  slopes  in

loose sands and silts. In: Richards A.F. (Ed.): Marine geotech-
nique. University of Illinois Press, Urbana, 221—239.

Baráth I. & Kováč M. 1995: Systematics of gravity-flow deposits in

the  marginal  Paleogene  formations  between  Markušovce  and
Kluknava  villages  (Hornád  Depression).  Miner.  Slovaca,
Geovest. 27, 1, 6.

Bartholdy  J.,  Bellas  S.M.,  Cosovic  V.,  Fucek  V.P.  &  Keupp  H.

1999:  Processes  controlling  Eocene  mid-latitude  larger  Fora-
minifera  accumulations:  modelling  of  the  stratigraphic  archi-
tecture  of  a fore-arc  basin  (Podhale  Basin,  Poland).  Geol.
Carpathica
 50, 6, 435—448.

Bąk  K.  2005:  Foraminiferal  biostratigraphy  of  the  Egerian  flysch

sediments in the Silesian nappe, Outer Carpathians, Polish part
of the Bieszczady Mountains. Ann. Soc. Geol. Pol. 75, 71—93.

Berggren W.A. & Pearson P.N. 2005: A revised tropical to subtrop-

ical  Paleogene  planktonic  foraminiferal  zonation.  J.  Foram.
Res.
 35, 4, 279—298.

Berggren W.A., Olsson R.K. & Reyment R.A. 1967: Origin and de-

velopment of the foraminiferal genus Pseudohastigerina Banner
& Blow, 1959. Micropaleontology 13, 3, 265—288.

Berggren W.A., Kent D.V., Swisher C.C. III. & Aubry M.P. 1995:

A  revised  Cenozoic  geochronology  and  chronostratigraphy.
In: Berggren W.A., Kent D.V., Aubry M. & Hardenbol J. (Eds.):
Geochronology,  time  scales  and  global  correlation.  SEPM,
Spec. Publ.
 54, 129—212.

Best  J.L.  &  Bridge  J.S.  1992:  The  morphology  and  amplitude  of

low amplitude bedwaves upon upper-stage plane beds and the
preservation of planar laminae. Sedimentology 39, 737—752.

Biely A., Bezák V., Elečko M., Kaličiak M., Konečný V., Lexa J.,

Mello J., Nemčok J., Potfaj M., Rakús M., Vass D., Vozár J. &
Vozárová  A.  1996:  Geological  map  of  Slovakia  (1 : 500,000).
Geological Survey of Slovak Republic, Bratislava.

Blair T.C. & McPherson J.G. 1999: Grain-size and textural classifi-

cation of coarse sedimentary particles. J. Sed. Res. 69, 1, 6—19.

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

Amsterdam, 1—168.

Bouma  A.H.  1987:  Megaturbidite:  an  acceptable  term?  Geo-Mar.

Lett. 7, 63—67.

Bubík M. & Poul I. 2010: Sediments of the Pouzdřany Unit in the

HV-1  well  Dolní  Věstonice.  Zpr.  Geol.  Výzk.  v Roce  2009,
16—18.

Buček S., Salaj J., Köhler E. & Gross P. 1998: A sudden deepening

of  the  Central  Western  Carpathian  area  in  the  Upper  Eocene.
Zem. Plyn Nafta 43, 1, 173—177.

Bugge T., Befring S., Belderson R.H., Eidvin T., Jansen E., Kenyon

N.H., Holtedahl H. & Sejrup H.P. 1987: A threestage subma-
rine slide off Norway. Geo-Mar. Lett. 7, 191—198.

Bugge  T.,  Belderson  R.H.  &  Kenyon  N.H.  1988:  The  Storegga

slide. Roy. Soc. (London), Philosophical Trans. 325, 357—388.

Carter  L.,  Milliman  J.D.,  Talling  P.J.,  Gavey  R.  &  Wynn  R.B.

2012: Near-synchronous and delayed initiation of long run-out
submarine sediment flows from a record-breaking river flood,
offshore Taiwan. Geophys. Res. Lett. 39, L12603,

      

  

Doi:10.1029/2012GL051172

Cita  M.B.,  Camerlenghi  A.,  Kastens  K.A.  &  McCoy  F.W.  1984:

New  findings  of  the  Bronze  age  Homogenites  in  the  Ionian
Sea:  geodynamic  implications  for  the  Mediterranean.  Mar.
Geol.
 55, 47—62.

