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, 311—329                                                       doi: 10.1515/geoca-2015-0028

Assessing provenance of Upper Cretaceous siliciclastics

using spectral 

γγγγγ-ray record

DANIEL ŠIMÍČEK

1!

 and ONDŘEJ BÁBEK

1,2

1

Department of Geology, Palacký University, 17. listopadu 1192/12, 771 46 Olomouc, Czech Republic;  

!

daniel.simicek@upol.cz

2

Department of Geological Sciences, Masaryk University, Kotlářská 2, 611 37 Brno, Czech Republic;  babek@prfnw.upol.cz

(Manuscript received January  13, 2015; accepted in revised form March 12, 2015)

Abstract: The relationship between contents of clay minerals/grain size and spectral 

γ-ray record (concentrations of  K, U

and Th) in sediments is used for interpretation of sedimentary facies in wire-line logs. However, this approach is often
complicated by the multi-component nature of mineralogically immature siliciclastics. As mineralogy of the source mate-
rial and grain-size sorting during transport both contribute to the detrital composition of the final sediment, a joint study of
facies and outcrop 

γ-ray spectra can potentially make the latter an effective tool in provenance studies. This paper provides

comparison of outcrop 

γ-ray data and detailed facies mapping with mineral and chemical composition of the rocks (modal

composition; transparent heavy mineral assemblages; WDX SEM chemistry of minerals) and interprets them in terms of
provenance  changes.  We  studied  the  Upper  Cretaceous,  synorogenic  siliciclastic  sediments  of  the  Mazák  and  Godula
Formations (Silesian Unit of the Western Carpathians flysch belt). Decreasing mineral maturity of the studied sandstones
is consistent with provenance change from craton interior – (Mazák Formation) to transitional continental and recycled
orogen sources (Godula Formation). Two major phases of K, U and Th concentration shifts, which occurred close to the
Mazák/Godula Formation and Middle/Upper Godula Members boundaries, are consistent with changes in main detrital
modes. These trends indicate gradually accelerated influx of material derived from high-grade metamorphic and plutonic
rocks during deposition of the Mazák and Godula Formations. These changes are interpreted as reflecting a gradual exhu-
mation and erosion of deeper crustal levels of the source area, the Silesian ridge.

Key words: Western Carpathians, gravity-flow sediments, geochemistry, heavy minerals, 

γ-ray spectrometry, provenance.

Introduction

Gamma-ray  (

γ-ray)  spectrometry  (GRS)  is  a  widely  used

petrophysical method, which is particularly useful for identi-
fication  of  facies,  stratigraphic  correlation  and  sequence-
stratigraphic  interpretations  both  below  and  on  the  surface
(Van Wagoner et al. 1990; Slatt et al. 1992; Catuneanu 2006;
Šimíček & Bábek 2015). The fundamental principle standing
behind these applications is the effect of variable concentra-
tions of K, Th (and sometimes U) bearing clay minerals and
non-radioactive, sand-sized quartz grains in siliciclastic sedi-
ments,  which  render  higher  radioactivity  to  muddy  sedi-
ments  and  low  radioactivity  to  sands  (Doveton  1994;  Rider
1999).  However,  the  multi-component  nature  of  chemically
poorly mature sediments complicates the use of GRS as a di-
rect proxy of grain size, as numerous minerals typically con-
tained  in  different  grain  size  fractions  can  act  as  carriers  of
K, Th and U. As examples, we can mention silt-sized heavy
minerals  (zircon,  apatite,  monazite,  thorite,  etc.)  as  carriers
of U and Th, clay minerals with highly variable contents of
K  (kaolinite,  smectite,  illite,  etc.)  and  sand-sized  K-feld-
spars,  albite  and  micas  with  relatively  high  contents  of  K
(Rider  1999;  Svendsen  &  Hartley  2001;  Šimíček  et  al.
2012). Mineral inclusions, organic matter and chemical pre-
cipitates  further  complicate  the  overall  picture  (cf.  Rider
1999).  Consequently,  spectral 

γ-ray data can be interpreted

in terms of sediment grain-size only with the knowledge of
mineral composition and, the other way round, spectral 

γ-ray

combined  with  grain-size  data  can  be  used  as  a  proxy  for

changes  in  mineralogy  and  chemistry  of  detrital  sediments
(Šimíček  et  al.  2012).  Deep-marine  flysch  siliciclastics  of
remnant  and  foreland  basins,  often  characterized  by  low
chemical maturity are particularly useful for studies of mate-
rial provenance because their modal composition closely re-
flects the rock composition of their source area (Miall 1995;
Critelli et al. 1997; Šimíček et al. 2012).

This  paper  is  focused  on  the  Upper  Cretaceous  deep-ma-

rine  siliciclastics  of  the  Mazák  and  Godula  Formations,
which  represent  well-exposed  parts  of  the  Silesian  Unit,  in
the Outer Western Carpathians of Central Europe. The thrust
sheets of the Silesian Unit are inverted relicts of sedimentary
fill  of  the  Silesian  basin,  which  formed  a  part  of  the  Outer
Carpathians basin system. Synorogenic sedimentation in the
Silesian  basin  commenced  with  the  Late  Cretaceous  com-
pressive tectonic regime in the Outer Carpathians (Golonka
et al. 2000; Oszczypko 2004). The Silesian Unit is now pre-
served  as  a  rootless  nappe  (Stráník  et  al.  1993;  Picha  et  al.
2006). Due to the detachment of the inverted Silesian basin
from  its  basement  in  the  Miocene  (Oszczypko  1999),  any
information about the source area in the basin are based entire-
ly  on  studies  of  chemical,  mineral  and  pebble  composition
(Książkiewicz  1962;  Unrug  1968;  Wieser  1985;  Ślączka
1998; Golonka et al. 2000; Hanžl et al. 2000; Michalik et al.
2004;  Poprawa  et  al.  2004).  The  sediment  composition,  fa-
cies  and  paleocurrent  data  indicate  a  predominant  transport
of material from the hypothetical Silesian ridge, which was
situated  on  the  southern  margin  of  the  basin  (Książkiewicz
1962;  Menčík  et  al.  1983;  Oszczypko  2004;  Słomka  et  al.

background image

312

ŠIMÍČEK and BÁBEK

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, 311—329

2004; Malata et al. 2006). Periods of increased sediment sup-
ply in the Outer Carpathians basins, which are indicated by
the presence of clasts of “exotic rocks” (Unrug 1968; Grzebyk
&  Lesczyński  2006),  always  coincided  with  the  main  tec-
tonic phases of the Carpathian orogeny (Książkiewicz 1977;
Poprawa  et  al.  2006).  The  changes  in  depositional  style  of
the siliciclastic turbidites therefore coincided with the source
area changes, which in turn might have been recorded in the

γ-ray characteristics of the sediments. A detailed spectral γ-ray
logging  and  facies  mapping  can  be  used  to  trace  the  prove-
nance  changes  related  to  important  geotectonic  events  (cf.
Šimíček et al. 2012). The aim of this paper is to achieve an in-
sight into the relationship between facies, modal composition
and 

γ-ray spectra in deep-marine siliciclastics and contribute

to the discussion about the Late Cretaceous synorogenic evo-

lution  of  the  Outer  Western  Carpathians  (cf.  Menčík  et  al.
1983; Kováč et al. 1998; Golonka et al. 2000; Plašienka 2000;
Haas & Csaba 2004).

Geological setting and stratigraphy

The Silesian Unit constitutes a part of the Menilite-Krosno

group of superficial thrust sheets of the Western Carpathians
flysch belt (Golonka et al. 2006). It plunges beneath the front
of  the  Magura  thrust  sheets  to  the  east  and  southeast  and
overlaps  the  flysch  sediments  of  the  Subsilesian  nappe  and
Miocene  deposits  of  the  Carpathian  Foredeep  to  the  north-
west (Lexa et al. 2000; Picha et al. 2006). Its sediment suc-
cession spanning Upper Jurassic to Lower Miocene, which is

Fig. 1. Geological sketch of the Silesian Unit in the Czech Republic. 1 – Čeladná, 2 – Mazák Quarry, 3 – Ondřejník 2, 4 – Ondřejník 1,
5  –  Trojanovice  Quarry, 6  –  Mořkov,  7  –  Zubří 1, 8  –  Zubří 2, 9  –  Šance,  10  –  Malinová, 11  –  Pustevny 1,  12  –  Pustevny 2,
13 – Magurka 2, 14 – Magurka 1, 15 – Čeladenka, 16 – Horní Rozpité, 17 – Pustevny 3.

background image

313

PROVENANCE OF UPPER CRETACEOUS SILICICLASTICS TRACED BY GAMMA-RAY RECORD

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, 311—329

up to 6 km thick, represents the most complete stratigraphic
record in the Outer Carpathians Silesian basin. It was inverted
and finally thrust over the Bohemian Massif foreland during
the Miocene Styrian tectonic phase (Oszczypko 1999; Picha
et al. 2006). We can distinguish three facies domains in the
Silesian  Unit:  (I)  Godula  representing  basin  floor  deposits,
(II)  Baška  representing  base  of  the  slope  sediments  and
(III) Kelč facies domain representing slope facies (Eliáš 1970;
Menčík et al. 1983). The Godula facies domain, which is most
extensive, is composed of the Vendryně, Hradiště, Veřovice,
Lhota,  Mazák,  Godula,  Istebna,  Rožnov,  Menilite  and  the
youngest  Krosno  Formations  (Matějka  &  Roth  1954;  Eliáš
1970, 2002; Menčík et al. 1983; Eliáš et al. 2003). The Upper
Cretaceous  Mazák  and  Godula  Formations  (focus  of  this  pa-
per;  Fig. 1)  with  maximum  thickness  of  3 km  represent  the
best-exposed part of the Godula facies domain (Roth 1980).

The  Mazák  Formation  (formerly  “Variegated  Godula

Beds” – Menčík et al. 1983) of Middle Cenomanian—Conia-
cian  (Skupien  et  al.  2009)  is  equivalent  to  the  “Variegated
shales”  in  Poland  (Golonka  1981).  The  overlying  Godula
Formation is composed of Lower Godula (Santonian—Lower
Campanian), Middle Godula (Lower—Upper Campanian) and
Upper  (Uppermost  Campanian)  Godula  Members  (Menčík
& Pešl 1955; Skupien & Mohamed 2008). The biostratigraphy
of both formations is based on agglutinated foraminifers and
dinoflagellates (Olszewska 1984; Skupien & Mohamed 2008;
Skupien & Smaržová 2009; Skupien et al. 2009). An alterna-

tive  stratigraphic  scheme  is  based  on  heavy-mineral  zones
(Roth 1980). The lower zircon zone, subdivided into rutile-
zircon  subzone  and  subzone  of  mixed  assemblages,  corre-
sponds  to  the  Mazák  Formation,  Lower  Member  and  lower
part of the Middle Member of the Godula Formation. Zircon,
tourmaline and rutile predominate in the heavy minerals as-
semblages of this zone. The upper garnet zone with predomi-
nance of garnets, zircon and rutile comprises the  upper part of
the Middle and the Upper Members of the Godula Formation
(Fig. 2).

The  Mazák  Formation  is  composed  predominantly  of  red

pelagic  mudstones  (oceanic  red  beds  sensu  Hu  et  al.  2005),
which alternate with green-grey mudstones and thin layers of
fine-grained  turbidite  sandstones  (Golonka  1981;  Menčík  et
al.  1983;  Lemańska  2005;  Jiang  et  al.  2009).  This  pelagic  to
hemipelagic sedimentary succession (Koszarski 1963) locally
alternates with thick-bedded, medium- to coarse-grained sand-
stones and fine-grained conglomerates (Ostravice sandstone),
which  are  interpreted  as  sediments  of  prograding  submarine
fans  (Eliáš  1995;  Picha  et  al.  2006).  The  Godula  Formation
comprises  predominantly  deep-marine  gravity-flow  deposits
(Geroch & Koszarski 1988). The Lower and Upper Members
are  both  characterized  as  predominantly  thin-bedded  succes-
sions of grey mudstones and fine- to medium-grained, glauco-
nite-rich sandstones (Picha et al. 2006; Skupien & Smaržová
2009).  They  are  interpreted  as  sediments  of  the  middle  zone
(channel-to-lobe  transition)  and  outer  zone  (lobe  and  wedge

Fig. 2. Stratigraphic chart (incl. GPS coordinates of localities) of the Mazák and Godula Formations modified after Roth (1980), Menčík et
al. (1983), Bralower et al. (1995), Skupien & Mohamed (2008).

background image

314

ŠIMÍČEK and BÁBEK

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, 311—329

margin)  of  a  sand-rich  submarine  fan  (Menčík  et  al.  1983;
Słomka 1995; Eliáš 2000). The Middle Member represents a
medium-  to  thick-bedded  sandstone  succession  with  minor
occurrence  of  heterolithic  facies  and  mudstones,  which  was
deposited by various gravity flows in the middle zone (distrib-
utory  channels,  lobes)  of  a  sand-rich  submarine  fan  system
(Eliáš  1970;  Menčík  et  al.  1983;  Leszczynski  1989;  Słomka
1995; Picha et al. 2006; Skupien et al. 2009).

