background image

GEOLOGICA CARPATHICA

, OCTOBER 2017, 68, 5, 385–402

doi: 10.1515/geoca-2017-0026

www.geologicacarpathica.com

An Albian demise of the carbonate platform  

in the Manín Unit (Western Carpathians, Slovakia)

KAMIL FEKETE

1

, JÁN SOTÁK

2, 3

, DANIELA BOOROVÁ

4

, OTÍLIA LINTNEROVÁ

5

,  

JOZEF MICHALÍK

1

 and JACEK GRABOWSKI 

6

1 

Earth Science Institute of the Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, 840 05 Bratislava, Slovakia;  

kamil.fekete@savba.sk; geolmich@savba.sk

2 

Earth Science Institute of the Slovak Academy of Sciences, Ďumbierska 1, 974 01 Banská Bystrica, Slovakia; sotak@savbb.sk

3

 Department of Geography, Faculty of Education, KU Ružomberok, Hrabovská cesta 1, 034 01 Ružomberok, Slovakia

4 

State Geological Institute of Dionýz Štúr, Mlynská dolina 1, 817 04, Bratislava, Slovakia; daniela.boorova@geology.sk

5 

Comenius University, Faculty of Science, Dept. of Economic Geology, Ilkovičova 6, 842 15 Bratislava, Slovakia; lintnerova@fns.uniba.sk

6 

Polish Geological Institute — National Research Institute, Rakowiecka 4, 00-975 Warsaw, Poland; jgra@pgi.gov.pl

(Manuscript received November 29, 2016; accepted in revised form June 9, 2017)

Abstract:

 

The production of platform carbonates of the Manín Unit (Manín Straits, Central Western Carpathians) 

belonging to the Podhorie and Manín formations and formed by remains of rudists and benthic foraminifers (Urgonian-type 

carbonates), was previously assumed to terminate during the Aptian. First, we show that these deposits were primarily 

formed on the upper slope (Podhorie Formation) and in a fore-reef environment (Manín Formation). Second, biostrati-

graphic data indicate that the shallow-water production persisted up to the Albian, just as it did in another succession of 

the Manín Unit. The Podhorie Fm contains colomiellids (Colomiella rectaC. mexicana) and calcareous dinoflagellates 

(Calcisphaerula innominata) that indicate the Albian age. It also contains planktonic foraminifers (Ticinella roberti

Ticinella cf. primulaTicinella cf. madecassianaTicinella cf. praeticinensis) of the Albian Ticinella primula Zone. 

The Podhorie Formation passes upwards into peri-reefal facies of the Manín Fm where we designate the Malý Manín 

Member on the basis of rudists shell fragments and redeposited orbitolinids. Microfacies associations share similarities 

with the Urgonian-type microfacies from Mediterranean Tethys and allow us to restrict the growth and the demise of the 

carbonate platform. δ

13

C and δ

18

O isotopes change over a broad range of both formations: δ

13

C is in the range +1.03 to 

+4.20 ‰ V-PDB and δ

18

O is in the range −0.14 to −5.55 ‰ V-PDB. Although a close correlation between δ

13

C and δ

18

indicates diagenetic overprint, a long-term increase of δ

13

C can indicate a gradual increase in the aragonite production 

and/or increasing effects of oceanic water masses in the course of the Albian, prior to the final platform drowning. 

Carbonate platform evolution was connected with submarine slumps and debris flows leading to redeposition and 

accumulation of carbonate lithoclasts and bioclastic debris on the slope. Our study confirms that the growth of carbonate 

platforms in the Central Western Carpathians was stopped and the platform collapsed during the Albian, in contrast to the 

westernmost Tethys. A hardground formed during the Late Albian is overlain by Albian – Cenomanian marls of the 

Butkov Formation with calcisphaerulid limestones characterized by planktonic foraminifers of the Parathalmanninella 

appenninica Zone and calcareous dinoflagellates of the Innominata Acme Zone. 

Keywords: Lower Cretaceous, Urgonian, Manín Fm, Podhorie Fm, planktonic foraminifers, rudists, C isotopes.

Introduction

Cretaceous carbonate platforms contain important information 

on  biotic  changes,  depositional  facies,  diagenesis,  climatic 

events, eustatic sea level fluctuations and terrigenous sedi-

ment influx, and provide clues to platform growth and demise 

during the Early Cretaceous Tethys (Simo et al. 1993). During 

the Late Jurassic and Early Cretaceous, several shallow marine 

carbonate  platforms  evolved  on  both  sides  of  the  Penninic 

Oceanic and on the southern Tethyan margins. During the 

Barre mian and Early Aptian, the northern Tethyan area was 

covered  by  a  shallow  sea  where  carbonate  “Urgonian”-type 

sediments were deposited (Arnaud-Vanneau 1980; Arnaud et 

al. 1995; Peybernès et al. 2000; Masse & Fenerci-Masse 2011, 

2013; Clavel et al. 2013).

In the western Tethys, shallow-water Urgonian-like carbo-

nates, including inner- and outer carbonate platform sediments 

and biotas (Masse et al. 1992), were deposited mainly during 

the Barremian and Early Aptian (Bedoulian). Their drowning 

occurred  repeatedly  at  multiple  steps  and  was  connected  to 

climatic and oceanographic changes, replacement of photozoan 

carbonate producers by heterozoan producers, and to oceanic 

anoxic crises in deeper basins (Masse 1989 a,b; Föllmi 2008; 

Erba et al. 2015). Analyses of Urgonian carbonate platforms 

significantly  contributed  to  the  understanding  of  paleo geo-

graphical, paleoecological and paleoclimatic changes through  out 

the  Early  Cretaceous  (Godett  et  al.  2006;  Föllmi  &  Gainon 

2008; Föllmi 2012; Föllmi & Godet 2013). Bio strati graphic, 

sedimentological and chemostratigraphical methods, in parti-

cular distribution of P and isotopic composition of C and O are 

used for characterization of nutrient support, C cycling and defi-

nition of paleoceanic proxies but also for anoxic conditions in 

basins, which acquired a global character during Oceanic anoxic 

events (OAEs, see Föllmi & Godet 2013; Huck et al. 2013). 

background image

386

FEKETE, SOTÁK, BOOROVÁ, LINTNEROVÁ, MICHALÍK and GRABOWSKI

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

The Urgonian-type limestones have been identified in seve-

ral areas of the Western Carpathians (Mišík 1990; Michalík 

1994).  In  the  Outer  Carpathians,  they  occur  exclusively  as 

exotic pebbles in younger deposits. In the Central Carpathians, 

they are preserved in the Tatric Zone, in the Manín Unit, and 

in the peripheral units of the Krížna Nappe (Michalík 1994; 

Michalík et al. 2012, 2013). Firstly, in these units, the input of 

clasts  in  platform  carbonates  indicated  that  the  platform 

growth was still active during the Late Aptian–Albian, sug-

gesting that the carbonate factory production in the Western 

Carpathians  terminated  later  than  in  other  Tethyan  regions 

(Boorová 1990; Mišík 1990; Michalík et al. 2012). Second, 

Michalík (1994) and Michalík et al. (2012) showed that the 

carbonate production probably persisted up to the Early Albian 

in the Manín Unit at Butkov. It remains poorly known whether 

this late timing of the carbonate demise also applies to other 

successions in the Western Carpathians.

Our aim is to document biostratigraphy and facies develop-

ment of platform carbonates of the Manín Unit outcropping in 

the  Manín  Straits,  previously  assigned  to  the  Barremian–

Aptian–“Urgonian”  sequence  in  the  Western  Carpathians 

(Köhler 1980; Rakús 1984; Michalík & Vašíček 1984; Boorová 

1991; Boorová & Salaj 1996) (Fig. 1). Integrating sedimento-

logical,  biostratigraphic  and  chemostratigraphical  research 

data allowed us to better constrain the environmental develop-

ment of carbonate platform in the Central Western Carpathians.

Geological setting

The Western Carpathians represent a part of the extensive 

Alpine–Carpathian  mountain  system  with  very  complicated 

geological structure, composed of imbricated crustal segments 

covered by differentiated sedimentary sequences (Plašienka et 

al. 1997; Plašienka & Soták 2015). The Manín Unit is situated 

at the Central Western Carpathian nappe front on the left side 

of the Middle Váh Valley (Fig. 1A). It is partially involved in 

a  collisional  accretionary  wedge  (Michalík  &  Žítt  1988; 

Michalík et al. 2013). The paleogeographical position of the 

Manín Unit and its relations to the Tatric and the Fatric units 

or  to  the  Pieniny  Klippen-  and  Peri-Klippen  zone  are  not 

resolved.  The  Lower  Cretaceous  sequence  (consisting  of 

Valanginian  to  Barremian  pelagic  limestones,  covered  by 

Urgonian-type  limestones)  of  the  Manín  Unit  is  similar  to 

marginal  Central  Carpathian  units,  whereas  the  Upper 

Cretaceous  sequence  is  composed  of  shales  unlike  in  the 

Central Carpathians, where the sedimentation was broken by 

strong space reduction due to Alpine folding and nappe forma-

tion (Michalík et al. 2012, 2013).

The Urgonian-like limestones in the Manín Unit are divided 

into slope facies of the Podhorie Fm and platform facies of the 

Manín Fm. The Podhorie Fm, defined in the Butkov Quarry by 

Borza et al. (1987), begins with a 4–5 m thick breccia member 

formed by markedly gradational strata rhythms. Clasts consist 

Fig. 1. A — Geographical map of Slovakia showing the Pieniny Klippen Belt and the location of the study area. B — Simplified geological 

map of the area showing studied section (modified from Mello 2005). C — Schematic section through the Middle Jurassic (blue) – Lower 

Cretaceous (green) formations of the Manín Straits with the examined section.

A

B

Manín creek

road

Považská Teplá
village

Záskalie
village

0

0.3

0.6 km

N

C

NW

SE

Záskalie village

Považská Teplá village

Malý Manín Mt.

M282

M178

Bratislava

Košice

Dunaj
river

Váh
river

CZECH R.

POLAND

SLOVAKIA

HUNGARY

UA

A

17°00´

18°00´

19°00´

20°00´

21°00´

22°00´

49°00´

48°00´

22°00´

49°00´

48°00´

17°00´

18°00´

19°00´

20°00´

21°00´

0

40 km

N

0

40

80 m

Legend

Faults

Studied section

Praznov Formation

Butkov Formation

Podhorie and Manín fms

Kališčo Formation

Czorsztyn Formation

Trlenská Formation

Brts Formation

Hardground surface

background image

387

AN ALBIAN DEMISE OF THE CARBONATE PLATFORM IN THE MANÍN UNIT (WESTERN CARPATHIANS)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

of bioclastic as well as of micritic limestones, cherts, rarely of 

fragments of basic extrusive clasts and tuffs. The clasts are of 

Barremian to Early Aptian age. The upper member is formed 

by bedded bituminous organodetritic limestones with blackish 

grey  cherts.  They  change  upwards  into  the  massive  pale 

organo genic  limestone  sequence  of  the  Manín  Fm  (in  the 

sense  of  Michalík  &  Soták  1990).  They  are  of  biomicritic- 

microsparitic character with fine-grained biogenic debris, cri-

noid columnals, bivalve shells and large benthic foraminifers, 

rare planktonic foraminifers and colomiellids. The sequence is 

terminated by a hardground surface and covered with dark 

grey spotted marls of the Butkov Fm (Kysela et al. 1982), with 

glauconitic grains in the basal part, containing Upper Albian 

foraminifers.