Cita M.B., Camerlenghi A. & Rimoldi B. 1996: Deep sea tsunami

background image

323

LARGE-VOLUME FLOW DEPOSITS IN THE CENTRAL CARPATHIAN PALEOGENE BASIN (SLOVAKIA)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4,  305—326

deposits in the eastern Mediterranean: new evidence and depo-
sitional models. Sed. Geol. 104, 155—173.

Csontos L., Nagymarosy A., Horváth F. & Kováč M. 1992: Tertiary

evolution of the Intra-Carpathian area: a model. Tectonophysics
208, 1—3, 221—241.

Dabrio C.J. 1990: Fan-delta facies associations in Late Neogene and

Quaternary basins of southeastern Spain. In: Colella A. & Prior
D.B. (Eds.): Coarse-grained deltas. Int. Assoc. Sed., Spec. Publ.
10, 91—111.

Davies N.S., Turner P. & Sansom I.J. 2004: Soft-sediment deforma-

tion structures in the Late Silurian Stubdal Formation: the re-
sult of seismic triggering. Norwegian J. Geol. 1, 85, 233—243.

De Groot M.B., Silvis F., van Rossum H. & Koster M.J. 1987: Lique-

fied sand flowing over a gentle slope. In: Hanrahan E.T., Orr
T.L.L.  &  Widdis  T.F.  (Eds.):  Proceedings  IXth  European
Conference  on  Soil  Mechanics  and  Foundation  Engineering.
Balkema, Rotterdam 2, 595—598.

Doyle L.J. 1987: Anomalously large marine sedimentary units de-

posited  in  a  single  mass  wasting  event.  Geo-Mar.  Lett.  7,  2,
59—61.

Doyle L.J. & Bourrouilh R. 1986: Carbonate megaturbidites – ex-

amples  from  the  Gulf  of  Mexico  and  the  French  Pyrenees.
Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 70, 583.

Dypvik H. & Jansa L. 2003: Sedimentary signatures and processes

during  marine  bolide  impacts:  a  review:  Sed.  Geol.  161,
309—337.

Emdal A., Janbu N. & Sand K. 1996: The shoreline slide at Lade. In:

Senneset Y. (Ed.): Landslides. Balkema, Rotterdam, 533—538.

Filo  I.  &  Siráňová  Z.  1996:  The  Tomášovce  Member  –  a new

lithostratigraphic unit of the Subtatric Group. Geol. Práce, Spr.
102, 41—49.

Filo I. & Siráňová Z. 1998: Hornád and Chras  Member – new re-

gional  lithostratigraphic  units  of  the  Sub-Tatric  Group.  Geol.
Práce, Spr.
 103, 35—51.

Fukushima Y., Parker G. & Pantin H.M. 1985: Prediction of igni-

tive  turbidity  currents  in  Scripps  submarine  canyon.  Mar.
Geol
. 67, 55—81.

Gedl  P.  2000:  Biostratigraphy  and  palaeoenvironment  of  the

Podhale Palaeogene (Inner Carpathians, Poland) in the light of
palynological studies. Stud. Geol. Pol. 117, 155—303.

Gee  M.J.R.,  Gawthorpe  R.L.  &  Friedmann  S.J.  2006:  Triggering

and evolution of a giant Submarine Landslide, Offshore Angola,
Revealed  by  3D  seismic  stratigraphy  and  geomorphology.  J.
Sed. Res
. 76, 1, 9—19.

Ghibaudo  G.  1992:  Subaqueous  sediment  gravity  flow  deposits:

practical  criteria  for  their  field  description  and  classification.
Sedimentology 39, 423—454.

Golab J. 1959: On the geology of the western Podhale flysch area.

Biul. Inst. Geol., Warszawa, 1—149.

Gross  P.,  Köhler  E.  &  Borza  K.  1982:  Conglomerate  submarine

fans  from  the  Central-Carpathians  Paleogene  near  Pucov.
Geol. Práce, Spr. 77, 75—86.

Gross  P.,  Köhler  E.  &  Samuel  O.  1984:  A new  lithostratigraphic

subdivision of the Central Carpathian Paleogene. Geol. Práce,
Spr.
 81, 103—117.

Gross  P.,  Köhler  E.,  Mello  J.,  Haško  J.,  Halouzka  R.  &  Nagy  A.

