background image

www.geologicacarpathica.com

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

, AUGUST 2015, 66, 4, 285—302                                                    doi: 10.1515/geoca-2015-0026

Introduction

During  the  Laramian  movements,  the  sedimentary  nappes
which  constitute  the  Pieniny  Klippen  Belt  (PKB),  a  narrow
and elongated tectonic zone situated on the northern flank of
the  Central  Western  Carpathians  (a  part  of  the  Alpide  belt)
(Fig. 1), were stripped off from their basement and stacked at
the front of the propagating thrust (Birkenmajer 1986). These
structures were subsequently redeformed during the Miocene,
when the turbiditic basins of the Outer Carpathians were clos-
ing  and  the  original  spatial  arrangement  of  the  depositional
succession was distorted (see Jurewicz 2005). The intensity of
the wrench tectonics led to the spatial complexity of the belt’s
structure,  expressed  in  an  apparently  chaotic  distribution  of
rigid  rock  complexes  (“Klippen”)  within  the  crumpled,  less
rigid shaly sediments. Therefore, the sequences dominated by
shales and marls (such as the one described in this paper) tend
to be strongly disturbed and incomplete. However, the strati-
graphy and paleogeographic position of marly sediments with
turbidites  is  of  high  importance  in  assessing  the  structural
evolution  of  the  Pieniny  Klippen  Belt  during  the  Mesozoic
because they can be used to infer the timing of the major sea-
floor differentiation in the PKB. Such is the case of a Middle
Jurassic  succession  comprising  the  turbiditic  Szlachtowa
Formation,  examined  and  discussed  herein  within  a  context
of the Czorsztyn Ridge development.

The stratigraphic and structural position of the deposits of

the  Szlachtowa    Formation  (the  so-called  “black  flysch”),

The Middle Jurassic succession in the central sector of

the Pieniny Klippen Belt (Sprzycne Creek): implications for

the timing of the Czorsztyn Ridge development

TOMASZ SEGIT

1

, BRONISŁAW A. MATYJA

1

 and ANDRZEJ WIERZBOWSKI

2

1

Institute of Geology, University of Warsaw, Żwirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa, Poland; t.segit@uw.edu.pl;  matyja@uw.edu.pl

2

Polish Geological Institute – National Research Institute, Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa, Poland;  andrzej.wierzbowski@pgi.gov.pl

(Manuscript received November 22, 2014; accepted in revised form June 23, 2015)

Abstract:  In  this  study,  we  revisit  the  stratigraphic  age  and  discuss  sedimentary  characteristics  of  the  lower  Middle
Jurassic turbidite deposits (“black flysch”) of the Szlachtowa Formation, as well as the under- and overlying members of
the Sprzycne Creek section situated in the central sector of the Pieniny Klippen Belt (Poland). We show that the succession
captures the lower Middle Jurassic marine sediments of the pre-Late Albian Magura Basin, located to the north of an
ancient submarine swell (Czorsztyn Ridge). The turbidite deposits of the Szlachtowa Formation and marly shales of the
Opaleniec Formation yield dinoflagellate cysts indicative of the latest Aalenian or learliest Bajocian to Early Bathonian.
The character of these deposits, and their location below the overthrusted Subpieniny Nappe show that this succession does
not belong to the successions of the Oravicum domain, located on the southern side of the Czorsztyn Ridge. The Szlachtowa
Formation is underlain by the Skrzypny Formation, which is reported for the first time outside the Oravicum domain. It
suggests that the pre-Late Albian Magura Basin came into existence not earlier than during the latest Aalenian, following
the rising of the Czorsztyn Ridge. The marly shales assigned here to the Opaleniec Formation of Late Bajocian-Bathonian
age and younger marly deposits of Cretaceous age were distinguished in the past as the so-called “Sprzycne beds” of
Cretaceous age. However, the combination of these two rock units into a single lithostratigraphic unit is unsuitable because
they represent two separated stratigraphical intervals and their contact is tectonic.

Key words: Middle Jurassic, Pieniny Klippen Belt, Magura Basin, “black flysch”, stratigraphy, dinoflagellate cysts.

represented  by  the  black  micaceous  shales  with  intercala-
tions of sandstones and allodapic crinoidal limestones, have
been  subject  to  controversial  interpretations  over  the  years.
These deposits were stratigraphically attributed either to cer-
tain parts of the Early—early Middle Jurassic interval, namely
the  Upper  Toarcian—lowermost  Aalenian  (Birkenmajer
1977),  Upper  Toarcian—Upper  Bajocian  (Gedl  2008a;  in-
cluding  a  hiatus  spanning  the  uppermost  Toarcian/Lower
Aalenian to lower Upper Aalenian), Lower Bajocian (Barski
et  al.  2012;  base  and  top  of  the  formation  unknown),
?Middle/Upper  Toarcian—Middle  Bathonian  (Gedl  &  Józsa
2015),  or,  by  contrast,  to  the  middle  Cretaceous  (Albian—
Cenomanian)  (e.g.  Sikora  1971c;  Oszczypko  et  al.  2004,
2012). Due to tectonic perturbations, the base of the forma-
tion  has  remained  enigmatic  until  now.  On  the  other  hand,
the  sedimentary  area  of  the  Szlachtowa  Formation  was  as-
signed  either  to  the  Oravicum  domain  and  pre-Late  Albian
Magura  Basin/Grajcarek  Succession  (see  e.g.  Birkenmajer
2007; Birkenmajer et al. 2008; Gedl 2008a) or exclusively to
the  pre-Late  Albian  Magura  Basin  (e.g.  Barski  et  al.  2012;
Oszczypko et al. 2012), structurally located either below the
overthrusted Pieniny-Subpieniny Nappes or in front of them
(see e.g. Birkenmajer 2007; Birkenmajer et al. 2008; Barski
et  al.  2012;  Oszczypko  et  al.  2012).  Therefore,  a  critical
analysis of the Szlachtowa Formation in carefully described
sections  is  of  high  importance.    Our  analysis  of  similar  de-
posits  in  central  areas  of  the  PKB  (previously  attributed  to
the  Oravic  domain  successions,  Birkenmajer  1977)  shows

background image

286

SEGIT, MATYJA and WIERZBOWSKI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

that the Bajocian deposits in the Podubocze section represent
the  lowermost  tectonic  unit  of  the  Pieniny  Klippen  Belt  of
pre-Late  Albian  Magura  Basin  provenance  (sensu  Barski  et
al.  2012).  In  this  study,  we  focus  on  a  succession  of  the
Szlachtowa  Formation  and  younger  deposits  located  at  the
Sprzycne Creek at Dursztyn in the central part of the Pieniny
Klippen Belt in Poland (Fig. 1).

The  dark  turbiditic  deposits  cropping  out  along  Sprzycne

Creek  were  originally  attributed  to  the  “Flysch  Aalenian”
and  placed  in  the  Branisko  Succession  of  the  Pieniny
Klippen Basin by Birkenmajer (1958). Sikora (1971a) recog-
nized  a  thick  succession  of  “black  flysch”  deposits  with  a
well distinguished bed of micaceous sandstone, a few meters
in  thickness,  in  the  upper  part  of  this  section.  According  to
Sikora  (1971a),  these  deposits  were  stratigraphically  over-
lain by the Sprzycne beds which are developed as light-grey
marly  shales  with  intercalations  of  limestones  and  spotted
siderites. Higher, the Cenomanian Key Horizon represented
by  green  radiolarites  is  covered  by  variegated  and  green
shales  with  Upper  Cretaceous  microfauna  (Sikora  1971a,c;
see  Fig. 2  herein).  Despite  the  lack  of  any  biostratigraphic
markers (except for the uppermost member), the whole suc-
cession exposed at the Sprzycne Creek was assigned to a late
Early  to  Late  Cretaceous  age  (Sikora  1971c)  and  attributed
to  the  Hulina  Succession  (synonymous  with  the  Grajcarek
Succession). It is worth noting that the alleged equivalents of
the  deposits  described  here  were  subsequently  recognized
also  in  the  eastern  part  of  the  Pieniny  Klippen  Belt  in  the
Małe  Pieniny  Mts  –  in  the  Grajcarek  Succession,  where
grey shales and marls of the Sprzycne Beds (Sikora 1971d;
see also Oszczypko et al. 2012) of Cretaceous age were dis-
tinguished  directly  above  the  so  called  Sztolnia  Beds  (in-
cluding  the  “black  flysch”  deposits).  The  Sprzycne  Beds
were then treated as corresponding to the Opaleniec Forma-
tion  of  Birkenmajer  (1977),  and  were  also  called  the

Fig. 1. Position  of  the  Pieniny  Klippen  Belt  and  Sprzycne  Creek  sec-
tion. 1 – sketch map with the position of the Pieniny Klippen Belt in
the Carpathians, 2 – tectonic map of the central sector of the Pieniny
Klippen Belt (modified from Książkiewicz 1972).

Opaleniec (Sprzycne) Formation by Oszczypko et al. (2012,
fig. 2).  However,  the  age  of  the  Opaleniec  Formation  re-
mained  controversial.  It  was  of  Bajocian  age  according  to
Birkenmajer et al. (2008) and of Albian—Cenomanian age ac-
cording to Oszczypko et al. (2012).

The  timing  of  the  first  stratigraphic  appearance  and  the

character of the deposits underlying the Szlachtowa Forma-
tion in the Pieniny Klippen Belt also remain enigmatic. The
slaty,  marly  “sub-flysch  beds”  originally  placed  below  the
“black flysch” and assumed to be of Aalenian or Toarcian—
Aalenian  age  (Birkenmajer  1953)  turned  out  to  be  in  most
cases  Cretaceous  strata  in  tectonic  contact  with  the  former
(Birkenmajer  &  Pazdro  1963).  In  the  other  cases
(Birkenmajer  &  Pazdro  1963,  fig. 5,  bed 4c;  Birkenmajer
1958), the “sub-flysch beds” yielded siderite nodules that are
characteristic  of  the  Skrzypny  Formation  (Birkenmajer
1977).  The  Sprzycne  Creek  section  provides  an  extended
record through both the base and top of the Szlachtowa For-
mation with a good biostratigraphic control.