The  Manín  Straits,  exposing  a  sequence  of  Jurassic–

Cretaceous beds of the Manín Unit (Fig. 1B, C) is situated in 

the  area  of  the  Strážovské  vrchy  Mts.,  northeast  of  the 

Považská  Teplá  village  (49°8’23.80” N,  18°30’30.80” E).  

The first observation from this site came from Štúr (1860), he 

described dark grey limestones with cherts and light grey 

limestone conglomerates as an equivalent of the Štramberk-

type  limestones.  Andrusov  (1945)  examined  a  sequence  of 

Mesozoic rocks within a geological research of the Pieniny 

Klippen  belt. The  first  detailed  section  in  the  Manín  Straits 

was produced by Mišík (1957). More detailed investigations 

of later authors (e.g., Köhler 1980; Michalík & Vašíček 1984; 

Rakús 1984; Boorová 1991; Boorová & Salaj 1996) brought 

new findings considering lithostratigraphy, fossil assemblages 

and competed with its interpretations within the Manín Unit.

Material and methods

The more than ninety-metre-thick sequence of the Podhorie- 

and Manín formations (Urgonian facies s. l.) and the so called 

“calcisphaerulid limestone” (Borza et al. 1983) was sampled 

in the Manín Straits. The rock samples were taken at metre 

intervals and have been analysed for microfacies, microfossils, 

nanofossils,  cathodoluminescence,  stable  C-  and  O-isotope 

composition,  total  organic  carbon,  total  carbon  content  and 

magnetic susceptibility. 

Sedimentological  and  paleontological  investigations  have 

been supported by analyses of 92 thin-sections. Microfacies 

and  biostratigraphically  important  markers  have  been  docu-

mented in thin sections under optical microscopes Zeiss Axio 

Scope.  a1,  Zeiss-JENAPOL,  using  an  Olympus  Camedia 

C5060 and Axiocam 105 colour cameras. Volumetric contri-

butions  of  five  main  microcomponents,  including  micrite, 

sparite, lithic clasts, heterozoans (i.e., large benthic foramini-

fers, brachiopods, molluscs, including rudists, echinoderms), 

and  photozoans  (calcareous  algae,  including  algal  micro- 

borings) were quantified. The microfacies characteristics with 

environmental attributions are adopted from microfacies types 

(F0 to F11) distinguished for the Lower Cretaceous Urgonian 

platforms in SE France by Arnaud-Vanneau (1980). Generic 

attributions of foraminiferal taxa are based on the classi fications 

of Longoria (1974, 1984), Robaszyński & Caron (1979, 1995), 

Loeblich & Tappan (1988) and Premoli-Silva & Verga (2004). 

The carbonate classification follows the scheme of Dunham 

(1962) and Folk (1959, 1962). Current facies classifications 

are based on recent carbonate sediments and generalized 

 models  of  carbonate  platforms  (e.g.,  Wilson  1975; Arnaud-

Vanneau 1980; Masse & Fenerci-Masse 2011).

The  calcareous  nanofossils  were  processed  by  the  decan-

tation  method  adapted  from  Švábenická  (2001),  adjusted 

according Bom et al. (2015). We collected and studied 30 sam-

ples from the Podhorie and Manín formations using a Zeiss 

light microscope with 1500× magnification. Due to very poor 

preservation, 11 samples were taken from underlying beds of 

the  section  (interval  M179–M189)  in  order  to  obtain  calca-

reous  nannofossils.  Perch-Nielsen  (1985),  Bown  &  Young 

(1997) and Bown (1998) were used for their classifications.

Cathodoluminiscence records were carried out by a Neuser 

HC-2 microscope (hot cathode) at the Department of Geological 

Sciences of the Masaryk University in Brno using a polished 

thin section from sample No. M261, coated with carbon.

92 bulk rock samples from the M190–M 282 interval of the 

section were selected for geochemical analyses. Contents of 

total  carbon  (TC)  and  total  inorganic  carbon  (TIC)  were 

detected  in  rock-powder  samples  on  the  C-MAT  5500  

device  of  the  Ströhlein  firm.  Total  organic  carbon  (TOC

 

)  

content was obtained as the difference between TC and TIC 

(TOC = TC − TIC), and CaCO

3

 contents recalculated from TIC 

are plotted in the scheme.

Isotope ratios of oxygen and carbon were analysed in CO

2

 

after  standard  decay  of  rock  samples  in  100 %  phosphoric 

acid. Analyses  of  carbonate  samples  were  generated  on  the 

Mass  Spectrometer  MAT253  equipped  with  the  Gasbench 

device (Thermo Scientific Samples). These data are given in 

standard del-notation (δ) in promile (‰) with respect to the 

Vienna International Isotopic Standard (V-PDB) with 0.01 ‰ 

accuracy. Geochemical analyses were carried out in the 

Laboratories of the Earth Science Institute of the Slovak 

Academy  of  Sciences  (Centre  of  excellence  for  integrated 

research of the Earth’s geosphere) in Banská Bystrica.

Mass  normalized  magnetic  susceptibility  (MS)  was  mea-

sured  with  MFK-1  kappabridge  (AGICO,  Brno)  in  the 

Paleomagnetic Laboratory of the Polish Geological Institute 

—  National  Research  Institute.  Small  cubic  samples  of  ca. 

8 cm

3

 volume were prepared for magnetic analyses.

Lithology

The carbonate platform sequence in the Manín Straits starts 

with upper slope facies of organodetrital limestones and passes 

upwards into peri-reef facies, with lateral replacement of these 

two to a considerable extent coeval parts of one area of sedi-

mentation (carbonate platform and its slope). The thickness of 

these Urgonian-like facies attains around 100 m. 

Their basal part (up to 45 m) is represented by mainly grey 

to darker grey, thick bedded to massive limestones with cherts 

background image

388

FEKETE, SOTÁK, BOOROVÁ, LINTNEROVÁ, MICHALÍK and GRABOWSKI

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

in lower parts of the section (M178–M183) (Fig. 2). Based on 

their position in the sequence (emerging in the basement of the 

Manín Fm) and lithological character, we assign them to the 

upper part of the Podhorie Fm although they do not completely 

coincide with the original definition of the formation allocated 

in the Butkov Quarry. Three major faults (Fig. 2) cut through 

the limestones with no influence on the sequence succession.

The Podhorie Fm passes upwards continuously into the light 

grey, massive, strongly recrystallized limestones of the Manín 

Fm (around 55 m thick). The formation contains rudist shell 

fragments  typical  for  the  section  studied. The  Manín  Fm  is 

terminated by a hardground surface, which is covered by 

marls and marlstones of the Butkov Fm. A thin layer of calci-

sphaerulid limestone occurs in the basal part of the Butkov Fm. 

wackestone/

packstone

(biomicrite

-

biomicrosparite)

MFT

-1

Pseudothalmanninella

ticinensis

ticinensis

Zone

Innominata

Acme

Zone

P

o

d

h

o

r

i

e

F

o

r

m

a

t

i

o

n

A

L

B

I

A

N

M

a

n

í

n

F

o

r

m

a

t

i

o

n

MMM

rudist

reef

245

280

275

270

265

260

255

250

240

235

230

225

220

215

210

205

200

195

190

20

m

grainstone

(biomicrosparite)

MFT

-3

packstone

/

grainstone

(biomicrite

-

biomicrosparite)

MFT

-2

HG

Butkov

Fm

CL

185

180

0

10

20

30

40

50

60

50

40

30

20

10

70

60

0

10

20

30

40

50

60

10

0

10

20

30

40

Radiolarians

Marls and marlstones

Massive coarse-grained limestones

Bedded fine-grained limestones

Crumbling limestones

Rudists

Gastropods

Orbitolinas

Bivalves

Echinoids

Memorial

M

PZ

Presence of micrite

Presence of photozoans

HG

CL

Hard-ground surface

Calcisphaerulid limestones

Sponge spicules

Cherts

Sparite (%)

Micrite (%)

Heterozoans (%)

Lithic clasts (%)

grainstone/

rudstone

(biosparite

-

biosparrudite)

MFT

-4

grainstone/

rudstone

(biosparite

-

biosparrudite)

MFT

-4

M

M
M

M

M

M

PZ

PZ

PZ

PZ

PZ

PZ

PZ

PZ

0

10

20

30

40

50

60

50

40

30

20

10

70

60

0

10

20

30

40

50

60

10

0

10

20

30

40

T

icinella

Zone

Fig. 2. A scheme of stratigraphic division of the Manín and the Podhorie fms in the Manín Straits section. Left: chronostratigraphic division, 

lithostratigraphy and microfacies following the scheme of Folk (1959, 1962). Right: Curves showing representation of constituents of the 

Podhorie- and Manín formations.

background image

389

AN ALBIAN DEMISE OF THE CARBONATE PLATFORM IN THE MANÍN UNIT (WESTERN CARPATHIANS)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

Microfacies and microfossils

We  have  identified  four  dominant  facies  types  within  the 

Manín and Podhorie fms (Urgonian facies s. l.) in the Manín 

Straits section, each of them pointing to a specific depositional 

environment (Figs. 2, 3). They are represented by bioclastic 

and peloidal wackestones and packestones (MFT-1), packstones 

and grainstones (MFT-2), bioclastic grainstones  (MFT-3), and 

bioclastic grainstones and rudstones (MFT-4) (Fig. 2).

MFT-1: Wackestones and packstones 

(biomicritite / biomicro­sparite)

They form the basal part of the section represented by the 

Podhorie Fm (interval M178–M203). This hemipelagic facies 

deposited in circalittoral environments was formed under calm 

conditions  with  weak  currents  (Arnaud-Vanneau  1980). 

A  spiculite-radiolarian  microfacies  in  the  lower  horizons 

 (interval M178–M181) represents a more distal environment 

with fine-grained debris of echinoderms,

 

sponge spicules of 

various  morphotypes,  rare  thin-  and  thick  walled  filaments, 

radiolarians of the Spumellaria type, Ostracoda div. sp. and 

fragments  of  echinoid  spines.  Upwards,  they  completely 

 disappear  and  sedimentary  environment  becomes  shallower. 

