GEOLOGICA CARPATHICA

, DECEMBER 2017, 68, 6, 562–582

doi: 10.1515/geoca-2017-0037

www.geologicacarpathica.com

Exotic clasts, debris flow deposits and their significance  

for reconstruction of the Istebna Formation  

(Late Cretaceous – Paleocene, Silesian Basin,  

Outer Carpathians)

PIOTR STRZEBOŃSKI

1

, JUSTYNA KOWAL-KASPRZYK

2,3

 and BARBARA OLSZEWSKA

4

1

AGH University of Science and Technology; Faculty of Geology, Geophysics and Environmental Protection; Department of General 

Geology and Geotourism; Al. A. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków, Poland; strzebo@geol.agh.edu.pl

2 

Institute of Geological Sciences, Polish Academy of Sciences, Research Centre in Kraków, Senacka 1, 31-002 Kraków, Poland;  

ndkowal@cyf-kr.edu.pl

3 

Jagiellonian University, Institute of Geological Sciences, Gronostajowa 3a, 30-387 Kraków, Poland

4 

Retired Professor, Kraków, Poland; bwolsz41@gmail.com

(Manuscript received January 23, 2017; accepted in revised form September 28, 2017)

Abstract: The different types of calcareous exotic clasts (fragments of pre-existing rocks), embedded in the Paleocene 

siliciclastic deposits of the Istebna Formation from the Beskid Mały Mountains (Silesian Unit, Western Outer Carpathians), 

were studied and differentiated through microfacies-biostratigraphical analysis. Calcareous exotics of the Oxfordian–

Kimmeridgian age prevail, representing a type of sedimentation comparable to that one documented for the northern 

Tethyan margin. The Tithonian exotic clasts (Štramberk-type limestones), which are much less common, were formed on 

a carbonate platform and related slope. The sedimentary paleotransport directions indicate the Silesian Ridge as a main 

source area for all exotics, which were emplaced in the depositional setting of the flysch deposits. The exotics constitute 

a relatively rare local component of some debrites. Proceedings of the sedimentological facies analysis indicate that these 

mass transport deposits were accumulated en-masse by debris flows in a deep-water depositional system in the form of 

a slope apron. Exotics prove that clasts of the crystalline basement and, less common, fragments of the sedimentary cover, 

originated from long-lasting tectonic activity and intense uplift of the source area. Mass transport processes and mass 

accumulation of significant amounts of the coarse-grained detrital material in the south facial zone of the Silesian Basin 

during the Early Paleogene was due to reactivation of the Silesian Ridge and its increased denudation. Relative regression 

and erosion of the emerged older flysch deposits were also forced by this uplift. These processes were connected with the 

renewed diastrophic activity in the Alpine Tethys.

Key words: Flysch Carpathians, Silesian Nappe, Istebna Formation, Silesian Ridge, Silesian Basin, debris flows, apron, 

limestone exotic clasts.

Introduction

The  clasts  of  crystalline  and  sedimentary  rocks  constitute 

characteristic components of some detrital Carpathian rocks 

(e.g.,  Wieser  1948;  Książkiewicz  1951).  Pebbles,  cobbles, 

boulders  and  klippes  of  metamorphic  and  igneous  rocks  as 

well as the Upper Jurassic and Lower Cretaceous limestones 

are noted in the Carpathian deposits since the earliest history 

of the geological study of this area. They are known as exotic 

blocks (ger. „Exotische Bloecke”) (sensu Hohenegger 1861) 

or just exotics (e.g., Burtanówna et al. 1937; Raymond 1984). 

Exotics are remnants of the source areas (parent rocks), which 

alimented the sedimentary basins (e.g., Unrug 1968), but they 

also may have come from erosion and redeposition (recycling) 

of the older sedimentary formations (e.g., Słomka 1986, 2001; 

Matyszkiewicz  &  Słomka  1994).  Inter-  and  intra-basinal 

 elevations  identified  during  the  early  stages  of  the  paleo-

geographic  reconstructions  as  the  so-called  cordilleras 

(Książkiewicz  1953),  as  well  as  the  marginal  continental 

 borders of these basins (e.g., Książkiewicz 1962, 1965; Unrug 

1963,  1968;  Ślączka  1986;  Olszewska  &  Wieczorek  2001; 

 Poprawa  et  al.  2002,  2004;  Golonka  et  al.  2008 a, b)  might 

have constituted such alimentary areas delivering clastic mate-

rial for the Carpathian sub-basins. The inter-basinal Silesian 

Ridge situated between the Silesian Basin on the north and the 

Magura Basin on the south, and the Subsilesian Ridge, intra- 

basinal elevation within the proto-Silesian Basin, were such 

source  areas  (e.g.,  Unrug  1968;  Eliáš  1970;  Golonka  et  al. 

2008 b). Fragments of these areas served as the main source 

supplying the Silesian Basin with detrital material for almost 

125 million years (cf. Burtanówna et al. 1937).

Exotics represent one of the most important sources of infor-

mation  about  these  no  longer  existing  Carpathian  alimentary 

areas, indirectly indicating the type of their parent rocks as well 

as the type of geological structure and its geotectonic history.

Generally exotics constitute a relatively rare component of 

the siliciclastic deposits of the Silesian Series, although locally 

relatively large concentrations are observed (e.g., Burtan et al. 

563

THE PALEOCENE SILICICLASTIC DEPOSITS OF THE ISTEBNA FORMATION

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

1984;  Chodyń  et  al.  2005;  Cieszkowski  et  al.  2016).  They 

occur as macroscopically distinguishable, but usually single, 

dispersed in matrix detrital grains. Boulder-sized exotic clasts, 

most often chaotically scattered in the clastic mass of matrix, 

are sometimes also called olistoliths (sensu Abbate et al. 1970; 

e.g., Szymakowska 1976). Deposits built of gravel-sized clasts 

dispersed  within  detritic  matrix  (supporting  phase)  form 

debrites.

Mass-transported and mass-sedimented debris flow depo sits 

are products of slope sedimentary gravity-driven processes, also 

triggered  by  tectonics,  seismic  activities,  meteorological  

and/or eustatic factors (Shanmugam 2000, 2006, 2015, 2016; 

see also Strzeboński 2005, 2013, 2015; Festa et al. 2010, 2016; 

Strzeboński et al. 2013; Szydło et al. 2014; Łapcik et al. 2016). 

Such  deposits  containing  outsized  clasts  in  matrix  are  also 

called olistostromes (Flores 1959; Abbate et al. 1970; Szyma-

kowska 1976; see also e.g., Jankowski 2007; Cieszkowski et 

al. 2009, 2012; Festa et al. 2010; 2016; Ślączka et al. 2012).  

In  the  broad  descriptive  and  rather  not  genetic  sense,  the 

 general term “chaotic complex” (sensu Jankowski 1997, 2007) 

describing  matrix-supported  disorganized  deposits,  usually 

built of differentiated gravel-sized clasts scattered in matrix, is 

also used for this kind of slope gravity flow debrites. Although, 

this  designations,  preceded  by  “chaotic”,  “chaotically”  in 

names, are also applied for mappable mixed masses (clast-in-

matrix  types),  but  also  with  composite  tectono-sedimentary 

implications,  or  for  such  clastic  bodies/units  which  have 

mainly  tectonic  origin,  namely  diverse  mélanges  or  broken 

formations (cf. e.g., Starzec et al. 2015). However, some of the 

widely understood mélanges (e.g., Raymond 1984) were inter-

preted  as  ancient  submarine  deposits  formed  by  different 

 gravity-driven mass transport processes (cf. e.g., Festa et al. 