Pieniny Klippen Belt

The  Pieniny  Klippen  Belt  predominantly  consists  of

marine  sediments  of  the  Oravicum  domain  (Mahet  1968)
(corresponding to the Pieniny Klippen Basin s.s.), in which
several  bathymetric  zones  (successions  or  units)  have  been
distinguished,  including  the  shallowest  Czorsztyn  Succes-
sion,  the  transitional  Niedzica  and  Czertezik  successions,
and  the  basinal  Branisko-Kysuca  and  Pieniny  successions
(Birkenmajer  1965;  see  also  Mišík  1997).  The  depositional
environment was rather uniform across the basin during the
deposition  of  the  monotonous  marls  and  shales  of  the
Krempachy  and  Skrzypny  formations  during  the  Aalenian
(Birkenmajer  1977).  The  succession  types  of  the  Oravicum

background image

287

MIDDLE JURASSIC CZORSZTYN RIDGE DEVELOPMENT, PIENINY KLIPPEN BELT (POLAND)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

domain 

acquired 

their

identity  during  the  latest
Aalenian  or  earliest  Bajo-
cian  when  synsedimentary
tectonics  led  to  the  origin
of a submarine swell (Czor-
sztyn  Ridge)  (Fig. 3).  The
Lower  Bajocian  is  repre-
sented  in  the  Oravicum  ei-
ther  by  the  deep-water
Harcygrund and Podzamcze
formations  or  hiatuses  on
the  elevations  and  their
slopes.  The  stratigraphy  is
well-constrained  by  the
presence  of  ammonites  in
either  case  (Myczyński
1973;  Krobicki  &  Wierz-
bowski 2004).

At  the  same  time,  dark,

micaceous,  turbidite  se-
quences  of  the  Szlachtowa
Formation  were  deposited
in  the  basin  located  to  the
north of the Oravicum (see
Barski et al. 2012). The pa-
leogeographic  position  of
this  region  between  the
Oravicum  domain  and  the
North  European  Platform
during the early Middle Ju-
rassic is of essential impor-
tance  in  the  current  study.
We adopt here a term “pre-
Late Albian Magura Basin”
sensu  Barski  et  al.  (2012)
for  this  region,  referring  to

Fig. 2. Sikorais (1971a, fig. 40) original sketchy cross-section along middle Sprzycne Creek (see Fig. 4.1
for  the  approximate  section  line  location);  the  original  explanations  given  by  Sikora  1971a,  translated:
1  – cherty limestones – Jurassic—Neocomian, 2 – variegiated shales – Upper Cretaceous, 3 – Sztol-
nia Beds – Lower Cretaceous, – Sprzycne Beds – Cenomanian, 5 – variegiated shales/Upper Creta-
ceous / +green shales with Mn-oxides coatings, 6 – tectonically brecciated black shales, 7 – Pomiedznik
Beds – Lower Cretaceous, 8 – variegiated marls and marly limestones /“Puchov Marls”/.  x – thrust of
the Czorsztyn Unit.

Fig. 3. Idealized arrangement of facies zones and corresponding lithostratigraphic units of the Oravicum
domain and pre-Late Albian Magura Basin in the early Early Bajocian (modified from Barski et al. 2012).

some extent to the Mesozoic basement of the Magura Basin
of  the  Outer  Carpathians.  This  term  emphasizes  the  differ-
ence  between  the  pre-Upper  Albian  (i.e.  pre-orogenic)  se-
quence  and  the  uppermost  Cretaceous—Paleogene  flysch
cover. Although some authors advocate the unity and conti-
nuity  of  the  Jurassic—Lower  Cretaceous  succession  of  what
is  here  called  the  pre-Late  Albian  Magura  Basin  and  the
flysch  succession  of  the  Magura  Basin  s.s.  (Birkenmajer
1977;  Oszczypko  2004;  Uchman  et  al.  2006),  we  separate
them  as  representing  in  fact  two,  completely  different  sub-
sidence/sedimentary regimes: the older one, terminated with
Scaglia  Rossa-type  redbeds,  and  the  younger  one,  starting
with  syn-orogenic  Jarmuta-type  clastics  (regardless  of  their
continuous or discordant superposition).

We  stress  that  the  terms  currently  used  for  the  sequences

comprising the Szlachtowa Formation, such as the Grajcarek
Succession  (Birkenmajer  1977,  1986)  or  the  Šariš  Unit
(Plašienka  &  Mikuš  2010)  are  not  synonymous  with  the
“pre-Late Albian Magura Basin”, because they do not define
the  sedimentary  basin  as  such,  but  rather  refer  to  paleo-
tectonic units or sequences of strata corresponding to certain
parts of the basin.

Location and geological setting of the Sprzycne

Creek section

The uppermost tectonic unit at Dursztyn is represented by

the  Pieniny  Nappe,  formed  mainly  by  cherty  maiolica-like
limestones  and  radiolarites  of  the  Branisko  Succession
(Fig. 4). The Jurassic/Lower Cretaceous klippen of the Czor-
sztyn Succession and their marly envelope occupy the adja-
cent zone to the north. The Sprzycne Creek section (analysed
in this study) is located still further to the north and is thus
tectonically  below  the  Czorsztyn  Succession;  it  represents
the  paleogeographical  area  lying  north  of  the  Czorsztyn
zone. The northernmost chain of isolated rigid tectonic units
formed by red radiolarites and maiolica limestones (the con-
tact  of  the  latter  with  the  Kapuśnica  Formation  is  visible
north  of  the  site  in  the  Sprzycne  Creek  cutting)  has  an  un-
known structural affinity. It either represents a tectonic slice
(or syn-thrusting olistoliths) of the Pieniny Nappe or a facies
equivalent  of  the  Branisko-Pieniny  Succession  in  the  pre-
Late  Albian  Magura  Basin.  The  thick  sequence  of  clastics
along the northern margin of the Klippen Belt (Jarmuta For-
mation) is a remnant of foreland sediments deposited during

background image

288

SEGIT, MATYJA and WIERZBOWSKI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

the  Laramian  thrusting  of  the  Pieninic  nappes  (cf.  Jurewicz
1997) and belongs to the flysch Magura Basin.

The  Sprzycne  Creek  section  is  located  geographically  on

the  northern  slope  of  the  Pieniny  Spiskie  range,  1.5 km
northeast of Dursztyn village (Figs. 1, 4). The deposits crop
out along the Sprzycne Creek over a distance of about 240 m
heading  upstream.  Coordinates  of  the  beginning  of  the  sec-
tion  are:  N 49°25’26.0”,  E 020°12’19.0”.  The  approxi-
mately 200 m-thick succession is exposed in the stream bed
and the erosion escarpments. The lower half of the section is
poorly exposed, whereas the upper part is more continuous.
The beds are generally inclined steeply towards the south in
the lower and middle parts of the sequence (60—80°) but be-

Fig. 4. Geological situation of the Sprzycne Creek section. 1 – simplified bedrock map of the
area between Dursztyn and Frydman – see Fig. 1.2 for location, 2 – exposed intervals of strata
with sample locations.

come  nearly  vertical  or  even
somewhat  overturned  in  the  up-
per  part.  The  Middle Jurassic
portion of the 

Sprzycne  Creek

section is mantled by variegiated
Cretaceous  red  and  grey  marls,
visible both at its base and top.

Material and methods

The  chronostratigraphic  posi-

tion  of  each  sample  from  the
Sprzycne  section  was  evaluated
on  the  basis  of  the  reference
ranges  of  diagnostic  dinoflagel-
late  cysts,  with  notation  of  the
chronozones  as  defined  after  the
ammonite  faunas  according  to
Callomon (1995), with the excep-
tion  of  the  Jaworki  Formation
that  is  barren  of  palynomorphs.
This  study  was  focused  on  the
species  most  significant  from  a
stratigraphic point of view, while
the  complete  spectra  of  the  di-
noflagellate  cyst  assemblages
will be published elsewhere. The
first  (FAD)  and  last  appearance
data  (LAD)  of  selected  dinofla-
gellate  cyst  species  are  extracted
from  several  references,  prio-
ritized  according  to  publication
date and paleogeographic  affin-
ity  with  the  northern  Tethyan
margin.  Some  differences  be-
tween  the  ranges  of  dinoflagel-
late cysts in the Pieniny/pre-Late
Albian  Magura  Basins,  which
belonged  to  the  Tethys  Realm,
and  the  ranges  recorded  in  epi-
platform  areas  of  Europe  should
be taken into account. The LAD-
based  chronostratigraphic  infer-
ences  may  also  be  affected  by
redeposition.  Twenty  samples

were  taken  from  the  section:  two  samples  represent  the
Skrzypny-Szlachtowa Formation transition, ten samples rep-
resent  the  typical  Szlachtowa  Formation  and  eight  samples
represent  the  Opaleniec  Formation  (Figs. 4,  5).  Two  other
samples were taken from the basis of the section: the lower-
most sample (SC-17) was picked from between two layers of
siderite  concretions,  while  the  second  sample  (SC-18)  came
from  above  the  micaceous  sandstone  bed,  at  a  distance  of
about  0.8 m  above  the  first  (Fig. 6.1).  The  sampling  fre-
quency in the Szlachtowa Formation was higher in the top-
most, artificially exposed part of the formation (the interval
54—62 m  on  Fig. 5),  up  to  the  contact  with  the  overlying
Opaleniec Formation. The lithologies of the samples consist

background image

289

MIDDLE JURASSIC CZORSZTYN RIDGE DEVELOPMENT, PIENINY KLIPPEN BELT (POLAND)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

of  marls,  shales  and  siltstones.  The  rock  samples  were  pro-
cessed in compliance with standard palynological procedure
(Traverse  2007),  which  involved  concentrated  chloric  and
fluoric  acid  treatment,  wet  sieving  through  a  15 µm  nylon
mesh, and glycerin-jelly slide mounting. Thin-sections were
prepared to distinguish lithologically similar marly intervals
by  means  of  microfacies.  Planktonic  foraminifera,  which
were  found  only  in  the  sections  representing  the  Jaworki
Formation, provide some complementary stratigraphic data.

Results

Lithological succession and microfacies

The section starts with a few meters (not fully exposed) of

crumpled, slightly lustrous black shales with tabular sideritic
concretions  up  to  ~ 20 cm  in  length  (Fig. 6.1,3).  This  litho-
facies  corresponds  best  to  the  Skrzypny  Formation

(Birkenmajer 1977), with the exception of some beds a few
cm-thick  of  turbiditic  micaceous  sandstones/siltstones.  It  is
unclear whether such packets are of tectonic or sedimentary
character;  in  the  first  case  they  could  be  the  slices  of  the
overlying Szlachtowa Formation, alternatively the described
interval  as  a  whole  can  represent  a  sedimentary  transition
from  the  topmost  Skrzypny  Formation  into  the  Szlachtowa
Formation.  The  second  eventuality,  in  the  light  of  the  strati-
graphic evidence (see below) seems to be reasonable and is
accepted herein.