The  matrix  is  composed  of  micrite,  replaced  by  secondary 

sparite  in  some  places  (Fig.  2).  The  proportion  of  micrite 

 matrix in lower horizons (interval M178–M185) is basically 

the same as at the type locality of this formation at the Butkov 

Quarry,  with  a  slight  decrease  (10–15 %)  upwards  (Fig.  2). 

Reef-building organisms derived from the carbonate platform 

do not occur in the limestones.

Planktonic  foraminifers  are  represented  by  high  arched 

globular chambered trochospiral forms. Some specimens can 

be determined as Ticinella roberti  (Gandolfi)  (Fig.  4 A–C), 

Ticinella  cf. primula  Luterbacher  (Fig.  4 E–F), Ticinella cf. 

madecassiana (Sigal) (Fig. 4 G–H), Ticinella cf.  praetici nensis 

(Sigal) (Fig. 4 D) of the Ticinella primula Zone (Premoli-Silva 

& Verga 2004) mark the Middle Albian interval (Figs. 2, 3). 

Rare colomiellids Colomiella mexicana  Bonet  (Fig. 4 L), 

Colomiella recta  Bonet  (Fig. 4 M),  Colomiella  sp.  and 

 calca reous  dinoflagelates  Calcisphaerula innominata  Bonet   

(Fig. 4 N),  Colomisphaera gigantea  (Borza)  (Fig. 4 O),  and 

Cadosina semiradiata olzae (Nowak) also occur. Benthic for-

aminifers  are  represented  by  Bolivinopsis  aff. capitata 

Yakovlev (Fig. 5 A), Glomospirella gaultina Berthelin (Fig. 5 B), 

Turri glomina?  anatolica Altiner,  Peybernès & Rey, 1968  

(Fig.  5 C), Meandrospira favrei (Charollais,  Bronnimann  & 

Zaninetti)  (Fig.  5 D),  Akcaya minuta Hofker  (Fig.  5 E), 

Dentalina sp. (Fig. 5 F), Haplophragmoides aff. vocontianus 

Moullade (Fig. 5 G), Spirillina sp. (Fig. 5 H), Anomalina sp., 

Frondicularia  sp.,  Patellina  sp.,  Lenticulina  sp.,  Gaudryina 

sp.  and  Meandro spira  sp.  Redeposited  calpionellids, 

Crassicollaria parvula Remane, Calpionela alpina Lorenz,

 

Lorenziella hungarica Knauer & Nagy are present. Calcareous 

nannofosils are rather rare and their preservation ranges from 

moderate (only in a few samples) to extremely poor. We found 

calcareous nannoplakton in samples No. M179, M180, M182, 

M192 and M194. It is represented by Watznaueria barnesiae 

(Black in Black & Barnes, 1959) Perch-Nielsen (Fig. 6 A–D), 

Watznaueria biporta  Bukry,  1969  (Fig. 6 E–F),  Watznaueria 

cynthae  Worsley,  1971  (Fig. 6 I–J),  Cyclagelosphaera  sp. 

(Fig. 6 K),  Cretar habdus  sp.  (Fig.  6  L)  and  by  reworked 

Micrantholithus   obtusus  Stradner,  1963  (Fig. 6 G)  and 

Nannoconus bucheri  Brönni mann,  1955  (Fig.  6 H). The  last 

stratigraphic  occurrences  of  Micrantho lithus  obtusus and 

Nannoconus bucheri occur in the Late Aptian (Perch-Nielsen 

1985; Bown 1998). Didemnoides moreti (Durand Delga) and 

Globochaete alpina Lombard (Fig. 3) are also rarely present. 

Limestones contain quartz clasts, muscovite leaflets and spo-

radic glauconite grains.

MFT-2: Packstones and grainstones 

(biomicrite / biomicrosparite)

They form the upper part of the Podhorie Fm in the section 

studied (interval M204–M224). They originate in calm circa-

littoral  depositional  environments  (Arnaud-Vanneau  1980). 

Limestones contain intraclasts and moderate- to well-sorted 

peloids  with  rounded  morphologies. Abundant  bioclasts  are 

represented  mostly  by  fragments  of  echinoids,  bivalves, 

planktonic  foraminifers  such  as  Hedber

 gella  trocoidea 

(Gandolfi)  (Fig. 4 J)  and  Ticinella primula Luterbacher, 

Ticinella roberti (Gandolfi), Ticinella sp. (Fig. 4 I–J), Globi­

gerinelloides bentonensis (Morrow) of the Ticinella primula 

Zone indicate the Middle Albian by Premoli-Silva & Verga 

(2004) (Figs. 2, 3). From benthic foraminifers, Turriglomina? 

anatolica Altiner, Haplophragmoides aff. vocontianus Moullade, 

Dentalina sp. and Valvulineria sp. can be observed.

MFT-3:­Grainstones­(biomicrosparite)

They  represent  the  basal  part  of  the  Manín  Fm  (interval 

M225–M235).  These  microfacies  types,  containing  less 

diverse assemblages of microfossils were assigned to the shal-

lower infralitoral environments with a constant, moderate to 

strong  hydrodynamism  (Arnaud-Vanneau  1980).  Bioclasts 

reach larger sizes and are usually recrystalized. First occur-

rences of bivalves, partially rudist shell fragments and dama-

ged orbitolinids occur in association with small benthic 

foraminifers (textularids, miliolids).

MFT-4: Grainstones and rudstones 

(biosparitic/biospar­ruditic)

They form the upper part of the Manín Fm in the Manín 

Straits section (interval M236–M282). This facies zone corre-

sponds to sediments deposited in infralittoral environments of 

the  inner  platform  domain  which  indicate  high  hydrodyna-

mics, and shallow water with reworking of bioclasts (Arnaud-

Vanneau 1980). Fragments of rudist shells of Caprinidae type 

are  dominant  and  associated  with  bivalves  and  gastropods. 

The typical foraminiferal associations of these caprinid bea ring 

background image

390

FEKETE, SOTÁK, BOOROVÁ, LINTNEROVÁ, MICHALÍK and GRABOWSKI

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

beds consist of well-rounded orbitolinids (Fig. 7A–D). Less 

frequent  constituents  are  represented  by  fragments  of 

 gastropods,  crinoids,  bryozoans,  small  benthic  foraminifers 

(Miliolida sp., Textularia sp.) and rare planktonic fora   minifers.

The orbitolinid fauna determined and assigned to the 

Barremian  by  E.  Köhler,  was  probably  redeposited  as  indi-

cated by the fact that they are present in clasts (Fig. 7 E, F).

In the Manín Fm, several successive generations of carbo-

nate  cement  (Fig.  8),  were  identified  with  cathodolumines-

cence.  The  common  types  are  dark  red,  orange  and  yellow 

(Fig. 8 B, B’). Dark red cement predominates and represents 

the  oldest  generation  that  crystallized  in  intergranular  pore 

spaces and replaced dissolved parts of detrital grains. Orange 

carbonate cement is younger and precipitated in the remaining 

pore spaces, within interboundary pores separating the brown 

cement sparite crystals, and in dissolved contact zones between 

detrital grains and dark red cement (Fig. 8 B, B’). Both dark 

red and orange generations are represented by calcite assigned 

by  Boggs  &  Krinsley  (2006)  to  eogenesis.  Yellow  cement 

(Fig. 8 B, B’) is the brightest and the youngest generation of 

carbonate, which crystallized at the stage of telogenesis 

(Boggs & Krinsley 2006) in pores that remained after precipi-

tation of the two older cement generations. Carbonates are 

affected by selective dolomitization (facies selective dolomiti-

zation, cf. Soreghan et al. 2000), typical of peritidal and shal-

low neritic facies zones.

Rudist assemblages

The entire corresponding beds (M237–M282) belong to the 

Manín Fm and formed part of a reef to peri-reef facies zone. 

The  richest  accumulations  (beds  M247–M255,  about  2–4 

metres thick) of rudist shell fragments (1–2 cm) represented 

by  Caprinidae  (Caprina  sp., Praecaprina sp., Offneria  sp.) 

wackestone/

packstone

(biomicrit

e

-

biomicrosparite

)

MFT

-1

Pseudothalmanninella

ticinensi

s

ticinensis

Zone

Innominat

a

Acme

Zone

P

o

d

h

o

r

i

e

F

o

r

m

a

t

i

o

n

A

L

B

I

A

N

M

a

n

í

n

F

o

r

m

a

t

i

o

n

MMM

rudist

reef

grainstone/

rudstone

(biosparite

-

biosparrudite)

MFT

-4

T

icinella

Zone

V

alvulineria

sp.

Colomisphaera

gigantea

T

icinella

roberti

245

280

275

270

265

260

255

250

240

235

230

225

220

215

210

205

200

195

190

20

m

grainstone/

rudstone

(biosparite

-

biosparrudite

)

MFT

-4

grainstone

(biomicrosparite)

MFT

-3

packstone/

grainstone

(biomicrit

e

-

biomicrosparite

)

MFT

-2

HG

Butkov

Fm

CL

Caprinidae

(

sp.

sp.

sp.)

Caprina

,

Praecaprin

a

,

Offneria

185

180

Haplophragmoide

s

vocontianus

af

f.

T

urriglomina

anatolica

?

Dentalina

sp.

Akcaya

minuta

Colomiella

recta

Colomiella

mexicana

Globigerinelloides

bentonensis

T

icinella

praeticinensis
cf.

T

icinella

sp.

T

icinella

madecassiana
cf.

T

icinella

primula

Ar

enobulimina

sp.

Nannoconus

bucheri

W

atznaueria

barnesiae

Cr

etar

habdus

sp.

Calpionella

alpina

Bolivinopsis

capitata

af

f.

Glomospir

ella

gaultina

Lor

enziella

hungarica

Anomalina

sp.

Fr

ondicularia

sp.

Mayncina

bulgarica

Colomiella

sp.

Globigerinelloides

sp.

Globochaete

alpina

Didemnoides

mor

eti

Cadosina

semiradiata

olzae

Lenticulina

sp.

Patellina

sp.

Spirillina

sp.

Meandr

ospira

favr

ei

Gaudryina

sp.

Hedber

g

ella

sp.