It is assumed that the Silesian basin was isolated from other

Outer Carpathians depocenters by two morphological eleva-
tions, the Baška ridge to north and the Silesian ridge to the
south  (Menčík  et  al.  1983).  Paleocurrent  data,  facies  distri-
bution and clast composition data indicate that the sediments
of the Godula facies domain were sourced from areas situated
along the southern border of the basin (Unrug 1968; Golonka
et al. 2000; Picha et al. 2006) and further dispersed by bot-
tom currents in a basin-axis direction (Eliáš 1970; Oszczypko
2006). The Silesian ridge consisted of Cadomian to Variscan
crystalline  basement  and  its  Upper  Paleozoic  to  Mesozoic
sedimentary cover (Unrug 1968; Słomka et al. 2004; Golonka
et al. 2008). The intensity of tectonic activity in the Silesian
ridge  (Golonka  &  Krobicki  2006)  along  with  the  tectonic
basin subsidence (Roth 1980; Menčík et al. 1983) and global
sea-level changes (Słomka 1995; Oszczypko 2004) are con-
sidered  as  the  major  causes  of  switching  between  coarse-
grained  deposits  of  prograding  and  laterally  migrating
submarine  fans  and  fine-grained  background  hemipelagic
sedimentation  (Eliáš  1970).  Modal  composition  of  sand-
stones of the Godula Formation indicates a gradual decrease
in the input from sedimentary and meta-sedimentary sources
and  increased  supply  of  high-grade  metamorphic  and  plut-
onic detritus up-section (Unrug 1968; Krystek 1973; Žůrková
1975;  Eliáš  2000;  Grzebyk  &  Lesczyński  2006).  This  trend
is explained by progressive exhumation of structurally deep-
er crustal parts of the Silesian ridge (Unrug 1968; Słomka et
al. 2004).

Material and methods

Concentrations  of  K,  U  and  Th  were  measured  using  an

RS-230 Super Spec (GEORADIS s.r.o., Czech Republic) por-
table 

γ-ray  spectrometer.  The  tool  is  equipped  with  2×2”

(103 cm

3

)  BGO  (Bi

4

Ge

3

O

12

)  scintillation  detector.  The

counting time 240-s provides accuracy for K, U and Th con-
centrations assessment  ± 10 % in low to moderate radioactive
sediments  (cf.  Svendsen  &  Hartley  2001).  The  combined
error  due  to  ambient  conditions  and  the  instrument  for  re-
peated measurements was estimated to be less than  ± 7.5 %
for  each  element.  Values  of  the  standard 

γ-ray (SGR) were

calculated using the Schlumberger NGT-A formula (see Rider
1999;  Šimíček  et  al.  2012,  p. 52).  525  outcrop  GRS  points
were  measured  at  17  sections  throughout  the  Mazák  and
Godula  Formation  (Figs. 1,  2).  Outcrops  were  logged  with
15-cm  sampling  interval,  which  corresponds  to  commonly
used  resolution  of  wire-line  logs  (Doveton  1994;  Rider
1999). The measurement practice followed the recommended
detector  –  outcrop  geometry  as  described  by  Svendsen  &
Hartley (2001) and Šimíček & Bábek (2015). The GRS mea-

surements were accompanied by detailed facies logging. The
deep-water  facies  classification  schemes  of  Lowe  (1982),
Pickering  et  al.  (1986),  Ghibaudo  (1992),  Mutti  (1992)  and
Shanmugam (2006) were used in this paper. The stratigraphic
position  of  sections  within  the  Mazák  and  Godula  Forma-
tions  was  inferred  from  the  geological  maps  (Jurková  &
Roth  1967;  Baldík  et  al.  2011)  and  previous  investigations
(Eliáš 1970, 1979; Roth 1980; Menčík et al. 1983).

The  modal  composition  of  sandstones  was  studied  in  36

thin  sections  using  the  point-counting  technique  of  Chayes
(1956) with 300 points per thin section. The Gazzi-Dickinson
method  was  used  for  statistical  processing  of  the  composi-
tional data (Ingersoll et al. 1984; Dickinson & Lawton 2001;
Caracciolo et al. 2012). Individual grains and mineral consti-
tuents of rock fragments in the grain size range 0.063—2 mm
were described as particular mineral types. Lithic clasts con-
sisting  of  grains  smaller  than  0.063 mm  were  described  as
rock  types  (Dickinson  1985).  The  following  categories  were
used:  monocrystalline  (Qm)  and  polycrystalline  (Qp)  quartz,
potassium  feldspars  (Fk),  plagioclases  (Fp),  sedimentary  and
meta-sedimentary  lithic  clasts  (Ls),  plutonic  and  meta-plu-
tonic  lithic  clasts  (Lm),  volcanic  and  meta-volcanic  lithic
clasts (Lv) and unidentified lithic clasts (Li). Modal composi-
tional data were plotted in Q-F-L provenance ternary diagrams
of  Dickinson  et  al.  (1983).  Grain  size  distribution  was  mea-
sured from the a-axis of one hundred randomly selected grains
per thin section (30 samples) using JMicroVision image anal-
ysis toolbox (Roduit 2008).

The provenance of clastic material of sandstones was stud-

ied  from  heavy  mineral  assemblages  (50  samples).  Heavy
mineral concentrates were separated from the grain-size frac-
tion  0.25—0.5 µm  by  separating  in  1,1,2,2-tetrabromethane
(C

2

H

2

Br

4

)  with  density  2.96 g/cm

3

.  Specific  minerals  were

determined  using  binocular  microscope  NIKON  C-PS  and
polarizing  microscope  CarlZeiss  Jena.  Percentage  shares
were  assessed  semi-quantitatively  by  comparison  with  dia-
grams of percentage assessment of Tucker (2003).

The  chemical  composition  of  mineral  carriers  of  radioac-

tive K, U and Th was investigated using the electron micro-
probe  Cameca  SX100  at  the  Department  of  Geological
Science, Masaryk University of Brno. Eight thin sections of
sandstones coated with graphite were analysed in WDS and
EDS mode. The voltage 15 keV, current 10 nA and diameter
of  beam  4 µm  were  used  for  analyses  of  framework  grains.
The  parameters  of  analyses  of  accessory  heavy  minerals
were 15 keV, 20—40 nA and 1—2 µm.

Phase analyses of 20 oriented samples of mudstones using

X-ray  diffractometer  STOE  Stadi  P  in  transmission  mode,
with primary Ge (111) monochromator, linear PSD detector
and Co anode were carried out at the Department of Geologi-
cal Science, Masaryk University of Brno.

Results

Facies and facies stacking patterns

Nine sedimentary facies were identified in the Mazák and

Godula  Formations  based  on  detailed  lithological  descrip-

background image

315

PROVENANCE OF UPPER CRETACEOUS SILICICLASTICS TRACED BY GAMMA-RAY RECORD

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, 311—329

Table 1:

 Facies 

classification 

of 

sediments 

of 

the 

Mazák 

and 

Godula 

Formations 

and 

interpretation 

of 

depositional 

processes.

tions (cf. Pickering et al. 1986; Tucker 2003).
They comprise the grain-size range from clast-
supported  conglomerates  to  mudstones  (Ta-
ble 1). Bed thicknesses vary from 3 m in some
conglomerate  and  sandstone  facies  to  several
cm  in  the  mudstones  and  fine-grained  sand-
stones.  Individual  beds  can  sometimes  have
gradual contacts, usually on tops, but most fre-
quently, they are sharp-based, flat or irregular
with  presence  of  various  types  of  sole  marks
and  bioturbation.  The  beds  are  usually  mas-
sive  or  normally  graded  in  the  coarse-grained
facies.  Various  types  of  internal  stratification
and  lamination    (planar,  cross,  convolute)  are
common particularly in the fine-grained facies
(Table 1). The F1 facies are interpreted as de-
posits  of  hyperconcentrated  gravity  flows  (or
sandy  debris  flows  sensu  Shanmugam  2006)
based on the presence of large floating clasts,
inverse  grading  at  bed  bases  and  gravel-  to
coarse-sand  lithology  (Słomka  1995;  Mulder
&  Alexander  2000;  Gani  2004;  Shanmugam
2006). The beds of facies F2 (and partly F3a),
with  predominantly  coarse-sand  lithology,
massive  bedding  with  graded  top  parts,  pres-
ence  of  traction  carpets  near  the  bed  bases,
dish  structures  and  frequent  amalgamation,
can  be  interpreted  as  deposits  of  high-density
turbidity  currents  (Ghibaudo  1992;  Mutti
1992).  In  particular,  the  basal  parts  of  F3a
beds  correspond  to  Ta(b)  divisions  of  Bouma
sequence (Bouma 1962) or the S2 and S3 divi-
sions  of  Lowe  sequence  (Lowe  1982).  Beds
interpreted as low-density turbidity current de-
posits (F4a—b, top parts of F3a) are character-
ized  by  sheet-like  bed  geometry,  common
presence of sole marks and T(b)cd divisions of
the  Bouma  sequence  (Mutti  &  Ricci  Lucci
1972; Mutti 1977). Suspension fallout deposi-
tion  is  inferred  for  beds  with  predominant
mudstone lithology (F6 facies), which can al-
ternate  with  thin  siltstone  lenses  and  laminae
representing  distal,  low-density  turbidites  or
bottom-current  reworked  deposits  (Bouma
1962; Stow 1979; Einsele 2000).

The proportion of individual facies (in thick-

ness %)  markedly  differs  across  the  strati-
graphy (Table 2). Fine-grained and heterolithic
facies (F4a alternating with F5 and F6) and lo-
cal,  thick  wedge-shaped  or  lenticular  sand-
stone-to-conglomerate  bodies  (facies F2  and
F1a—b) of the Ostravice sandstone predominate
in the Mazák Formation. A similar distribution
of  facies  can  be  observed  in  the  Lower  and
Upper  Members  of  the  Godula  Formation,
where thin-bedded, silty-to-clayey heterolithic
facies (F6 and F4a—b) predominate over coarse-
to-medium  grained  sandstone  beds  (facies F2
and  F3a—b).  Noteworthy  features  include  the

background image

316

ŠIMÍČEK and BÁBEK

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, 311—329

local  coarse-grained  sand  bodies  of  the  Pustevny  sandstone
in the Upper Member, which share similar facies characteris-
tics and distribution with the Ostravice sandstone. Compared
to  the  other  members  of  the  Godula  Formation,  the  Middle
Member is characterized by moderate prevalence of the thick
sandstones  (facies F2  and  F3a)  over  the  heterolithic  facies
succession (F4a—b and F6).

γγγγγ-ray data from outcrops and the effect of facies on distri-

bution of radioactive elements

The average total 

γ-ray values from the whole dataset are

86.3 nGy.h

—1

  (

σ 26.09)  dose  rate  and  116.3  API  (σ 36.10)

standard 

γ-rays (SGR). The average concentrations of radio-

active elements are 2.8 % of K (

σ 0.9), 2.8 ppm of U (σ 1.1)

and  11.7 ppm  of  Th  (

σ 3.9).  The  contributions  of  Th,  K

and U to the total radioactivity (SGR) are roughly balanced,
as  indicated  by  statistically  significant  positive  correlations
(linear regression coefficient R

2

= 0.94 for SGR:Th; R

2

= 0.86

for  SGR:K  and  R

2

= 0.81  for  SGR:U).  The  radioactive  ele-

ments K, Th and U show various degrees of mutual correla-
tion  in  particular  lithostratigraphic  units:  R

2

= 0.5—0.8  for

Th:U, R

2

= 0.3—0.9 for Th:K, R

2

= 0.1—0.6 for K:U

(Fig. 3).  It  is  noteworthy  that  the  K/Th  and  K/U
ratios  (indicated  by  linear  regression  line  in
Fig. 3) are markedly shifted in the Upper Godula
Member  as  compared  to  the  other  stratigraphic
levels.  Th/U  ratios  range  from  2  to  7  in  most  of
samples,  and  the  average  value  is  4.2.  We  ob-
served only very low variation of Th/U values be-
tween  particular  facies  at  the  same  stratigraphic
levels.

Siliciclastic sediments of the Mazák Formation

usually  have  low  radioactivity  while  the  Godula
Formation  shows  moderate  to  low  radioactivity
(Table 3, Fig. 4). Conglomerate and sandstone fa-
cies (F1a—b, F2, F3a, F3b) have average SGR val-
ues  of  106.5  API  and  average  concentrations  of
K: 2.6 %,  U: 2.6 ppm  and  Th: 10.6 ppm.  Hetero-
lithic facies, siltstones and mudstones (F4a—b, F5,

Table 2: Average distribution (in thickness %) of facies (see Table 1) in the
lithostratigraphic units of the Mazák and Godula Formations.