1993:  Geology  of  Southern  and  Eastern  Orava.  D.  Štúr  Inst.
Geol
., Bratislava, 1—292.

Haq B.U., Hardenbol J. & Vail P.R. 1988: Mesozoic and Cenozoic

chronostratigraphy and cycles of sea-level change. In: Wilgus
C.K., Hastings B.S., Ross C.A., Posamentier H., van Wagoner
&  Kendall  C.G.  (Eds.):  Sea-level  changes:  an  integrated  ap-
proach. SEPM, Spec. Publ. 42, 71—108.

Hein  F.J.  &  Syvitski  J.P.M.  1992:  Sedimentary  environments  and

facies in an arctic basin, Itirbilung Fiord, Baffin Island, Canada.
Sed. Geol. 81, 17—45.

Hieke  W.  1984:  A  thick  Holocene  homogenite  from  the  Ionian

Abyssal Plain (Eastern Mediterranean). Mar. Geol. 55, 63—78.

Hiscott R.N. 1994: Traction-carpet stratification in turbidites – fact

or fiction? J. Sed. Res. A64, 204—208.

Hughes Clarke J.E., Shor A.N., Piper D.J.W. & Mayer L.A. 1990:

Large scale current-induced erosion and deposition in the path
of the 1929 Grand Banks turbidity current. Sedimentology 37,
613—629.

Iturralde-Vinent M.A. 1992: A short note on the Cuban late Maas-

trichtian  megaturbidite  (an  impact-derived  deposit?).  Earth
Planet. Sci. Lett.
 109, 225—228.

Janočko J. & Jacko S. 1999: Marginal and deep-sea deposits of Cen-

tral-Carpathian Paleogene Basin, Spiš Magura region, Slovakia:
implication for basin history. Slovak Geol. Mag. 4, 4, 281—292.

Janočko  J.  &  Jacko  S.  Jr.  2001:  Turbidite  deposit  systems  of  the

Central-Carpathian Paleogene Basin. GeoLines 13, 133—140.

Janočko  J.,  Hamršmíd  B.,  Jacko  S.  &  Siráňová  Z.  1998:  Suprafan

and  channel  –  and  levee  deposits  at  Tichý  Potok  section,
Levoča  Mts.;  Central  Carpathian  Paleogene  Basin,  Slovakia.
Slovak Geol. Mag. 4, 1, 3—15.

Johnson K.S., Paull C.K., Barry J.P. & Chavez F.P. 2001: A decadal

record  of  underflows  from  a  coastal  river  into  the  deep  sea.
Geology 29, 1019—1022.

Jopling A.V. & Walker R.G. 1968: Morphology and origin of rip-

ple-drift cross-lamination, with examples from the Pleistocene
of Massachusetts. J. Sed. Petrology 38, 971—984.

Karlsrud  R.  &  Edgers  L.  1982:  Some  aspects  of  submarine  slope

stability.  In:  Saxov  S.  &  Nieuwenhuis  J.K.  (Eds.):  Marine
slides and other mass movements NATO conference series IV,
Marine sciences. Plenum, New York 6, 61—81.

Kennett J.P. & Barker P.F. 1990: Latest Cretaceous to Cenozoic cli-

mate  and  oceanographic  developments  in  the  Weddell  Sea,
Antarctica:  an  ocean-drilling  perspective.  Proceedings  of  the
Ocean Drilling Program, Scientific Results
 113, 937—960.

Krhovský  J.,  Adamová  J.,  Hladíková  J.  &  Maslowská  H.  1992:

Paleoenvironmental  changes  across  the  Eocene/Oligocene,
boundary  in  the  Ždánice  and  Pouzdřany  units  (Western  Car-
pathians,  Czechoslovakia):  the  long-term  trend  and  orbitally
forced  changes  in  calcareous  nannofossil  assemblages.  In:
Hamršmíd  B.  &  Young  J.  (Eds.):  Nannoplankton  Research.
Knihovnička ZPN 14b 2, 105—187.

Kuenen P.H. 1958: Experiments in geology. Geol. Mag. 23, 1—28.
Kulka A. 1985: Arni sedimentological model in the Tatra Eocene.

Geol. Quart. 29, 31—64.

Labaume P., Mutti E. & Seguret M. 1987: Megaturbidites: a deposi-

tional  model  from  the  Eocene  of  the  SW  Pyrenean  Foreland
Basin, Spain. Geo-Mar. Lett. 7, 91—101.