Calcisphaerula

innominata

Crassicollaria

parvula

Palorbitolina

lenticularis

V

alserina

brönnimanni

Paleodictyonus

barr

emianees

Orbitolinopsis

sp.

x

x

x

x

x

x

x

x

x

x

x

x

x

Hedber

g

ella

tr

ocoidea

Parathalmanninella

appenninica

Fig. 3.  Litho-  and  biostratigraphy of  the  the  Manín  and  Podhorie  fms  (for  legend,  see  also  Fig.  2).  Crosses  —  redeposited  microfossils,  

dots — autochthonous microfossils.

background image

391

AN ALBIAN DEMISE OF THE CARBONATE PLATFORM IN THE MANÍN UNIT (WESTERN CARPATHIANS)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

Fig. 4.  Foraminiferal,  tintinid  and  calcareous  dinoflagellates  microfauna  of  the  Podhorie  Fm  limestones  from  the  Manín  Straits  section;  

A–C: Ticinella roberti (Gandolfi) group, A — M207, B — M197, C — M214; D — Ticinella cf. praeticinensis (Sigal), M199; E–F: Ticinella 

cf. primula Luterbacher, E — M217, F — M197; G–H: Ticinella cf. madecassiana Sigal, G — M191, H — M197; I — Ticinella sp., M205;  

J — Hedbergella trocoidea (Gandolfi), M214; K — Globigerinelloides bentonensis (Morrow), M207; L — Colomiella mexicana (Bonet), 

M191, M194; M — Colomiella recta (Bonet), M190; N — Calcisphaerula innominata Bonet, M187; O — Colomisphaera gigantea (Borza), 

M184.

background image

392

FEKETE, SOTÁK, BOOROVÁ, LINTNEROVÁ, MICHALÍK and GRABOWSKI

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

Fig. 5.  Benthic  foraminiferal  microfauna  of  the  Podhorie  Fm  limestones  from  the  Manín  Straits  section;  A — Bolivinopsis  aff. capitata 

Yakovlev, M191; B — Glomospirella gaultina Berthelin 1880, M194; C — Turriglomina? anatolica Altiner, M192; D — Meandrospira favrei 

(Charollais, Bronnimann & Zaninetti), M185; E — Akcaya minuta (Hofker), M204; F — Dentalina sp., M206; G — Haplophragmoides aff. 

vocontianus Moullade, M210; H — Spirilina sp., M179.

Fig. 6. Calcareous skeletal particles of nannoplankton from the Podhorie Fm limestones in the Manín Straits; A–D: Watznaueria barnesiae 

(Black in Black & Barnes, 1959) Perch-Nielsen, 1968, A — M179, B–C — M180, D — M194; E–F: Watznaueria biporta Bukry, 1969,  

E — M179, F — M182; G — Micrantholithus obtusus Stradner, 1963, M179; H — Nannoconus bucheri Brönnimann,  1955,  M191;  

I, J — Watznaueria cynthae Worsley, 1971, M182;  K — Cyclagelosphaera sp., M180; L — Cretarhabdus sp., M194.

background image

393

AN ALBIAN DEMISE OF THE CARBONATE PLATFORM IN THE MANÍN UNIT (WESTERN CARPATHIANS)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

allow us to designate the Malý Manín Member. Fragments are 

visible on the weathered surface (Fig. 9 A, B) and in polished 

sections  (Fig.  9 C, D).  Inner  and  outer  shell  layers,  the  liga-

mental ridge, the cardinal apparatus and the accessory cavities 

are poorly preserved. A single row of pyriform canals can be 

observed in thin sections (Fig. 9 E, F). 

The  foraminiferal  association  of  these  caprinids  bearing 

beds consists predominantly of well-rounded orbitolinids and 

rare benthic foraminifers ascribed to miliolids which indicate 

reworking of these faunal remnants.

Calcisphaerulid limestones

A thin layer (3–5 cm) of a so-called calcisphaerulid lime-

stone occurs in the basal part of the Butkov Fm. It has a pale 

grey and rusty-brown colour caused by enrichment of Fe 

mine rals, and contains cross-sections of Chondrites (Sternberg 

1883) filled with high-contrast dark sediment (Fig. 10 K). This 

trace  represents  a  system  of  tree-like  branching,  downward 

penetrating tunnels, 0.5–1.0 mm in diameter, assumed to be 

formed by chemosymbiotic organisms (Fu 1991). Chondrites 

Fig. 7. Large benthic foraminifers from limestones of the Manín Fm in the Manín Straits section (determined by E. Köhler): A — ?Palorbitolina 

aff. lenticularis (Blumenbach), M224, M244, M262; B — ?Valserina aff. brönnimanni Schroeder et Conrad, M248, M260; C — ?Paleodictyonus 

aff. barremianees (Moullade), M246, M254; D — Orbitolinopsis sp., M229. Evidence of redeposition of large foraminiferal microfauna found 

in the Manín Fm limestones: E — Sample No. M236; F — Sample No. M256.

background image

394

FEKETE, SOTÁK, BOOROVÁ, LINTNEROVÁ, MICHALÍK and GRABOWSKI

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

can originate in the deeper parts of the substrate in an environ-

ment with very low or without oxygen content that fosters 

sulphate reduction (Bromley 1996). The calcisphaerulid layer 

also  contains  thin  (about  1  mm)  rusty-brown  burrows  of 

Trichichnus (Frey, 1970) and Pilichnus (Uchman, 1999). They 

are branched or unbranched, hair-like, cylindrical, straight to 

sinuous trace fossils, oriented at various angles (mostly verti-

cal) with respect to the bedding, and filled by pyritized mate-

rial. The producers of Trichichnus and Pilichnus were probably 

also chemosymbionts that harboured small filamentous bacteria 

in  deeper  portions  of  very  poorly  oxygenated  sediments. 

(Kędzierski et al. 2015). 

According to microstructure, the studied limestones repre-

sent  calcisphaerulid – foraminiferal  micrite  (calcisphaerulid – 

foraminiferal  wackestone / packstone).  The  microfacies  is 

calci  sphaerulid  or  calcisphaerulid – foraminiferal.  Allochems 

are for the most part directed.

Based on abundant microfossils, the age of the calci-

sphaerulid limestone corresponds to the top of the Late Albian. 

Planktonic foraminifers of the Parathalmanninella appenninica 

Zone (e.g., Premoli Silva & Verga 2004) are represented by the 

index form

 

Parathalmanninella appenninica

 

(Renz) (Fig. 10 A). 

In addition, Planomalina buxtorfi  (Gandolfi)  (Fig. 10 F), 

Pseudo thalmanninella ticinensis ticinensis (Gandolfi) (Fig. 10 D), 

Pseudothalmanninella ticinensis conica (Gašpariková et Salaj) 

(Fig. 10 B), Praeglobotruncana delrioensis (Plummer), Prae­

globotruncana stephani  (Gandolfi)  (Fig. 10 C),  Murico hed­

bergella  delrioensis  (Carsey),  Muricohedbergella  planispira 

(Tappan), Globigerinelloides caseyi (Bolli, Loeblich et Tappan) 

(Fig. 10 H), Ticinella raynaudi (Sigal) (Fig. 10 I) and Hetero­

helix sp. (Fig. 10 J) were identified. Benthic forami nifers are 

rare, represented mostly by Nodosaria 

sp. and Textularia sp.

Calcareous dinoflagellates are 

repre sented  by  abundant  Calci­

sphaerula innominata Bonet 

(Fig. 10 E)  and  by  less  frequent 

Pithonella ovalis (Kauf mann) 

(Fig. 10 J),  Pithonella trejoi Bonet 

(Fig.  10 E)  and  Bonetocardiella 

conoidea  (Bonet)  (Fig.  10 F). 

Cadosina oraviensis  (Borza)  and 

Colomisphaera gigantea  (Borza)  of 

the Innominata Acme Zone (assigned 

to  Late Albian  by  Reháková  (2000) 

are rare. Other fossil remains are rep-

resented by fragments of echinoids as 

well as filaments,  

thick-walled 

bivalves  and  bioclasts.  Phosphate 

minerals,  pyrite,  rare  authigenic 

quartz (with undulose extinction) and 

glauconite grains are present, some-

times filling shells and chambers of 

foraminifers.

Geochemistry and magnetic susceptibility

The CaCO

content in the section ranges from 79.15 to 

99.82 %  (Fig.  11).  In  limestones  of  the  Manín  Fm  (interval 

M225  to  M282),  it  remains  constant  and  above  95  wt.  %.  

The CaCO

content decreases locally (99.80 % to 79.15 %) in 

the Podhorie Fm. The CaCO

3

 depletion could be connected 

with a rise of silicate content (quartz, micas, glauconite) in the 

sediments due to local tectonic processes. The TOC content 

also slightly increased (by an average of 0.05 wt. %) in some 

beds of the Podhorie Fm where CaCO

3

 decreased (Fig. 11). 

Generally, the TOC content is lower than 0.1 % in the samples 

of the Manín Fm and documents nutrient pure regime on the 

carbonate platform.

Both C and O isotopes of bulk-rock samples show a rela-

tively high variation: δ

13 

C is in range +1.03 to +4.20 ‰ V-PDB 

and  δ

18 

O  is  in  range  −0.14  to  −5.55  ‰  V-PDB  (Fig.  11).  

The δ

13 

C isotope data suggest shallow water realm and more 

or less continuous diagenesis under marine conditions. Values 

are  comparable  with  other  platform  carbonates,  especially 

with  Urgonian  ones  (Immenhauser  et  al.  2003;  Godet  et  al. 

2006; Föllmi & Godet 2013; Huck et al. 2013). The trends in 

stable  isotopes  mirror  the  separation  of  the  succession  into 

three intervals to some degree (the lower and upper parts of 

the Podhorie Fm and the Manín Fm) (Fig. 11). The correlation 

between  δ

18 

O  versus  δ

13 

C trends indicate that a diagenetic 

 signal  may  dominate  especially  in  the  beds  with  significant 

amount of sparite in the upper part of the sequence (Fig. 2). In 

spite  of  diagenetic  effect,  isotope  ratios  of  shallow-water 

 carbonates  have  a  potential  to  record  climatic  changes  and 

changes in the burial of inorganic carbon in the platform realm 

Fig. 8. Microfacies of the Manín Fm in optical (A, A’) and in cathodoluminiscence microscope 

(B, B’). Photos are taken from sample No. M261.

background image

395

AN ALBIAN DEMISE OF THE CARBONATE PLATFORM IN THE MANÍN UNIT (WESTERN CARPATHIANS)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

(Godet  et  al.  2006;  Föllmi  &  Gainon 

2008; Föllmi & Godet 2013).

The δ

13 

C values in the range +2.19 to 

+2.68 ‰ are typical of the lowermost part 

of  the  section  (M190–M203)  formed  by 

bioclastic limestones  with a relatively 

high  content  of  micrite  matrix  (wack-

stones), (Fig. 2). The wide range (−3.26 to 

−0.14 ‰) and bed to bed shifts of δ

18 

values (Fig. 11) indicate local changes in 

the  composition  of  sedimentary  and/or 

early diagenetic fluids. Less negative δ

18

values indicate that a saline water occa-

sionally penetrated into and/or was stored 

in  the  platform  sediment,  which  later 

sourced sediments on the slope.