2010,  2016),  namely  deep-water  slides,  slumps,  and  debris 

flows  (sensu  Shanmugam  2006;  2016).  Such  deposits  were 

termed  sedimentary  mélanges  to  provide  a  distinction  from 

mélanges in the strict sense, meaning those of tectonic origin 

(Hsü 1974), and/or olistostromes, which are known especially 

from  the  collisional  Alpine-to-Himalayan  orogenic  systems 

(e.g.,  Festa  et  al.  2010,  2016).  According  to  such  origin, 

assigned to them by Festa et al. (2010, 2016), these deposits 

may consequently be interpreted as products of the above-men-

tioned critical sedimentary processes. They can be referred to 

slide, slump or debrite types respectively, depending on the 

visible features of internal fragmentation and disorganization 

(see  also  Strzeboński  2015).  In  this  case  deposits  forming 

amalgamated  lithosomes,  affected  by  sedimentary  multiple 

events  and  multi-stage  disorders,  could  be  termed  directly: 

slide-,  slump-  and/or  debrite  bodies/units/series/complexes, 

etc., or generally mass transport deposits/complexes (MTDs/

MTCs sensu Shanmugam 2015, 2016).

The Istebna Beds of the sedimentary Silesian Series (sensu 

Burtanówna  et  al.  1937),  also  called  the  Istebna  Formation 

(sensu Menčík 1983; Wójcik et al. 1996; see also Picha et al. 

2006), constitute one of the most important lithostratigraphic 

divisions with exotics in the tectonic Silesian Unit of the Outer 

Carpathians (Figs. 1, 2). The Istebna Formation (Istebna Fm.) 

has  been  studied  by  numerous  geologists  starting  with 

Hohenegger (1861), who identified them as a separate unit and 

proposed their name. Liebus & Uhlig (1902) and Burtanówna 

et al. (1937) clarified the stratigraphy and division of the unit. 

Other  researchers  developed  the  research  methodology  and 

contributed further details on the deposits of the Istebna Fm. 

(Książkiewicz 1951, 1962; Geroch 1960; Unrug 1963, 1968; 

Eliáš  1970;  Peszat  1976;  Menčík  1983;  Menčík  &  Tyráček 

1985;  Ślączka  1986;  Picha  et  al.  2006;  Ślączka et  al.  2006, 

2012; Cieszkowski et al. 2009, 2012; Uchman 2009; Rajchel 

& Uchman 2012).

The  previous  studies  of  the  exotics  from  the  Istebna  Fm. 

were focused mostly on the crystalline rocks often constituting 

nearly  100 %  of  the  exotic  population  (e.g.,  Wieser  1948; 

Książkiewicz 1951, 1953, 1962; Unrug 1963, 1968; Peszat & 

Wieser 1999; Poprawa et al. 2004). Another area of research 

concerned  microfacies-biostratigraphic  and  paleoecological 

analyses based on clasts of the exotic sedimentary rocks (e.g., 

Burtan  et  al.  1984; Tomaś  et  al.  2004;  Chodyń  et  al.  2005; 

Strzeboński et al. 2013).

The  paper  presents  results  of  the  analysis  of  the  exotic 

 calcareous  clasts  and  the  exotic-bearing  debrites,  and  their 

application  for  the  reconstruction  of  the  sedimentation  and 

development of the Silesian Basin.

Database, methods, and terminology

The  results  of  the  present  sedimentological  analysis  are 

based on field investigations of the outcrops of the Istebna Fm. 

in  the  Beskid  Mały  Mts.  (IFmBM).  Litho-sedimentological 

logging was carried out on the topographic sections totalling 

almost 1400 metres in a true thickness. Data were collected 

from exposures in 22 riverbeds, exposures along the shoreline 

of Jezioro Żywieckie dam lake, several natural rocky forms, 

and two quarries.

Methods of facies analysis (see in general e.g., Ghibaudo 

1992; Słomka 1995; Shanmugam 2006; Mulder 2011; Talling 

et  al.  2012;  Strzeboński  2015;  Prekopová  et  al.  2017)  were 

used  for:  qualitative  distinction  of  lithotypes,  sub-lithotypes 

and lithotype associations (visual assessment), approximation 

of lithosome shapes, as well as interpretation of depositional 

lithofacies  origin  (transport – transformation – depositional 

mecha nisms), sequences and depositional complexes, and, last 

but  not  least,  types  of  both  depositional  environment  and 

sub-environments,  as  well  as  kinds  of  depositional  system. 

Additionally, data such as lithofacies types were also treated 

quantitatively  and  statistical  analysis  of  selected  parameters 

was performed, including thickness share (percentage of the 

thickness expressed in terms of the % by volume), frequency 

share  (percentage  of  the  quantities  referred  as  the  %  by 

 frequency),  and  variability  range  of  bed  thickness.  In  the 

exotic study, in addition to the classically used frequency ana-

lysis (percentage by frequency), innovative volumetric analy-

sis (expressed as a volume per cent, volume range and average 

volume) were used.

564

STRZEBOŃSKI, KOWAL-KASPRZYK and OLSZEWSKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

4 km

0

Międzybrodzkie
Lake

Jezioro

Żywieckie

dam

lake

Żylica

Łęka

wka

So

ła

Soła

Ska

wa

POLAND

0

400 km

CZ

SK

Beskid

Mały

Mountains

N

Istebna Formation
of the Silesian Unit

Silesian Unit of the
Outer Carpathians

Outer Carpathians

Study area
Beskid Mały Mountains

BM

Ms

Exotic section

Łękawica

Mucharz

ANDRYCHÓW

Międzybrodzie

Żywieckie

Tresna

Międzybrodzie
Bialskie

Czernichów

BIELSKO-
-BIAŁA

Czaniec

Porąbka

Kobiernice

Wilkowice

ŻYWIEC

Łodygowice

Gilowice

Oczków

Moszczanica

Rychwałd

Ślemień

Krzeszów

Tarnawa

Dolna

Jaszczurowa

Ponikiew

Rzyki

Targanica

Lachowice

Kurów

Pawelka

SUCHA
BESKIDZKA

Krakow

50°N

20°E

0

40 km

BM

W

E

S T

E R

N

O U T E

R

C A R P

A T

H

I A

N

S

1 km

0

N49°49.181´
E019°32.575´
(±5 m)

Ms

15

Skawa

Mucharz

N

Targoszów

Krzeszów
Górny

1 km

0

N49°45.280´
E019°27.613´
(±5 m)

Ts

20

N

15

Ta

rg

os

zó

ka

w

Hieroglyphic Beds

Krosno Beds

Quaternary

Upper Godula Beds

Lower Istebna Sandst.

Lower Istebna Shale

Upper Istebna Shale

Istebna Variegated Sh.

Ciężkowice Sandstone

Middle Godula Beds

Variegated Shale

Upper Istebna Sandst.

Malinowski Congl.