Lastras  G.,  Canals  M.,  Hughes-Clarke  J.E.,  Moreno  A.,  De  Batist

M., Masson D.G. & Cochonat P. 2002: Seafloor imagery from
the  BIG’95  debris  flow,  western  Mediterranean.  Geology  30,
871—874.

Leckie  M.R.,  Farnham  CH.  &  Schmidt  M.G.  1993:  Oligocene

planktonic  foraminifer  biostratigraphy  of  hole  803D  (Ontong
Java Plateau) and hole 628A (Little Bahama Bank), and com-
parison  with  the  southern  high  latitudes.  Proccedings  of  the
Ocean Drilling Program, Scientific Results
 130, 113—136.

Li Q. 1987: Origin, phylogenetic development and systematic tax-

onomy  of  the  Tenuitella  plexus  (Globigerinitidae,  Globigeri-
ninina). J. Foram. Res. 17, 4, 298—320.

Lowe  D.R.  1975:  Water  escape  structures  in  coarse  grained  sedi-

ments. Sedimentology 22, 157—204.

Lowe  D.R.  1976:  Subaqueous  liquefied  and  fluidized  sediment

flows and their deposits. Sedimentology 23, 285—308.

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

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

background image

324

STAREK, SOTÁK, JABLONSKÝ and MARSCHALKO

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4, 305—326

Lowe D.R. & Guy M. 2000: Slurry-flow deposits in the Britannia

Formation  (Lower  Cretaceous),  North  Sea:  a new  perspective
on the turbidity current and debris flow problem. Sedimentology
47, 31—70.

Lowe D.R. & LoPiccolo R.D. 1974: The characteristics and origins

of dish and pillar structures. J. Sed. Petrology 44, 484—501.

Lrnne I. & Nemec W. 2004: High-arctic fan delta recording deglaci-

ation  and  environmental  disequilibrium.  Sedimentology  51,
553—589.

Marjanac  T.  1996:  Deposition  of  megabeds  (megaturbidites)  and

sea-level change in a proximal part of the Eocene-Miocene flysch
of central Dalmatia (Croatia). Geology 24, 543—546.

Marschalko  R.  1970:  The  research  of  sedimentary  textures,  struc-

tures, and palaeocurrent analysis of basal formations (Central
Western  Carpathian  Paleogene,  N  of  Spišsko-gemerské  ru-
dohorie Mts.). Acta Geol. Geograph. Univ. ComenianaeGeol.
19, 129—163.

Masson D.G., Huggett Q.J. & Brunsden D. 1993: The surface tex-

ture of the Saharan Debris Flow and some speculations on sub-
marine debris flow processes. Sedimentology 40, 583—598.

Maurya  D.M.,  Rachna  R.  &  Chamyal  L.S.  1998:  Seismically  in-

duced deformational structures (seismites) from the Mid-Late
Holocene Terraces, Lower Mahi Valley, Gujurat. J. Geol. Soc.
India 
51, 755—758.

McKee  E.D.  1939:  Some  types  of  bedding  in  the  Colorado  River

delta. J. Geol. 47, 64—81.

McKee E.D. 1965: Experiments on ripple lamination. In: Middleton

G.V. (Ed.): Primary sedimentary structues and their hydrody-
namic interpretation. SEPM, Spec. Publ. 12, 66—83.

Milliman  J.D.  &  Kao  S.J.  2005:  Hyperpycnal  discharge  of  fluvial

sediment  to  the  ocean:  Impact  of  super-typhoon  Herb  (1996)
on Taiwanese rivers: J. Geol. 113, 285—299.

Milliman J.D., Lin S.W., Kao S.J., Liu J.P., Liu C.S., Chiu J.K. &

Lin Y.C. 2007: Short-term changes in seafloor character due to
flood-derived hyperpycnal discharge: Typhoon Mindulle, Tai-
wan, July 2004. Geology 35, 779—782.

Mitchell N.C. 2005: Channelled erosion through a marine dump site

of dredge spoils at the mouth of the Puyallup River, Washington
State, USA. Mar. Geol. 220, 131—151.

Mohrig D. & Marr J.G. 2003: Constraining the efficiency of turbid-

ity current generation from submarine debris flows and slides
using laboratory experiments. Mar. Petrol. Geol. 20, 883—899.