Thick-bedded and coarse-grained pack-

stones and grainstones of the Podhorie 

Fm  (M204–M224)  are  characterized  by 

initially  decreasing  (+1.03  ‰)  and  later 

increasing  (up  to  +4  ‰)  δ

13 

C trends. In 

this part of the section, δ

18 

O vary between 

−1.61 and −5.55 ‰ but generally shift to 

more negative values. Highly negative 

δ

18 

O values could indicate fresh water 

input  to  the  sediment  and/or  meteoric 

character of diagenetic fluids, and possibly 

a more humid climate (Lackie et al. 2002; 

Föllmi 2012).

In  contrast  to  the  Podhorie  Fm,  δ

13 

values are higher and relatively uniform 

(+3.52  to  +4.20  ‰)  in  the  Manín  Fm 

formed by bioclastic grainstones and rud-

stones  (Figs.  2, 3).  The  δ

13

C decreased 

(+3.19  to  +3.17  ‰)  just  below  the 

hardground surface in beds M281 and 

M282. The δ

18 

O values shifted to mode-

rately negative values (−1.83 to −4.31‰) 

and vary less than in the Podhorie Fm. 

This indicates that the major volume of 

the rock is formed by calcareous matter 

derived from a platform and that primary 

spary-cements  precipitated  from  fluids 

with isotopic composition similar to that 

of marine water. An increase in humid 

conditions  with  freshwater  input  may  have  preferentially 

reduced the signature of δ

18 

O on the platform (Poulsen et. al. 

2007; Föllmi 2012).

MS values are mostly negative, between 0 and −6×10

-9

 m

3

/kg, 

indicating  predominant  influence  of  diamagnetic  carbonate 

rock  matrix  (Fig.  11).  Exceptionally  high  values  (54.7×10

-9

 

m

3

/kg) are observed only in a fault zone within the Podhorie 

Fm  (sample  205)  and  are  most  probably  related  to  tectonic 

phenomena. MS reveals a long term decreasing trend, from 

occasionally positive values in the lower part of the Podhorie 

Fm through −2 to −4×10

-9

 m

3

/kg in the upper part of Podhorie 

and lower part of the Manín Fm, to almost constant low values 

of −4×10

-9

 m

3

/kg in the upper part of the Manín Fm.

Discussion

Carbonate  platform  growth  on  Tethyan  shelves  has  been 

controlled by major eustatic and climatic fluctuations (Arnaud-

Vanneau 1980; Wissler et al. 2003; Weissert & Erba 2004). 

During the Late Barremian to Early Albian, these shallow car-

bonate platforms were affected by major drowning episodes 

Fig. 9. Manín Fm limestones. A–B: field photos — bed No. M254; C–D: Polished section. 

The inner shell layer — white parts (primarily aragonitic) — is usually re-crystalized, dark 

spots of prismatic calcite belong to the outer shell layer; E–F: microscopic photos — coarse-

grained organodetritic grainstone composed of poorly preserved caprinid rudists with a single 

row  of  pyriform  canals  associated  with  large  benthic  foraminifera,  samples  No.  M256, 

M258.

background image

396

FEKETE, SOTÁK, BOOROVÁ, LINTNEROVÁ, MICHALÍK and GRABOWSKI

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

Fig. 10. Calcisphaerulid limestone. A — Parathalmanninella appenninica (Renz); B — Pseudothalmanninella ticinensis conica (Gašpariková 

et Salaj); C — Praeglobotruncana stephani (Gandolfi); D — Pseudothalmanninella ticinensis ticinensis (Gandolfi); E — Calcisphaerulid 

microfacies: Calcisphaerula innominata Bonet, Pithonella trejoi Bonet (approximately at the centre on the left); F — Planomalina buxtorfi 

(Gandolfi), Bonetocardiella conoidea (Bonet) (on the left below Pithonella trejoi); G — Calcisphaerulid   foraminiferal biomicrite (calci-

sphaerulid   foraminiferal wackestone/ packstone), locally directed allochems; H — Globigerinelloides caseyi (Bolli, Loeblich and Tappan);  

I — Ticinella raynaudi (Sigal); J — Heterohelix sp., just below it Pithonella ovalis (Kaufmann); K — Fossil traces in polished section (dark 

spots) of calcisphaerulid limestones.

background image

397

AN ALBIAN DEMISE OF THE CARBONATE PLATFORM IN THE MANÍN UNIT (WESTERN CARPATHIANS)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

(Föllmi et al. 1994; Rosales 1999; Lehmann et al. 2000; Bièvre 

& Quesne 2004; Yilmaz 2006). Collapse of the platforms was 

accompanied by extensive submarine erosion and sliding of 

extensive blocks (Ferry & Flandrin 1979; Michalík & Vašíček 

1984; Schöllhorn & Schlagintweit 1990, etc.). Although the 

age of platform carbonates of the Manín Unit outcropping in 

the  Manín  Straits  was  assigned  to  the  typical  “Urgonian”, 

Barremian–Aptian  sequence  in  the  Western  Carpathians 

mainly on the basis of orbitolinid and rudist assemblages 

(Köhler 1980; Michalík & Vašíček 1984; Rakús 1984; Boorová 

1991; Boorová & Salaj 1996), we show that the Podhorie and 

Manín formations were deposited during the Albian.

Biostratigraphy and platform development

Biostratigraphic study of platform carbonates and associa-

ted basinal sediments show that the age estimates and litho-

logy of the platform sequence in the Manín Straits determined 

in previous studies were inaccurate. Microfacies analyses and 

age assignments based on distinctive assemblages of plank-

tonic foraminifers, calpionellids and calcisphaeres allow us to 

restrict the demise of the carbonate platform to the Albian and 

provide a schematic model displaying lithofacies architecture 

and platform development similar to that proposed by Gili et 

al. (2016), (Fig. 12). It can be assumed that the platform mar-

gin and upper slope sediments of the “Urgonian”, Barremian– 

Aptian  sequence,  originally  forming  the  higher  highstand 

platform have been eroded and their former slope was overlain 

by  lowstand  platform  exhibiting  somewhat  similar  platform 

margin  and  upper  slope  facies  of  the  older  highstand 

platform.

The  lowstand  carbonate  platform  sequence  in  the  Manín 

Straits starts with upper slope facies of the Podhorie Fm with 

cherts  in  the  basal  part.  Based  on  planktonic  foraminifers, 

Calcisphaerula innominata which is known to occur in the 

Albian  (Borza  1969),  Colomisphaera gigantea, tintinids 

5.456 m /kg

-8

3

sample 205

70

80

90 100

0

0.1 0.2 0.3 0.4

-6

-5

-4

-3

-2

-1

0

1

2

3

4

5

δ

13

C (‰ PDB)

δ

18

O (‰ PDB)

CaCO

3

(%)

TOC (%)

-9

3

MS 10 m /kg

-8E-09

-6E-09

-4E-09

0

2E-09

4E-09

6E-09

8E-09

1E-08

-2E-09

70 80 90 100

0

0.1 0.2 0.3 0.4

-6 -5 -4

-3

-2 -1

0

1

2

3

4

5

-8E-09

-6E-09

-4E-09

0

2E-09

4E-09

6E-09

8E-09

1E-08

-2E-09

wackestone/

packstone

(biomicrite

-

biomicrosparite)

MFT

-1

Pseudothalmanninella

ticinensis

ticinensis

Zone

Innominata

Acme

Zone

A

L

B

I

A

N

M

a

n

í

n

F

o

r

m

a

t

i

o

n

MMM

rudist

reef

grainstone/

rudstone

(biosparite

-

biosparrudite)

MFT

-4

245

280

275

270

265

260

255

250

240

235

230

225

220

215

210

205

200

195

190

20

m

grainstone/

rudstone

(biosparite

-

biosparrudite)

MFT

-4

grainstone

(biomicrosparite

)

MFT

-3

packstone/

grainstone

(biomicrite

-

biomicrosparite)

MFT

-2

HG

Butkov

Fm

CL

T

icinella

Zone

P

o

d

h

o

r

i

e

F

o

r

m

a

t

i

o

n

Fig. 11. A scheme of stratigraphic division of the Manín and Podhorie fms in the Manín Straits section with fluctuation curves of δ

13

C and δ

18

isotopes, organic carbon content (TOC — Total Organic Carbon), calcium carbonate (CaCO

3

) and magnetic susceptibility. 

background image

398

FEKETE, SOTÁK, BOOROVÁ, LINTNEROVÁ, MICHALÍK and GRABOWSKI

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

Colomiella recta and C. mexicana, these deposits correspond 

to the Albian Ticinella primula Zone. 

The  Podhorie  Fm  passes  upwards  continuously  into  peri-

reef facies of the Manín Fm with significant accumulations of 

rudist shell fragments, which can indicate renewed platform 

progradation. With the exception of the study based on rudist 

findings of Masse and Uchman (1997) from the High Tatra 

Mts (Giewont, Wysoka Turnia, Hala Gąsienicowa) and from 

the Muráň limestone named as the “Caprotinenkalk” by Uhlig 

(1897 in Lefeld 1974), detailed taxonomic and biostratigraphic 

studies of the Lower Cretaceous rudist faunas of the Central 

Western Carpathians are absent. Investigations in the Manín 

Straits  document  the  existence  of  caprinid  rudist  shell  frag-

ments. Their special status, uniqueness and character allow us 

to  designate  the  Malý  Manín  Member  (beds  M247–M255) 

which has not been previously recognized and which has not 

been defined at other localities of the Manín Unit. The fora-

miniferal association of these caprinid-bearing beds consists 

predominantly  of  well-rounded  orbitolinids. Some of them 

occur in clasts from which they were “separated” by transport 

into the limestones of the Manín Fm. Similar occurrences of 

orbitolinid association were documented from other localities 

in the Manín Unit (Boorová 1990, 1991). Signs of redeposi-

tion are also documented by the presence of rare pre-Albian 

calpionellids and calcareous nannoplankton. 

A sudden bathymetric collapse of the Manín carbonate plat-

form occurred during the Late Albian (Boorová 1990; Boorová 

& Salaj 1992) and the environment has been affected by sub-

sequent low-rate sediment deposition. A hardground surface 

described  by  Rakús  (1984)  probably  originated  in  deeper 

marine conditions with a minimum contribution of sediment. 

This surface is overlain by marls and marlstones of the Butkov 

Fm with an association of rare 

benthic  and  current  planktonic 

foraminifers of the Late Albian 

Thalmanninella ticinensis ticinen-

sis Zone (Boorová 1990). In the 

Manín  Straits,  as  well  as  on  the 

other localities of the Manín Unit 

(Borza  et  al.  1983)  a  thin  layer 

(3–5 cm) of grey calcisphaerulid 

limestone occurs just in the basal 

part of the Butkov Fm. Based on 

rich microfossil community, this 

limestone  was  deposited  during 

the latest Albian.