Dark  shales  and  siltstones  alternating  with  sandstone  tur-

bidites  are  characteristic  of  the  central,  thickest  part  of  the
section  (Fig. 5).  These  deposits  with  the  appearance  of
turbiditic  beds,  considering  their  lithological  characteristics
given  below,  belong  to  the  Szlachtowa  Formation  (cf.
Birkenmajer 1977). The proportion of shales and sandstones
varies upwards. The patchily exposed lower part of the unit
is  mostly  composed  of  shales  with  frequent  but  volumetri-
cally  subordinate,  up  to  20 cm-thick  sandstone  layers.  The

Fig. 5. Columnar lithological section of the upper part of the Szlachtowa Formation and the Opaleniec Formation in Sprzycne Creek at
Dursztyn, Pieniny Klippen Belt, Poland.

background image

290

SEGIT, MATYJA and WIERZBOWSKI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

first thicker ( ~ 1.3 m) bed of sandstone is exposed about half
way up the section. The lower 20 m of the relatively well ex-
posed topmost 60 m-thick interval of the Szlachtowa Forma-
tion  consists  of  thick-bedded  sandstones  with  rare  shale
interbeds (Figs. 5, 6.4), while the overlying 40 m-thick inter-
val  is  generally  shale-dominated  (Figs. 5,  6.2),  with  sand-
stone beds not exceeding 0.4 m in thickness (except for the
interval  24.7—34 m,  where  massive  sandstones  prevail).
Graded,  well-bedded  sandstones  to  siltstones  rich  in  mica
flakes  are  typical  of  the  thin  hard  layers  and  they  testify,
along with hieroglyphs (casts), that strata are not overturned.
Thick  sandstone  beds  are  often  coarse-grained,  brittle,  and
poorly consolidated. They are weathered to almost the same
degree as the shale interbeds. They are also internally homo-
geneous and often synsedimentarily disturbed in the form of
large-scale  bulbous  load  casts;  they  represent  possible
fluxoturbidites. Abundant mica flakes impart a lamination to
the topmost parts of the sandstone-siltstone sets, and an ad-
mixture  of  crinoidal  ossicles  is  common.  The  shales  and
mudstones  are  also  usually  micaceous,  black  or  grey  in
colour,  and  they  locally  contain  plant  debris  and  thin  coal
laminae.  A few beds of allodapic crinoidal limestones (up to
0.3 m in thickness) and an interval with yellowish-grey spot-
ted  marls  occur  in  the  artificially  exposed  uppermost  eight
meters of the Szlachtowa Formation (Figs. 5, 7.3).

The  contact  of  the  Szlachtowa  Formation  with  younger

deposits of the Opaleniec Formation is tectonic. It is marked
by  calcitic  veins  and  by  a  strong  deformation  of  the  sur-
rounding deposits. The top 8 m of the entire section consists
mostly of spotted marls and marly shales with a few thin in-
tercalations  (0.01—0.1 m  in  thickness)  of  nodular  spotted
limestones (Figs. 5, 7.1,4). These deposits can be subdivided
into two lithological types lying in a stratigraphic continuity:

a  5.5 m-thick interval  of  grey  or  greenish  brittle  marls,  and
an about  2.5 m-thick interval of harder, slightly darker marly
shales  with  yellowish-brownish  Fe/Mn  coating.  Marly  lime-
stones show the microfacies dominated by filaments (Bositra)
(Fig. 8.1). The whole interval of the Jurassic spotted marls in
Sprzycne Creek thus represents the Opaleniec Formation in its
typical development (cf. Birkenmajer 1977). The contact with
the Cretaceous deposits is of tectonic character, marked by a
well developed, nearly vertical tectonic zone which stretches
approximately ENE—WSW along the stream (Fig. 7.2).

The Cretaceous deposits are represented by variegated, lo-

cally  spotty,  grey-green  and  red  marly  shales  with  subordi-
nate  marly  limestone  intercalations  (Scaglia  Rossa-type
deposits). They are characterized by slightly silicified radio-
larian-foraminifera  wackestone  to  mudstone  microfacies
(Fig. 8.2—4). These deposits can probably be attributed to the
Jaworki Formation (of Birkenmajer 1977). They may corre-
spond to those from which Sikora (1971 a) reported the fora-
minifer Uvigerinammina jankoi Majzon. They are in tectonic
contact to the south with the deposits of the Czorsztyn Suc-
cession (Sikora 1971a; see Fig. 2 herein).

Biostratigraphy

Skrzypny Formation (topmost/transitional part)

The  samples  SC-17  and  SC-18  contain  very  similar  di-

noflagellate  cyst  assemblages  characterized  by  high  abun-
dance  of  Adreedinium  elongatum  ( = Phallocysta  elongata).
Other  stratigraphically  meaningful  species  are  represented
by  Nannoceratopsis  dictyambonis,  Nannoceratopsis  evae,
Pareodinia  ceratophora  and  Dissiliodinium  lichenoides
(Figs. 9, 10). The lower stratigraphic limit of P. ceratophora

Fig. 6. Lower and middle part of the Sprzycne Creek section (2014). 1, 3 – tectonic contact of the Jaworki Formation with the Skrzypny
Formation/transition to the Szlachtowa Formation (sid – siderite concretions, ms – micaceous sandstone bed); – shale-dominated in-
terval of the Szlachtowa Formation ( ~ 2 m above sample SC-3); – brittle sandstone-dominated interval of the Szlachtowa Formation;
white dots indicate sample locations.

background image

291

MIDDLE JURASSIC CZORSZTYN RIDGE DEVELOPMENT, PIENINY KLIPPEN BELT (POLAND)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

according to Riding & Thomas (1992) spans the undifferen-
tiated  Middle  Aalenian,  but  some  detailed  reports  show  its
later appearance in the Late Aalenian (Feist-Burkhardt 1990;
Riding et al. 1991) or earliest Bajocian (Riding 1987). This

species  occurs  already  in  the  Late  Aalenian  of  the  Pieniny
Klippen Belt (Segit 2010). D. lichenoides, as well as Evansia
eschachensis
 recognized in sample SC-17, also do not occur
below  the  upper  Middle  Aalenian  and  Upper  Aalenian,  re-

Fig. 7. Uppermost part of the Sprzycne Creek section (2013/2014). 1 – general view from the stream scarp to NW and the position of the
2, 3 and 4; – tectonic contact of the Opaleniec and Jaworki formations in the stream bed; 3 – artificially exposed topmost part of the
Szlachtowa Formation at the contact with the Opaleniec Formation; 4 – exposure of the Opaleniec Formation; panorama views 3 and 4 are
somewhat distorted, white dots indicate sample locations, hashed lines indicate tectonic disturbances. ct – crinoidal turbidite beds.

background image

292

SEGIT, MATYJA and WIERZBOWSKI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

spectively,  either  in  the  PKB  or  elsewhere  (Feist-Burkhardt
&  Monteil  2001).  The  upper  stratigraphic  limits  of  most  of
the  species  mentioned  above  lie  in  the  Laeviuscula  or
Propinquans Zones of the Lower Bajocian; only the LAD of
N.  evae  is  restricted  to  the  Discites  Zone  of  the  lowermost
Bajocian  (Prauss  1989).  The  absence  of  Scriniocassis
priscus
  (common  in  lower  Aalenian  and  ranging  up  to  the
Upper Aalenian in the PKB, Segit 2010), and Dissiliodinium
giganteum
  and  Durotrigia  daveyi  (typical  of  the  upper
Lower  Bajocian,  Fig. 9)  is  noteworthy.  To  conclude,  the
most probable age of the topmost part of the Skrzypny For-
mation  is  the  latest  Late  Aalenian  or  the  earliest  Early
Bajocian (late Concavum to Discites Zone).

Szlachtowa Formation

The sample SC-19 is almost the same as SC-17 and SC-18

with  regard  to  its  dinoflagellate  cyst  assemblage,  with  the
exception  of  relative  abundance  of  individual  species.  De-
spite  the  general  paucity  of  marine  palynomorphs,  most
samples  of  the  Szlachtowa  Formation  from  the  Sprzycne

Creek  section  contain  stratigraphically    diagnostic  repre-
sentatives  of  the  Durotrigia,  Dissiliodinium  and  Aldorfia
(Figs. 9,  10).  Earlier  studies  have  revealed  these  genera  are
locally abundant at other sites exposing the Szlachtowa For-
mation  (Segit  2010;  Barski  et  al.  2012).  Dissiliodinium
giganteum
,  which  is  a  marker  species  for  the  Discites/
Laeviuscula—Propinquans  zones  of  the  Early  Bajocian  in
south-west  Germany  (Feist-Burkhardt  &  Wille  1992;  Feist-
Burkhardt & Monteil 2001), occurs in samples SC-20, SC-1,
SC-2, and SC-5. The presence of Mancodinium semitabulatum
(providing its in-situ occurrence) restricts the top position of
sample  SC-6  to  the  Humphriesianum  Zone.  Durotrigia
daveyi
, with its lower limit in the Laeviuscula Zone and the
top  in  the  Niortense  Zone  of  the  Late  Bajocian  (Feist-
Burkhardt  &  Wille  1992),  occurs  in  samples  SC-1,  SC-2,
SC-3  and  SC-9,  while  the  Durotrigia  occurs  in  all  samples
except for SC-8 and SC-7. In the uppermost exposed beds of
the Szlachtowa Formation, D. daveyi co-occurs with Aldorfia
aldorfensis 
(sample SC-9). The topmost beds of the Szlach-
towa Formation exposed in the Sprzycne Creek section thus
can  be  attributed  to  the  lowermost  Upper  Bajocian  because

Fig. 8. Typical microfacies of the Middle Jurassic and Cretaceous marly deposits from the Sprzycne Creek section, Pieniny Klippen Belt,
Poland. 1 – filamentous (Bositra) packstone with quartz admixture (thin hard limestone bed with Fe-Mn coatings, upper part of the Opale-
niec  Formation,  Middle  Jurassic);  2—4  –  radiolarian/radiolarian-foraminifera  wackstones,  slightly  silicified  (Jaworki  Formation,  upper
Cretaceous); fot. 1 and 2 – crossed nicols. Scale bar applies to all micrographs.

background image

293

MIDDLE JURASSIC CZORSZTYN RIDGE DEVELOPMENT, PIENINY KLIPPEN BELT (POLAND)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

the  FAD  of  A.  aldorfensis  is  located  in  the  Niortense  Zone
(Feist-Burkhardt & Wille 1992).