S

trat

igr

ap

h

y

 

Mazák Formation 

Godula Formation 

Ostravice 

sandstone 

Variegated 

Godula  

Beds 

Lower   

Member 

Middle  

Member 

Middle to 

Upper   

Member 

Upper   

Member 

Upper  

Member 

 Facie

Pustevny  

sandstone 

F1a 

  9.4 

 

 

 

 

 

  2.6 

F1b 

32.3 –

 

 

 

 

 

31.3 

F2 

55.2 –

 

18.9 28.7  

 

7.6 11.7  25.3 

F3a 

  3.1 

 

  2.4 

  8.3 

11.1 

15.4 

23.2 

F3b 

 

 

  8.5 

  7.2 

  2.8 

15.4 

– 

F4a 

 

41.7  28.1 27.2 32.5 16.6   

 

2.6 

F4b 

 

– 

15.9 

10.7 

  3.0 

  5.9 

– 

F5 

 

35.6 

  9.8 

  4.4 

  6.6 

  7.4 

– 

F6 

 

22.7  19.5 13.6 36.3 27.6  15.0 

 

Fig. 3. Bivariate plots of K, U and Th concentrations in the Mazák Formation (MF) and the Lower Member (LM), Middle Member (MM)
and Upper Member (UM) of the Godula Formation, including linear regression lines and values of R

2

.

F6)  usually  show  higher  radioactivity  than  stratigraphically
equivalent  coarse-grained  facies.  Their  average  SGR  values
are  130.8  API  and  average  concentrations  of  K: 3.1 %,
U: 3.3 ppm and Th: 13.3 ppm. This facies dependence of the
total  as  well  as  spectral  radioactivity  values  is  maintained  in
all the stratigraphic units (Table 3). The biggest disproportion
between  coarse-  and  fine-grained  facies  was  observed  in  the
Mazák Formation, where sandstone facies reach only 35 % of
the values obtained in mudstones. In contrast, sandstone facies
in the Upper Godula Member reach up to 85 % of the values
from the mudstones.

No  statistical  correlation  was  found  between  the  concen-

trations  of  K,  Th  and  mean  grain  size  of  sandstones
(R

2

= 0.11; R

2

= 0.12, respectively).

Stratigraphic distribution of outcrop spectral 

γγγγγ-ray data

The  facies  distribution  of  the 

γ-ray data reveals that the

differences  between  mean  SGR  values  and  K,  U  and  Th
concentrations  in  the  coarse-  and  fine-grained  facies  are
lower at some stratigraphic levels than at others (Table 3).
The highest contrast between facies and, therefore, the best

background image

317

PROVENANCE OF UPPER CRETACEOUS SILICICLASTICS TRACED BY GAMMA-RAY RECORD

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, 311—329

sensitivity of 

γ-rays to facies is observed in the Mazák For-

mation,  where  mudstones  (K: 2.0—3.5 %,  U: 1.2—3.9 ppm,
Th: 7.4—13.9 ppm)  are  significantly  more  radioactive  than
sandstones (K: 0.6—1.7 %, U: 0.4—1.6 ppm, Th: 2.0—5.8 ppm).
We can see an equally good sensitivity to facies in the lower
part of the Middle and partly in the Lower Godula Members
(Fig. 4). On the other hand, there is a large overlap between
GRS  value  ranges  from  sandstones + conglomerates  and
mudstones + heterolithics  in  the  upper  part  of  the  Middle
Member and the Upper Godula Member (Table 3), which in-
dicates lower sensitivity of 

γ-ray spectra to facies and lower

sediment maturity, as compared to the underlying strata.

Distribution  of  GRS  data  in  the  proximal-to-distal  facies

spectrum for different stratigraphic levels is shown in Fig. 5.
The principal stratigraphic trends in GRS can be documented
in the thick-bedded, coarse-grained sandstones of facies F2. In
the Mazák Formation, the mean concentrations of U (1.5 ppm)
and Th (3.3 ppm) in the facies F2 are low. In the same facies,
the  mean  concentrations  are  much  higher  (U: 2.5 ppm,
Th: 10.5 ppm)  in  the  Lower  Member  and  even  higher
(U: 4.5 ppm,  Th: 12.5 ppm)  in  the  Upper  Godula  Member
(Fig. 5). The other facies also reveal this increase of U and Th
concentrations  in  the  stratigraphically  younger  strata,  which
probably indicates change in the detrital composition of sedi-
ments. On the other hand, a great variability of K distribution

causes  the  poor  facies-sensitivity  of  the  Th/K  ratio,  which  is
considered a good proxy of lithology in many carbonate and
siliciclastic systems (Fertl 1979; Kumpan et al. 2014; Šimíček
&  Bábek  2015).  However,  high  Th/K  ratios  are  effective  in
distinguishing between the Upper Godula Member and the un-
derlying stratigraphic levels (Figs. 3, 5).

Stratigraphic distribution of GRS data in sandstones shows

two prominent levels, which are marked by an increase in U
and Th concentrations and Th/K ratios (Fig. 5). The former
one  is  situated  at  the  base  of  the  Lower  Godula  Member
while  the  latter  is  situated  at  the  base  of  the  Upper  Godula
Member.  There  is  another  significant  increase  of  SGR  and
concentrations of U and Th within the Middle Member. The
only  exception  is  the  Pustevny  sandstone,  where  U  and  Th
concentrations  are  markedly  lower  and  K  markedly  higher
than the mean values in the Upper Member (Table 3). These
changes  in 

γ-ray  spectra  are  linked  with  variations  in  the

modal composition of sandstones and they probably indicate
significant provenance changes.

Modal composition of siliciclastics and stratigraphic trends

The  majority  of  samples  obtained  from  the  Mazák  and

Godula  Formations  plot  within  the  subarcose  and  feldspar-
rich  lithic  arenite  fields  in  Folk’s  classification  diagrams

Table 3: Mean (bold), minimum and maximum values and standard deviation (italics) of outcrop GRS data and their facies and stratigraphic
distribution.  SST + CG – Sandstones and conglomerates (F1a—b, F2, F3a, F3b facies), SLST + MDS – Heterolithics, siltstones and mud-
stones (F4a—b, F5, F6 facies), OS – Ostravice sandstone, VGB – Variegated Godula Beds (oceanic red beds), LM – Lower Godula Mem-
ber, MM – Middle Godula Member, MM—UM – Aggregated data from Middle and Upper Godula Member, UM – Upper Godula Member.

  

Whole dataset 

LITHOSTRATIGRAPHY 

Mazák 

Formation 

Godula Formation 

LM MM 

MM–UM 

UM 

SST+

C

G

 

SLTS+

M

D

S

 

SST+

C

G (OS)

 

SLST+

M

DS 

(VGB

SST+

C

G

 

SLTS+

M

D

S

 

SST+

C

G

 

SLTS+

M

D

S

 

SST+

C

G

 

SLTS+

M

D

S

 

SST+

C

G (PS)

 

SST+

C

G

 

SLTS+

M

D

S

 

SGR

 (API)

 

Mean 

106.5 130.8 39.6  117.7 125.5 171.6  81.1 139.9 128.1 148.2  

 

51.1 114.4 140.8 

Min. 

  25.8 

  73.0 

25.8 

  73.0 

  95.8 

121.6 

  57.1 

127.4 

  78.0 

104.3 

  37.1 

  62.5 

  77.7 

Max. 

176.2 194.4 55.0  140.5 163.6 194.4 138.3 166.7 176.2 186.5 137.0 169.9 191.2 

St. dev. 

36.23 

  23.26 

6.78 

  13.47 

  20.37 

  27.12 

  19.64 

  12.03 

  21.74 

  20.86 

  26.42 

  22.96 

  20.72 

K (%

Mean 

2.60 3.10 

1.10  3.00 3.30 4.80 2.40 3.80 3.10 3.75 1.60 2.50 3.05 

Min. 

0.60 

1.40 

0.60 

2.00 

2.50 

3.20 

1.60 

3.40 

1.60 

2.50 

1.00 

1.20 

1.40 

Max. 

4.60 5.10 

1.70  3.50 4.20 5.10 3.80 4.70 4.60 5.00 4.60 3.50 4.10 

St. 

dev. 

0.89 0.66 

0.29  0.28 0.54 0.75 0.43 0.40 0.65 0.59 0.86 0.59 0.58 

U (

p

p

m

Mean 

2.60 3.30 

0.80  2.80 2.60 3.10 1.80 3.30 3.10 3.65 1.30 3.15 4.05 

Min. 

0.40 1.20 

0.40  1.20 1.80 2.70 0.50 2.60 1.60 2.60 0.70 1.60 2.20 

Max. 

5.30 6.00 

1.60  3.90 4.00 5.00 3.90 4.00 5.00 4.80 4.60 5.30 6.00 

St. dev. 

1.05 

0.90 

0.29 

0.66 

0.62 

0.90 

0.68 

0.39 

0.63 

0.64 

0.61 

0.88 

0.84 

Th

 (

p

p

m

Mean 

10.60 13.30 3.55  12.00 12.00 16.95  7.70 13.80 12.90 14.80  4.65 12.15 15.25 

Min. 

2.00 7.40 

2.00  7.40 9.40 

12.10 4.80 

11.50 7.60 

10.80 2.60 6.60 8.60 

Max. 

18.00 20.10 5.80  13.90 17.60 18.80 14.70 16.10 17.70 18.90 10.00 18.00 20.10 

St. 

dev. 

3.94 2.41 

0.74  1.53 2.21 2.59 2.27 1.60 2.27 2.04 2.20 2.45 2.19 

Th

/K

 

Mean 

3.78 4.12 

2.89  4.03 3.70 3.66 3.35 3.56 4.02 3.96 2.85 5.29 5.22 

Min. 

1.91 

2.70 

1.94 

3.13 

2.86 

3.38 

2.33 

2.70 

2.85 

3.36 

1.91 

3.47 

2.85 

Max. 

7.63 6.28 

6.50  4.96 4.30 3.84 5.47 3.95 7.00 4.74 3.92 7.63 6.28 

St. 

dev. 

0.98 0.74 

1.15  0.40 0.38 0.18 0.62 0.33 0.73 0.34 0.43 0.94 0.77 

Th

/U

 

Mean 

4.20 4.20 

4.40  4.30 4.80 5.13 4.54 4.54 4.00 4.23 3.83 3.88 3.73 

Min. 

2.00 2.80 

2.20  2.90 3.40 3.60 2.50 2.90 2.40 3.03 2.00 3.04 2.84 

Max. 

11.80 9.40 

9.70  9.40 7.20 6.06 

11.80 5.35 6.60 6.44 6.50 6.45 6.00 

St. 

dev. 

1.20 1.00 

1.70  1.20 0.90 1.02 1.37 0.77 0.80 0.65 1.11 0.71 0.68 

 

background image

318

ŠIMÍČEK and BÁBEK

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, 311—329

Fig. 4. Combined lithology (incl. facies and sedimentary structures) and GRS logs of selected sections, which represent the Mazák Forma-
tion and particular stratigraphic levels of the Godula Formation.

background image

319

PROVENANCE OF UPPER CRETACEOUS SILICICLASTICS TRACED BY GAMMA-RAY RECORD

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, 311—329

(Folk 1974). Samples of quartz arenite and arcose composi-
tion are less common. The average contents of the principal
sandstone  components  are  quartz  71.5 %,  feldspars  23.5 %
and lithic clasts 5 %.

In  the  Gazzi-Dickinson  provenance  ternary  diagrams

(Dickinson et al. 1983), one can see a clear shift from quartz-
rich  cratonic  sources  in  the  Mazák  Formation  to  predomi-
nantly  transitional  continental  crust  sources  in  the  Lower
Member of the Godula Formation, followed by another shift
towards recycled orogenic sources in the Middle and Upper
Members (Fig. 6).

Quartz  grains  (total  quartz,  Qt)  comprise  both  monocrys-

talline  (Qm;  mean  54.6 %)  and  polycrystalline  (Qp;  mean
16.9 %) grains. Qm grains with non-undulose extinction pre-
dominate  over  those  with  undulose  extinction.  About  60 %
of  Qp  grains  consist  of  more  than  three  crystal  individuals.
Generally, the contents of Qt decrease throughout the Mazák

and  Godula  Formations.  The  highest  percentages  of  Qt
(86.5—88.4 %) were found in the Ostravice sandstone of the
Mazák Formation (see Table 4), in which Qp (24.7—33.8 %)
prevail  over  Qm  grains  producing  the  lowest  Qm/Qp  ratios
(1.2—1.9)  from  the  whole  study  area.  In  the  Godula  Forma-
tion, the contents of Qt vary between 60.3 % (upper part of
the  Middle  Member)  and  81.6 %  (Pustevny  sandstone,  Up-
per Member), Qm grains significantly prevail over Qp grains
and Qm/Qp ratios generally increase from the Lower Mem-
ber (mean 2.9) toward the Upper Member (mean 4.8).