Geochemistry

The δ

13 

C record may be influen-

ced by different biological frac-

tionation  of  different  groups  of 

calcareous  plankton,  different 

types  of  mineralogy  of  pelagic 

and benthic producers, by quan-

tity of organic carbon recycled, 

and by diagenetic processes (Föllmi & Godet 2013). The δ

13 

and δ

18 

O values shift along the section in a close relation with 

changes in the composition of microfacies and their tight cor-

relation suggests that they were subjected to diagenetic alte-

ration. However, the trend towards higher δ

13 

C values within 

the Manín Fm can suggest enrichment in the aragonite produc-

tion and/or isotopic composition of seawater dissolved inor-

ganic  carbon  (due  to  aragonite  dissolution,  higher  nutrient 

enrichment, and/or changes in the contribution of open ocea-

nic  water  mass  and  platform-top  water  masses).  However, 

local (tectonic) controls cannot be ruled out interpreting the 

beginning  and  demise  of  carbonate  depositional  systems 

(Ruberti et al. 2013; Sames et al. 2016).

The high δ

13 

C values of the Manín Fm indicate that the main 

amount of (sparitic-coarse) biodetrite comes from carbonate 

platform  and its edge, containing shells and mud with original 

aragonite mineralogy. Input of non-carbonatic components in 

the Manín Fm was generally low and identifiable by higher 

values of MS. MS might have been influenced also by dis-

persed  ferromagnetic  and  clay  minerals  that  reside  in  the 

micrite. A long term MS decrease is generally concordant with 

upward-increasing CaCO

3

 and sparite content (Figs. 2 and 11). 

This trend most probably reflects a relative decrease of litho-

genic input. It is interesting that MS roughly follows the same 

decreasing trend reflected in TOC (Fig. 11). Similarly as in the 

case  of  the  Urgonian  facies  of  the  Barremian–Early Aptian 

age, the production of aragonite can be essential for a source 

of the 

13

C-heavy  carbonate  derived  from  the  platform  and 

adjacent (peri-platform) basins (Föllmi et al. 2006; Godet et 

al. 2006; Föllmi & Gainon 2008). In deep-water pelagic car-

bonates, positive shifts of δ

13 

C resulted from enhanced burial 

of the isotopically light sedimentary organic C (Weissert et al. 

restricted

open lagoon

Platform

margin

Rudist

reef

Platform top facies

downslope

transport

Slope

facies

Basin marls

LST sea level drop

MF

PF

MF – Manín Formation     PF – Podhorie Formation

erosion

BARREMIAN - APTIAN

ALBIAN

MFT1–
MFT4

Highstand platform

Lowstand platform

intertidal

supra-
tidal

Fig. 12. Schematic model displaying lithofacies architecture and platform development in the Manín 

Straits. Based on Gili et al. (2016).

background image

399

AN ALBIAN DEMISE OF THE CARBONATE PLATFORM IN THE MANÍN UNIT (WESTERN CARPATHIANS)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

1998; Immenhauser et al. 2003, etc.). According to Immen-

hauser et al. (2003), a positive shift in δ

13 

C (and δ

18 

O) recorded 

in lithified shallow-marine carbonates reflects a superposition 

of environmental and diagenetic effects. During the transgres-

sion, the impact of isotopically light meteoric fluids on car-

bonate geochemistry is much reduced as indicated by higher 

isotope  values  of  shallow-water  carbonates.  Therefore,  the 

trend towards higher δ

13 

C and δ

18 

O can also reflect a decrea-

sing contribution of platform-top water masses towards the top 

of the Manín Fm. In summary, the geochemical and sedimen-

tological  trends  within  the  Manín  Unit  suggest  an  overall 

deepening at the site of sedimentation.

In the Manín Fm (peri-reef facies), sedimentary δ

13 

C values 

were affected by diagenesis as indicated by smooth trends of 

the  δ

13 

C  curve,  and  by  high  positive  correlation  (R

2 

= 0.75) 

between  δ

18 

O  and  δ

13 

C. Non-identifiable recrystallized bio-

clasts and lithoclasts are cemented by calcite (spary calcites 

—  Fig.  2)  that  probably  precipitated  from  pore  waters  of 

marine origin. Variable δ

18 

O values (−0.14 to −5.55 ‰, Fig. 11) 

but low correlation between δ

18 

O and δ

13 

C (R

2 

= 0.01) in lime-

stones of the lower part of the section (M191–M224, Podhorie 

Fm) indicate differences in depositional and diagenetic condi-

tions between the Podhorie and Manín fms.

Frequent  black  shales  in  the  mid-Cretaceous  pelagic 

sequence have been linked with anoxic bottom-water condi-

tions during Ocean Anoxic Events (1a–d), (Weisert et al. 1998; 

Heimhofer et. al. 2008; Leckie et al. 2002; Kennedy et al. 

2014; Giorgioni et al. 2015). Large fluctuations of the δ

13 

signal were indicated in the pelagic sequences and local  factors 

such as productivity variations of surface water had an impact 

on the carbon isotopic composition of deep water limestones 

(Giorgioni et al. 2015; Ruberti et al. 2013). The local factors 

are important in the sequence of shallow-water and temporally 

isolated  realm  and  global  changes  —  for  example,  OAEs 

recorded as C cycle perturbations may be specifically recorded 

there (Föllmi et al. 2006; Godet et al. 2006; Föllmi & Gainon 

2008; Ruberti et al. 2013). 

The hardground indicates a demise of the mid-Albian 

 carbonate production. The  basinal  black  shale  with  variable 

carbonate and TOC contents were deposited over large areas 

of the Mediterranean and the Atlantic Tethys (Ruberti et al. 

2013).  In  this  study,  dysoxic  conditions  probably  characte-

rized the deposition of marls, as indicated by trace fossils pre-

served in the calcisphaerulid limestone in the basal part of the 

pelagic sequence. The demise of the mid-Albian platform may 

be correlated with OAE 1c or OAE 1d (Leckie et al. 2002; 

Ruberti et al. 2015).

Conclusions

The Albian carbonate platform sequence of the Manín Straits 

exhibits peri-reef to upper slope facies of the older destroyed 

Barremian–Aptian  highstand  platform.  The  sequence  starts 

with dark grey, thick-bedded to massive bioclastic limestones 

of the Podhorie Fm, with cherts in the basal part. Albian age is 

indicated  by:  (1)  planktonic  foraminifers  of  the  Ticinella 

 primula Zone, colomiellids, Colomiella recta and C. mexicana, 

and (2) calcareous dinoflagellates, Calcisphaerula innominata

Colomisphaera gigantea  and  calcareous  nannoplankton.  

The Podhorie Fm passes upwards continuously into light grey, 

massive, platform limestones of the Manín Fm with abundant 

caprinid rudist shell fragments and a trend towards more posi-

tive δ

13 

C where we designate the Malý Manín Member (beds 

M247–M255).  Their  foraminiferal  association  consists  of 

well-rounded, redeposited orbitolinids.

Four dominant microfacies associations: bioclastic and 

peloidal  wackestones  and  packestones  (MFT-1),  packstones 

and  grainstones  (MFT-2),  bioclastic  grainstones  (MFT-3), 

 bioclastic grainstones and rudstones (MFT-4), (sensu Arnaud-

Vanneau 1980) allow us to restrict the growth and the demise 

of the carbonate platform. 

Isotopes  in  both  formations  change  within  wide  intervals 

13 

C is in range +1.03 to +4.20 ‰ V-PDB and δ

18 

O is in range 

−0.14 to −5.55 ‰ V-PDB). Stratigraphic changes in δ

13 

C in 

the section indicate temporal changes in aragonite production 

and/or in the isotopic composition of seawater dissolved inor-

ganic  carbon,  possibly  due  to  reduced  contribution  of  top- 

platform water masses. 

Carbonate platform evolution was connected with subma-

rine sliding, redeposition from older deposits, and carbonate 

clast accumulation on the toe of the slope. After a stabilization 

and aggradation stage, the carbonate platform collapsed just 

prior to the Late Albian. A hardground surface was formed, 

overlain by Albian–Cenomanian pelagic beds of the Butkov 

Fm  with  a  thin  layer  of  calcisphaerulid  limestone  characte-

rized  by  planktonic  foraminifers  of  the  Parathalmanninella 

appenninica  Zone  (top  of  the  Late  Albian)  and  calcareous 

dinoflagellates of the Innominata Acme Zone.

Acknowledgements: The authors are grateful to E. Halásová, 

S.  Ozdínová,  E.  Köhler,  S.  Sano  and  Y.  Salama  for  their 

 contribution and constructive comments. K. Švecová and  

J. Leichmann for their assistance in preparing cathodolumi-

nescence  records.  This  work  was  supported  by  UNESCO 

IGCP  609,  Slovak  Grant  Agency  VEGA,  projects  

No. 2/0057/16, 2/0034/16 and the Slovak Research and 

 Development Agency, SRDA,  project No. 14-0118. Construc-

tive  reviews  by  an  anonymous  reviewers  are  greatly  appre-

ciated.

References

Andrusov D. 1945: Geological research of the internal Klippen belt of 

the  Western  Carpathians.  Part  IV.  Middle  and  Upper  Jurassic 

stratigraphy.  Part  V.  Cretaceous  stratigraphy.  Práce Štátneho 

geologického Ústavu 13, 1–176.

Arnaud H., Arnaud-Vanneau A., Argot A. & Carrio C. 1995: Sequence 

stratigraphy in a carbonate setting, platform to basin section of 

the  Urgonian  platform  (Lower  Cretaceous),  Vercors  Plateau, 

Glandasse Plateau to Isère Valley, Southeast France. AAPG, 

Field Trip Notes, Nice, 14 –16 sept. 1995, 1–124.

background image

400

FEKETE, SOTÁK, BOOROVÁ, LINTNEROVÁ, MICHALÍK and GRABOWSKI

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

Arnaud-Vanneau A. 1980: Micropaléontologie, paléoécologie et sédi-

mentologie d’une plate-forme carbonatée de la marge passive de 

la Téthys. Géologie Alpine 11, 1–874.

Bièvre G. & Quesne D. 2004: Synsedimentary collapse on a carbo-

nate platform margin (Lower Barremian, southern Vercors, SE 

France). Geodiversitas 26, 169–184.

Boggs  S.  Jr.  &  Krinsley  H.  2006: Application  of  Cathodolumines-

cence Imaging to the Study of Sedimentary Rocks. Cambridge 

University Press, Cambridge, UK.

Boorová D. 1990: Notes on the development of the Albian microfa-

cial development in the Belušské Slatiny (Manín Unit). In: Bio-

stratigraphical and sedimentological study of Mesozoic of Bohe-

mian  Massif  and  Western  Carpathians.  Proceedings  Hodonin: 

Petroleum and natural gas industries, 169–182 (in Slovak).