Sample  SC-7  contains  a  species  and  specimen-poor  as-

semblage  of  exclusively  long-ranging  or  stratigraphically
non-diagnostic  taxa  (such  as  Nannoceratopsis  gracilis,
Kallosphaeridium  praussii  and  Batiacasphaera  sp.),  while
sample  SC-8  also  contains  Andreedinium  elongatum
= Phallocysta  elongata)  and  rare  Scriniocassis  priscus.
These  two  latter  species,  otherwise  abundant  in  the  ammo-
nite-constrained  Aalenian  strata  of  the  Skrzypny  Formation
in the Pieniny Klippen Belt (Segit 2010) and, in the case of
A. elongatum, also common in the lowermost samples SC-17,
SC-18  and  SC-19  of  the  Sprzycne  section,  could  span  the
Early Bajocian (Riding & Thomas 1992; Feist-Burkhardt &
Wille 1992). Assuming that the strata are tectonically not du-
plicated,  the  superposition  of  sample  SC-8  above  sample
SC-7 shows that both are in fact not older than the late Early
Bajocian (Fig. 9). This inference is also supported by the oc-
currence of rare Durotrigia sp. in sample SC-8. The Triassic
cysts  of  Rhaetogonyaulax  rhaetica  consistently  present
throughout the section suggest that some Toarcian—Aalenian
sediments  (where  these  cysts  are  encountered  commonly)
were  affected  by  synsedimentary  redeposition  and  thus  en-
riched the Bajocian strata with older cysts.

Dinocyst  stratigraphy  indicates  that  the  sample  SC-19

taken from the lowermost part of the Szlachtowa Formation
s.s. (above the transition from the topmost Skrzypny Forma-
tion;  see  Fig. 4.2),  represents  the  upper  Concavum  Zone  of
the Late Aalenian or the Discites Zone of the earliest Bajocian.
The interval between the samples SC-20 and SC-5 probably
represents the Laeviuscula and/or Propinquans zones of the
Early  Bajocian,  the  dinocyst-poor  sample  SC-6  could  reach
up to the Humphriesianum Zone, and the sample SC-9 corre-
sponds to the Niortense Zone of the Late Bajocian (Figs. 9,
13).  Due  to  the  paucity  of  dinoflagellate  cysts  and  domi-
nance  of  long-ranging  taxa,  samples  SC-7  and  SC-8  can  be
assigned to Laeviuscula—Niortense zones.

Opaleniec Formation

The dinoflagellate cyst assemblages in the lowermost part

of the Opaleniec Formation (Figs. 9, 11, 12) differ distinctly
from the underlying beds of the Szlachtowa Formation, fol-
lowing  a  slight  tectonic  displacement  at  the  contact  of  the
units  (Figs. 5,  7.4).  The  stratigraphically  diagnostic  species
that  were  encountered  in  sample  SC-10  are  Meiourogo-
nyaulax  valensii
  (dominant  in  the  assemblage)  and  the
Valensiella/Ellipsoidictyum  plexus,  both  having  their  FAD

Fig. 9. Stratigraphic range chart compiled from: 1 – Feist-Burkhardt & Wille (1992), 2 – Feist-Burkhardt & Monteil (2001), 3 – Prauss
(1989), 4 – Burkhalter et al. 1997, 5 – Feist-Burkhardt & Monteil (1997), 6 – Riding & Thomas (1992), 7 – Feist-Burkhardt (1990),
– extended ranges observed in the PKB (Segit 2010), and distribution of the selected dinoflagellate cysts in the Sprzycne Creek section.
Approximate stratigraphic positions of samples are given (see also Fig. 13) (x – common to rare occurrence, + – very rare or single oc-
curence, some specimens may be redeposited).

background image

294

SEGIT, MATYJA and WIERZBOWSKI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

in  the  upper  Humphriesianum  Zone  of  the  Early  Bajocian.
Chytroeisphaeridia chytroeides has its FAD in the Niortense
Zone  of  the  Late  Bajocian  (Feist-Burkhardt  &  Wille  1992;
Feist-Burkhardt  &  Monteil  1997).  Early  Meiourogonyaulax

Fig. 10.  Dinoflagellate  cysts  from  the  Middle
Jurassic  Skrzypny  and  Szlachtowa  formations
of the Sprzycne Creek section, Pieniny Klippen
Belt, Poland. 1a,b – Durotrigia daveyi Bailey,
1987; sample SC-3; 2 – Evansia eschachensis
Below,  1990;  sample  SC-17;  3  –  Pareodinia
ceratophora
  Deflandre,  1947;  sample  SC-17;
4 – Nannoceratopsis evae Prauss, 1989; sam-
ple SC-17; 5 – Nannoceratopsis dictyambonis

Riding, 1984a; sample SC-17; 6 – Dissiliodinium giganteum Feist-Burkhardt, 1990; sample SC-1; 7 – Dissiliodinium lichenoides Feist-
Burkhardt & Monteil, 2001; sample SC-17; 8, 9 – Aldorfia aldorfensis (Gocht, 1970) Stover & Evitt 1978; sample SC-9; 1011 – Anreedi-
nium  elongatum
  (Beju,  1971)  Feist-Burkhardt  &  Monteil  in  Feist-Burkhardt  1990;  sample  SC-17;  12  –  Mancodinium  semitabulatum
Morgenroth, 1970; sample SC-3. Scale bar applies to all photographs.

species  (of  which  M.  valensii  is  a  representative)  were  re-
ported  to  be  very  common  below  the  Early-Late  Bajocian
boundary  in  southwest  Germany  (Feist-Burkhardt  &  Wille
1992).  Sample  SC-11  also  yielded  Endoscrinium  asymmet-

background image

295

MIDDLE JURASSIC CZORSZTYN RIDGE DEVELOPMENT, PIENINY KLIPPEN BELT (POLAND)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

ricum  (with  its  FAD  in  the  Niortense  Zone),  and  Ctenido-
dinium combazii
, which has its lower limit in the Garantiana
Zone  (Riding  &  Thomas  1992)  or  even  the  uppermost
Parkinsoni  Zone  of  the  Late  Bajocian  (Feist-Burkhardt  &
Wille  1992).  Species  appearing  at  the  base  of  the  Upper
Bajocian,  namely  Ctenidodinium  continuum,  Carpatho-
dinium predae
Gonyaulacysta pectinigera and Atopodinium
polygonale
,  occur  in  sample  SC-12.  Cleistosphaeridium  sp.
and  Willeidinium  bajocassinum  (with  FAD  recorded  in  the
Parkinsoni  Zone)  occur  in  the  section  from  sample  SC-13

Fig. 11. Dinoflagellate cysts from the Middle Jurassic Opaleniec Formation of the Sprzycne Creek section, Pieniny Klippen Belt, Poland.
1 – Gonyaulacysta pectinigera (Gocht, 1970) Fensome 1979; sample SC-13; 2 – Endoscrinium asymmetricum Riding, 1987; sample SC-13;
3 – Atopodinium polygonale (Beju, 1983) Masure 1991; sample SC-15; 4 – Atopodinium cf. prostatum (Drugg, 1978) Masure 1991; sam-
ple  SC-15;  5  –  Cleistosphaeridium  sp.;  sample  SC-15;  6  –  Valensiella  cf.  ovulum  (Deflandre,  1947)  Eisenack  1963;  sample  SC-15;
7  –  Chytroeisphaeridia  chytroeides  (Sarjeant,  1962)  Davey  1979;  sample  SC-15;  8,  9  –  Carpathodinium  predae  (Beju,  1971)  Drugg
1978; sample SC-15; 10 – Tubotuberella dangeardii (Sarjeant, 1968) Sarjeant 1982; sample SC-14. Scale bar applies to all photographs.

upwards. Ctenidodinium cornigerum, also recognized in that
sample, has not been observed yet below the uppermost part
of the Parkinsoni Zone (Feist-Burkhardt & Monteil 1997) or
even  Zigzag  Zone  (Riding  &  Thomas  1992;  Poulsen  1998)
of the Upper Bajocian, while E. asymmetricum, on the other
hand, declined in the Zigzag Zone (Feist-Burkhardt & Wille
1992).  Sample  SC-14  yielded  specimens  of  Adnato-
sphaeridium  caulleryi
  and  Tubotuberella  dangeardii,  with
FAD  diagnostic  of  the  Zigzag  Zone  (Riding  &  Thomas
1992; Feist-Burkhardt & Wille 1992) or Tenuiplicatus Zone

background image

296

SEGIT, MATYJA and WIERZBOWSKI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

Fig. 12. Dinoflagellate cysts from the Middle Jurassic Opaleniec Formation of the Sprzycne Creek section, Pieniny Klippen Belt, Poland.
1 – Adnatosphaeridium caulleryi (Deflandre, 1939) Williams & Downie 1969; sample SC-16; 2 – Ctenidodinium combazii  Dupin, 1968;
sample SC-14; 3 – Ctenidodinium continuum Gocht, 1970; sample SC-14; 4 – Willeidinium bajocassinum  Feist-Burkhardt, 1995; sample
SC-14; 5 – Ctenidodinium cornigerum (Valensi, 1953) Jan du Chęne et al. 1985; sample SC-14; 6, 7 – Meiourogonyaulax valensii Sarjeant,
1966b; sample SC-10. Scale bar applies to all photographs.

background image

297

MIDDLE JURASSIC CZORSZTYN RIDGE DEVELOPMENT, PIENINY KLIPPEN BELT (POLAND)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

of  the  Early  Bathonian  (in  the  case  of  A.  caulleryi  in  Feist-
Burkhardt & Wille 1992). The stratigraphy of samples SC-15
and SC-16 is based on the co-occurrence of Carpathodinium
predae
,  Atopodinium  prostatum  and  Willeidinium  bajocas-
sinum
.  The  upper  limit  of  Carpathodinium  predae  usually
spans the Middle Bathonian Progracilis Zone (Riding & Tho-
mas  1992)  or  Morrisi  Zone  (Feist-Burkhardt  &  Wille  1992).
Although  the  FAD  of  A.  prostatum  was  recorded  in  the
Tenuiplicatus  Zone  (Riding  &  Thomas  1992),  while  W.
bajocassinum
, according to Feist-Burkhardt (1995) and Feist-
Burkhardt & Monteil (1997), has its LAD in the Zigzag Zone,
both species were listed by Poulsen (1998, fig. 3 therein) from
the Tenuiplicatus Zone in the Ore Bearing Częstochowa Clay
Formation  in  southern  Poland  (although  W.  bajocassinum  is
very rare and was not illustrated). M. valensii with its LAD in
the Zigzag Zone implies that the sample SC-14 still belongs to
the lower Lower Bathonian.