The feldspar grains (F) comprise potassium feldspars (Fk;

mean  12.5 %)  and  plagioclases  (Fp;  mean  10.7 %).  K-feld-
spars  are  mostly  represented  by  un-zoned  to  slightly  zoned
orthoclase  grains  without  alteration  or  with  weak  signs  of
sericitization. Microcline with typical cross twinning is rare.
Plagioclases  (mostly  albite)  have  typical  lamellar  twinning
while most of the grains are altered by albitization. Perthitic

Fig. 5. Box-and-whisker plots of K, U and Th concentrations in the most abundant facies of the Mazák Formation and the Lower, Middle,
Middle—Upper and Upper Members of the Godula Formation. Notice the progressively increasing U concentrations in facies F2 up-section
(arrow), the markedly low U and Th concentrations in the Mazák Formation and high Th/K values in the Upper Member.

background image

320

ŠIMÍČEK and BÁBEK

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, 311—329

Fig. 6. Combined diagrams summarizing main provenance changes across the Mazák and Godula Formations (heavy mineral assemblages
in bar plots, sandstone and mudstone components in pie plots and QFL data in Dickinson’s et al. (1983) provenance ternary plots with lo-
gistic normal confidence regions of the population means and 90 %, 95 % and 99 % confidence limits, cf. Weltje 2002).

feldspars  are  also  common.  The  lowest  concentrations  of
feldspar  grains  (F)  were  found  in  the  Mazák  Formation  in
which Fp grains prevail over K-feldspars. Total feldspar con-
centrations are highest in the Lower Member and then both
the  Fp  and  Fk  contents  decrease  towards  stratigraphically
younger members of the Godula Formation. Except for sev-
eral  samples  from  the  Lower  Godula  Member,  Fk  prevails
over Fp in most of the Godula Formation (see Table 4).

Lithic  clasts  (L)  consist  predominantly  of  plutonic  and

meta-plutonic  (Lm)  and  sedimentary  and  meta-sedimentary
(Ls)  clasts.  Volcanic  clasts  (Lv),  represented  by  very  rare
andesite and rhyolite fragments, were only identified in sev-
eral  samples  from  the  Mazák  Formation  (max.  0.7 %).  The
Lm group (0.3—13.7 %; mean 4.7 %) consists of fine-grained
granites, gneisses and granulites. The Ls group (0.3—10.0 %;
mean  1.1 %)  comprises  clasts  of  limestone,  silicite,  mud-
stone,  siltstone,  greenschist,  micaschist  and  phyllite.  The
contents of Lm and Ls are relatively low and balanced in the

Mazák  Formation,  the  Lower  Godula  Member  and  lower
part of the Middle Godula Member. From the upper part of
the Middle Godula Member upwards, we can observe an in-
creasing  abundance  of  L  clasts,  in  particular  the  Lm  group
(see  Table 4).  Plutonic  rocks  (mainly  granitoids)  predomi-
nate over high-grade metamorphics in the Mazák Formation
and  the  Lower  Godula  Member.  From  the  Middle  Godula
Member  upwards,  high-grade  metamorphic  rocks  (mainly
gneisses and granulites) start to predominate. The composi-
tion  of  Ls  group  also  changes  across  the  stratigraphic  col-
umn,  with  limestone  and  chert  clasts  predominating  in  the
Mazák  Formation  and  pelites  and  metapelites  being  more
abundant from the Lower Godula Member upwards.

In addition to Q, F and L clasts, mineral components such

as  micas,  glauconite,  heavy  minerals  and  components  con-
tained in sandstone matrix can be important sources of K, U
and Th radioactivity. Micas (mean 6.8 %) include muscovite
and  biotite,  the  latter  usually  being  chloritized.  Arenites  of

background image

321

PROVENANCE OF UPPER CRETACEOUS SILICICLASTICS TRACED BY GAMMA-RAY RECORD

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, 311—329

Lithostra- 

tigraphy 

Locality 

Sandstone compositional group 

Qm 
(%) 

Qp 

(%) 

Fp 

(%) 

Fk 

(%) 

Lv 

(%) 

Lm 

(%) 

Ls 

(%) 

Li 

(%) 

Qt 

(%) 

(%) 

(%) 

Go

dul

a

 F

o

rm

ati

o

PS 

Pustevny 3 

54.9  15.5 

9.3  16.1 

1.0 

1.0 

2.1  70.5  25.4 

4.1 

Horní Rozpité 

53.3 

25.6 7.5 9.5 0.5  1.0 0.5 2.0 

78.9 

17.1 4.0 

Up

pe

r Mb

 

Čeladenka 

56.3 

25.3 6.8 6.3 0 

2.6 1.1 1.6 

81.6 

13.2 5.3 

41.8 33.8 12.0 11.1  0 

0.4  0 

0.9 75.6 23.1  1.3 

Magurka 1 

54.3 6.0 6.0 

10.6 0.7 19.2 1.3 2.0 

60.3 

16.6 

23.2 

47.4 19.6  9.3 13.9  0 

8.2  1.0  0.5 67.0 23.2  9.8 

M

id

d

le

–U

pp

er

 Mb

 

Magurka 2 

53.4 14.6 11.7 20.4  0 

0  68.0 32.0  0 

63.0 8.2 

14.7 9.2 0 

1.6 2.2 1.1 

71.2 

23.9 4.9 

Pustevny 2 

54.8 17.3  8.7 16.8  0.5  1.0  1.0  0  72.1 25.5  2.4 
55.4 15.5  9.3 16.6  0 

1.0  1.0  1.0 71.0 25.9  3.1 

Malinová 

52.6 

19.9 6.4 9.0 0.6 10.3 1.3 0  72.4 

15.4 

12.2 

50.0 16.3 13.3 12.0  0 

7.2  1.2  0  66.3 25.3  8.4 

62.9 10.3 11.9 11.9  0 

1.0  1.0  1.0 73.2 23.7  3.1 

Šance 

49.4 14.0 13.4 18.3  0 

3.0  0.6  1.2 63.4 31.7  4.9 

Mi

d

d

le

 M

em

b

er

 

Zubří 2 

50.3 19.6 14.0 13.4  0.6  1.1  0.6  0.6 69.8 27.4  2.8 

Zubří 1 

42.2 

23.5 8.8 8.8 0  13.7 2.0 1.0 

65.7 

17.6 

16.7 

56.5 15.1 10.2 17.2  0 

1.1 71.5 27.4  1.1 

Mořkov 

56.9 10.1 14.7 15.6  0 

0.9  1.8 67.0 30.3  2.8 

53.2 21.6  5.8 11.7  0 

1.2  3.5  2.9 74.9 17.5  7.6 

Trojanovice 
quarry 

51.7 19.1 13.5 10.7  0.6  2.2  0.6  1.7 70.8 24.2  5.1 
55.7 16.5 10.3 12.9  0 

1.0  1.5  2.1 72.2 23.2  4.6 

47.6 22.5 11.5 14.7  0.5  0.5  1.6  1.0 70.2 26.2  3.7 
56.6 

21.5 7.8 8.3 0 

2.0 0.5 3.4 

78.0 

16.1 5.9 

60.8 12.7  8.8 14.9  0 

1.1  0.6  1.1 73.5 23.8  2.8 

Lo

w

er

 M

b

 

Ondřejník 1 

60.2 12.4 11.2 13.7  0.6  0 

0.6  1.2 72.7 24.8  2.5 

49.5 10.9 17.4 20.7  0 

1.6  0  60.3 38.0  1.6 

51.1 18.6 11.7 16.5  0 

1.1  0.5  0.5 69.7 28.2  2.1 

63.6 10.3 11.4 10.9  0 

2.2  0.5  1.1 73.9 22.3  3.8 

Ma

k

 

Fo

rm

a

tio

n

 

V

G

B

 

Ondřejník 2 

54.9 14.9 14.4 14.9  0 

0.5  0.5  0  69.7 29.2  1.0 

Mazák quarry 

36.5 29.5 26.9  5.1  0 

0.6  0.6  0.6 66.0 32.1  1.9 

OS

 

Čeladná 

61.9 

24.7 3.1 7.2 0 

1.0 0.5 1.5 

86.6 

10.3 3.1 

57.4 

31.0 3.7 6.9 0 

0  0.5 0.5 

88.4 

10.6 0.9 

 

Table 4: Recalculated sandstone compositional data. OS – Ostravice sandstone, PS – Pustevny
sandstone,  VGB  –  Variegated  Godula  Beds,  Qm  –  Monocrystalline  quartz,  Qp  –  Polycrys
talline quartz, Fp – Plagioclase feldspars, Fk – Potassium feldspars, Lv – Volcanic lithic clasts,
Lm – Magmatic lithic clasts and their metamorphic equivalents, Ls – Sedimentary lithic clasts
and their metamorphic equivalents, Li – Undetermined lithic clasts, Qt – Total quartz, F – Total
feldspars, L – Total lithic clasts.

the  Lower  and  Middle  Godula  Members  have  the  highest
concentrations of micas. Mica grains sometimes contain in-
clusions  of  heavy  minerals  such  as  rutile,  zircon  or  pyrite.
Glauconite concentrations are highly variable in the studied
sandstones (0—10 %; mean 3.2 %). They can rapidly fluctu-
ate  layer  by  layer  at  one  locality.  Heavy  minerals  occur  in
accessory  amounts  (0.2—1.9 %;  mean  0.8 %)  with  tourma-
line, rutile, zircon, garnets and apatite being the most abun-
dant.  Monazite  and  epidote  are  also  present  but  their
abundance  in  the  heavy  mineral  assemblages  is  low  (less
than  2 %).  Xenotime,  barite,  titanite  and  pyroxene  are  even
less abundant (less than 1 %). SEM observation of thin sec-
tions  indicate  that  some  of  these  infrequent  heavy  minerals
(monazite,  xenotime)  are  relative  abundant  in  the  silt  and
clay  size  fractions  of  the  sandstones.  The  composition  of
heavy  mineral  assemblages  changes  throughout  the  Mazák
and  Godula  Formations.  Most  significant  is  the  increase  of
garnet abundance at the expense of tourmaline, rutile, zircon
and apatite in the Middle and Upper Godula Members. The
sandstone  matrix  is  primarily  composed  of  a  mixture  of

quartz,  plagioclase,  chlorite,
sericite, illite and heavy miner-
als.  However,  the  primary  ma-
trix  is  partly  or  fully  replaced
by  calcite  or  quartz  cement  in
most of the samples.

Chemical  composition  of  the

potential carriers of K, U and Th
(K-feldspars, muscovite, biotite,
glauconite, zircon, apatite, mon-
azite)  were  studied  in  selected
sandstone  samples  using  the
scanning electron microscope in
the WDX mode. The results are
shown in Table 5.

The  mineral  composition  of

mudstones  was  studied  using
X-ray powder diffraction. Phyl-
losilicates (micas, clay minerals
with  mica-structure,  chlorite
and kaolinite) and other detrital
minerals  in  the  clay  fraction
(quartz,  feldspars  and  calcite)
were  identified  in  all  samples.
Other  constituents  such  as  py-
rite, hematite and heavy miner-
als  are  present  but  rare.  The
clay  minerals,  quartz,  feldspars
and chlorite are the most impor-
tant  components  of  the  mud-
stones.  Illite  and  clay  minerals
with  mica  structure  are  most
abundant  in  the  Lower  (mean
47 %) and Middle Godula Mem-
bers  and  least  abundant  in  the
Mazák Formation (mean 32 %).
In  contrast,  quartz  grains  are
most  abundant  in  the  Mazák
Formation  (mean  43 %)  and

least abundant in the Godula Formation (mean values, Lower
Member: 25 %;  Middle  Member: 30 %  and  Upper  Mem-
ber: 27 %).  Contents  of  feldspars  increase  from  the  Mazák
Formation (mean 7 %) towards the Godula Formation (mean
values,  Lower  Member:  10 %;  Middle  and  Upper  Mem-
bers: 12 %).  The  highest  contents  of  chlorite  were  found  in
the Mazák Formation (mean 10 %) while they are less abun-
dant in the Godula Formation (mean 6 %).

Discussion

Interpretation of depositional environment

A  basic  interpretation  of  the  depositional  setting  was

inferred  from  association  of  facies  at  five  larger  sections
(10—40 m) (see Fig. 4). The record of sedimentary structures,
facies  (Table 1)  and  facies  associations  suggest  that  most  of
the deposition took place in a sand-rich submarine fan system
in a deep-marine setting (cf. Mutti & Ricci Lucci 1972; Nor-

background image

322

ŠIMÍČEK and BÁBEK

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, 311—329

mark 1978; Shanmugam & Moiola 1988; Reading & Richards
1994; Stow et al. 1996; Einsele 2000; Shanmugam 2006).