Location

Position of the strata

15

3

1

4

5

2

Ms

Ts

W

e s

t e r

n B

e s k i d s

MSB

SB

Krosno

Q

Ol

E

E

E

Pc

Pc

Pc

UCr/Pc

UCr

UCr

UCr

UCr

B

C

D

E

A

Fig. 1. A  —  Position  of  the  Outer  Carpathians  and  Silesian  Unit  relative  to  part  of  the  contour  map  of  Europe,  CZ  −  Czech  Republic,  

SK − Slovakia; B — Location of the Beskid Mały Mts. (BM), the Silesian Beskid Mts. (SB) and the Moravskoslezské Beskydy Mts. (MSB) 

areas on the background of the Silesian Unit of the Western Outer Carpathians; C — Occurrence of the Istebna Formation in the Beskid Mały 

Mts., Ms – Mucharz section, Ts – Targoszów section; D — Details of the geological map with localization of the Mucharz section; E — Details 

of the geological map with localization of the Targoszów section (based on: Nowak 1964; Książkiewicz 1973; Golonka et al. 1981; Żytko et 

al. 1989; Lexa et al. 2000; Cieszkowski et al. 2012; simplified and partly modified). Stratigraphy: E − Eocene, Ol − Oligocene, Pc − Paleocene 

and UCr − Upper Cretaceous deposits.

565

THE PALEOCENE SILICICLASTIC DEPOSITS OF THE ISTEBNA FORMATION

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

Another  aspect  of  the  present  research  was  microfacies- 

biostratigraphical  analysis  of  calcareous  clasts,  very  rarely 

occurring among exotics. Samples were taken from the best 

exposed  and  relatively  richest  in  calcareous  exotic  material 

sections (Figs. 1D, E and 3), which are described in detail in 

this  article.  A  total  of  20  samples  of  the  calcareous  exotic 

clasts were collected in Mucharz and 18 samples in Targoszów. 

Afterwards samples were cut and examined macroscopically. 

A total of 24 standard thin sections were prepared of the chosen 

exotics.  The  micropaleontological  studies  of  thin  sections 

were carried out under a Nikon Eclipse LV100 POL polarizing 

microscope  and  the  microfacial  studies  under  a  Nikon 

SMZ1000 stereomicroscope. Dunham’s (1962) classification 

of  carbonate  rocks  was  used  for  limestones  and  Mount’s 

(1985)  classification  for  calcareous  rocks  with  siliciclastic 

admixture.

The general term calcariclastic (portmanteau of calcarious 

and clastic) is used in a manner analogous to a designation 

commonly accepted in sedimentology: siliciclastic (coined by 

combining silicious and clastic). The name of calcariclastics 

(syn.  calcareclastics,  in  terms  of  the  above-mentioned)  is 

applied to clastic carbonate sedimentary deposits containing 

predominantly  resedimented  calcium  carbonate-bearing 

detritic material of diverse origin, age, and fractions (pellite -

to-psephite in size), and formed by inorganic, gravity-forced 

processes. Depending on the predominance of debris flows or 

turbidity  currents,  debritic  calcariclastics  (debrites  rich  in 

limestone  clasts  and  calcareous  matrix)  and  turbiditic 

P

ALEOGENE

Eocene

Thanetian

to

Danian

Maastrichtian

to

Late

Campanian

Paleocene

Late

CRET

ACEOUS

PERIOD

Age

Epoch

Early

Campanian

Priabonian

to

Ypresian

Ms

Ts

Hieroglyphic Beds
(Hieroglyphic Formation)

Variegated Shale

Istebna Variegated Shale

Upper Istebna Sandstone

Lower Istebna Shale

Lower Istebna Sandstone

Upper Godula Beds
(upper Godula Formation)

Upper Istebna Shale

Ciężkowice Sandstone
(Ciężkowice Formation)

conglomerate

sandstone

mudstone & sandstone
(couples)

mudstone

gravelly mudstone

sandy conglomerate
& gravelly sandstone

synsedimentary
deformation

sphaero-siderite

Ms

field profile
(approximate position)

Upper Istebna Beds

(upper Istebna Fm.)

Lower Istebna Beds

(lower Istebna Formation)

ISTEBNA

BEDS     (ISTEBNA

FORMA

TION)

0

500

1000

1500

[m]

Beskid Mały

Mountains

W

E

SILESIAN SUCCESSION

(of the Silesian Unit)

Fig. 2.  An  integrated  lithostratigraphical  scheme  of  the  Silesian  Series  in  the  Beskid  Mały  Mts.  showing  position  of  the  studied  logs  

(after: Burtanówna et al. 1937; Książkiewicz 1951; Geroch 1960; Szydło et al. 2015; Strzeboński 2005; partly changed).

566

STRZEBOŃSKI, KOWAL-KASPRZYK and OLSZEWSKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

calcariclastics  (calcarious-bearing  turbidites)  can  be  distin-

guished, in a similar way to the case of siliciclastics.

Geological background

Overview of stratigraphic successions with exotics

Distinct lithotype diversity and irregular distribution of exo-

tics, especially calcareous ones, is observed in the lateral and 

vertical occurrence in the western part of the Silesian Series.

Calcareous  resediments  (i.e.,  calcariclastics)  are  generally 

rare in the flysch series (sensu lato) of the Outer Carpathians 

(e.g.,  Leszczyński  &  Malik  1996).  However,  they  include  

the oldest known calcariclastic deposits of the Silesian Series, 

the so-called Cieszyn Beds (sensu Bieda et al. 1963; Słomka 

1986): Vendryně Fm., Cieszyn Limestone Fm., and Cisownica 

Shale Mb. (e.g., Waśkowska-Oliwa et al. 2008). These beds 

belong to the flyschoidal (flysch-type) basinal series predomi-

nantly  composed  of  redeposited,  originally  shallow-water, 

calcareous clastic material. They constitute, however, a small 

amount of the Silesian Series taking under consideration their 

thickness (locally to ca. 15 % by volume of the Upper Jurassic–

Paleocene deposits) and stratigraphic range (ca. 17 % for the 

Tithonian–Maastrichtian interval) (cf. Burtanówna et al. 1937).

Successive formations of the Silesian Series, starting from 

the Hradiště Fm. (sensu Wójcik et al. 1996), are already domi-

nated by flysch series sensu stricto, meaning those composed 

mainly of siliciclastics, such as siliceous turbidites and deb-

rites (e.g., Słomka 1995; Strzeboński 2015). In general, occur-

rence  of  these  calcareous  exotics  is  not  abundant  in  the 

Carpathian siliciclastic flysch deposits. In relation to its whole 

mass it could be estimated at less than 1 %. Calcareous clasts 

appear there only locally and sporadically, as in the case of 

local accumulations of the Ostravice Mb. of the Godula Fm. 

(Słomka 1995; Cieszkowski et al. 2016).

Exotics  also  occur  in  some  debris  flow  deposits  (exotic 

 debrites) of the Istebna Formation (IFm). The distribution of 

calcareous exotics in the Istebna Fm. of the Beskid Mały Mts. 

(IFmBM) is laterally and vertically non-homogenous. Gene-

rally  in  the  IFmBM  calcareous  exotics  are  relatively  more 

common (by volume and frequency) than in the areas situated 

farther  west,  namely  in  the  Moravskoslezské  Beskydy  Mts. 

and  Silesian  Beskid  Mts.  areas  (e.g.,  Książkiewicz  1951; 

Strzeboński 2005), and on the other hand much less common 

than  in  the  areas  situated  farther  east,  especially  in  the 

Lanckorona  Foothills  (e.g.,  Książkiewicz  1951;  Kowal-

Kasprzyk 2016).