The  stratigraphy  of  the  Opaleniec  Formation  is  deduced

mainly on the basis of FADs; only a few species went extinct
in the Early Bathonian. To conclude, the diagnostic species
appear in the section of the Opaleniec Formation in a general

stratigraphic  order  that  corresponds  to  the  successive  zones
of the Late Bajocian and Early Bathonian. Tectonics affects
the  stratigraphic  continuity  of  the  transition  from  the
Szlachtowa  Formation  to  the  Opaleniec  Formation  only
weakly, leaving probably a stratigraphic gap that spans only
a  part  of  the  Niortense  Zone.  The  samples  can  thus  be  as-
signed  to  the  interval  from  the  Niortense  Zone  of  the  Late
Bajocian up to the Zigzag or Tenuiplicatus Zones of the Early
Bathonian (Figs. 9, 13).

Jaworki Formation

No  dinoflagellate  cysts  were  found  in  the  marly  deposits

of  the  Jaworki  Formation.  The  analyses  of  planktonic  fora-
minifera  carried  out  on  thin  sections  (Dr.  Zofia  Dubicka,
pers. comm.) revealed some Upper Albian taxa in the grey-
greenish  spotted  marl  samples  taken  from  immediately
above  the  contact  with  the  Opaleniec  Formation  and
Turonian  taxa  in  the  red  marl  samples  taken  a  few  meters
above the former (possible tectonic gaps occur between the
sampling points).

Fig. 13. Lithostratigraphic scheme of the Aalenian—Lower Bathonian (Middle Jurassic) of the Pieniny Klippen Belt (after Wierzbowski et
al. 2004; Segit 2010, modified). Stratigraphic positions of samples studied from the Sprzycne Creek section are shown; the arrowed inter-
vals indicate maximum possible range based on dinoflagellate cyst co-occurrences and superposition.

background image

298

SEGIT, MATYJA and WIERZBOWSKI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

Discussion

Stratigraphy  of  the  turbidite  succession  (Szlachtowa  For-
mation)

The  deposits  of  the  Szlachtowa  Formation  of  Sprzycne

Creek contain dinoflagellate cyst assemblages characteristic
of the Late Aalenian or Early Bajocian to early Late Bajocian
age. The upper portion of the Szlachtowa Formation is prac-
tically  of  the  same  age  as  in  sections  studied  previously  at
Podubocze  and  Hałuszowa  near  Czorsztyn  in  the  Pieniny
Klippen Belt (Barski et al. 2012) and consistent with some of
the stratigraphic assessments given by Gedl (2008a,b). How-
ever,  the  onset  of  turbidite  sedimentation  in  the  pre-Late
Albian  Magura  Basin  and  the  character  of  the  underlying
strata remains controversial.

The  Lower  Aalenian  ammonites  Leioceras  opalinum  and

Leioceras cf. comptum were described from the Szlachtowa
Formation in the Sztolnia creek section south of Szlachtowa
village  (Birkenmajer  &  Myczyński  1977).  Notwithstanding
the  very  poor  state  of  preservation  of  this  assemblage,  as
well  as  the  marked  tectonic  disturbance  of  the  section  and
the  untypical  lithology  of  the  host  rock  (spotted  limestones
resembling  the  Krempachy  or  Opaleniec  formations  rather
than  the  Szlachtowa  Formation),  the  assumption  about  the
existence  of  Upper  Toarcian—Lower  Aalenian  strata  within
the  Szlachtowa  Formation  deposits  persisted  (Birkenmajer
1977).  Such  a  view  suggesting  that  the  deposition  of  the
Szlachtowa  Formation  started  during  the  Toarcian  was  re-
peated also by Gedl (2008a, 2013) and Gedl & Józsa (2015).

According to Gedl (2008a, fig. 165), in addition to the up-

per  Upper  Aalenian  and  Bajocian,  also  the  lower  Upper
Toarcian is represented in the Szlachtowa Formation, whereas
the  uppermost  Toarcian  to  lower  Upper  Aalenian  interval  is
spanned by sedimentary hiatus. The Toarcian cyst-based ages,
however, were based on mostly poorly-preserved assemblages
consisting mostly of long-ranging and weakly-specific repre-
sentatives  of  Nannoceratopsis  spp.  and  Kallosphaeridium
spp., to a total absence of taxa restricted to the Toarcian. There
are  also  no  sedimentary  indices  of  non-deposition  in  the
middle,  or  in  any  other  parts  of  the  Szlachtowa  Formation.
The Toarcian age of the deposits of the Szlachtowa Formation
in  the  Podubocze  section  as  proposed  by  Gedl  (2008a)  was
questioned  by  Barski  et  al.  (2012),  who  proved  the  Bajocian
age of these strata based upon superposition. However, Gedl
(2013)  recognized  the  presence  of  the  Upper,  Middle  and
Lower  Aalenian/?Upper  Toarcian  in  the  Szlachtowa  Forma-
tion at the Szczawnica—Zabaniszcze section.

None  of  the  dinoflagellate  cyst  taxa  listed  by  Gedl  (2013)

from  the  Szczawnica—Zabaniszcze  section  are  strati-
graphically  restricted  to  the  Toarcian  or  Aalenian,  whereas
Pareodinia sp. and Korystocysta sp. as reported by him from
the lowermost sample studied (allegedly representing the ?Up-
per  Toarcian/Lower  Aalenian;  see  Gedl  2013,  fig. 14),  have
not  been  reported  elsewhere  below  the  Middle  Aalenian  and
the  Upper  Bajocian,  respectively  (e.g.  Riding  &  Thomas
1992).  Considering  the  evident  redeposition  of  Triassic
palynomorphs in the Bajocian strata of the Szlachtowa Forma-
tion,  as  shown  here  and  in  some  previous  studies  (eg.  Segit

2010; Barski et al. 2012), the possible presence of dinoflagel-
late  cysts  common  in/or  restricted  to  the  Toarcian/Aalenian
should also be interpreted with caution.

The Middle—Late Toarcian age of a part of the Szlachtowa

Formation was recently postulated by Gedl & Józsa (2015),
who studied outcrops and a tectonically sliced borehole sec-
tion  (Jar-1)  at  Jarabina  and  Kamienka  in  Eastern  Slovakia.
The  stratigraphic  inferences  of  Gedl  &  Józsa  (2015)  are
partly  based  on  the  absence  of  some  stratigraphically-
diagnostis  species,  namely  the  lack  of  dinoflagellate  cysts
which  were  considered  by  them  as  Late  Toarcian/Aalenian
indices,  such  as  Nannoceratopsis  dictyambonis,  Phallocysta
elongata
Dissiliodinium spp. and KallosphaeridiumDissilio-
dinium
 plexus, in otherwise low-diversity assemblages com-
posed of  Nannoceratopsis spp. (N. gracilis, N. raunsgaardii,
N. deflandrei, N. ambonis) and Kallosphaeridium spp. (Gedl
&  Józsa  2015,  pages 111—113).  In  our  opinion,  Nannoce-
ratopsis  deflandrei
,  which  was  used  as  the  only  Toarcian
marker  species  in  their  study,  can  hardly  be  approved  as  a
key  species  in  stratigraphy  due  to  two  reasons.  Firstly,  its
separation from morphologically diverse N. gracilis is disput-
able  (Evitt  1962;  Prauss  1989;  see  also  Bucefalo-Palliani  &
Riding 1997, fig. 9, table 1) and even if assumed, its distinc-
tive feature is subtle (i.e. fine ornamentation of the wall) and
can  be  obliterated  to  varying  extents  depending  on  preserva-
tion conditions. Secondly, the global upper stratigraphic limit
of Nannoceratopsis deflandrei s.l. does not correspond to the
Toarcian, but to the Callovian (N. deflandrei subs. senex – see
Bucefalo-Palliani  &  Riding  1997;  Upper  Bajocian/Batho-
nian  in  the  case  of  N.  deflandrei  subs.  deflandrei  –  see
Mantle  &  Riding  2012).  In  addition,  the  range  base  of  the
KallosphaeridiumDissiliodinium  combination  (referred  to
thin-walled, undeterminable representatives of these two gen-
era)  was  extended  down  to  the  Upper  Toarcian  by  Gedl  &
Józsa (2015, page 111), but FAD of Dissiliodinium sp. in fact
corresponds to the upper Middle Aalenian (Feist-Burkhardt &
Monteil  2001).  The  Middle  Toarcian  substage,  according  to
Gedl & Józsa (2015), is represented by only one sample re-
covered  from  borehole  Jar-1  at  a  depth  of  61.9 m,  where
some  poorly  preserved,  broken  specimens  of  foraminifer
Lenticulina  cf.  chicheryi  were  identified.  Apart  from  the  in-
conclusive taxonomic determination implying uncertain strati-
graphic  position  of  the  sample,  the  core  interval  61—79.5 m
is  devoid  of  the  sandstone  intercalations  typical  of  the
Szlachtowa Formation (see Birkenmajer 1977). Gedl & Józsa
(2015) also sampled a large exposure of the Szlachtowa For-
mation  at  Riečka  Stream  near  Kamienka  and  ascribed  it  to
the Lower Bajocian (as also shown by Segit 2010 and Barski
et  al.  2012).  However,  the  overlying  strata  (their  normal
stratigraphic  position  is  ascertained  by  graded  crinoidal
calciturbidites – Segit 2010), cropping out down the creek
in  the  dip  direction  and  represented  by  samples  Kmn4—8,
were surprisingly attributed to the Upper Toarcian and up-
per Middle—Upper Aalenian (Gedl & Józsa 2015, page 111,
fig. 17).  Therefore,  the  above-mentioned  doubts  and  objec-
tions seem to invalidate the position of the lower stratigraphic
limit  of  the  Szlachtowa  Formation  as  suggested  by  Gedl  &
Józsa  (2015).  Considering  preservational,  sedimentological
and  ecological  variables  controlling  occurrence  of  particular

background image

299

MIDDLE JURASSIC CZORSZTYN RIDGE DEVELOPMENT, PIENINY KLIPPEN BELT (POLAND)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

dinoflagellate  cyst  species,  as  well  as  the  unknown  relation-
ship  between  species  richness  and  number  of  specimens  and
the discontinuity of studied sections, stratigraphic assessments
based on the absence of diagnostic dinoflagellate cyst species,
rather than on co-occurrence of found species, are not reliable.