Specific elements of the submarine fan system can be seen

in  particular  sections.  Basal  erosive  contact  of  a  submarine
channel with underlying pelagic sediments is inferred from fa-
cies  stacking  patterns  in  the  Mazák  Quarry  section  (Fig. 4).
Channel deposition of the Ostravice sandstone (cf. Eliáš 1970)
is  inferred  from  poor  size  sorting,  predominance  of  coarse-
grained  facies  (F1a  and  F2),  frequent  amalgamation  of  beds
and sharp bed contacts (cf. Mutti & Ricci Lucci 1972; Shan-
mugam  &  Moiola  1988;  Reading  &  Richards  1994;  Słomka
1995).  Although  lenticular  or  wedge-shaped  beds,  which  are
characteristic for channel sediments, were not detected due to
limited  outcrop  exposure,  they  were  previously  described
from  the  Ostravice  sandstones  by  Eliáš  (1970).  Basin  plain
sedimentation of the Mazák Formation is documented by thinly
bedded  red  mudstones  alternating  with  quartz-rich  fine-
grained turbidites (Menčík et al. 1983; Lemańska 2005). Sedi-
ments of distributory channels (Trojanovice Quarry section,
Fig. 4)  are  interpreted  on  the  basis  of  marked  prevalence  of
coarse-grained,  massive  sandstone  facies  (F2,  F3a—b)  over
thin  bedded  fine-grained  facies  (F4a—b,  F6);  poor  sorting;
amalgamation  of  beds,  sharp  bed  contacts  and  abundance  of
mudstone  rip-up  clasts  (Mutti  &  Ricci  Lucci  1972;  Shan-
mugam  &  Moiola  1988;  Reading  &  Richards  1994;  Bouma
2000). This section corresponds to Type II of the channel sedi-
ments  classification  of  Słomka  (1995).  Sediments  of  the
Ondřejník 2  and  Šance  sections  are  interpreted  as  sandstone
lobe  deposits,  as  indicated  by  irregular  vertical  CU-trends
(compensation cycles), sheet-like bed geometry and predomi-
nance of coarser-grained sandstone facies. The occurrence of
thick-bedded  and  amalgamated  beds  of  coarse-to-medium
grained  sandstones  with  Ta-b  divisions  of  Bouma  sequence
suggest deposition in proximal part of sandstone lobe near the
mouth of distributory channel for the Šance section. Gener-
ally, thinner beds, presence of finer-grained facies with Tb-Tc
Bouma division and abundant sole marks and trace fossils in
bed  bases  at  Ondřejník 2  section  indicate  deposition  in  the

Table 5: Concentrations of K

2

O, UO

2

 and ThO

2

 (SEM WDX) in the main mineral carriers of

K, U and Th in sandstones of the Godula Formation. The mean abundance of minerals was cal-
culated from point counting of the analysed thin sections. Most important sources of K, U and
Th are indicated in bold letters.

non-channelized part of a sandstone
lobe  (Mutti  &  Ricci  Lucci  1972;
Shanmugam & Moiola 1988; Read-
ing & Richards 1994; Słomka 1995;
Bouma  2000).  The  Čeladenka  sec-
tion,  characterized  by  thin-  to  very
thin  bedding,  equal  proportion  of
sandstones  and  mudstones  and  pre-
dominance  of  facies  with  Tb-c-d-e
Bouma  divisions  represents  sedi-
ments of outer sandstone lobe (Mutti
& Ricci Lucci 1972; Shanmugam &
Moiola  1988;  Reading  &  Richards
1994;  Słomka  1995;  Bouma  2000;
Mattern 2002).

Sources of K, U and Th signal

The possible sources of 

γ-ray sig-

nal  in  the  studied  sediments  were
identified from the results of modal

and  chemical  analyses  of  sandstones  and  mudstones.  The
contribution of K, U and Th to the overall natural radioactivity
(SGR) is relatively well balanced, which is typical for imma-
ture siliciclastic sediments (IAEA 1990). Potassium is mainly
contained in the minerals of sand grain-size such as K-feld-
spars,  muscovite,  biotite  (incl.  partly  chloritized  grains),
which  are  abundant  in  the  studied  samples,  and  glauconite,
which is only locally abundant (Table 5). Low K

2

O concen-

trations  were  also  detected  in  albite,  which  is  an  abundant
framework  grain  in  sandstones  (Table 5),  as  well  as  in  car-
bonate cement. The most important sources of U and Th are
heavy  minerals  (cf.  Howell  &  Aitken  1996)  in  particular
monazite  and  zircon.  Relatively  low  concentrations  of  UO

2

and  ThO

2

  were  also  detected  in  apatite  grains  (Table 5).  A

considerable part of the K, U and Th radioactive signal can
also be linked with the presence of lithic clasts (IAEA 1990;
Doveton 1994), in particular pelitic and meta-pelitic, plutonic
and  high-grade  metamorphic  rocks  (cf.  Šimíček  et  al.  2012).
In addition, sandstone matrix can contain silt- and clay-sized
radioactive grains such as sericite, K-feldspars, illite, kaolin-
ite,  chlorite  and  monazite,  which  are  abundant  in  the  sand
fractions of the sandstones as well as in the mudstones.

The  composition  of  mudstones  (X-ray  powder  diffraction)

is  qualitatively  similar  to  the  composition  of  sandstones
(Fig. 6).  Illite  and  I/S-structure  clays  are  most  probably  the
main sources of potassium, followed by feldspars and sericite.
The relatively high radioactivity of mudstones is traditionally
attributed to the adsorption of Th and U on the surface of clay
minerals and U on organic matter – an important constituent
in  some  mudstones  (IAEA  1990;  Herron  &  Matteson  1993;
Rider 1999). Part of the Th and U signal can be carried by silt-
and clay-sized heavy minerals in the mudstones. We have not
analysed organic matter, which can be a possible source of U,
but the contents of total organic carbon are typically low in the
sandstones (<1 %) as well as in the mudstones ( 0.5 % on av-
erage;  maximum  1 %)  of  the  Mazák  and  Godula  Formations
(Matýsek  &  Skupien  2005;  Skupien  &  Smaržová  2009).  We
therefore do not regard organic matter as an important source

background image

323

PROVENANCE OF UPPER CRETACEOUS SILICICLASTICS TRACED BY GAMMA-RAY RECORD

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, 311—329

of radioactivity in the studied siliciclastics, which is in accor-
dance with our previous results from the Carboniferous turbid-
ites of the Moravo-Silesian Basin (Šimíček et al. 2012, p. 59).

In  summary,  the  overall  radioactivity  of  the  Mazák  and

Godula  Formation  is  not  controlled  by  a  prominent  single
mineral carrier but by a mix of different mineral sources of a
very broad grain-size range.

Facies effects of 

γγγγγ-ray spectra

The total radioactivity and concentrations of K, U and Th in

sandstones, in general, are lower than in mudstones due to the
compositional contrasts between sand, silt and mud fractions.
This difference, however, changes throughout the stratigraphy
of the Mazák and Godula Formations (Figs. 7, 8). The highest
contrasts were found in the Mazák Formation, in which maxi-
mum concentrations of K, U and Th in sandstones are lower
than minimum values in mudstones (Figs. 4, 7). This sensi-
tivity of the radioactive signal to facies/grain size is consistent
with the primary interpretation of 

γ-ray logs as an indicator of

“shaliness” (Doveton 1994; Rider 1999). Much of the compo-
sitional  contrast  is  provided  by  the  “dilution”  effect  of  the
non-radioactive  quartz  framework  grains  and  calcite  replace-
ment cements in the quartzose sandstones. On the other hand,
the higher radioactivity of the mudstones is driven by the con-
tents  of  clay  minerals  and  other  phyllosilicates.  The  Lower
Godula  Member  and  lower  part  of  the  Middle  Member  also
show relatively high facies sensitivity of the 

γ-ray logs. How-

ever, the facies sensitivity is rather reduced in several sections
from more distal submarine fan settings (thin-bedded turbid-
ites)  (Ondřejník 2;  Fig. 4).  Frequent  variations  of  thin
20 cm), lithologically contrasted layers cause homogeniza-
tion of the GRS due to mixing of 

 γ-ray signals from multiple

layers  in  the  2 

π geometry (cf. Bristow & Williamson 1998;

Svendsen & Hartley 2001).

Starting from the upper part of the Middle Godula Mem-

ber, the contrast between the K, U and Th concentrations in
sandstone-  and  mudstone + heterolithic  facies  tend  to  de-
crease upwards (Figs. 7, 8). The value of GRS signal as indi-
cator of facies/grain  size  is  therefore  reduced.  This  trend  is
obviously related to the decreasing contents of quartz grains
in sandstones at the expense of K-, U- and Th-bearing miner-
als  including  feldspars,  micas,  glauconite,  lithic  clasts  and
specific  components  of  sandstone  matrix  (including  heavy
minerals at the Middle/Upper Godula Member boundary).

Interpretation of facies trends from the 

γ-ray record (Myers

& Bristow 1989) is unreliable in mineralogically immature si-
liciclastic systems (Šimíček et al. 2012). This is caused by the
highly  variable  modal  composition  of  the  same  grain-size
fractions in sandstones (quartzo-feldspathic and quartzo-felds-
patholithic arenites) and by the low compositional contrast be-
tween sand-size fraction, sandstone matrix and mudstones.

The  increasing  rate  of  detrital  influx  (decreasing  mineral

maturity of sandstones) results in decreasing facies effect on
the 

γ-ray spectra. Our results show, that detrital effect gener-

ally  increased  during  deposition  of  the  Mazák  and  Godula
Formation. Comparing the GRS data from the same litholo-
gies, we can interpret the changes in concentrations of K, U
and Th in terms of provenance changes.

Fig. 7. 

Stratigraphic

 variation 

of 

K, 

and 

Th 

concentrations, 

SGR 

and 

Th/K 

and 

Th/U 

ratios 

in 

sandstone 

and 

mudstone 

facies 

throughout 

the 

Mazák 

and

 Godula 

Formations. 

For 

numbers 

of

localities see Fig.

 1.

background image

324

ŠIMÍČEK and BÁBEK

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, 311—329

Sandstone provenance, GRS values and the tectonic evolu-
tion of the source area

The petrological study reveals that the dominant source of

clastic material for the Mazák and Godula Formations was in
plutonic  and  high-grade  metamorphic  rocks  and,  to  a  lesser
extent,  in  sedimentary  and  low-grade  metamorphic  rocks.
Volcanic  material  is  rare  (cf.  Unrug  1968;  Grzebyk  &  Lesz-
czyński  2006).  The  plutonic  and  high-grade  metamorphic
sources are indicated by lithic clasts of granites, gneisses and
granulites;  slightly  undulose  Qm  grains;  Qp  grain  composed
of  more  than  3  sub-grains  (sensu  Basu  1985);  unzoned  or
slightly  zoned  potassium  feldspars  and  high  proportions  of
tourmaline, rutile, garnet and zircon in the heavy mineral as-
semblages (Blatt 1967; Basu 1985; Helmond 1985; Krainer &
Spoil 1989; Morton 2003; Das 2008; Gallala et al. 2009). The
sedimentary  and  meta-sedimentary  sources  are  indicated  by
lithic clasts of limestones, cherts, mudstones, chlorite schists,
mica-schists  and  by  sparse  rounded  (re-sedimented)  heavy-
mineral grains (cf. Deer et al. 1992). Volcanic rocks including
andesite and rhyolite clasts together with sparse Cr-spinels in
the heavy mineral fraction document moderately active or dis-

tant island arc volcanism (sensu Čopjaková & Sulovský 2003;
Grzebyk  &  Leszczyński  2006).  This  complies  with  the  rock
composition  of  the  hypothetical  intra-basin  Silesian  ridge
source  (Menčík  et  al.  1983;  Picha  et  al.  2006).  The  Silesian
ridge consisted of Proterozoic (Cadomian) granites, Variscan
metamorphic  rocks  metamorphosed  into  eclogite  and  granu-
lite  facies  and  Variscan  and  post-Variscan  low-grade  meta-
morphic  and  sedimentary  cover  units  (Michalik  et  al.  2004;
Poprawa et al. 2004; Nejbert et al. 2005; Budzyń et al 2008).

The  study  of  mineral  and  chemical  composition  of  sand-

stones,  combined  with  the  GRS  record  reveals  two  major
changes  in  modal  composition  during  the  deposition  of  the
Mazák and Godula Formations. Consequently, we can divide
the  entire  stratigraphic  succession  into  three  segments.  The
lower segment corresponds to the Mazák Formation (Turo-
nian—Lower  Coniacian)  and  the  rutile-zircon  heavy  mineral
sub-zone of Roth (1980). The main sources were identified in
quartz-rich  plutonic  rocks,  supplemented  by  limestone  and
chert clasts and rare pelite and meta-pelite rocks. The samples
plot  in  the  cratonic  source  field  of  the  ternary  diagrams  of
Dickinson et al. (1983). All this indicates relatively high min-
eral and textural maturity of the sandstones. The cratonic clas-

Fig. 8. Stratigraphic distribution of mean values of SGR, concentrations of K, U and Th and the main components of sandstones throughout
the Mazák and Godula Formations. Qt – Total quartz, – Feldspars, Ft – Total feldspars, Fk – Potassium feldspars, Fp – Plagioclases,
– Lithic clasts, Lm – Plutonic and meta-plutonic lithic clasts, Ls – Sedimentary and meta-sedimentary lithic clasts.

background image

325

PROVENANCE OF UPPER CRETACEOUS SILICICLASTICS TRACED BY GAMMA-RAY RECORD

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, 311—329

tic sources document the initial phase of the Silesian ridge up-
lift due to the Upper Cretaceous compressional tectonic move-
ments  in  the  Central  Carpathians  (Menčík  et  al.  1983).  The
sand bodies of the coarse-grained Ostravice sandstone indicate
the  first  pulses  of  synorogenic  sedimentation  in  the  Western
Carpathians and a transition from passive to active continental
margin regime (Picha et al. 2006). The high contents of non-
radioactive  quartz,  low  contents  of  less  stable  framework
K-feldspars, plagioclases, micas and glauconite, the rutile- and
tourmaline  dominated  heavy  mineral  assemblages,  the  low
contents  of  lithic  clasts  and  replacement  of  sandstone  matrix
by non-radioactive quartz or carbonate cement are responsible
for  very  low  spectral 

γ-ray  signals  in  the  sandstones  of  the

Mazák Formation (Fig. 8). Consequently, in terms of the GRS
signal, the Mazák Formation can be clearly distinguished from
the overlying Godula Formation (Fig. 7).