Geological setting of the Istebna Formation

The sedimentary succession of the Istebna Fm. belongs to 

the Silesian Unit of the Western Outer Carpathians, exposed in 

the Beskid Mały Mts. (Figs. 1, 2). The Istebna Fm. crops out 

in the south part of this allochthonic tectonic unit, also known 

as the Silesian Nappe. Outcrops of the formation extend from 

the Moravskoslezské Beskydy Mts. in Slovakia and the Czech 

Republic  in  the  west,  through  the  Silesian  Beskid  Mts.  and 

Beskid  Mały  Mts.  in  Poland,  altogether  referred  to  a  set  of 

mountain ranges called the Western Beskids (Fig. 1B, C), to 

the region of Krosno city in the east (within the Polish bor-

ders), thus forming an essential part of the Silesian Unit (Żytko 

et al. 1989; Lexa et al. 2000).

The Beskid Mały Mts. is one of the geographical regions of 

the  occurrence  of  exotics  in  deposits  of  the  Istebna  Fm.  

(Fig. 1B, C). The Istebna Fm. in the Beskid Mały Mts. reaches 

up to 1300 m in thickness (Fig. 2). Lithofacies development of 

the IFmBM is similar to that known from the adjacent Beskids 

(i.e., Moravskoslezské Beskydy Mts. and Silesian Beskid Mts.), 

and differences are mostly in the thickness and frequency of 

the particular lithotypes (e.g., Strzeboński 2005).

In  the  studied  area  the  Istebna  Fm.  is  underlain  by  the 

Godula Beds (sensu Burtanówna et al. 1937; Słomka 1995) 

(Fig. 1D, E), also called the Godula Fm. (Fig. 2) (Menčík 1983; 

Wójcik et al. 1996; see also Picha et al. 2006), and overlain by 

the Ciężkowice Fm. (cf. Wójcik et al. 1996) — the so-called 

Ciężkowice Sandstone (Figs. 1D, E and 2) (see Burtanówna et 

al. 1937; Leszczyński 1981) interbedded with the variegated 

shales  or  by  the  Hieroglyphic  Beds  (see  Burtanówna  et  al. 

1937),  also  named  the  Hieroglyphic  Fm.  (cf.  Wójcik  et  al. 

1996), with the variegated shales intercalations (Fig. 2) (see 

also Książkiewicz 1951).

The Istebna Beds (sensu Burtanówna et al. 1937) are tradi-

tionally divided into the Lower Istebna Beds and Upper Istebna 

Beds (Fig. 2). The lowest subdivision is also called the Lower 

Istebna  Sandstone,  whereas  the  upper  part  is  tri partite:  the 

Lower  Istebna  Shale,  the  Upper  Istebna  Sandstone,  and  the 

Upper Istebna Shale (Fig. 2) (see also Książkiewicz 1951).

The previously mentioned stratotype division of the Istebna 

Beds, proposed for the Silesian Series in the Beskid Śląski Mts., 

cannot always be applied during field work in the Beskid Mały 

Mts.  Sometimes  in  the  investigated  area  the  Lower  Istebna 

Shale  disappears  and  the  Lower  Istebna  Sandstone  directly 

passes  into  the  Upper  Istebna  Sandstone  (Fig.  2).  In  some 

cases the Upper Istebna Sandstone is pinched out as well and 

then the Lower Istebna Sandstone is overlain by the Lower 

Istebna Shale coalesced (amalgamated in a broad sense) with 

the Upper Istebna Shale (Fig. 2) (see Książkiewicz 1951).

The age of the IFmBM was determined as Late Cretaceous–

Paleocene  (Fig.  2)  based  on  the  micropaleontological  study 

(e.g., Geroch 1960; see also Szydło et al. 2015).

Depositional lithofacies

The  IFmBM  includes  mainly  siliciclastic  material,  origi-

nally  of  terrigenous  provenance,  which  is  mineralogically 

mature and represented mostly by quartz, subordinately sili-

cate minerals: feldspar- and muscovite flakes, and accessory 

heavy  minerals  (e.g.,  Unrug  1968;  Grzebyk  &  Leszczyński 

2006). Texturally this material is moderately mature − mode-

rately sorted and subrounded-to-rounded, with the exception 

of feldspars, which may even be subangular. Carbonized plant 

567

THE PALEOCENE SILICICLASTIC DEPOSITS OF THE ISTEBNA FORMATION

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

detritus  constitutes  an  additional  component,  especially  of 

sandy  mudstone  and  muddy  sandstone  lithotypes  (cf. 

Strzeboński & Uchman 2015).

The  IFmBM  includes  detrital  sedimentary  rocks  repre-

sented by the following siliciclastic lithotypes: 1 — sandstone,  

2 — gravelly sandstone, 3 — sandy conglomerate, 4 — conglo-

merate (1‒4 represent sandstone-to-conglomerate association, 

with  deposits  sometimes  containing  clasts  of  exotic  rocks),  

5 — sandstone with mudstone couplet, 6 — mudstone (some-

times accompanied by sphaerosiderite concretions), 7 — gravelly 

mudstone  (in  the  broad  sense  than  pebbly  mudstone sensu 

Crowell  1957,  i.e.  granule  gravel-to-boulder  gravel),  some-

times with exotics (Fig. 2).

Among the basic lithotypes some sub-lithotypes can be dis-

tinguished according to their structural features, for example, 

massive  conglomerate ‒ debritic  conglomerate  (i.e.,  gravelly 

mudstone

sandy mudstone

muddy gravelly sandstone

fine-grained sandstone

medium-grained sandstone

coarse-grained sandstone

fine-grained gravelly sandstone

medium-grained gravelly sandstone

coarse-grained gravelly sandstone

fine-grained sandy conglomerate

medium-grained sandy conglomerate

coarse-grained sandy conglomerate

fine-grained conglomerate

medium-grained conglomerate

coarse-grained conglomerate

Ts

Ms

S -

SG -

sandstone;

gravelly sandst.

CS -

; C -

sandy conglomerate

congl.

S SG CS C

unclear surface of interbedded
(amalgamation)

erosional channel (chute)

paleoflow direction

exotic calcareous rocks

exotic igneous rocks

exotic metamorphic rocks

exotic clasts of other
sedimentary rocks

B

A

0

5

[m]

10

15

20

S SG CS C

covered

S SG CS C

0

5

[m]

10

Fig. 3. Schematic lithological-sedimentological logs of the studied sections. A ‒ Mucharz section (Ms); B ‒ Targoszów section (Ts). For advice 

on general position of the profiles see Figs. 1 and 2.

568

STRZEBOŃSKI, KOWAL-KASPRZYK and OLSZEWSKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

debris flow deposit) or normally graded sandstone ‒ turbiditic 

sandstone (i.e., sandy turbidity current deposit) (Strzeboński 

2015).

These  lithotypes  are  sometimes  disturbed  to  varying 

degrees,  by  being  involved  in  ripped-fold  structures,  which 

were caused by synsedimentary gravity-forced deformations 

(slump deposits) (Fig. 2).

The  siliciclastics  of  the  IFmBM,  especially  of  the  Lower 

Istebna Sandstone and the Upper Istebna Sandstone (Fig. 2), 

are predominantly characterized by the irregularly developed 

beds with horizontally variable thickness, patchy top surfaces, 

depositional and erosional pinch-outs. Additionally, thick- and 

very thick bedded, mainly amalgamated massive sandstone- 

to-conglomerate  bodies  with  interbeds  of  massive  gravelly 

mudstone, without regular mudstone intercalations, occur.