Gedl 2013 (fig. 15b) and Gedl & Józsa 2015 (fig. 4k) pre-

sented the same field photograph of the fragmented ammonite
Brasilia  (Brasilia)  sp.  found  in  the  Szlachtowa  Formation  in
Eastern  Slovakia  (Jarabina).  Although  this  ammonite  clearly
supports the presence of at least Upper Aalenian strata in the
Szlachtowa  Formation,  we  consider  that  this  small  and  flat-
tened cast does not show ribbing features (on the basis of per-
sonal  observation)  that  would  be  clear  enough  to  distinguish
Middle from Upper Aalenian graphoceratid fauna with confi-
dence (i.e. Brasilia sp. vs. Graphoceras sp.).

Although strongly deformed by tectonics, the lower part of

the Sprzycne Creek section provides unique insights into the
character  of  the  strata  underlying  the  Szlachtowa  Formation
which can be attributed to the Skrzypny Formation or the tran-
sitional beds. The siderite-bearing shales and the basal part of
turbidite sequence (represented by samples SC-17—SC-19) are
palynologically very similar and stratigraphically very close to
each  other.  Therefore,  such  similarity  points  to  the  original
sedimentary or just slightly disturbed position of the strata of
the Upper Aalenian and/or lowermost Lower Bajocian.

The superposition of the Skrzypny and Szlachtowa forma-

tions is reported for the first time in our study. Such superpo-
sition,  although  usually  not  immediately  evident  due  to
tectonic complications, seems to be relatively common. We
observed  it  and  examined  it  palynologically  in  the
Hałuszowa  Stream  section  (just  above  the  site  described  in
Barski et al. 2012), in the road cut north of the Chotuč Pass
at Vršatské Podhradie (Segit 2010), in the stream escarpment
south  of  the  large  exposure  of  the  Skrzypny  Formation  at
Zázrivá in Western Slovakia (see Aubrecht et al. 2004; Segit
2010)  and  in  the  road  cut  near  Udol  (Ujak)  in  Eastern
Slovakia  (see  “sideritic  limestone”  and  “marly  shales  and
sandstones”  erroneously  ascribed  to  the  Cretaceous  by
Oszczypko  et  al.  2004,  fig. 4).  If  the  sedimentary  nature  of
these contacts between formations is substantiated, the struc-
tural and paleogeographic position of each particular site and
their surroundings will change significantly.

Early Czorsztyn Ridge development

Major facies change took place in the shallower successions

of the Oravicum domain at the Aalenian/Bajocian boundary,
when black shales with sideritic concretions were replaced by
black  to  pale  green  shales  with  phosphatic  nodules  (Segit
2010)  prior  to  the  period  of  nondeposition  spanning  most  of
the  Early  Bajocian  (Krobicki  &  Wierzbowski  2004).  There-
fore, the simultaneous facies turnover in the Oravicum domain
and pre-Late Albian Magura Basin can be accounted for by an
uplift of the asymmetrical submarine swell (Czorsztyn Ridge).
This uplift was probably spatially complex, thus the start and
termination of turbiditic facies could have been diachronic in
different parts of the basin; although unequivocal stratigraphic
evidence for such diachronity have not been presented so far.
The  southern  slope  of  the  Czorsztyn  Ridge  was  probably

gentle  (as  indicated  by  gradual  downslope  facies  transition
and  by  absence  of  turbidites)  while  the  northern  slope  was
probably steeper, exposing bedrock to a great depth and thus
sourcing turbidites of the Szlachtowa Formation (Barski et al.
2012;  see  also  Birkenmajer  2007;  Segit  2013).  However,
some crinoidal turbidites also occur in the Oravicum domain
in some portions of the western sectors of the PKB in Western
Slovakia (Segit 2010, 2013; see also Aubrecht & Ožvoldová
1994). The total lack of data on depositional settings, sea-floor
topography or distance from the opposite (i.e. northern) mar-
gin of the pre-Late Albian Magura Basin led to us leaving this
area out of consideration for our simplified and coherent depo-
sitional model (see Fig. 3). However, tilt-block extension gen-
erating  some  bedrock-exposing,  submarine  scarps  at  the
southern  margin  of  the  basin  (as  presumed  in  the  model)
match  up  well  to  synchronous  synsedimentary  tectonics  that
brought about hiatuses, clastic admixture and variability in the
thickness  of  Bajocian  crinoidal  limestones  in  the  adjacent
Czorsztyn  facies  zone.  Furthermore,  the  stratigraphic  occur-
rence  of  crinoidal  turbidites  in  the  Szlachtowa  Formation  is
congruent  with  the  timing  of  crinoid  proliferation  in  the
Oravicum  domain  (Wierzbowski  et  al.  2004;  Krobicki  &
Wierzbowski 2004).

The  deposits  of  the  Opaleniec  Formation  in  Sprzycne

Creek  yielded  abundant  markers  of  the  Upper  Bajocian  to
Lower  Bathonian  interval.  The  disappearance  of  dark
turbiditic  lithofacies,  and  the  appearance  of  the  non-
turbiditic  deposits  of  the  Opaleniec  Formation  in  the  Late
Bajocian  corresponds  well  to  the  general  subsidence  of  the
Czorsztyn Ridge, and the onset of the pelagic deposition in
the  Oravicum  domain  (Wierzbowski  et  al.  1999;  Gedl
2008a; see also Fig. 13 herein).

From a broader paleogeographic perspective, we stress that

facies  changes  at  the  Aalenian/Bajocian  and  Early/Late
Bajocian boundaries, associated with early tectonic evolution
of  the  Czorsztyn  Ridge,  coincide  with  episodes  of  the  ‘mid-
Cimmerian  tectonic  event’  represented  by  unconformities,
hiatuses  and  facies  changeover  in  the  Tethyan/north  Peri-
Tethyan realms and adjoining boreal areas, for example, in the
Iberian Basin (García-Frank et al. 2008), Paris Basin (Jacquin
et al. 1998), North Sea (Underhill & Partington 1994), basins
of  the  Caucasus  (Saintot  et  al.  2006),  Alborz  &  Kopet-Dagh
(Fürsich et al. 2009).

Structural  position  of  deposits  representing  the  pre-Late
Albian Magura Basin

The  Szlachtowa  Formation  and  overlying  deposits  of

Sprzycne Creek, as well as similar deposits occurring about
1.3 km  towards  the  west  in  Żłobny  Creek  on  the  Sosnowa
Skała  klippe,  have  been  interpreted  as  belonging  to  the
Grajcarek  Succession  appearing  below  the  overthrusted  de-
posits  of  the  Czorsztyn  Succession  (Sikora  1971b,c,d).  It
should  be  remembered  that  the  Szlachtowa  Formation  de-
posits  of  Sprzycne  Creek,  Żłobne  Creek,  as  well  as  some
other  localities  at  Dursztyn,  were  originally  placed  in  the
Branisko Succession of the Oravicum domain by Birkenmajer
(1958).  This  interpretation  is  incorrect  because  the  strati-
graphic position of these and the directly overlying deposits,

background image

300

SEGIT, MATYJA and WIERZBOWSKI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

such  as  the  Opaleniec  Formation,  excludes  their  attribution
to the Branisko Succession, where the same stratigraphic in-
terval is represented by another lithofacies, attributed to the
Harcygrund,  Podzamcze,  Flaki,  Smolegowa,  Czorsztyn  and
Sokolica  formations  (Fig. 13;  cf.  also  Barski  et  al.  2012).
The  Szlachtowa  Formation  and  the  overlying  deposits  of
Sprzycne  Creek  as  well  as  the  other  deposits  mentioned
above  (Żłobny  Creek),  similar  to  those  at  Podubocze  and
other sections described previously (Barski et al. 2012), are
comparable to those of the Grajcarek Succession in the east-
ern part of the Pieniny Klippen Belt in Poland. Gedl (2008a,
fig. 46)  interpreted  the  deposits  of  Kręty  Creek  near
Dursztyn in a similar way. The attribution of the Szlachtowa
Formation as well as the overlying deposits to the Grajcarek
Succession changes  markedly  the  tectonic  interpretation  of
this region. The deposits of this succession appear below the
overthrusted deposits of the Czorsztyn Succession in several
tectonic windows between Sprzycne Creek and Kręty Creek
near Dursztyn and Krempachy.

The structural and paleogeographic interpretation of these

deposits  is  consistent  with  the  results  of  Jurewicz  (1997),
Oszczypko  et  al.  (2010),  Plašienka  &  Mikuš  (2010)  and
Plašienka  (2012)  in  the  eastern  part  of  the  Pieniny  Klippen
Belt.  These  authors  recognized  that  the  Pieniny  Nappe  (in-
cluding  the  Pieniny  and  Branisko/Kysuca  successions)  and
the  Subpieniny  Nappe  (including  the  Czertezik,  Niedzica,
and Czorsztyn successions) of Oravicum domain provenance
are thrust over the deposits of the Grajcarek Succession, cor-
responding to the pre-Late Albian Magura Basin. The latter
has been renamed as the Faklovka or the Šariš unit due to its
newly proposed tectonic interpretation.

Interpretation of the “Sprzycne beds”

The  Sprzycne  beds  according  to  the  original  definition  of

Sikora  (1971a,b,c,d)  corresponded  to  the  light  grey  marly
shales  with  intercalations  of  limestones  and  spotted  siderites
overlying the “black flysch” deposits (Sztolnia beds), and oc-
curring  below  the  “Cenomanian  Key  Horizon”  in  Sprzycne
Creek.  These  deposits  were  attributed  to  the  Albian—Ceno-
manian  and  correlated  with  the  Opaleniec  Formation  by
Oszczypko et al. (2012). We show, however, that the “Sprzycne
beds” occurring at Sprzycne Creek (i.e. its type locality) ac-
tually  represent  a  set  of  deposits  composed  of  fragments  of
different  lithostratigraphic  units  placed  in  tectonic  contact
and of different ages: the marly shales of the Upper Bajocian/
Bathonian age corresponding to the Opaleniec Formation, and
the marly shales with marly limestone intercalations (Jaworki
Formation). Therefore the term “Sprzycne beds” should not be
used as it is misleading in stratigraphic correlations.