The  middle  segment  corresponds  to  the  Lower  Member

and  the  lower  part  of  the  Middle  Godula  Member  (Lower
Coniacian—Lower Campanian). Its upper boundary coincides
with the boundary between zircon and garnet heavy mineral
zones of Roth (1980). As compared with the lower segment,
the  mineral  and  structural  maturity  of  sandstones  consider-
ably  decreased  in  the  middle  segment.  The  QFL  data  plot
within the continental transition field in the ternary diagrams
of Dickinson et al. (1983) (Fig. 6). Sandstones of the middle
segment  have  significantly  lower  contents  of  quartz  and
higher  contents  of  feldspars  (especially  K-feldspars),  micas
and  glauconite.  Among  the  lithic  clasts,  plutonic  rocks  still
predominate  but  clasts  of  micaschists  and  gneisses  are  also
abundant. The replacement of sandstone matrix by cement is
not as common as in the lower segment. Rutile and tourma-
line still predominate in the heavy mineral assemblages but
their  proportion  slightly  decreases  at  the  expanse  of  zircon,
monazite and locally garnets. The relative decrease of tour-
maline, which indicate lithium-poor granites (sensu Grzebyk
& Leszczyński 2006) and increase of zircons, which is also
typical  for  granitoid  rocks  (Speer  1980)  is  probably  related
to a complex composition of the Cadomian crystalline base-
ment  of  the  Silesian  ridge.  This  compositional  complexity
may parallel the Silesian ridge to the Brunovistulian terrane
constituting the southeastern margin of the Bohemian Massif
(Kalvoda et al. 2008). The change in modal composition of
sandstones  of  the  middle  segment  correlates  with  the  onset
of  the  Mediterranean  (Subhercynian)  orogenic  phase  in  the
Alpine—Carpathian system spanning the Coniacian to Maas-
trichtian  times  (Książkiewicz  1977;  Menčík  et  al.  1983).
Rapid uplift and erosion of the Silesian ridge combined with
high topographic gradient, short transport and rapid deposi-
tion  during  the  tectonic  compression  can  be  considered  as
causes  of  the  lower  sandstone  maturity  in  the  middle  seg-
ment and the associated changes in the 

γ-ray spectra (Fig. 8).

The  upper  segment  corresponds  to  the  upper  part  of  the

Middle Godula Member and the Upper Godula Member (Up-
per  Campanian)  and  the  garnet  heavy  mineral  zone  of  Roth
(1980). The ternary diagrams of Dickinson et al. (1983) indi-
cate  increasing  supply  of  material  from  recycled  orogen
(Fig. 6).  This  is  consistent  with  the  continuing  decrease  of
mineral and textural maturity of sediments (the highest abun-
dance  of  quartzo-feldspathic  and  quartzo-feldspatholithic

arenites).  This  composition  is  characteristic  for  acid  to  inter-
mediate magmatic sources and their high-grade metamorphic
country rock (Zuffa 1985), which is the supposed composition
of  the  Cadomian  and  Variscan  crystalline  basement  of  the
Silesian  ridge  (Michalik  et  al.  2004;  Poprawa  et  al.  2004;
Nejbert et al. 2005; Budzyń et al 2008). An increased supply
of  such  material  was  observed  at  the  base  of  the  upper  seg-
ment. In contrast to the middle segment, high-grade metamor-
phic  rocks  such  as  gneisses  and  granulites  predominate  over
magmatic rocks (cf. Unrug 1968) in the upper segment. This
is consistent with the decreasing proportions of rutile and tour-
maline at the expanse of garnets in the heavy mineral assem-
blages  (Roth  1980).  Composition  of  garnets  changes  from
almandine-dominated  assemblages  in  the  upper  part  of  the
Middle  Member  to  pyrope-dominated  ones  in  the  Upper
Member  (sensu  Grzebyk  &  Leszczyński  2006).  Clasts  of
pelites  and  meta-pelites  are  less  abundant  than  in  the  middle
segment,  and  limestones  and  silicites  disappear  altogether.
The base of the upper segment is characterized by significant
increase of the concentrations of K, U and Th and SGR values.
The upper parts of the Middle Godula Member show the high-
est values of SGR and K concentrations. Consistently with the
sandstone composition data, the 

γ-ray contrast between mud-

stones  and  sandstones  is  considerable  reduced  in  the  upper
segment, indicating further reduction of mineral maturity and
accelerated transport and deposition of eroded material.

Conclusions

The  Mazák  and  Godula  Formations  of  the  Silesian  Unit

have  moderate  levels  of  natural  radioactivity  which  is  con-
trolled  by  a  roughly  balanced  contribution  from  K,  U  and
Th. K-feldspars, micas, albite, glauconite and clay minerals
(mainly illite and I/S clays) were identified as major sources
of potassium; heavy minerals, in particular monazite, zircon
and apatite, and possibly clay minerals as sources of U and
Th  (the  latter  due  to  adsorption  of  U  and  Th).  Additional
cryptic  radioactive  sources  are  probably  associated  with
mudstones,  lithic  clasts  of  meta-pelites  in  sandstones  and
fine-grained  matrix  in  sandstones.  This  multi-component  na-
ture of the radioactive signal provides an explanation for the
lack  of  statistical  correlation  between  concentrations  of  the
main mineral constituents and concentrations of K, U and Th.

The radioactive signal is sensitive to facies/grain size. Mud-

stones  and  heterolithic  deep-water  facies  are  more  radio-
active than gravity-flow sandstones and conglomerates from
the same stratigraphic levels. However, the facies contrast of
the 

γ-ray signal strongly varies throughout the stratigraphic

column.  In  the  Mazák  Formation  at  the  base  of  the  succes-
sion, the contrast is highest but it decreases in two steps to-
wards the younger strata, first at the base of the Lower Godula
Member and second at the base of the Upper Godula Member.
The  reduced  facies  contrast  is  caused  by  increasing  radioac-
tivity of sandstones due to their lower mineral maturity and
lower  compositional  contrast  between  sand-,  silt-  and  clay-
size fractions at the top of the succession. With these facies ef-
fects taken into account, the spectral 

γ-ray signal can be used

as an indicator of provenance changes.

background image

326

ŠIMÍČEK and BÁBEK

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, 311—329

The siliciclastics of the Mazák and Godula Formations are

derived  mainly  from  plutonic  and  high-grade  metamorphic
sources and to a lower extent from sedimentary and low-grade
metamorphic  rocks  of  the  hypothetical  intra-basin  Silesian
ridge.  Based  on  modal  analyses,  mineral  chemistry  and  the
spectral 

γ-ray record, the whole succession can be subdivided

into three stratigraphic segments with contrasting provenance.
The lower segment (Mazák Formation) is predominantly sup-
plied  from  a  cratonic  source  (mainly  quartz-rich  plutonic
rocks, limestone and chert clasts). The high contents of non-
radioactive  quartz  and  low  contents  of  chemically  unstable
radioactive minerals are responsible for the very low radioac-
tivity of the Mazák Formation and high 

γ-ray contrast between

sandstone and mudstone facies. Sandstones of the Mazák For-
mation  can  be  easily  distinguished  from  sandstones  of  the
Godula Formation based on their very low radioactivity. The
middle segment (Lower and lower parts of the Middle Godula
Member)  is  supplied  from  transitional  continental  sources,
mainly plutonic rocks but also micaschists and gneisses. The
middle  segment  correlates  with  the  onset  of  the  Mediterra-
nean (Subhercynian) orogenic phase in the Alpine—Carpathian
system. Intensive uplift and erosion in the source area caused
significantly lower mineral maturity of the sandstones as com-
pared  with  the  lower  segment.  Increased  influx  of  K-feld-
spars and micas and lower textural maturity of the sands are
responsible for the higher concentrations of K, U and Th in
the 

γ-ray spectra. The upper segment (upper parts of the Mid-

dle Member and the Upper Godula Member) is predominantly
supplied from recycled orogen, which is consistent with the
further decrease of mineral and textural maturity of the sand-
stones. Its sediments are derived from high-grade metamor-
phics  such  as  gneisses  and  granulites  predominating  over
magmatic  rocks,  which  is  consistent  with  the  change  from
zircon-dominated  to  garnet-dominated  heavy  mineral  zones
of Roth (1980). The base of the upper segment is associated
with a prominent increase in concentrations of U and Th and
values of SGR.

The  stratigraphic  variation  in  K,  U  and  Th  concentrations

and total radioactivity are consistent with the changes of main
detrital modes in sandstones of the Mazák and Godula Forma-
tions.  They  jointly  indicate  a  progressive  uplift,  increasing
topographic  gradient  and  enhanced  erosion  of  crystalline
basement  of  the  Silesian  ridge.  Outcrop 

γ-ray  spectrometry

proves to be a useful tool in studies of siliciclastic provenance
in geotectonic settings associated with plate convergence.

Acknowledgments: This research was funded by the Project
POST-UP  II  (Nr.  CZ.1.07/2.3.00/30.0041).  We  thank  re-
viewers Prof. Jan Golonka (Katedra Geologii Ogólnej i Geo-
turystyki AGH, Kraków, Poland) and doc. Ing. Petr Skupien
(Faculty of Mining and Geology VŠB-TUO, Ostrava, Czech
Republic) for their helpful comments.

References

Baldík  V.,  Novotný  R.,  Gilíková  H.,  Bubík  M.,  Kryštofová  E.,

Buriánek  D.,  Krejčí  O.,  Kolejka  V.,  Nývlt  D.,  Pecina  V.,  Jan-
derková J., Kociánová L., Müller P., Krumlová H., Geršlová E.,

Kašpárek M., Kašperáková D., Konečný F., Krejčí Z., Kunceová
E.,  Havlín  Nováková  D.,  Otava  J.,  Paleček  M.,  Sedláček  J.  &
Švábenická L. 2012: Explanation to basic Geological Map of the
Czech  Republic  1 : 25,000,  25—231  Rožnov  pod  Radhoštěm.
MS Archiv ČGS, Praha, 1—169 (in Czech).

Basu  A.  1985:  Reading  provenance  from  detrital  quartz.  In:  Zuffa

G.G.  (Ed.):  Provenance  of  arenites.  NATO  ASI  Series  C  148,
D. Reidel Publishing Company
, Dordrecht, 231—248.

Blatt  H.  1967:  Original  characteristics  of  clastic  quartz  grains.  J.

Sed. Petrology 37, 401—424.

Bouma A.H. 1962: Sedimentology of some flysch deposits: a graphic

approach to facies interpretation. Published PhD ThesisElsevier
Pub. Co.
, Amsterdam, 1—168.

Bouma A.H. 2000: Fine-grained, mud-rich turbidite systems: model

and  comparison  with  coarse-grained,  sand-rich  systems.  In:
Bouma A.H. & Stone C.G. (Eds.): Fine-grained turbidite sys-
tems.  Mem.  Amer.  Assoc.  Petrol.  Geol.,  72;  Soc.  Sed.  Geol.,
Spec. Publ.  
68, 9—20.

Bralower  T.J.,  Leckie  R.M.,  Sliter  W.V.  &  Thierstein  H.R.  1995:

An integrated Cretaceous microfossil biostratigraphy. In: Berg-
gren W.A., Kent D., Aubry M.-P. & Hardenbol J. (Eds.): Geo-
chronology,  time  scales  and  global  stratigraphic  correlation.
SEPM Spec. Publ. 54, 65—79.

Bristow  C.S.  &  Williamson  B.J.  1998:  Spectral  gamma  ray  logs:

core to log calibration, facies analysis and correlation problems
in  the  Southern  North  Sea.  In:  Harvey  P.K.  &  Lovell  M.A.
(Eds.):  Core-Log  integration.  Geol.  Soc.  London,  Spec.  Publ.
136, 39—52.

Budzyń  B.,  Hetherington  C.J.,  Williams  M.L.,  Jercinovic  M.J.,

Dumond  G.  &  Michalik  M.  2008:  Application  of  electron
probe  microanalysis  Th—U-total  Pb  geochronology  to  prove-
nance studies of sedimentary rocks: An example from the Car-
pathian flysch. Chem. Geol. 254, 148—163.

Caracciolo  L.,  Von  Eynatten  H.,  Tolosana-Delgado  R.,  Critelli  S.,

Manetti P. & Marchev P. 2012: Petrological, geochemical, and
statistical  analysis  of  Eocene—Oligocene  sandstones  of  the
Western Thrace Basin, Greece and Bulgaria. J. Sed. Res. 82, 7,
482—498.

Catuneanu O. (Ed.) 2006: Principles of sequence stratigraphy. 1

st

 ed.

Elsevier Pub. Co., New York, 1—386.