Studied sections with calcareous exotic clasts

Mucharz section

The Mucharz section is situated in the orographic left bank 

of  the  Skawa  river  bend,  near  the  Mucharz  village  in  the 

Beskid  Mały  Mountais,  on  the  area  of  the  future  dammed- 

water Świnna Poręba reservoir (Fig. 1B–D) (GPS coordinates: 

N 49°49.181’;  E

 

 19°32.575’;  ±5  m).  Exotic  conglomerate 

belongs to the Upper Istebna Sandstone (Paleocene) (Fig. 2) 

(see Książkiewicz 1973). The examined exotic-bearing deposit 

has  a  maximum  thickness  of  230  cm  (Fig.  3A),  and  forms 

a  tongue-shaped  lithosome  with  basal  half-lenticular  cross 

section  (255−75°),  clearly  showing  an  irregular,  erosional 

 bottom surface. Exotics occur as clasts of diverse, primarily 

crystalline rocks, randomly scattered within the siliciclastic, 

non-calcareous  matrix  (matrix-supported  conglomerate).  

The  matrix  is  poorly  sorted,  predominantly  sand-sized  and 

without a macroscopically visible significant amount of clay- 

and silt-sized particles (without the dark grey colour of a fine-

grained background). The exotic clasts reach up to 25 cm in 

length along the longest axis, and several centimetres in dia-

meter. In the uppermost part of the body they are more dis-

persed in the matrix then in the lower part (Fig. 4A–C). Among 

the calcareous exotics, light grey and dark grey micritic lime-

stones  and  calcareous  rocks  with  clay  and  silt  admixtures, 

limestones  and  silty  limestones  are  the  most  common,  

while  light  grey  organogenic  and  organodetritic  limestones 

(Štramberk-type  limestones)  are  rare.  According  to  Wieser 

(1948)  exotics  of  the  crystalline  rocks,  collected  from  this 

location,  are  dominated  by  diverse  varieties  of  gneiss  and 

granulite (56.5 and 13 % by frequency respectively), while the 

igneous rocks are infrequent (total of 7.5 % freq.), and other 

rocks (sedimentary rocks and vain quartz clasts) have 23 % 

freq. (op. cit., p. 143 — table 7).

Paleotransport directions were estimated on the basis of the 

positioning  of  the  long  axes  of  clasts  (flow  lineation),  clast 

overlaps (“imbrications”), geometry of the lithosome, wash-

outs, and chutes (longer axis of the scour-and-fill structures). 

The paleotransport directions indicate that the clastic material 

with exotics was distributed nearly from S to N (not conside-

ring the orogenic rotation of the Carpathian tectonic units; cf. 

e.g., Rauch 2013), and SSE to NNW in the overlain deposit 

comprising finer-grained clastic material (Fig. 3A). Directions 

observed in the surrounding area, for example, in non-exotic, 

thin-  to  medium-bedded  and  fine-  to  medium-grained  sand-

stones, based on directional sole structures in the form of tool 

marks and flute casts, indicate the sedimentary transport also 

from SSW and SW to NNE and NE.

A massive coarse-clastic deposit rich in a sandy matrix and 

exotic material can be considered as exotic conglomerate with 

a  matrix-support  structure.  A  matrix-supported  exotic  con-

glomerate  could  be  interpreted  as  a  “clean”  exotic-bearing 

conglomerate debrite, meaning a debritic conglomerate with 

exotic  clasts  and  low  concentration  of  pelitic  and  aleuritic 

fractions (sensu particle size). This pebble-sandy debris flow 

deposit constitutes filling of the disposable ephemeral channel 

— small, single-filled chute (Fig. 3).

Targoszów section

The Targoszów section is a new exotic position located in 

the orographic left bank of the Targoszówka stream, near the 

Krzeszów  Górny  and  Targoszów  villages,  in  Stryszawa 

District  in  the  Beskid  Mały  Mts.  (Fig.  1B, C  and  E)  (GPS 

 coordinates:  N 49°45.280’;  E 19°27.613’;  ±5  m).  Deposits 

with exotics belong to the Upper Istebna Sandstone (Fig. 2) 

(Nowak 1964). The observed exotics reveal a great variety of 

petrographic types (Table 1) and occur in a massive conglo-

merate  approx.  60  cm  in  thickness  (Figs.  3B  and  4D–F).  

The deposit forms a flat in base lithosome without a visible 

erosional bottom surface. The matrix of the deposit is rich in 

sandy-muddy  material,  with  numerous  chaotically  scattered 

quartz  granules.  Common  exotic  clasts  are  randomly  distri-

buted  in  the  matrix  and  their  concentration  is  40−60 %  by 

 volume  of  the  debrite.  The  largest  outsized  clast  was 

43×35×22 cm (limestone with cherts), however, the longest 

axis of the average clast reaches no more than 10 cm, and their 

average volume is ca. 400 cm

3

 (Table 1). Clasts of crystalline 

rocks prevail (53 % vol. and 89 % freq.) (Table 1). Calcareous 

exotics are not abundant in frequency (4.7 %) and similar to 

those described from the Mucharz section. Nevertheless, the 

present study proved that in terms of volume they have a very 

large share (41.5 % vol.) (Table 1).

In the upper part of the profile there is an indistinct,  probably 

amalgamated, transition to normally graded muddy gravelly 

sandstone. Medium-to-fine pebbles and granules are scattered 

in massive sandstone rich in a muddy matrix, but exotics are 

not present (Fig. 3B).

Paleotransport  of  the  clastic  material  with  exotics,  deter-

mined on the basis of similar indicators like in the Mucharz 

section, indicates distribution from SSW to NNE, and close to 

the direction from SE to NW in the non-exotic deposits occur-

ring just below exotic conglomerate (Fig. 3B). These direc-

tions are repeated laterally in the surrounding area.

569

THE PALEOCENE SILICICLASTIC DEPOSITS OF THE ISTEBNA FORMATION

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

The  massive,  coarse-clastic  deposit,  composed  of  sandy 

matrix rich in mud (clay- and silt-sized material), as well as in 

quartz  granules  and  outsized  exotics,  can  be  considered  as 

an  exotic  matrix-supported  conglomerate  rich  in  unsorted 

sandy-muddy matrix.

An exotic-bearing deposit developed in such a way could be 

interpreted as a “dirty” conglomerate debrite, that is a debritic 

conglomerate  with  exotics  and  with  a  sandy  matrix  rich  in 

high content of fine-sized particles (mud), or as a specific case 

of exotic-bearing gravelly mudstone debrite, meaning a deb-

ritic gravelly mudstone with exotics and quartz granules rich 

in a sandy matrix, but relatively poor in fine-sized particles 

(mud).  Presumably  it  originated  from  siliciclastic  gravelly- 

sandy-muddy  debris  flow  and  formed  an  apron-type  cover 

lithosome (linearly supplied) with no signs of basal erosion, 

indicated by a flat base. This debrite, coalesced with the sur-

rounding clastic bodies, is interpreted as a component of the 

slope-apron depositional settings.

F

E

D

C

B

A

Fig. 4. Exotic clasts in the siliciclastic-type debrites with prevalence of siliceous and silicate grain material. Mucharz section: A — debrite 

represented by matrix-supported conglomerate containing exotic clasts, showing generally a disorganized structure (chaotic dispersed, floating 

in sandy matrix quartz granules and exotics), on the left side the slight inverse grading is visible. B — massive gravelly sandstone type debrite, 

outsized exotics floating in matrix are clearly visible. C — debrite in the form of clast-supported to matrix-supported exotic conglomerate, 

generally massive, partly inversely graded with randomly scattered outsized clasts. Targoszów section: D — massive muddy conglomerate 

debrite containing exotic clasts, partly with irregular pockets richer in sandy-granule matrix. At the top part irregular surface with amalgamated 

non-exotic muddy gravelly sandstone occurs. E — lower part of the debrite from picture D: shows outsized exotic clasts. F — outsized clast 

of organodetritic limestone from debrite described in photo D.