Moretti  M.,  Alfaro  P.,  Caselles  O.  &  Canas  J.A.  1999:  Modelling

seismites  with  a  digital  shaking  table.  Tectonophysics  304,
369—383.

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

ous sedimentary density flows and their deposits. Sedimentology
48, 269—299.

Mulder T. & Syvitski J. 1995: Turbidity currents generated at river

mouths during exceptional discharges to the World Oceans. J.
Geol
. 103, 285—299.

Mutti E. 1992: Turbidite sandstones. San Donato Milanese. AGIP,

Istituto di Geologia, Universita’ di Parma, 1— 275.

Mutti E., Ricci Lucchi F., Seguret M. & Zanzucchi G. 1984: Seis-

moturbidites:  a  new  group  of  resedimented  deposits.  Mar.
Geol.
 55, 103—116.

Mutti E., Tinterri R., Di Biase D., Fava L., Mavilla N., Angella S.

& Calabrese L. 2000: Delta-front associations of ancient flood-
dominated fluvio-deltaic systems. Rev. Soc. Geol. Espan~a 13,
2, 165—190.

Mutti E., Tinterri R., Benevelli G., Di Biase D. & Cavanna G. 2003:

Deltaic, mixed and turbidite sedimentation of ancient foreland
basins. Mar. Petrol. Geol. 20, 733—755.

Mutti E., Bernoulli D., Ricci Lucchi F. & Tinterri R. 2009: Turbid-

ites and turbidity currents from alpine flysch to the exploration
of continental margins. Sedimentology 56, 267—318.

Muzzi  Magalhaes  P.  &  Tinterri  R.  2010:  Stratigraphy  and  deposi-

tional setting of Slurry and Contained (Reflected) Beds in the
Marnoso-arenacea Formation (Langhian-Serravallian) Northern
Apennines, Italy. Sedimentology 57, 1685—1720.

Nagymarosy A. & Voronina A.A. 1992: Calcareous nannoplankton

from  the  Lower  Maykopian  beds  (Early  Oligocene,  Union  of
Independant States). In: Hamršmíd B. & Young J. (Eds.): Nan-
noplankton Research. Knihovnička ZPN, 14b 2, 189—221.

Neuwerth R., Suter F., Guzman C.A. & Gorin G.E. 2006: Soft-sedi-

ment  deformation  in  a  tectonically  active  area:  The  Plio-
Pleistocene  Zarzal  Formation  in  the  Cauca  Valley  (Western
Colombia). Sed. Geol. 186, 67—88.

Normark W.R. & Piper D.J.W. 1991: Initiation processes and flow

evolution of turbidity currents: implications for the depositional
record.  In:  Osborne  R.H.  (Ed.):  From  Shoreline  to  Abyss.
SEPM, Spec. Publ. 46, 207—230.

Normark W.R. & Reid J.A. 2003: Extensive deposits of the Pacific

Plate from Late Pleistocene North American glacial lake out-
bursts. J. Geol. 111, 617—637.

Normark  W.R.,  Piper  D.J.W.  &  Sliter  R.  2006:  Sea-level  and  tec-

tonic control of middle to late Pleistocene turbidite systems in
Santa  Monica  Basin,  offshore  California.  Sedimentology  53,
867—897.

Olariu C., Steel R. & Petter A.L. 2010: Delta-front hyperpycnal bed

geometry and implications for reservoir modeling: Cretaceous
Panther  Tongue  delta,  Book  Cliff,  Utah.  AAPG  Bull.  94,  6,
819—845.

Olszewska B. 1985: Foraminifera of the Menilite Beds (Polish Ex-

ternal Carpathians). Ann. Soc. Geol. Pol. 55, 1, 2, 201—250.

Olszewska  B.  1997:  Foraminiferal  biostratigraphy  of  the  Polish

Outer  Carpathians:  a  record  of  basin  geohistory.  Ann.  Soc.
Geol. Pol
. 67, 325—337.

Olszewska  B.W.  &  Wieczorek  J.  1998:  The  Paleogene  of  the

Podhale  Basin  (Polish  Inner  Carpathians)  –  micropaleonto-
logical perspective. Przegl. Geol. 46, 721—728.

Owen G. 1987: Deformation processes in unconsolidated sands. In:

Jones  M.E.  &  Preston  R.M.F.  (Eds.):  Deformation  of  sedi-
ments and sedimentary rocks. Geol. Soc. London, Spec. Publ.
29, 11—24.