Chayes  F.  1956:  Petrographic  modal  analysis.  Wiley,  New  York,

1—113.

Critelli S., Le Pera E. & Ingersoll R.V. 1997: The effects of source

lithology, transport, deposition and sampling scale on the com-
position  of  southern  California  sand.  Sedimentology  44,
653—671.

Čopjaková R. & Sulovský P. 2003: Detrital Cr-spinels in Culm sedi-

ments  of  the  Drahany  Upland  and  their  tectonic  significance.
Bulletin  mineralogicko-petrologického  oddělení  Národního
muzea v Praze
 11, 144—148 (in Czech).

Das P.K. 2008: Petrography of sandstones of Thekopili Formation,

Jaintia Hills district, Meghalaya. Bull. Pure Appl. Sci. F. Geol.
Sci.
 27, 19—24.

Deer W.A., Howie R.A. & Zussman J. 1992: An introduction to the

rock-forming minerals. 2

nd

 ed. Longman Sc. Technic., Harlow,

1—698.

Dickinson W.R. 1985: Interpreting provenance relation from detri-

tal modes of sandstones. In: Zuffa G.G. (Ed.): Provenance of
Arenites. NATO ASI Series C 148, D. Reidel Publishing Com-
pany
, Dordrecht, 333—363.

Dickinson  W.R.  &  Lawton  T.F.  2001:  Tectonic  setting  and  sand-

stone petrofacies of the Bisbee basin (USA—Mexico). J. S. Amer.
Earth Sci.
 14, 475—504.

Dickinson W.R., Beard S., Brakenridge G.R., Erjavec J.L., Fergu-

son  R.C.,  Inman  K.F.,  Knepp  R.A.,  Lindberg  F.A.  &  Ryberg
P.T. 1983: Provenance of North American Phanerozoic sand-

background image

327

PROVENANCE OF UPPER CRETACEOUS SILICICLASTICS TRACED BY GAMMA-RAY RECORD

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, 311—329

stones in relation to tectonic setting. Geol. Soc. Amer. Bull. 94,
2, 222—235.

Doveton J.H. 1994: Geologic Log Interpretation: Reading the rocks

from wireline logs. SEPM Short Course Notes 29, 1—169.

Einsele  G.  2000:  Sedimentary  basins:  Evolution,  facies  and  sedi-

ment budget. Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, 1—792.

Eliáš M. 1970: Lithology and sedimentology of the Silesian unit in

the  Moravo—Silesian  Beskydy  Mts. Sbor.  Geol.  Věd,  Geol.  8,
7—99 (in Czech).

Eliáš M. 1979: Facies and paleogeography of the Silesian unit in the

western  part  of  the  Czechoslovak  Flysch  Carpathians.  Věst.
Ústř. Úst. Geol.
 54, 6, 327—339.

Eliáš M. 1995: Sedimentology of the Mazák beds and Ostravice sand-

stone  (Godula  formation).  Zpr.  Geol.  Výzk.  v r.  1994,  44—45
(in Czech).

Eliáš  M.  2000:  Relation  between  Pústevny  Sandstone  and  Mali-

novská skála Sandstone (Godula Formation s.s.) in the Beskydy
Mts. Geol. Výzk. Mor. Slez. v r. 1999, 64—66 (in Czech).

Eliáš M. 2002: The Rožnov Formation – new formal name for the

Submenilitic  Formation  of  the  Godula  development  of  the
Silesian Unit (Moravskoslezské Beskydy Mts., Kelčská pahor-
katina  Upland,  Outer  West  Carpathians).  Geol.  Výzk.  Mor.
Slez. v r. 2000
 8, 27—28 (in Czech).

Eliáš M., Skupien P. & Vašíček Z. 2003: Proposal of the arrangement

of the lithostratigraphy in the lower part of the Silesian unit on
territory  of  Czech  Republic  (Outer  Western  Carpathians).
Sborník  vědeckých  prací  Vysoké  školy  báňské  –  Technická
univerzita  Ostrava,  Řada  hornicko-geologická
  49,  8,  7—13
(in Czech).

Fertl W.H. 1979: Gamma Ray spectral data assist in complex for-

mation evaluation. Proc. 6

th

. European Symp., PapQ, 1—54.

Folk  R.L.  1974:  Petrology  of  sedimentary  rocks.  2

nd

  ed. Hemphill

Press, Austin, 1—182.

Gallala W., Gaied M.E. & Montacer M. 2009: Detrital mode, min-

eralogy  and  geochemistry  of  the  Sidi  Aich  Formation  (Early
Cretaceous) in central and southwestern Tunisia: implications
for provenance, tectonic setting and paleoenvironment. J. Afr.
Earth Sci.
 53, 159—170.

Gani M.R. 2004: From turbid to lucid: A straightforward approach

to sediment gravity flows and their deposits. Sed. Record 2, 3,
4—8.

Geroch S. & Koszarski L. 1988: Agglutinated foraminiferal strati-

graphy of the Silesian Flysch Trough. Abh. Geol. Bundesanst.
41, 73—79.

Ghibaudo  G.  1992:  Subaqueous  sediment  gravity  flow  deposits:

practical  criteria  for  their  field  description  and  classification.
Sedimentology 39, 3, 423—454.

Golonka J. 1981: Geological map of Poland, explanations; Bielsko-

Biała sheet. Geol. Inst. Publ. House, Warszaw, 1—63 (in Polish).

Golonka J. & Krobicki M. 2006: From Tethyan to Platform Facies.

Outer Carpathians. In: Wierzbowski A., Aubrecht R., Golonka
J.,  Gutowski  J.,  Krobicki  M.,  Matyja  B.A.,  Pieńkowski  G.  &
Uchman A. (Eds.): Jurrasic of Poland and adjacent Slovakian
Carpathians. Field trip guidebook of 7. Int. Congr. on the Jur-
rasic system
, Kraków, 11—15.

Golonka J., Oszczypko N. & Ślączka A. 2000: Late Carboniferous—

Neogene  geodynamic  evolution  and  palaeogeography  of  the
Circum-Carpathian region and adjacent areas. Ann. Soc. Geol.
Pol.
 70, 107—136.

Golonka J., Krobicki M., Waśkowska-Oliwa A., Vašíček Z. & Sku-

pien  P.  2008:  Main  paleogeographical  elements  of  the  West
Outer  Carpathians  during  Late  Jurassic  and  Early  Cretaceous
times. Kwart. AHG Geologia 34, 3/1, 61—72 (in Polish).

Golonka  J.,  Gahagan  L.,  Krobicki  M.,  Marko  F.,  Oszczypko  N.  &

Ślączka A. 2006: Plate tectonic evolution and paleogeography of
the  Circum-Carpathian  region.  In:  Golonka  J.  &  Picha  F.J.

(Eds.): The Carpathians and their foreland: Geology and hydro-
carbon resources. Mem. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 84, 11—46.

Grzebyk  J.  &  Lesczyński  S.  2006:  New  data  on  heavy  minerals

from  the  Upper  Cretaceous—Paleogene  flysch  of  the  Beskid
Slaski Mts. (Polish Carpathians). Geol. Quart. 50, 2, 265—280.

Haas J. & Csaba P. 2004: Mesozoic evolution of the Tisza Mega-

unit. Int. J. Earth Sci. 93, 297—313.

Hanžl P., Finger F., Krejčí O., Schitter F., Buriánková K. & Stráník

Z.  2000:  Petrography,  geochemistry  and  age  of  granitic  peb-
bles  from  the  Moravian  part  of  the  Carpathian  Flysch.  Geol.
Carpathica
 52, 2, 101—103.

Helmond K.P. 1985: Provenance of feldspatic sandstones – the ef-

fect of diagenesis on provenance interpretation. In: Zuffa G.G.
(Ed.): Provenance of arenites. NATO ASI Series C 148, D. Rei-
del Publishing Company
, Dordrecht, 139—163.

Herron M.M. & Matteson A. 1993: Elemental composition and nu-

clear parameters of some common sedimentary minerals. Nucl.
Geophys.
 7, 383—406.

Howell  J.A.  &  Aitken  J.F.  1996:  High  resolution  sequence  strati-

graphy: innovations and applications. Geol. Soc. London, Spec.
Publ. 
104, 1—374.

Hu X., Jansa L., Wang C., Sarti M., Bąk K., Wagreich M., Michalík

J.  &  Soták  J.  2005:  Upper  Cretaceous  oceanic  red  beds
(CORBs) in the Tethys: occurrences, lithofacies, age and envi-
ronments. Cretaceous Research 26, 3—20.

IAEA 1990: The use of gamma ray data to define the natural radia-

tion environment. IAEA-TECDOC-566, Vienna, 1—173.

Ingersoll R.V., Bullard T.F., Ford R.L., Grimm J.P., Pickle J.D. &

Sares S.W. 1984: The effect of grain size on detrital modes: a
test of the Gazzi—Dickinson point counting method. J. Sed. Pe-
trology
 54, 1, 103—116.

Jiang S.Y., Jansa L., Skupien P., Yang J.H., Vašíček Z., Hu X. &

Zhao K. 2009: Geochemistry of intercalated red and gray pe-
lagic shales from the Mazak Formation of Cenomanian age in
Gzech Republic. Episodes 32, 1, 3—12.

Jurková  A.  &  Roth  Z.  1967:  Explanations  to  map-sheet  1 : 50,000

M-34—85  B  Frýdlant  nad  Ostravicí.  Ústř.  Úst.  Geol.,  Praha,
1—110 (in Czech).

Kalvoda J., Bábek O., Fatka O., Leichmann J., Melichar R., Nehyba

S. & Špaček P. 2008: Brunovistulian Terrane (Bohemian Mas-
sif, Central Europe) from Late Proterozoic to Late Palaeozoic:
a review. Int. J. Earth Sci. 97, 3, 497—518.

Koszarski  L.  1963:  Types  fondamentaux  des  depots  et  principales

etapes  de  leur  developpement  dans  de  geosynclinal  du  flysch
des  Carpathes  Septentrionales.  Assoc.  Geol.  Carpatho—Bal-
kan., V. Congres, Comm. Scient. III/I 1
, Bucuresti, 253—267.

Kováč M., Nagymarosy A., Oszczypko N., Ślączka A., Csontos L.,

Marunteănu  M.,  Matenco  L.  &  Márton  E.  1998:  Palinspastic
reconstruction  of  the  Carpathian-Pannonian  region  during  the
Miocene. In: Rakús M. (Ed.): Geodynamic development of the
Western Carpathians. Slovak Geol. Surv., Bratislava, 189—217.

Krainer K. & Spoil C. 1989: Detrial and authigenic feldspars in Per-

main and Early Triassic Sandstones, Eastern Alps. Sed. Geol.
62, 57—77.

Krystek I. 1973: Subdivision of the Godula Group based on heavy min-

eral studies. Věst. Ústř. Úst. Geol. 48, 1, 47—50 (in Czech).

Książkiewicz  M.  (Ed.)  1962:  Geological  atlas  of  Poland.  Strati-

graphic and facial problems. Fasc. 13. Cretaceous and early Ter-
tiary in Polish Carpathians. Inst. Geol., Warszawa (in Polish).

Książkiewicz  M.  1977:  The  tectonics  of  the  Carpathians.  In:

Pozaryski  W.  (Ed.):  Geology  of  Poland.  IV.  Tectonics.  Wyd.
Geol.
, Warszawa, 476—669.

Kumpan T., Bábek O., Kalvoda J., Matys Grygar T. & Frýda J. 2014:

Sea-level and environmental changes around the Devonian—Car-
boniferous  boundary  in  the  Namur—Dinant  Basin  (S  Belgium,
NE  France):  A  multi-proxy  stratigraphic  analysis  of  carbonate

background image

328

ŠIMÍČEK and BÁBEK

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, 311—329

ramp archives and its use in regional and interregional correla-
tions. Sed. Geol. 311, 43—59.

Lemańska  A.  2005:  Comparison  of  deep-water  agglutinated  fora-

minifera from the hemipelagic variegated shales (Lower Turo-
nian—Lower Santonian) and the turbiditic Godula beds (Upper
Santonian—Campanian)  in  the  Lanckorona—Wadowice  area
(Silesian  Unit,  Outer  Carpathians,  Poland).  Stud.  Geol.  Pol.
124, 259—272.

Leszczyński  S.  1989:  Characteristics  and  origin  of  fluxoturbidites

from the Carpathian flysch (Cretaceous—Paleogene), South Po-
land. Ann. Soc. Geol. Pol. 59, 3—4, 351—390.

Lexa  J.,  Bezák  V.,  Elečko  M.,  Mello  J.,  Polák  M.,  Potfaj  M.  &

Vozár J. 2000: Geological map of Western Carpathians and ad-
jacent areas. Št. Geol. Úst. D. Štúra, Bratislava.

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

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

Małata T., Olszewska B., Poprawa P., Skulich J. & Tomaś A. 2006:

The source areas of the Carpathian exotic rocks in the light of
the  petrological  and  paleontological  studies.  Przegl.  Geol.  54,
10, 853—854 (in Polish).