570

STRZEBOŃSKI, KOWAL-KASPRZYK and OLSZEWSKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

Results

Exotic clasts in the Istebna Formation of the Beskid Mały Mts.

Deposits  with  macroscopically  discernible  crystalline  and 

sedimentary exotics are rare in the IFmBM (approx. up to 3 % 

by volume and up to 0.5 % freq.). They appear mainly in the 

Lower  Istebna  Sandstone  (especially  at  its  border  with  the 

Upper  Godula  Beds)  and  in  the  Upper  Istebna  Sandstone 

(especially  at  the  beginning  of  this  sedimentary  succession) 

(Fig. 2)  (e.g.,  Książkiewicz  1951).  Exotic  clasts  constitute 

a component of some siliciclastic deposits (siliceous-silicate 

debrites). The most exotics are associated with debritic conglo-

merates,  debritic  sandy  conglomerates  and  debritic  gravelly 

mudstones (Figs. 3 and 4), and to a lesser extent with debritic 

gravelly sandstones. The qualitative and quantitative results, 

based  on  the  authors’  own  analysis,  are  outlined  below  and  

the volumetric relations (percentage by volume) together with 

the frequency of occurrence (frequency per cent) of the petro-

graphically diversified clasts are shown in Table 1.

Statistical description of the siliciclastic deposits

Gravelly mudstone debrites make up 7.0 % vol. of the total 

thickness  of  the  IFmBM,  while  conglomerate  debrites  and 

sandy  conglomerate  debrites,  which  are  chiefly  related  to  

the occurrence of exotics, make up together only 6.6 % vol. of 

the thickness in total. Gravelly sandstone debrites, which form 

a relatively large bulk of the IFmBM (10 % by volume), only 

occasionally  contain  some  exotic  rocks.  In  the  sandstone 

 debri tes, despite their dominance in the formation (51.4 % vol. 

and 33.4 % by frequency), no exotics were observed macro-

scopically. In the other lithotypes, exotics were also not found.

Conglomerates with exotic clasts constitute 34 % vol. and 

32 %  of  the frequency (amount) of  all the assessed  con glo-

merates (2.8 % vol. and 0.7 % by frequency of the IFmBM). 

Exotic  sandy  conglomerates  had  a  7 %  thickness  share  and 

a 6 % frequency share in all the investigated sandy conglo-

merate  lithotype  (3.8 %  vol.  and  1.3 %  freq.,  IFmBM). 

Occasionally, single specimens of exotics were also present as 

outsized clasts in gravelly sandstones. Exotic gravelly mud-

stones made up 15 % by volume and 7 % by frequency among 

gravelly mudstones.

In the Targoszów section (Figs. 1C, E and 3B) exotics are 

associated  with  the  siliciclastic  deposit  having  transitional 

characteristics relative to the above-mentioned “clean” debrite 

types.  They  occur  in  conglomerate,  but  with  a  macroscopi-

cally visible sandy- and mud-rich matrix (dark grey colour of 

a fine-grained background).

Among all the observed exotic debrites, namely rocks con-

taining exotic clasts and considered as debris flow deposits, 

debrites represented by exotic conglomerates made up 38 % of 

the thickness and 62 % of the frequency, while debrites in the 

form of sandy conglomerates with exotics made up 10 % vol. 

and 23 % by frequency. Therefore, they constitute the domi-

nant exotic debrite association (48 vol. %, 85 freq. %). For 

debrites  developed  as  exotic  gravelly  mudstones  the  shares 

were 42 % and 8 %, respectively, and for debrites classified as 

exotic “mudded” sandy conglomerate deposits: 10 % and 7 %.

Metamorphic rocks prevail among the exotics of the Upper 

Istebna Sandstone (>50 % by volume and frequency). Usually 

there are various types of gneiss, mostly porphyroblastic with 

feldspars and micas, and sometimes migmatitic (40 % vol. and 

30 % freq.), quartzites (6 and 13 % respectively), crystalline 

schists (3 and 8 %), and rare granulites (4 and 7 %) (Table 1). 

Clasts  of  igneous  rocks  are  the  least  common  at  most  sites 

(typically less than 5 % vol/freq., Table 1), rarely up to 20 %, 

but only in the Lower Istebna Sandstone (cf. Wieser 1948). 

They are usually represented by various granitoids and intru-

sive rocks. Quartz pebbles, probably of vein origin, are rela-

tively numerous and may account for up to 31 % freq., but 

only 2 % by volume (Table 1). Clasts of sedimentary rocks are 

Rock type

Petrographic type

Volume

per cent

[%]

Frequency

per cent

[%]

Volume

range

[cm

3

]

Average

volume

[cm

3

]

Crystalline

Metamorphic

Gneisses

36.9

50.3

53.2

26.9

54.3

88.6

1–7900

525

355

230

384

Quartzites

5.9

12.9

15–1411

176

Muscovite-biot. sch.

2.1

5.6

< 1–936

146

Sericite-chlor. sch.

0.9

2.3

17–476

153

Granulites

4.5

6.6

6–1428

255

Igneous

Porphyries

0.8

1.0

1.5

3.5

66–338

210

114

Aplites

< 0.1

1.2

< 1–22

12

Granites

0.2

0.8

39–109

74

Vein quartz

1.9

30.8

< 1–245

23

Sedimentary

Sandstones

2.5

46.8

5.1

11.4

42–706

191

1588

Limestones

41.5

4.7

31–23177

3399

Mudstones

2.8

0.8

14–2415

1214

Cherts

<0.1

0.8

29–49

39

Table 1: Percentage composition of the petrographic type clasts, based on a set of 256 specimens, pebble-to-boulder in-size, occurring in  

the  Upper  Istebna  Sandstone  (Paleocene)  of  the  Istebna  Formation  (Silesian  Series  of  the  Outer  Carpathians). The  exotic  position  in  the 

Targoszów section from the Beskid Mały Mountains as an example.

571

THE PALEOCENE SILICICLASTIC DEPOSITS OF THE ISTEBNA FORMATION

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

usually rarely observed in the exotic populations. Nevertheless, 

some local exceptions appear, and then their volume reaches 

from a few to a dozen percent. Sandstones and dark cherts, 

such  as  lydites,  are  predominant  in  the  frequency  among  

the clasts of sedimentary rocks (6 % freq.), but their volume 

share is quite subordinate (about 2 % vol.). Calcareous rocks, 

including limestones, are relatively rare (locally up to 5 % freq.), 

but they can appear as single large blocks, reaching more than 

40 % by volume, which makes this lithological type excep-

tional in this locality (Table 1).

Exotic calcareous rocks

A total of 24 thin sections were prepared from the exotic 

calcareous  rocks  sampled  at  the  studied  localities.  Four  of 

them  were  determined  as  Tithonian  in  age,  one  sample  as 

Tithonian  or  alternatively  Berriasian  in  age,  one  sample  as 

 latest Kimmeridgian or earliest Tithonian in age, one sample 

as Cretaceous (not older than Albian) in age, two of them did 

not give enough data to enable age determination, and the rest 

of  them  represent  the  Oxfordian–Kimmeridgian.  Generally 

the  Oxfordian

‒

Kimmeridgian  limestones  represented  diffe-

rent microfacies (MF) to the Tithonian limestones (Fig. 5), but 

some exceptions were noted (MF-1, MF-3). Table 2 presents 

the  described  calcareous  microfacies.  Tables  3  and  4  show 

lists  of  the  most  important  microfossils  noted  in  the  lime-

stones, as well as their known ranges, while Fig. 6 illustrates 

chosen microfossils.