Owen G. 1996: Experimental soft-sediment deformation: structures

formed by the liquefaction of unconsolidated sands and some
ancient examples. Sedimentology 43, 279—293.

Pauley  J.C.  1995:  Sandstone  megabeds  from  the  Tertiary  of  the

North  Sea.  In:  Hartley  A.J.  &  Prosser  D.J.  (Eds.):  Character-
ization of Deep Marine clastic systems. Geol. Soc. Spec. Publ.
94, 103—114.

Paull  C.K.,  Mitts  P.,  Ussler  W.,  Keaten  R.  &  Greene  H.G.  2005:

Trail of sand in upper Monterey Canyon, offshore California.
Geol. Soc. Amer. Bull. 117, 1134—1145.

Pearson  P.N.  &  Wade  B.G.  2009:  Taxonomy  and  stable  isotope

paleoecology  of  well-preserved  planktonic  foraminifera  from
the  Uppermost  Oligocene  of  Trinidad.  J.  Foram.  Res.  39,  3,
191—217.

Piper D.J.W. 1970: Transport and deposition of Holocene sediment

on La Jolla deep sea fan, California. Mar. Geol. 8, 211—227.

Piper D.J.W. 1978: Turbidite muds and silts on deep-sea fans and

abyssal plains. In: Stanley D.J. & Kelling G. (Eds.): Sedimen-
tation  in  submarine  Canyons,  fans  and  Trenches.  Dowden,
Hutchinson and Ross
, Stroudsburg, 163—176.

Piper  D.J.W.  &  Normark  W.R.  1983:  Turbidite  depositional  pat-

terns and flow characteristics, Navy Submarine Fan, California
Borderland. Sedimentology 30, 681—694.

Piper D.J.W. & Normark W.R. 2001: Sandy fans from Hueneme to

Amazon  and  beyond.  Amer.  Assoc.  Petrol.  Geol.,  Bull.  85,
1407—1438.

Piper D.J.W. & Normark W.R. 2009: Processes that initiate turbidity

background image

325

LARGE-VOLUME FLOW DEPOSITS IN THE CENTRAL CARPATHIAN PALEOGENE BASIN (SLOVAKIA)

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4,  305—326

currents  and  their  influence  on  turbidites:  A  marine  geology
perspective. J. Sed. Res. 79, 347—362.

Piper  D.J.W.,  Shor  A.N.  &  Hughes-Clarke  J.E.  1988:  The  1929

Grand Banks earthquake, slump and turbidity current. In: Clif-
ton  H.E.  (Ed.):  Sedimentologic  consequences  of  convulsive
geologic events. Geol. Soc. Amer.Spec. Pap. 229, 77—92.

Piper D.J.W., Cochonat P. & Morrison M. 1999: Sidescan sonar ev-

idence  for  progressive  evolution  of  submarine  failure  into  a
turbidity current: the 1929 Grand Banks event. Sedimentology
46, 79—97.

Piper  D.J.W.,  Shaw  J.  &  Skene  K.I.  2007:  Stratigraphic  and  sedi-

mentological  evidence  for  late  Wisconsinan  subglacial  out-
burst floods to Laurentian Fan. Palaeogeogr. Palaeoclimatol.
Palaeoecol
. 246, 101—119.

Pippèrr M. & Reichenbacher B. 2010: Foraminifera from the bore-

hole  Altdorf  (SE  Germany):  proxies  from  Ottnangian  (early
Miocene)  palaeoenvironments  of  the  Central  Paratethys.
Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 289, 62—80.

Plink-Björklund  P.  &  Steel  R.J.  2004:  Initiation  of  turbidity  cur-

rents:  outcrop  evidence  for  hyperpycnal  flow  turbidites.  Sed.
Geol.
 165, 29—52.

Postma  G.  1995:  Sea-level-related  architectural  trends  in  coarse-

grained delta complexes. Sed. Geol. 98, 1—4, 3—12.

Potfaj M. 1998: Geodynamics of the Klippen Belt and Flysch belt in

the Western Carpathians. In: Rakús M. (Ed.): Geodynamic de-
velopment  of  the  Western  Carpathians.  Dionýz  Štúr  Publ.,
Bratislava, 143—154.

Powers M.C. 1953: A new roundness scale for sedimentary particles.