Boorová  D.  1991:  Microfacies  and  microfauna  of  Upper  Jurassic–

Lower  Cretaceous  Manín  Unit.  PhD thesis, Archive of SAS

Bratislava, 1–224 (in Slovak).

Boorová D. & Salaj J. 1992: Remarks on the biostratigraphy on the 

Butkov Formation in the Manín sequence. Geol. Carpath. 43, 2, 

123–126.

Boorová D. & Salaj J. 1996: Contribution to the Barremian–Albian 

litofacies development of the Manín Unit s. s. sediments. Zemní 

plyn a nafta 40, 3, 177–184 (in Slovak).

Bom M.H.H., Guerra R.M., Concheyro A. & Fauth G. 2015: Methodo-

logies for recovering calcareous nannofossils from bituminous 

claystone. Micropaleontology 61, 3, 165–170.

Borza K. 1969: Die Mikrofacies und Mikrofossilien des Oberjuras 

und der Unterkreide der Klippenzone der Westkarpaten. Slovak 

Academy of Sciences Publishing House, Bratislava, 1–302.

Borza K., Fedor J., Michalík J. & Vašíček Z. 1983: Lithology, strati-

graphy, tectonic conditions and chemical-technological charac-

teristics  of  cement  materials  from  the  Butkov  Quarry.  Interim 

report on solving tasks. Open File Report — Geofond, Bratislava, 

1–345 (in Slovak).

Borza K., Michalík J. & Vašíček Z. 1987: Lithological, biofacies and 

geochemical characterization of the Lower Cretaceous palegic 

carbonate sequences of Mt Butkov (Manín Unit, Western Car-

pathians). Geol. Carpath. 38, 3, 323–348.

Bown P.R. 1998: Triassic. In: Bown P.R. (Ed.): Calcareous nanno-

fossil  biostratigraphy.  British Micropalaeontological Society 

Publication SeriesChapman & Hall, 29–33.

Bown P.R. & Young J.R. 1997: Mesozoic calcareous nannoplankton 

classification. J. Nannoplankton Res. 19, 1, 21–36.

Bromley R.G. 1996: Trace fossils, biology, taphonomy and applica-

tions. Second edition. Chapman & Hall, 1–361.

Clavel B., Conrad M.A., Busnardo R., Charollais J. & Granier B. 

2013: Mapping the rise and demise of Urgonian platforms (Late 

Hauterivian–Early Aptian) in southeastern France and the Swiss 

Jura. Cretaceous Res. 39, 29–46.

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

depositional texture. In: Ham W.E. (Ed.): Classification of car-

bonate rocks. A symposium. AAPG Memoirs 1, 108–171.

Erba E., Duncan R. A., Bottini C., Tiraboschi D., Weissert H., Jenkyns 

H. C. & Malinverno A. 2015: Environmental Consequences of 

Ontong Java Plateau and Kerguelen Plateau Volcanism. GSA 

Special Paper 511, doi:10.1130/2015.2511(15).

Ferry S. & Flandrin J. 1979: Mégabrèches de resédimentation, lacunes 

mécaniques et pseudo-“hard grounds“ sur la marge vocontienne 

au Barrémien et à 1‘Aptien inférieur. Géol. alpine 55, 75–92.

Folk R.L. 1959: Practical petrographical classification of limestones. 

AAPG Bulletin 43, 1–38.

Folk  R.L.  1962:  Spectral  subdivision  of  limestone  types.  In:  Ham 

W.E. (Ed.): Classification of carbonate rocks. AAPG Memoirs 1, 

62–84.

Föllmi  K.B.  2012:  Early  Cretaceous  life,  climate  and  anoxia. 

Cretaceous Res. 35, 230–257.

Föllmi  K.B.  &  Gainon  F.  2008:  Demise  of  the  northern  Tethyan 

Urgonian carbonate platform and subsequent transition towards 

pelagic conditions: the sedimentary record of the Col de la Plaine 

Morte area, central Switzerland. Sediment. Geol. 205, 142–159. 

Föllmi  K.B.  &  Godet  A.  2013:  Palaeoceanography  of  Lower 

Cretaceous  Alpine  platform  carbonates.  Sedimentology 60, 

 131–151. 

Föllmi  K.B.,  Weissert  H.,  Bisping  M.  &  Funk  H.  1994:  Phospho-

genesis,  carbon-isotope  stratigraphy,  and  carbonate-platform 

evolution along the Lower Cretaceous northern Tethyan margin. 

Geol. Soc. Am. Bull. 106, 729–746.

Föllmi  K.B.,  Godet  A.,  Bodin  S.  &  Linder  F.  2006:  Interactions 

between environmental change and shallow water carbonate 

build-up along the northern Tethyan margin and their impact on 

the Early Cretaceous carbon isotope record. Paleoceanography 

21, 1–16. 

Frey R.W. 1970: Trace fossils of Fort Hays Limestone Member of 

Niobara  Chalk  (Upper  Cretaceous),  West-Central  Kansas.  

The University of Kansas Paleontological Contributions 53, 

1–41.

Fu S. 1991: Funktion, Verhalten und Einteilung fucoider und 

 lophocteniider  Lenebsspuren.  Courier Forsch. Inst. Sencken­

berg 135, 1–79.

Gili E., Skelton P.W., Bover-Arnal T., Salas R., Obrador A. &  

Fenerci-Masse M. 2016: Depositional biofacies model for post- 

OAE1a  Aptian  carbonate  platforms  of  the  western  Maestrat 

 Basin  (Iberian  Chain,  Spain).  Palaeogeogr. Palaeoclimatol. 

 Palaeoecol.  453, 101–114.

Giorgioni M., Weissert, H. Stefano M., Bernasconi, H.S., Hochuli 

P.A., Keller C.E., Coccioni R., Petrizzo M.R., Lukeneder A. & 

Garcia T.I. 2015: Paleoceanographic changes during the Albian–

Cenomanian in the Tethys and North Atlantic and the onset of 

the Cretaceous chalk. Global Planet. Change 126, 46–61.

Godet A., Bodin S., Follmi K.B., Vermeulen J., Gardin S., Fiet N. 

Addate T., Berner Y., Stúben D. & van de Schootbrugge V. 2006: 

Evolution of the marine stable carbon-isotope record during the 

early Cretaceous: A focus on the Hauterivian and Barremian in 

the Tethyan realm. Earth Planet. Sci. Lett. 242, 254–271. 

Heimhofer U., Adatte T., Hochuli P.A., Burla S. & Weissert H. 2008: 

Coastal sediments from the Algarve: low-latitude climate  archive 

for the Aptian–Albian. Int. J. Earth Sci. 97, 785–797.

Huck S., Heimhofer U., Immenhause A. & Weissert H. 2013: Carbon 

isotope stratigraphy of Early Cretaceous (urgonian) shoal-water 

deposit: Diachronous changes in carbonate-platform production 

in the north-western Thethys. Sediment. Geol. 290, 157–174.

Immenhauser A., Poter G., Kenter J.A.M. & Bahamonde J.R. 2003: 

An  alternative model  for  positive  shift  in  shallow-marine car-

bonate δ

13

C and δ

18

O. Sedimentology 50, 953–959.

Kędzierski  M.,  Uchman  A.,  Sawlowicz  Z.  &  Briguglio  A.  2015: 

 Fossilized bioelectric wire – the trace fossil Trichichnus. Biogeo­

sciences 12, 1–9.

Kennedy W.J., Gale A.S., Huber B.T., Petrizzo M.R., Bron P. & 

 Barchetta  A.  2014:  Integrated  stratigraphy  across  the  Aptian/ 

Albian  boundary  at  Col  de  Pré-Guittard  (southern  France):  

A  Candidate  Global  Boundary  Stratotype  Section:  Cretaceous 

Res. 51, 248–259. 

Köhler E. 1980: Stratigraphy of Cretaceous sediments based on Orbi-

tolinid foraminifers. The final report for the years 1976 –1980. 

SGIDS, Bratislava, 1–91 (in Slovak).

Kysela J., Marschalko R. & Samuel O. 1982: Lithostratigraphic clas-

sification  of  Upper  Cretaceous  sediments  of  the  Manín  Unit. 

Geologické Práce, Správy 78, 143–168 (in Slovak).

Leckie R.M., Bralower T.J. & Cashman R. 2002: Oceanic anoxic 

events  and  plankton  evolution:  biotic  response  to  tectonic 

 forcing during the mid-Cretaceous. Paleoceanography 17, 3, 

doi: 10.1029/2001 PA 000623. 

background image

401

AN ALBIAN DEMISE OF THE CARBONATE PLATFORM IN THE MANÍN UNIT (WESTERN CARPATHIANS)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

Lefeld J. 1974: Middle–Upper Jurassic and Lower Cretaceous bio-

stratigraphy and sedimentology of the Sub-Tatric succession in 

the Tatra Mts. (Western Carpathians). Acta Geol. Polon. 24, 2, 

227–364.

Lehmann C., Osleger D.A. & Montanez I.P. 2000: Sequence strati-

graphy  of  Lower  Cretaceous  (Barremian–Albian)  carbonate 

platforms of northeastern Mexico: regional and global correla-

tions. J. Sediment. Res. 70, 373–391.

Loeblich  A.R.  &  Tappan  H.  1988.  Foraminiferal  Genera  

and their Classification. Van Nostrand Reinhold, 1–970 

 

+ 847 pl.

Longoria J.F. 1974: Stratigraphic, morphologic, and taxonomic studies 

of Aptian planktonic foraminifera. Revista Española de Micro­

paleontología, número extraordinario, 1–107.

Longoria J.F. 1984: Cretaceous biochronology from the Gulf of 

 Mexico region based on planktonic microfossils. Micropaleon­

tology 30, 225–242.

Masse J.P. 1989a: Relations entre modifications biologiques et 

phénoménes  géologiques  sur  les  plates-formes  carbonatées  du 

domaine  périméditerranéen  au  passage  Bédoulien-Gargasien. 

Géobios, Mémoire Spécial 11, 274–294.

Masse J.P. 1989b: Biomineralization, mass extinctions and global 

events relationships: mid-Aptian carbonate platform biota crisis 

example. In: Abstracts, 28th International Geological Congress, 

Washington 2, 382.

Masse  J.P.  2003:  Integrated  stratigraphy  of  the  Lower Aptian  and 

 applications to carbonate platforms: a state of the art. In: Gili E., 

Negra M.H. & Skelton P.W. (Eds.): North African Cretaceous 

Carbonate Platform Systems. NATO Science Series, IV. Earth 

and Environmental Sciences 28. Kluwer Academic Publishers

203–214.

Masse J.P. & Fenerci-Masse M. 2011: Drowning discontinuities and 

stratigraphic correlation in platform carbonates. The late Barre-

mian–Early Aptian record of southeast France. Cretaceous Res. 