Some  details  of  the  Sprzycne  section  as  described  herein

differ from those given by Sikora (1971a) – e.g. lack of the
“Cenomanian Key Horizon” which corresponds to the radio-
larite  Hulina  Formation  of  Birkenmajer  (1977)  of  Albian—
Cenomanian age. These differences may be easily explained,
however, by the local appearance or disappearance of tecton-
ically reduced units due to changes in the flow of Sprzycne
Creek  during  the  long  period  of  time  in  observations  from
early 1970’s up to 2014.

Conclusions

The  Jurassic  succession  of  Sprzycne  Creek  consists  of

(1) the topmost part of the Skrzypny Formation or transitional
beds from Skrzypny Formation to the Szlachtowa Formation
representing  the  Upper  Aalenian  or  the  lowermost  Bajocian,
(2)  the  Szlachtowa  Formation  (“black  flysch”)  representing
the  Upper  Aalenian  or  the  lowermost  Bajocian  to  lowermost
Upper Bajocian, and (3) the Opaleniec Formation representing
the Upper Bajocian and the Lower Bathonian. The Cretaceous
variegated marls are in tectonic contact with the latter. Thus,
the  “Sprzycne  beds”  as  originally  distinguished  in  their  type
section consist of at least two tectonically amalgamated units
of  Middle  Jurassic  and  Cretaceous  age.  This  study  provides
further evidence that the dark turbiditic deposits in the Pieniny
Klippen Belt, with very high mica content and crinoidal debris
admixture,  is  of  Jurassic  and  not  Cretaceous  age.  The  dino-
flagellate  cyst  assemblages  in  the  Sprzycne  Creek  section  is
indicative of several successive zones of the ?latest Aalenian/
Bajocian and Lower Bathonian, with a total absence of Creta-
ceous  species.  Therefore,  the  composition  of  dinoflagellate
cyst  assemblages  contradicts  the  suggestion  of  redeposited
Jurassic palynomorphs in allegedly Cretaceous “black flysch”
deposits. In addition, the suggestion of the pre-Late Aalenian
age  of  the  Szlachtowa  Formation  seems  unsubstantiated  as
well. We propose that the “sub-flysch beds”, which referred to
the strata underlying the Szlachtowa Formation, is a redundant
synonym  of  the  Skrzypny  Formation.  Our  results,  as  well  as
reinterpreted earlier data, suggest uniform depositional condi-
tions of the Skrzypny Formation both in the Oravicum domain
and in the area to the north prior the Late Aalenian. The pre-
Late  Albian  Magura  Basin  evolved  separately  from  the
Oravicum  domain  after  the  uplift  of  the  Czorsztyn  Ridge,  as
subsequently  witnessed  by  the  onset  of  turbidite  sedimenta-
tion restricted to the northern foot of the ridge and the remark-
able  facies  dissimilarity  in  the  adjacent  basins.  Thus  the
section  in  the  Sprzycne  Creek  represents  pre-Late  Albian
Magura  Basin  deposits.  These  deposits  are  overthrust  by  the
Subpieniny  and  Pieniny  Nappes  consisting  of  the  Czorsztyn
and  Branisko  successions,  which  resulted  in  the  inferior  tec-
tonic position of the pre-Late Albian Magura Basin within the
structure of the Pieniny Klippen Belt.

Acknowledgments: This research was supported by an inter-
nal Grant from the Institute of Geology (Faculty of Geology,
University  of  Warsaw)  No. BST  160600/2.  We  are  grateful
to Zofia Dubicka, PhD (Dept. of Palaeontology, Institute of
Geology, University of Warsaw) for planktonic foraminiferal
dating of samples. We wish to thank three reviewers for their
insightful  feedback  and  dr.  E.  Jurewicz  for  fruitful  discus-
sions on the topic of this paper. R. Nawrot is gratefully ac-
knowledged for help and fieldwork assistance.

References

Aubrecht R. & Ožvoldová L. 1994: Middle Jurassic—Lower Creta-

ceous  development  of  the  Pruské  Unit  in  the  Western  Part  of
the Pieniny Klippen Belt. Geol. Carpathica 45, 4, 211—223.

background image

301

MIDDLE JURASSIC CZORSZTYN RIDGE DEVELOPMENT, PIENINY KLIPPEN BELT (POLAND)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

Aubrecht R., Gaži P., Bučová J., Hlavatá J., Sestrienka J., Schlögl J.

&  Vlačiky  M.  2004:  On  the  age  and  nature  of  the  so  called
Zázrivá  Beds  (Pieniny  Klippen  Belt,  Western  Carpathians).
Miner. Slovaca 36, 1, 1—6.

Barski M., Matyja B.A., Segit T. & Wierzbowski A. 2012: Early to

Late Bajocian age of the “black flysch” (Szlachtowa Fm.) de-
posits: implications for the history and geological structure of
the  Pieniny  Klippen  Belt,  Carpathians.  Geol.  Quart.  56,  3,
391—410.

Birkenmajer  K.  1953:  Preliminary  revision  of  the  stratigraphy  of

the  Pieniny  Klippen  Belt  Series  in  Poland.  Bull.  Acad.  Pol.
Sci., Cl. 3
 1, 271—274.

Birkenmajer K. 1958: Geological map of the Pieniny Klippen Belt,

1 : 10,000 scale, sheet Dursztyn (Eds. Sokołowski S., Guzik O.,
Warchol  A.).  Polish  Geol.  Inst.,  Warszawa  (explanations  in
Polish, ark. 15 Dursztyn, 1 : 10,000).

Birkenmajer  K.  1965:  Outlines  of  the  geology  of  the  Pieniny

Klippen  Belt  of  Poland.  Roc.  Pol.  Tow.  Geol.  35,  327—356,
401—407 (in Polish with English summary).

Birkenmajer  K.  1977:  Jurassic  and  Cretaceous  lithostratigraphic

units of the Pieniny Klippen Belt, Carpathians. Stud. Geol. Pol.
45, 1—159.

Birkenmajer K. 1986: Stages of structural evolution of the Pieniny

Klippen Belt, Carpathians. Stud. Geol. Pol. 88, 7—32.

Birkenmajer K. 2007: The Czertezik Succession in the Pieniny Na-

tional  Park  (Pieniny  Klippen  Belt,  West  Carpathians):  strati-
graphy, tectonics, palaeogeography. Stud. Geol. Pol. 127, 7—50.

Birkenmajer  K.  &  Myczyński  R.  1977:  Middle  Jurassic  deposits

and fauna of the Magura Succession, near Szlachtowa, Pieniny
Klippen Belt (Carpathians). Acta Geol. Pol. 27, 3, 387—400.

Birkenmajer K. & Pazdro O. 1963: On the age and geological posi-

tion of the so-called “Sub-Flysch Beds” of the Pieniny Klippen
Belt of Poland. Ann. Soc. Géol. Pologne 33, 415—456 (in Polish
with English summary).

Birkenmajer K., Gedl P., Myczyński R. & Tyszka J. 2008: “Creta-

ceous  black  flysch”  in  the  Pieniny  Klippen  Belt,  West
Carpathians:  a  case  of  geological  misinterpretation.  Creta-
ceous Research
 29, 535—549.

Bucefalo  Palliani  R.  &  Riding  J.B.  1997:  The  influence  of

palaeoenvironmental change on dinoflagellate cyst distribution.
An  example  from  the  Lower  and  Middle  Jurassic  of  Quercy,
south west France. Bull. Cent. Rech. Elf Exploration Production
21, 107—123.

Burkhalter  R.M.,  Bläsi  H.-R.  &  Feist-Burkhardt  S.  1997:  Der

Dogger ß  (oberes  Aalénien)  in  den  Bohrungen  Herdern-1,
Berlingen-1  und  Kreuzlingen-1  (Nordschweiz)  und  seine
Beziehungen  zu  den  gleichaltrigen  Schichten  im  Nordjura.
Eclogae Geol. Helv. 90, 269—291.

Callomon J.H. 1995: Time from fossils: S.S. Buckman and Jurassic

high-resolution  geochronology.  In:  Le  Bas  M.J.  (Ed.):  Mile-
stones in geology. Geol. Soc. London, Mem. 16, 127—150.

Evitt  W.R.  1962:  Dinoflagellate  synonyms:  Nannoceratopsis

deflandrei Evitt junior to N.gracilis Alberti. J. Paleontology
36, 5, 1129—1130.

Feist-Burkhardt  S.  1990:  Dinoflagellate  cyst  assemblages  of  the

Hausen coreholes (Aalenian to early Bajocian), southwest Ger-
many. Bull. Cent. Rech. Elf Explor. Production 14, 2, 611—633.

Feist-Burkhardt  S.  1995:  Willeidinium  baiocassinum  gen.  et  sp.

nov.,  a  Middle  Jurassic  dinoflagellate  cyst  with  an  unusual
paratabulation pattern. Palynology 19, 167—182.

Feist-Burkhardt S. & Monteil E. 1997: Dinoflagellate cysts from the

Bajocian  stratotype  (Calvados,  Normandy,  western  France).
Bull. Cent. Rech. Elf Explor. Production 21, 1, 31—105.

Feist-Burkhardt S. & Monteil E. 2001: Gonyaulacacean dinoflagel-

late  cysts  with  multi-plate  precingular  archaeopyle.  Neu.  Jb.
Geol. Paläont.
 219, 1/2, 33—81.

Feist-Burkhardt S. & Wille W. 1992: Jurassic palynology in south-

west Germany – state of the art. Cahiers de Micropaléontologie
7, 1/2, 141—163.

Fürsich  F.T.,  Wilmsen  M.,  Seyed-Emami  K.  &  Majidifard  M.R.

2009:  The  Mid-Cimmerian  tectonic  event  (Bajocian)  in  the
Alborz  Mountains,  Northern  Iran:  evidence  of  the  break-up
unconformity  of  the  South  Caspian  Basin.  In:  Brunet  M.F.,
Wilmsen M. & Granath J.W. (Eds): South Caspian to Central
Iran Basins. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 312, 189—203.

García-Frank  A.,  Ureta  S.  &  Mas  R.  2008:  Aalenian  pulses  of

tectonic  activity  in  the  Iberian  Basin,  Spain.  Sed.  Geol.  209,
15—35.

Gedl  P.  2008a:  Organic-walled  dinoflagellate  cyst  stratigraphy  of

dark  Middle  Jurassic  marine  deposits  of  the  Pieniny  Klippen
Belt, West Carpathians. Stud. Geol. Pol. 131, 7—227.

Gedl P. 2008b: The age of the Szlachtowa Formation (the so-called

“black flysch” and the Opaleniec Formation (Pieniny Klippen
Belt,  Poland)  based  on  dinoflagellate  cyst  studies.  Przegl.
Geol.
 56, 3, 245—252 (in Polish with English summary).