J. Sed. Petrology 23, 117—119.

Prior D.B. & Bornhold B.D. 1989: Submarine sedimentation on a de-

veloping Holocene fan delta. Sedimentology 36, 6, 1053—1076.

Ratschbacher L., Frisch W., Linzer H.G., Sperner B., Meschede M.,

Decker K., Nemčok M., Nemčok J. & Grygar J. 1993: The Pie-
niny Klippen Belt in the Western Carpathians of north eastern
Slovakia: structural evidence for transpression. Tectonophysics
226, 1—4, 471—483.

Rebesco  M.,  Della  Vedova  B.,  Cernobori  L.  &  Aloisi  G.  2000:

Acoustic  facies  of  Holocene  megaturbidites  in  the  Eastern
Mediterranean. Sed. Geol. 135, 65—74.

Reeder M.S., Rothwell R.G. & Stow D.A.V. 2000: Influence of sea

level and basin physiography on emplacement of the late Pleis-
tocene Herodotus Basin Megaturbidite (HBM), SE Mediterra-
nean Sea. Mar. Petrol. Geol. 17, 199—218.

Remacha  E.  &  Fernández  L.P.  2003:  High-resolution  correlation

patterns  in  the  turbidite  systems  of  the  Hecho  Group  (South-
Central Pyrenees, Spain). Mar. Petrol. Geol. 20, 711—726.

Ricci Lucchi F. 1990: Turbidites in foreland and on-thrust basin of

the northern Apennines. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeo-
ecol.
 77, 51—66.

Ricci Lucchi F. & Valmori E. 1980: Basin-wide turbidites in a Mio-

cene,  oversupplied  deep-sea  plain:  a  geometrical  analysis.
Sedimentology 27, 241—270.

Robin  G.  de  Q.  1988:  The  Antarctic  ice  sheet,  its  history  and  re-

spondence to sea level and climatic changes over the past 100
million  years.  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.  Palaeoecol.  67,
31-50.

Rodríguez-Pascua M.A., Calvo J.P., De Vicente G. & Gómez-Gras

D.  2000:  Soft-sediment  deformation  structures  interpreted  as
seismites  in  lacustrine  sediments  of  the  Prebetic  Zone,  SE
Spain, and their potential use as indicators of earthquake mag-
nitudes during the Late Miocene. Sed. Geol. 135, 117—135.

Rossetti D.F. 1999: Soft-sediment deformation structures in late Al-

bian to Cenomanian deposits, Sao Luis Basin, northern Brazil:
evidence for palaeoseismicity. Sedimentology 46, 1065—1081.

Rothwell R.G., Reeder M.S., Anastasakis G., Stow D.A.V., Thomson

J.  &  Kähler  G.  2000:  Low  sea-level  stand  emplacement  of

megaturbidites in the western and eastern Mediterranean Sea.
Sed. Geol. 135, 75—88.

Samuel O. & Fusán O. 1992: Reconstruction of subsidence and sed-

imentation of Central Carpathian Paleogene.  Západ.  Karpaty,
Sér. Geol.
 16, 7—46.

Sérguret M., Labaume P. & Madariaga R. 1984: Eocene seismicity

in the Pyrenees from megaturbidites in the South-Pyrenean ba-
sin (North Spain). Mar. Geol. 55, 117—131.

Shanmugam  G.  &  Moiola  R.J.  1982:  Eustatic  control  of  turbidite

deposition and winnowed turbidites. Geology 10, 231—235.

Sliva  . 2005: Sedimentary facies of the Central Carpathians Paleo-

gene Basin in the Spišská Magura Mts. PhD Thesis, Bratislava,
1—137.

Soták J. 1998: Sequence stratigraphy approach to the Central Car-

pathian  Paleogene  (Eastern  Slovakia):  eustasy  and  tectonics
as controls of deep-sea fan deposition. Slovak Geol. Mag. 4,
185—190.

Soták J. 2010: Paleoenvironmental changes across the Eocene-Oli-

gocene boundary: insights from the Central-Carpathian Paleo-
gene Basin. Geol. Carpathica 61, 5, 1—26.

Soták  J.  &  Starek  D.  1999:  Depositional  stacking  of  the  Central-

Carpathian Paleogene Basin: sequences and cycles. Geol. Car-
pathica
 50, 69—72.