Conceptual scenario for sedimentation development

During  the  Late  Jurassic‒Early  Cretaceous  diastrophic 

activity  in  the Alpine Tethys  realm,  the  southern  margin  of  

the North European Platform was reshaped by the northward 

advancing, marginal breakdown (partitioning) of the continen-

tal plate and its edging (e.g., Golonka et al. 2000; Olszewska 

& Wieczorek 2001). The accommodation space of the proto- 

Silesian Basin was formed as a result of geotectonic processes 

which took place in the northernmost province of the Outer 

Carpathian Tethys (Ślączka 1986; Słomka 2001; Ślączka et al. 

2006; Golonka et al. 2008b).

Basal deposits of the Silesian Series observed in field expo-

sures,  such  as  calcareous-to-marly  slumps  and  debris  flow 

deposits (cf. also Peszat 1968; Słomka 1986, 2001; Górniak 

2015), suggest that during the early stages of the basin’s evo-

lution, mostly gravity resediments developed. Calcareclastic 

sedimentation was related to erosion of the calcareous sedi-

ments developed on the margins of the proto-Silesian Basin, 

including the Silesian Ridge. Firstly chaotic flyschoid deposits 

(proto-flysch ‒ structurally flysch-like succession) were accu-

mulated. Calcareclastic slumps and debrites created the early 

depositional  system  in  the  form  of  an  apron.  Afterwards 

 chaotic sedimentation was ordered. Formation of the calcari-

clastic ramp(s) and more arranged deposition with repeatedly 

negative sequences continued horizontally, as with siliciclastic 

submarine  fans  (sensu  Reading  &  Richards  1994;  see  e.g., 

Słomka 1986, 2001), as well as sedimentation of early calcare-

clastic turbidites, dominated in the architectural setting of the 

proto-basin.

The change from calcariclastics to deposits dominated by 

siliciclastics, observed in the field sections, may also indicate 

that  progressively  the  western  part  of  the  Silesian  Basin 

 (initially  proto-Silesian)  was  intensely  supplied  with  silici-

clastic material, which did not favour further development of 

the  autochthonic  calcareous  sedimentation  (Leszczyński  & 

Malik 1996).

A  large  amount  of  siliciclastic  coarse-grained  material, 

 produced especially during the phases of intensified tectonic 

activity of the Silesian Ridge, were temporarily accumulated 

in the over-slope zone (shelf-edge/normal fault area) and sub-

sequently  redeposited  by  mass-gravity  processes  into  the 

deeper basinal environment. Slides and slumps, with increa-

sing  fragmentation  and  downslope  acceleration  (e.g., 

Wojewoda  2008),  evolved  into  diverse  debris  flows  with 

 varying participations of particular grain-size fractions of the 

clastic material (e.g., sand and gravel, mud and sand or mud 

and  gravel  etc.).  For  instance,  muddy-gravelly  debris  flows 

constituted mass flows of sediment-water mixtures in which 

gravel-sized  clasts  were  randomly  scattered  in  a  predomi-

nantly  muddy  matrix.  On  the  other  hand  sandy-to-gravelly 

debris  flows  were  mass  flows  dominated  by  a  concentrated 

mixture of sand and gravel grains, disorderly mixing in various 

proportions, and with low content of a mud matrix.

These slumps and debrites created a depositional system in 

the  form  of  a  siliciclastic  slope  apron.  Subordinately,  silici-

clastics also filled single relatively small channels. An addi-

tional  element  of  the  depositional  apron  architecture  was 

small-scale,  but  high-relief,  lobe-like  shaped,  coarse-clastic 

bodies, which were formed at their mouth. 

Hydroplastic  behaviour  and  quasi-laminar  state  of  debris 

flows  may  be  affected  by  aquaplaning  (hydroplaning  sensu 

Shanmugam 2006; Festa et al. 2016). In such a case, decon-

centrating (dilution) of their incoherent clastic masses would 

appear as a result. If such mass flows contained, originally or 

incorporated during transportation, large amounts of clay- and 

silt-sized  particles,  hydroplaning  process  may  have  contri-

buted to at least partial (superficial) transformation of flows 

into turbulent suspensions − turbidity currents, and also it may 

be  partly  responsible  for  longer  down-slope  transport  (e.g., 

Fisher 1983; Shanmugam 2000, 2006, 2016; see also Felix et 

al. 2009; Mulder 2011; Strzeboński 2015; Festa et al 2016). 

After stopping the bottom part of sediment gravity flow (debris 

flow freezing), the upper turbulent part may have been sepa-

rated  and  accumulated  as  individual  normally  graded  turbi-

ditic deposits. Hydroplaning could also lead to elutriation of 

debris  flow  matrix  and  clay-silt  particle  separation  process. 

This additionally, besides contributing to induce of suspension 

clouds, could be responsible for “cleaning” of debris flows.

The repeated mass redeposition of clastic materials resulted 

in  the  mixing  of  genetically  diverse  groups  of  sediments 

(including  hemipelagic  background  sediments),  and  in  the 

obliteration of their individual original characteristics includ-

572

STRZEBOŃSKI, KOWAL-KASPRZYK and OLSZEWSKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

ing  their  sedimentary  structures.  As  a  result,  this  led  

to  homogenization  and  development  of  massive  structure  

and  polygenetic  nature  of  the  final  debris  flow  deposits 

(debrites).

Discussion

Interpretation of the studied calcareous exotic rocks

Micropaleontological  data  (mostly  based  on  foraminifera, 

calcareous  dinoflagellata  and  tintinnids)  from  the  studied 

samples, indicate that the calcareous exotics from the IFmBM 

are mostly represented by the Oxfordian–Kimmeridgian rocks 

and, occasionally, by the Tithonian (and maybe also Berriasian) 

rocks. The Oxfordian–Kimmeridgian calcareous rocks repre-

sent  deposits  typical  for  the  diverse  zones  of  the  carbonate 

shelf/ramp with the sponge-microbial buildups. It is a type of 

sedimentation very similar to that known from the northern 

Tethyan margin — the Carpathian Foredeep basement (e.g., 

Morycowa & Moryc 1976; Gutowski et al. 2007; Krajewski et 

al. 2011) and partly the Kraków-Częstochowa Upland (e.g., 

Matyszkiewicz  1989,  1996).  Whereas,  the  Tithonian  lime-

stones can be interpreted as deposits of the diversified zones of 

A

B

C

D

E

F

0.5 mm

1 mm

0.5 mm

1 mm

1 mm

1 mm

Fig. 5. Examples of the studied exotic limestones (microphotographs; plane polarized light — PPL): A — MF-1: Muddy bioclastic micrite (thin 

section S30/5). B — MF-3: Bioclastic wackstone with thin‒shelled bivalves (S30/9). C — MF-4: Wackstone with bioclasts and non-skeletal 

grains (S30/2). D — MF-5: Wackstone with remnants of siliceous sponges and non-skeletal grains (S29/7). E — MF-7: Coated packstone/

grainstone (S29/8). F — MF-10: Fine-peloidal packstone/grainstone with peri-reefal components (S30/10).

573

THE PALEOCENE SILICICLASTIC DEPOSITS OF THE ISTEBNA FORMATION

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

Microfacies

General description

Fossils

Age

Sample(s)

MF-1

(see Fig. 5A)

Bioclastic wackstone 

(or, more often, muddy 

bioclastic micrite).