Gedl P. 2013: Dinoflagellate cysts from the Szlachtowa Formation

(Jurassic)  and  adjacent  deposits  (Jurassic—Cretaceous)  of  the
Grajcarek  Unit  at  Szczawnica-Zabaniszcze  (Pieniny  Klippen
Belt, Carpathians, Poland). Geol. Quart. 57, 3, 485—502.

Gedl  P.  &  Józsa  Š.  2015:  Early?—Middle  Jurassic  dinoflagellate

cysts  and  foraminifera  from  the  dark  shale  of  the  Pieniny
Klippen Belt between Jarabina and Litmanová (Slovakia): age
and palaeoenvironment. Ann. Soc. Geol. Pol. 85, 1, 91—122.

Gedl P., Plašienka D., Schlögl J., Józsa Š. & Madzin J. 2012: New

occurrences of the Szlachtowa Formation in the surroundings
of  Jarabina  village  (Pieniny  Klippen  Belt,  Eastern  Slovakia).
In: Józsa Š., Reháková D. & Vojtko R. (Eds): Abstract book of
the 8

th

 Esseweca Conference, Bratislava, 9.

Jaquin T., Dardeau G., Durlet C., Graciansky P. & Hantzpergue P.

1998: The North Sea cycle: an overview of 2

nd

 order transgres-

sive/regressive facies cycles in Western Europe. Mesozoic and
Cenozoic sequence stratigraphy of European Basins. Soc. Sed.
Geol., Spec. Publ.
 60, 445—466.

Jurewicz  E.  1997:  The  contact  between  the  Pieniny  Klippen  Belt

and Magura Unit (the Małe Pieniny Mts.). Geol. Quart. 41, 3,
315—326.

Jurewicz E. 2005: Geodynamic evolution of the Tatra Mts. and the

Pieniny  Klippen  Belt  (Western  Carpathians):  problems  and
comments. Acta Geol. Pol. 55, 295—338.

Krobicki M. & Wierzbowski A. 2004: Stratigraphic position of the

Bajocian crinoidal limestones and their palaeogeographic sig-
nificance  in  evolution  of  the  Pieniny  Klippen  Basin.  Tomy
Jurajskie
 2, 69—82 (in Polish with English summary).

Książkiewicz M. 1972: Geology of Poland. Vol. IV. Tectonics. Part 3.

Carpathians. Wyd. Geol., Warszawa, 1—228 (in Polish).

Mahet M. (Ed.) 1968: Regional geology of Czechoslovakia. Part II.

The  West  Carpathians.  Geol.  Surv.  of  Czechoslovakia, Praha,
1—723.

Mantle D.J. & Riding J.B. 2012: Palynology of the Middle Jurassic

(Bajocian—Bathonian)  Wanaea  verrucosa  dinoflagellate  cyst
zone  of  the  North  West  Shelf  of  Australia.  Rev.  Palaeobot.
Palynol.
 180, 41—78.

Mišík M. 1997: The Slovak part of the Pieniny Klippen Belt after

the  pioneering  works  of  D.  Andrusov.  Geol.  Carpathica  48,
209—220.

Myczyński  R.  1973:  Middle  Jurassic  stratigraphy  of  the  Branisko

Succession in the vicinity of Czorsztyn (Pieniny Klippen Belt,
Carpathians).  Stud.  Geol.  Pol.  42,  1—122  (in  Polish  with  En-
glish summary).

Oszczypko N. 2004: The structural position and tectonosedimentary

evolution of the Polish Outer Carpathians. Przegl. Geol. 8, 2,
780—791.

background image

302

SEGIT, MATYJA and WIERZBOWSKI

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 4, 285—302

Oszczypko  N.,  Jurewicz  E.  &  Plašienka  D.  2010:  Tectonics  of  the

Klippen Belt and Magura Nappe in the extern part of the Pieniny
Mts.  (Western  Carpathians,  Poland  and  Slovakia)  –  new  ap-
proaches  and  results.  In:  Proceedings  of  the  XIX  Carpatho—
Balkan Geological Association Congress, Thessaloniki, Greece.
Scientific  Annals,  School  of  Geology,  Aristotle  University  of
Thessaloniki,
 Spec. vol. 100, 221—229.

Oszczypko  N.,  Olszewska  B.  &  Malata  E.  2012:  Cretaceous

(Aptian/Albian—?Cenomanian) age of “black flysch” and adja-
cent deposits of the Grajcarek thrust-sheets in the Małe Pieniny
Mts.  (Pieniny  Klippen  Belt,  Polish  Outer  Carpathians).  Geol.
Quart.
 56, 3, 411—440.

Oszczypko  N.,  Malata  E.,  Švábenická  L.,  Golonka  J.  &  Marko  F.

2004:  Jurassic—Cretaceous  controversies  in  the  Western
Carpathian  flysch:  the  “black  flysch”  case  study.  Cretaceous
Research
 25, 89—113.

Plašienka  D.  2012:  Early  stages  of  structural  evolution  of  the

Carpathian  Klippen  Belt  (Slovakian  Pieniny  sector).  Miner.
Slovaca
 44, 1—16.

Plašienka D. & Mikuš V. 2010: Geological settings of the Pieniny

and Šariš sectors of the Klippen Belt between Litmanová and
Drienica villages in eastern Slovakia. Miner. Slovaca 42, 155—178
(in Slovak with English summary).

Poulsen  N.E.  1998:  Upper  Bajocian  to  Callovian  (Jurassic)  dino-

flagellate  cysts  from  central  Poland.  Acta  Geol.  Pol.  48,  3,
237—245.

Prauss M. 1989: Dinozysten-Stratigraphie und Palynofazies im oberen

Lias  und  Dogger  von  NW-Deutschland.  Palaeontographica
Abt. B
 214, 1—4, 1—124.

Riding  J.B.  1987:  Dinoflagellate  cyst  stratigraphy  of  the  Nettleton

Bottom  Borehole  (Jurassic:  Hettangian  to  Kimmeridgian),
Lincolnshire, England. Proc. Yorkshire Geol. Soc. 46, 231—266.

Riding J.B. & Thomas J.E. 1992: 2. Dinoflagellate cysts of the Ju-

rassic  System.  In:  Powell  A.J.  (Ed.):  A  stratigraphic  index  of
dinoflagellate  cysts.  British  Micropalaeont.  Soc.  Publ.  Ser.,
Chapman and Hall
, London, 7—97.

Riding  J.B.,  Walton  W.  &  Shaw  D.  1991:  Toarcian  to  Bathonian

(Jurassic)  palynology  of  the  Inner  Hebrides,  northwest  Scot-
land. Palynology 15, 115—179.

Saintot  A.,  Brunet  M.F.,  Yakovlev  F.,  Sebrier  M.,  Stephenson  R.,

Ershov A., Chalot-Prat F. & McCann T. 2006: The Mesozoic—
Cenozoic tectonic evolution of the Great Caucasus. In: European
lithosphere dynamics. Geol. Soc. London, Mem. 32, 277—289.

Segit  T.  2010:  Stratigraphy,  facies  development  and  palaeo-

environment  of  the  Aalenian  and  Lower  Bajocian  deposits  of
the  Pieniny  Klippen  Basin  in  the  sections  from  Poland  and
Slovakia. Unpubl. PhD Thesis, Fac. Geol., Univ. Warsaw, 1—152
(in Polish).

Segit T. 2013: An incipient uplift of the Czorsztyn Swell in the sedi-

mentary facies record (Lower Bajocian, Pieniny Klippen Belt of
Poland  and  Slovakia).  In:  Broska  I.  &  Tomašových  A.  (Eds):
GEEWEC  2013.  Geological  evolution  of  the  Western
Carpathians: new ideas in the field of inter-regional correlations.
Abstract Book. Geol. Inst., Slov. Acad. Sci., Bratislava, 69—71.

Sikora  W.  1971a:  Stop  9  –  Geological  section  along  the  middle

Sprzycne Creek. In: Guide book to 43

rd

 Meeting of the Polish

Geological  Society,  Kraków  12—14.09.1971.  Wyd.  Geol.,
Warszawa, 241 (in Polish).

Sikora W. 1971b: Esquisse de la tectogénèse de la zone des Klippes

des  Pieniny  en  Pologne  d’après  de  nouvelles  données
géologiques. Rocz. Pol. Tow. Geol. 41, 1, 221—239 (in Russian
with French and Polish summaries).

Sikora  W.  1971c:  Stop  3  –  Geological  section  along  the  middle

and  lower  Sztolnia  Creek.  In:  Guide  book  to  43

rd

  Meeting  of

the  Polish  Geological  Society,  Kraków  12—14.09.1971.  Wyd.
Geol.
, Warszawa, 219—224 (in Polish).

Sikora W. 1971d: Stop 8 – Beneath the Sosnowa Klippe. In: Guide

book to 43

rd

 Meeting of the Polish Geological Society, Kraków

12—14.09.1971. Wyd. Geol., Warszawa, 238—239 (in Polish).

Traverse  A.  2007:  Paleopalynology.  Second  Edition.  Topics  in

Geobiology 28, Springer, Dordrecht, Netherlands, 1—813.

Uchman A., Małata E., Olszewska B. & Oszczypko N. 2006: Palaeo-

bathymetry of the Outer Carpathian Basins. In: Oszczypko N.,
Uchman A. & Małata E. (Eds.): Palaeotectonic evolution of the
Outer  Carpathian  and  Pieniny  Klippen  Belt  Basins.  Instytut
Nauk  Geologicznych  Uniwersytetu  Jagiellońskiego
,  Kraków,
85—101 (in Polish with English abstract).

Underhill  J.R.  &  Partington  M.A.  1994:  Use  of  genetic  sequence

stratigraphy  in  defining  and  determining  a  regional  tectonic
control  on  the  “Mid-Cimmerian”.  Implications  for  North  Sea
Basin development and Global Sea level chart. In: Weimer P.
&  Posamentier  H.  (Eds):  Siliciclastic  sequence  stratigraphy,
recent  developments  and  applications.  Amer.  Assoc.  Petrol.
Geol., Mem.
 58, 449—484.

Wierzbowski A., Jaworska M. & Krobicki M. 1999: Jurassic (Upper

Bajocian—lowest  Oxfordian)  ammonitico-rosso  facies  in  the
Pieniny Klippen Belt, Carpathians: its fauna, age, microfacies
and sedimentary environment. Stud. Geol. Pol. 74, 3, 237—256.