Soták  J.,  Pereszlenyi  M.,  Marschalko  R.,  Milička  J.  &  Starek  D.

2001:  Sedimentology  and  hydrocarbon  habitat  of  the  subma-
rine-fan  deposits  of  the  Central  Carpathian  Paleogene  Basin
(NE Slovakia). Mar. Petrol. Geol. 18, 87—114.

Soták  J.,  Gedl  P.,  Banská  M.  &  Starek  D.  2007:  New  stratigraphic

data from the Paleogene formations of the Central Western Car-
pathians at the Orava region: Results of integrated micropaleon-
tological study in the Pucov section. Miner. Slovaca 39, 89—106.

Spezzaferri  S.  1994:  Planktonic  foraminiferal  biostratigraphy  and

taxonomy of the Oligocene and lower Miocene in the oceanic
record: an overview. Palaeontogr. Ital. 81, 1—187, tavv- 1—19.

Starek D. 2001: Sedimentology and paleodynamics of the Paleogene

formations of the Central Western Carpathians in the Orava re-
gion. [Sedimentológia a paleodynamika paleogénnych formácií
Centrálnych Západných Karpát na Orave.] PhD ThesisGeol.
Inst. SAS
, Bratislava, 1—152 (in Slovak).

Starek D., Andreyeva-Grigorovich A.S. & Soták J. 2000: Suprafan

deposits  of  the  Biely  Potok  Formation  in  the  Orava  region:
Sedimentary  facies  and  nannoplankton  distribution.  Slovak
Geol. Mag.
 6, 2—3, 188—190.

Starek D., Sliva  . & Vojtko R. 2004: The channel-levee sedimen-

tary facies and their synsedimentary deformation: a case study
from  Huty  Formation  of  the  Podtatranská  skupina  Group
(Western Carpathians). Slovak Geol. Mag. 10, 3, 177—182.

Starek D., Sliva  . & Vojtko R. 2012: Eustatic and tectonic control

on  late  Eocene  fan  delta  development  (Orava  Basin,  Central
Western Carpathians). Geol. Quart. 56, 1, 67—84.

Švábenická  L.,  Bubík  M.  &  Stráník  Z.  2007:  Biostratigraphy  and

paleoenvironmental changes on the transition from the Menilite
to Krosno lithofacies (Western Carpathians, Czech Republic).
Geol. Carpathica 58, 3, 237—262.

Talling  P.J.,  Amy  L.A.  &  Wynn  R.B.  2007:  New  insight  into  the

evolution  of  large-volume  turbidity  currents:  comparison  of
turbidite shape and previous modelling results. Sedimentology
54, 737—769.

Tinterri R., Drago M., Consonni A., Davoli G. & Mutti E. 2003: Mod-

eling subaqueous bipartite sediment gravity flows on the basis of
outcrop constrains: first results. Mar. Petrol. Geol. 20, 911—933.

Tripsanas E., Piper D.J.W., Jenner K.A. & Bryant W.R. 2008: Sedi-

mentary  characteristics  of  submarine  mass-transport  deposits:
New perspectives from a corebased facies classification. Sedi-
mentology
 55, 97—136.

Vail  P.R.,  Mitchum  R.M.  Jr.  &  Thompson  III.,  S.  1977:  Seismic

background image

326

STAREK, SOTÁK, JABLONSKÝ and MARSCHALKO

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2013, 64, 4, 305—326

stratigraphy  and  global  changes  in  sea-level.  Part 3:  Relative
changes of sea level from coastal onlap. In: Payton C.E. (Ed.):
Seismic stratigraphy – Application to hydrocarbon exploration.
Mem. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 26, 63—81.

Van Den Berg J.H., Van Gelder A. & Mastbergen D.R. 2002: The

importance of breaching as a mechanism of subaqueous slope
failure in fine sand. Sedimentology 49, 81—95.

Yose L.A. & Haller P.L. 1989: Sea-level control of mixed—carbonate-

siliciclastic,  gravity-flow  deposition:  Lower  part  of  Keeler
Canyon  Formation  (Pennsylvanian),  southeastern  California.
Geol. Soc. Amer. Bull. 101, 427—439.

Zachos  J.C.,  Lohmann  K.C.,  Walker  J.C.G.  &  Wise  S.W.  1993:

Abrupt climate change and transient climates during the Paleo-
gene: a marine perspective. J. Geol. 101, 191—223.