32, 6, 659–684.

Masse J.P. & Fenerci-Masse M. 2013: Stratigraphic updating and cor-

relation of Late BarremianeEarly Aptian Urgonian successions 

and  their  marly  cover,  in  their  type  region  (Orgon–Apt,  SE 

France). Cretaceous Res. 39, 17–28.

Masse  J.P.  &  Uchman  A.  1997:  New  biostratigraphic  data  on  

the   Early  Cretaceous  platform  carbonates  of  the  Tatra  Moun-

tains,  Western  Carpathians,  Poland.  Cretaceous Res. 18, 

 

713–729.

Masse J.P., Arias C. & Vilas L. 1992: Stratigraphy and biozonation of 

a reference Aptian–Albian p. p. Tethyan carbonate platform suc-

cession: the Sierra del Carche series (oriental Prebetic zone — 

Murcia, Spain). In: New aspects on Tethyan Cretaceous fossil 

assemblages 9. Österreichische Akademie der Wissenschaften 

Schriftenreihe der Erdwissenschaftlichen Kommissionen, Wien, 

201–222.

Mello J. (Ed.) 2005: Geological map of the middle Váh Valley region 

1:50,000. MŽP – ŠGÚDŠ, Bratislava.

Michalík J. 1994: Lower cretaceous carbonate platform facies, West-

ern Carpathians. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 111, 

263–277.

Michalík J. & Soták J. 1990: Lower Cretaceous shallow marine build-

ups in the Western Carpathians and their relationship to pelagic 

facies. Cretaceous Res. 11, 211–227.

Michalík J. & Vašíček Z. 1984: To the early mid-cretaceous deve-

lopment:  the  age  and  enviromental  positionof  the  “Skalica 

 breccia”.  Geologický zborník Geologica Carpathica 35, 

 

559–581.

Michalík J. & Žítt J. 1988: Early Cretaceous phyllocrinids (Crinoidea, 

Cyrtocrinida) in the Manín Unit (Mt Butkov, Middle Váh Valley, 

Central  West  Carpathians).  Geologický zborník Geologica 

 Carpathica 39, 3, 353–368.

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

Brodno section — a potential regional stratotype of the Jurassic/

Cretaceous boundary (Western Carpathians). Geol. Carpath. 60, 

3, 213–232.

Michalík  J.,  Lintnerová  O.,  Reháková  D.,  Boorová  D.  &  Šimo  V. 

2012: Early Cretaceous sedimentary evolution of a pelagic basin 

margin (the Manín Unit, central Western Carpathians, Slovakia). 

Cretaceous Res. 38, 68–79

Michalík J., Vašíček Z., Boorová D., Golej M., Halásová E., Hort P., 

Ledvák P., Lintnerová O., Měchová L., Šimo V., Šimonová V., 

Reháková  D.,  Schlögl  J.,  Skupien  P.,  Smrečková  M.  & 

 Zahradníková  B.  2013:  The  Butkov  Hill,  a  stone  archive  of 

 Slovakian mountains and of the Mesozoic sea life history.   

Veda Editorial house, Bratislava, 1–164. ISBN 978-80-224-

1287-2.

Michalík J., Reháková D., Grabowski J., Lintnerová O., Svobodová 

A.,  Schlögl  J.,  Sobień  K.  &  Schnabl  P.  2016:  Stratigraphy, 

 plankton  communities,  and  magnetic  proxies  at  the 

 Jurassic / Cretaceous  boundary  in  the  Pieniny  Klippen  Belt 

(Western Carpathians, Slovakia). Geol. Carpath. 67, 4, 303–328.

Mišík  M.  1957:  Lithological  section  through  Manín  series.  Geolo­

gický sborník 8, 2, 242–258 (in Slovak).

Mišík M. 1990: Urgonian facies in the West Carpathians. Zem. Plyn 

Nafta, 9a, 25–54.

Perch-Nielsen K. 1985: Mesozoic calcareous nannofossils. In: Bolli 

H.M., Saunders J.B. & Perch-Nielsen K. (Eds.): Plankton Stra-

tigraphy. Cambridge University Press, Cambridge, 329–426.

Peybernès B., Ivanov M., Nikolov T., Ciszaka R. & Stoykovac K. 

2000:  Séquences  de  dépôt  à  l’articulation  plate-forme  urgo-

nienne-bassin (intervalle BarrémieneAlbien) dans le Prébalkan 

occidental  (Bulgarie  du  Nord-Ouest).  C. R. Acad. Sci. Paris, 

 Science de la terre et des planètes / Earth and Planetary  Sciences 

330, 547–553.

Plašienka  D.  &  Soták  J.  2015:  Evolution  of  Late  Cretaceous– 

Palaeogene synorogenic basins in the Pieniny Klippen Belt and 

adjacent  zones  (Western  Carpathians,  Slovakia):  tectonic 

 controls over a growing orogenic wedge. Annales Societatis 

 Geologorum  Poloniae 85, 1, 43–76.

Plašienka D., Havrila M., Michalík J., Putiš M. & Reháková D. 1997: 

Nappe structure of the western part of the Western Carpathians. 

In:  Plašienka  D.  et  al.  (Ed.): Alpine  evolution  of  the Western 

Carpathians  and  related  areas.  D. Stur Publishers, Bratislava, 

139–161.

Poulsen C.J., Pollard D. & White T.S. 2007: General circulation 

 model simulation of the δ

18

O content of continental precipitation 

in the middle Cretaceous: a model-proxy comparison. Geology 

35, 199–202. 

Premoli Silva I. & Verga D. 2004: Practical manual of Cretaceous 

Planktonic Foraminifera. In: Verga D. & Rettori R. (Eds.): Inter-

national school on Planktonic Foraminifera. Universities of 

 Perugia and Milano, Tipografia Pontefelcino, Perugia, 1–283.

Rakús M. 1984: Manín Straits-profile through the Jurassic and Creta-

ceous of the Manín nappe and profile at the Kostolec Klippe.  

In: Guide to geol. excurs. West Carpath. Mts. Bratislava, 31–37.

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

and Early Cretaceous calcareous dinoflagellates recorded in the 

Western Carpathian pelagic carbonate facies. Mineralia Slovaca 

32, 2, 79–88.

Robaszyński F. & Caron M. 1995: Foraminiféres planctoniques du 

Vrétacé:  commentaire  de  la  zonation  Europe Méditerranée. 

 Société Géologique de FranceBulletin 166, 6, 681– 692.

Robaszyński F. & Caron M., coords., et Groupe de Travail Européen 

des Foraminiféres Planctoniques 1979: Atlas de Foraminiféres 

Planctoniques  du  Crétacé  Moyen  (Mer  Boréale  et  Téthys). 

Cahiers de Micropaléontologie, Paris, fasc. 1 et 2, 1–185 + 

1–181.

background image

402

FEKETE, SOTÁK, BOOROVÁ, LINTNEROVÁ, MICHALÍK and GRABOWSKI

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 5, 385–402

Rosales I. 1999: Controls on carbonate platform evolution on active 

fault  blocks:  the  Lower  Cretaceous  Castro  Urdiales  platform 

(Aptian–Albian,  northern  Spain).  J. Sediment. Res. B. 69, 2, 

447–465.

Ruberti D., Bravi S., Carannante G., Vigorito M. & Simone L. 2013: 

Decline  and  recovery  of  the  Aptian  carbonate  factory  in  the 

southern Apennine carbonate shelves (southern Italy): Climatic/

oceanographic vs. local tectonic controls. Cretaceous Res. 39, 

112–132.

Sames  B.,  Wagreich  M.,  Wendler  J.E.,  Haq  B.U.,  Conrad  C.P., 

Melinte-Dobrinescu M.C., Hu X., Wendler I., Wolfgring E., 

 

Zilmaz I.O. & Zorina S.O. 2016: Review: Short-term 

 

sea-level chcnges in a greenhouse world — a view from the 

 Cretaceous.  Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 441, 

393–411.

Schöllhorn  E.  &  Schlagintweit  F.  1990:  Allodapische  Urgonkalke 

(Oberbarreme-Oberapt)  aus  der  Unterkreide-Schichtfolge  der 

Langbathzone (Nördliche Kalkalpen, Oberösterreich). Jb. Geol. 

B.­A. 133, 4, 635–651.

Simo J.A.T., Robert S.W. & Masse J.P. 1993: Cretaceous carbonate 

platforms: an overview. In: Simo J.A.T., Roberts S.W. & Masse 

J.P. (Eds.): Cretaceous Carbonate Platforms. AAPG Memoirs 56, 

1–23.

Soreghan G.S., Engel M.H., Furley R.A. & Giles K.A. 2000: Glacio-

eustatic transgressive reflux, stratiform dolomite in Pennsylva-

nian bioherms of the western Orogrande Basin, New Mexico.  

J. Sediment. Res. 70, 6, 1315–1332.

Štúr D. 1860: Bericht über die geologische Übersichts Aufnahme des 

Wassergebietes der Waag und Neutra. Jahrb. Geol. Reichsanst, 9, 

Wien, 17-151. In: Fusán O. 1960: Práce Dionýza Štúra — 

 vybrané  state.  Zpráva  o  prehľadnom  geologickom  mapovaní 

v povodí Váhu a Nitry. GÚDŠ, Bratislava, 34–181.

Švábenická L. 2001: Late Campanian/Late Maastrichtian penetration 

of high-latitude nannoflora to the Outer Carpathian depositional 

area. Geol. Carpath. 52, 23–40.

Uchmann A. 1999: Ichnology of the Rhenodanubian Flysch (Lower 

Cretaceous–Eocene)  in  Austria  and  Germany.  Beringeria 25, 

67–173.

Vašíček  Z.,  Michalík  J.  &  Reháková  D.  1994:  Early  Cretaceous 

 stratigraphy,  paleogeography  and  life  in  Western  Carpathians. 

Beringeria 10, 3–169 .

Weissert H. & Erba E. 2004: Volcanism, CO

2

  and  palaeoclimate:  

a  Late  Jurassic–Early  Cretaceous  carbon  and  oxygen  isotope 

 record.  J. Geol. Soc. London 161, 695–702.

Weissert H., Lini A., Föllmi K.B. & Kuhn O. 1998: Correlation of 

Early  Cretaceous  carbon  isotope  stratigraphy  and  platform 

drowning events: a possible link? Palaeogeogr. Palaeoclimatol. 

Palaeoecol. 137, 189–203.

Wilson J.L. 1975: Carbonate Facies in Geologic History. Springer­ 

Verlag, New York, N.Y., 1–470.

Wissler L., Funk H.P. & Weissert H. 2003: Response of Early Creta-

ceous  carbonate  platforms  to  changes  in  atmospheric  carbon 

 dioxide  levels.  Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 200, 

187–205.