Matějka A. & Roth Z. 1954: Report on geological maping between

Ostravice  and  Stonávka  (Moravo-Silesian  Beskydy  Mts.).  Zpr.
Geol. Výzk. (Ústř. Úst. Geol.) v r. 1953
, 97—106 (in Czech).

Mattern F. 2002: Amalgamation surfaces, bed thicknesses, and dish

structures in sand-rich submarine fans: numeric differences in
channelized  and  unchannelized  deposits  and  their  diagnostic
value. Sed. Geol. 150, 3—4, 203—228.

Matýsek D. & Skupien P. 2005: Phosphorite concretions in the Up-

per Cretaceous of the Silesian Unit. Geol. výzk. Mor. Slez. v r.
2004
, 34—36 (in Czech).

Menčík E. & Pešl V. 1955: About lithological development of the

Godula beds in the Ostravice river catchment area. Sbor. Ústř.
Úst. Geol.
 21, 1, 127—139 (in Czech).

Menčík E., Adamová M., Dvořák J., Dudek A., Jetel J., Jurková A.,

Hanzlíková  E.,  Houša  V.,  Peslová  H.,  Rybářová  L.,  Šmíd  B.,
Šebesta J., Tyráček J. & Vašíček Z. 1983: Geology of the Mo-
ravskoslezské Beskydy Mts. and the Podbeskydská pahorkatina
Upland. Ústř. Úst. Geol., Praha, 1—304 (in Czech).

Miall A.D. 1995: Collision-related foreland basin. In: Busby C.J. &

Ingersoll  R.V.  (Eds):  Tectonics  of  sedimentary  basis.  Black-
well Science Inc.
, Oxford, 393—424.

Michalik M., Gehrels G. & Budzyń B. 2004: Dating of gneissic clasts

from  Gródek  on  the  Jezioro  Rożnowskie  Lake  (Silesian  unit).
VII.  Ogólnopolska  Sesja  Naukowa  „Datowanie  minerałów  i
skał“
, Kraków, 101—106.

Morton A.C. 2003: Heavy minerals. In: Middleton M.J. (Ed.): En-

cyclopedia of sediments and sedimentary rocks. Kluwer Acad.
Publ.
, Dordrecht, 356—358.

Mulder T. & Alexander J. 2000: The physical character of subaque-

ous sedimentary density flows and their deposits. Sedimentology
48, 2, 269—299.

Mutti E. 1977: Distinctive thin-bedded turbidite facies and related

depositional environments in the Eocene Hecho Group (South—
central Pyrenees, Spain). Sedimentology 24, 1, 107—131.

Mutti E. 1992: Turbidite sandstones. AGIP, Inst. Geol., Università

di Parma, Parma, 1—275.

Mutti E. & Ricci Lucchi F. 1972: Turbidites of the northern Apen-

nines:  Introduction  to  facies  analysis  (English  translation  by
Nilson T.H. 1978). Int. Geol. Rev. 20, 125—166.

Myers K.J. & Bristow C.S. 1989: Detailed sedimentology and gam-

ma-ray logging characteristic of a Namurian deltaic succession
II:  gamma-ray  logging.  In:  Whateley  M.K.  &  Pickering  K.T.
(Eds.): Deltas: sites and traps for fossil fuels. Geol. Soc. Lon-
don, Spec. Publ. 
41, 81—88.

Nejbert K., Skulich J., Poprawa P. & Małata T. 2005: Geochemistry

of granitoid pebbles from the Western Outer Carpathians (Po-
land). Pol. Tow. Mineral. Prace Spec. 25, 341—344.

Normark W.R. 1978: Fan Valleys, channels, and depositional lobes

on modern submarine fans; characters for recognition of sandy
turbidite environments. AAPG Bull. 62, 912—931.

Olszewska B. 1984: A paleoecological interpretation of the Creta-

ceous  and  Paleogene  foraminifers  of  the  Polish  Outer  Car-
pathians. Inst. Geol. Biul. 346, 7—62 (in Polish).

Oszczypko N. 1999: From remnant oceanic basin to collision-related

foreland basin – a tentative history of the Outer Western Car-
pathians. Geol. Carpathica, Spec. Issue 50,  161—163.

Oszczypko N. 2004: The structural position and tectonosedimentary

evolution of the Polish Outer Carpathians. Przegl. Geol. 52, 8—2,
780—791.

Oszczypko N. 2006: Late Jurassic—Miocene evolution of the Outer

Carpathian  fold-and-thrust  belt  and  its  foredeep  basin  (West-
ern Carpathians, Poland). Geol. Quart. 50, 1, 169—194.

Picha F.J., Stráník Z. & Krejčí O. 2006: Geology and hydrocarbon

resources of the Outer Western Carpathians and their foreland,
Czech Republic. In: Golonka J. & Picha F.J. (Eds.): The Car-
pathians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources.
Mem. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 84, 49—175.

Pickering  K.T.,  Stow  D.A.V.,  Watson  M.  &  Hiscott  R.N.  1986:

Deep-water facies, processes and models: a review and classi-
fication scheme for modern and ancient sediments. Earth Sci.
Rev. 
22, 75—174.

Plašienka D. 2000: Paleotectonic controls and tentative palinspastic

restoration of the Carpathian realm during the Mesozoic. Slo-
vak Geol. Mag.
 6, 2—3, 200—204.

Poprawa  P.,  Małata  T.,  Oszczypko  N.,  Słomka  T.,  Golonka  J.  &

Krobicki M. 2006: Tectonic activity of sediment source areas
for  the  Western  Outer  Carpathian  basins  –  constraints  from
analysis  of  sediment  deposition  rate.  Przegl.  Geol.  54,  10,
878—887 (in Polish).

Poprawa P., Małata T., Pécskay Z., Banaś M., Skulich J., Paszkowski

M. & Kusiak M. 2004: Geochronology of crystalline basement
of the Western Outer Carpathians sediment source areas – pre-
liminary data. Miner. Soc. Pol., Spec. Pap. 24, 329—332.

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

ter  basin  margins  classified  by  grain  size  and  feeder  system.
AAPG Bull. 78, 5, 792—822.

Rider  M.  1999:  The  geological  interpretation  of  well  logs.  2

nd

  ed.

Whittles Publishing Services, Caithness, 1—288.

Roduit N. 2008: JMicroVision: Image analysis toolbox for measur-

ing  and  quantifying  components  of  high-definition  images.
Version 1.2.7. Software available for free download at:

        http://www.jmicrovision.com
Roth Z. 1980: The stratigraphy of the Godula Group of the Morav-

skoslezské Beskydy Mountains in the light of deep boreholes.
Věst. Ústř. Úst. Geol. 55, 2, 75—83 (in Czech).

Shanmugam G. 2006: Deep-water processes and facies models: im-

plications for sandstone petroleum reservoirs. Handbook Petrol.
Explor. Prod. 5, Elsevier
, Amsterdam, 1—496.

Shanmugam  G.  &  Moiola  R.J.  1988:  Submarine  fans:  characteris-

tics, models, classification, and reservoir potential. Earth Sci.
Rev.
 24, 6, 383—428.

Skupien  P.  &  Mohamed  O.  2008:  Campanian  to  Maastrichtian

palynofacies  and  dinoflagellate  cysts  of  the  Silesian  Unit,
Outer  Western  Carpathians,  Czech  Republic.  Bull.  Geosci.
83, 2, 207—224.

Skupien  P.  &  Smaržová  A.  2009:  Carbon  stable  isotopes  of  the  or-

ganic  matter  from  the  Upper  Cretaceous  of  the  Silesian  Unit.
Geol. Výzk. Mor. Slez., 75—77 (in Czech).

Skupien  P.,  Bubík  M.,  Švábenická  L.,  Mikuláš  R.,  Vašíček  Z.  &

Matýsek  D.  2009:  Cretaceous  oceanic  red  beds  in  the  Outer
Western Carpathians of Czech Republic. In: Hu X., Wang Ch.,

background image

329

PROVENANCE OF UPPER CRETACEOUS SILICICLASTICS TRACED BY GAMMA-RAY RECORD

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, 311—329

Scott R.W., Wagreich M. & Jansa L. (Eds.): Cretaceous oceanic
red  beds:  stratigraphy,  composition,  origins  and  paleoceano-
graphic and paleoclimatic significance. SEPM Soc. Sed., Spec.
Publ.
 94, 99—109.

Slatt  R.M.,  Jordan  D.W.,  D’Agostino  A.  &  Gillespie  R.H.  1992:

Outcrop gamma-ray logging to improve understanding of sub-
surface  well  log  correlations.  In:  Hurst  A.,  Griffiths  C.M.  &
Worthington  P.F.  (Eds):  Geological  application  of  wireline
logs. 2

nd

 ed. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 65, 3—19.

Słomka  T.  1995:  Deep-marine  siliciclastic  sedimentation  of  the

Godula beds, Carpathians. PAN, Prace Geol.  Kraków 139, 1—131
(in Polish).

Słomka T., Golonka J., Krobicki M., Matyszkiewicz J., Olszewska

B., Oszczypko N. & Wieczorek J. 2004: Significance of exotics
in  reconstruction  of  geological  structures  of  source  areas  and
geotectonic evolution of the Carpathian basins. In: Krobicki M.
(Ed.): Carpathian exotic pebbles– the importance in paleogeo-
graphic-tectonic  reconstruction.  [Egzotyki  karpackie  –  znac-
zenie  w  rekonstrukcjach  paleogeograficzno—tektonicznych.]
Ogólnopolskie seminarium, Kraków, 5—8 (in Polish).

Speer J.A. 1980: Zircon. Rev. Mineral. Geochem. 5, 67—112.
Stow D.A.V. 1979: Distinguishing between fine-grained turbidites

and  contourites  on  the  deep-water  margin  of  Nova  Scotia.
Sedimentology 26, 371—387.

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

Reading H.G. (Ed.): Sedimentary environments: processes, fa-
cies and stratigraphy. Blackwell Science, Oxford, 395—453.

Stráník Z., Menčík E., Eliáš M. & Adámek J. 1993: Flysch belt of

Western Carpathians, autochthonous Mesozoic and Paleogene
in Moravia and Silesia. [Flyšové pásmo Západních karpat, au-
tochtonní mesozoikum a paleogén na Moravě a ve Slezsku.] In:
Přichystal A., Obstová V. & Suk M. (Eds.): Geology of Mora-
via and Silesia.  Moravské zemské muzeum a Sekce Geol. Věd
PřF MU
, Brno, 107—120 (in Czech).

Svendsen J.B. & Hartley N.R. 2001: Comparison between outcrop-

spectral  gamma  ray  logging  and  whole  rock  geochemistry:

implications for quantitative reservoir characterization in con-
tinental sequences. J. Mar. Petrol. Geol. 18, 657—670.

Ślączka A. 1998: Age of the andesitic rocks in the Sub-Silesian unit

(Outer  Carpathians).  XVI  Congr.  CBGA,  Abstracts,  Vienna,
559—559.

Šimíček D. & Bábek O. 2015: Spectral gamma-ray logging of the

Grès d’Annot, SE France: An outcrop analogue to geophysical
facies mapping and well-log correlation of sand-rich turbidite
reservoirs. Mar. Petrol. Geol. 60, 1—17.

Šimíček D., Bábek O. & Leichmann J. 2012: Outcrop gamma-ray log-

ging  of  siliciclastic  turbidites:  separating  the  detrital  provenance
signal from facies in the foreland-basin turbidites of the Moravo—
Silesian basin, Czech Republic. Sed. Geol. 261—262, 50—64.

Tucker  M.E.  2003:  Sedimentary  rocks  in  the  field:  the  geological

field guide series. 3

rd

 ed. John Wiley & Sons Ltd., New York,

1—234.

Unrug R. 1968: The Silesian cordillera as the source of clastic material

of  the  flysch  sandstone  of  the  Beskid  Šląski  and  Beskid
Wyspowy ranges (Polish Western Carpathians). Rocz. Pol. Tow.
Geol.
 38, 81—164 (in Polish).

Van  Wagoner  J.C.,  Mitchum  R.M.,  Campion  K.M.  &  Rahmanian

V.D. 1990: Siliciclastic sequence and stratigraphy in well logs,
cores, and outcrops: concepts for highresolution correlation of
time and facies. AAPG Methods, Explor. Ser. 7, 1—99.

Weltje  G.J.  2002:  Quantitative  analysis  of  detrital  modes:  statisti-

cally rigorous konfidence regions in ternary diagrams and their
use in sedimentary petrology. Earth Sci. Rev. 57, 211—253.

Wieser T. 1985: Some remarks on sedimentation, composition and

provenance  of  exotics-bearing  conglomerates  in  the  Western
Polish  Carpathians  flysch  formations.  Guide  to  excursion  1.
XIII Congr. CBGA
, Cracow, 57—68.

Zuffa G.G. (Ed.) 1985: Provenance of arenites. NATO ASI Series C

148, D. Reidel Publishing Company, Dordrecht, 139—163.

Žurková  I.  1975:  Heavy  minerals  in  sandstones  from  the  Godula

formation in the western part of Jablunkov furrow. Věst. Ústř.
Úst. Geol.
 50, 5, 297—299 (in Czech).