Fine, broken elements of echinoderms (including planktonic crinoids Saccocoma sp.), 

calcified radiolarians and sponge spicules, carapaces of ostracods, planktonic green algae 

Globochaete alpina, calcareous dinoflagellata (Cadosina parvula, Colomisphaera 

lapidosa, Col. carpathica, Col. fibrata, Col. minutissima, Col. pieniniensis, 

Crustocadosina semiradiata semiradiata, Cr. semiradiata olzae, Committosphaera pulla, 

Carpistomiosphaera borzai, Stomiosphaera moluccana), foraminifera (calcareous benthic, 

i.a., Spirillina andreae, S. elongata, Rumanolina feifeli seiboldi,  R. feifeli feifeli, 

Ophthalmidium sp., Neotrocholina valdensis, Lenticulina sp., Nodosarioidea; rare 

agglutinated; rare planktonic Globuligerina oxfordiana), rare calpionellids – 

Crassicollaria sp. (in the Tithonian sample).

• Latest 

Oxfordian–

earliest (and late?)

Kimmeridgian

• Kimmeridgian/

Tithonian

• Late Tithonian

• S29/11

S29/15 

S30/4

S30/5 

S30/18

• S29/4

• S29/2

MF-2

Muddy echinoderm-

peloidal allochem 

limestone.

Echinoderms (mostly Saccocoma elements), calcified sponge spicules, fragments of thin-

shelled bivalves, G. alpina, calcareous dinoflagellata (i.e., Colomisphaera fibrata), 

foraminifera (calcareous benthic, i.e., R. feifeli feifeli, Spirillina sp., Lenticulina sp.; rare 

agglutinated). 

Latest Oxfordian 

or (more probably)

earliest 

Kimmeridgian

S29/14

MF-3

(see Fig. 5B)

Bioclastic wackstone with 

thin-shelled bivalves. 

Thin-shelled bivalves, calcified sponge spicules, elements of echinoderms (including 

Saccocoma), carapaces of ostracods, G. alpina, calcareous dinoflagellata (i.e., Cadosina 

fusca fusca, C. parvula, Col. lapidosa, Col. minutissima, Col. pieniniensis, St. 

moluccana), foraminifera (calcareous benthic, i.e.,  R. feifeli feifeli, Spirillina tenuissima; 

rare agglutinated).

• Kimmeridgian

• ?Tithonian 

• S30/7

S30/9

• S29/6

MF-4

(see Fig. 5C)

Wackstone (or muddy 

micrite) with bioclasts

and non-skeletal grains: 

peloids, intraclasts, grains 

of microbial origin, 

cortoids, small oncoids. 

Fragments of bivalve and gastropod shells, elements of crinoids, echinoids and 

ophiuroids, carapaces of ostracods, calcified radiolarians and remnants of siliceous 

sponges, few ammonites aptychus, G. alpina, calcareous dinoflagellata (i.e., C. parvula, 

Col. fibrata, Col. pieniniensis), foraminifera (calcareous benthic: Spirillina tenuissima, R. 

gr. feifeli, Ophthalmidium pseudocarinatum, O. strumosum, Cornuspira sp., Lenticulina 

sp., Nubeculariidea, Nodosarioidea; agglutinated, i.e., Ammobaculites sp., Ammodiscus 

sp., Glomospira sp., Reophax sp.; planktonic foraminifera).

Oxfordian–

earliest 

Kimmeridgian

S29/1

S29/3

S29/12

S30/2

MF-5

(see Fig. 5D)

Wackstone/packstone

with remnants of siliceous 

sponges and non-skeletal 

grains (like in MF-4). 

Calcified remnants of siliceous sponges, fragments of bivalve and gastropod shells, 

elements of crinoids (including Saccocoma), echinoids and ophiuroids, carapaces of 

ostracods, calcified radiolarians, calcareous dinoflagellata (i.e., Col. lapidosa, Col. fibrata, 

Committosphaera czestochowiensis), G. alpina, microproblematica Koskinobullina 

socialis, foraminifera (calcareous benthic, i.e., S. andreae, Bullopora tuberculata, 

Lenticulina sp., Rumanolina sp., Ophthalmidium sp., Epistominidae, Nodosarioidea, 

Nubeculariidea; agglutinated, i.e., Protomarssonella jurassica, Ammobaculites sp.; 

planktonic, i.e., G. oxfordiana). 

Oxfordian–

earliest 

Kimmeridgian

S29/5

S29/7

MF-6

Microoncoid-bioclastic

packstone/grainstone with 

numerous thin-shelled 

bivalves.

Non-skeletal grains: 

peloids, cortoids, small 

intraclasts. Bioclasts often 

constitute nucleuses of 

microoncoids. 

Elements of Saccocoma (relatively numerous), other crinoids and holothurians, gastropod 

shells, carapaces of ostracods, calcified sponge spicules, G. alpina, calcareous 

dinoflagellata (i.e., C. fusca fusca, Cr. semiradiata semiradiata, Col. pieniniensis) 

foraminifera (calcareous benthic, i.e., R. feifeli feifeli, Spirillina sp., Lenticulina sp., 

miliolids; less frequent agglutinated; relatively numerous planktonic, i.e., Compactogerina 

stellapolaris). 

Kimmeridgian

S30/1

MF-7

(see Fig. 5E)

Coated packstone/

grainstone.

Non-skeletal grains: 

cortoids, oncoids, peloids, 

intraclasts, aggregate 

grains. 

Gastropod and bivalve shells, Dasycladales algae, fragments of bryozoan colonies, 

elements of crinoids and echinoids, single coral, calcimicrobes, G. alpina, 

microploblematica: K. socialis and Thaumatoporella parvovesiculifera, calcareous 

dinoflagellata (i.e., Cr. semiradiata semiradiata), foraminifera (calcareous benthic, i.e., 

Crescentiella morronensis, Frentzenella odukpaniensis, Mohlerina basiliensis, 

Coscinoconus alpinus, miliolids; agglutinated: Paleogaudryina sp., Verneuilina sp., 

Melathrokerion sp.).

Not older than late 

Tithonian

S29/8

MF-8

Peloidal-bioclastic-

intraclastic packstone/

grainstone. 

Elements of crinoids and echinoids, fragments of bryozoan colonies, bivalve and 

gastropod shells, Dasycladales algae, calcareous sponges (Neuropora), tubes of serpulid 

worms, carapaces of ostracods, decapoda Carpathocancer triangulatus, calpionellids 

(Crassicollaria sp., Calpionella alpina), calcareous dinoflagellata (Cr. semiradiata 

semiradiata, C. fusca fusca, Col. carpathica, Col. tenuis), foraminifera (calcareous 

benthic, i.e., C. morronensis, Siphovalvulina variabilis, Neotrocholina sp., 

Protopeneroplis ultragranulata, P. striata, M. basiliensis, Dobrogelina ovidi, miliolids; 

agglutinated, i.e., Uvigerinammina uvigeriniformis, Paleogaudryina sp.). 

Late Tithonian

S29/9

MF-9

Microbial-calcareous

sponge boundstone. 

Calcareous sponge, incrusting bryozoans, Saccocoma, G. alpina, microproblematica 

Lithocodium aggregatum, calcareous dinoflagellata (Colomisphaera sp.), rare 

chitinoidellids, foraminifera (calcareous benthic: i.e., C. morronensis, Troglotella 

incrustans, Neotrocholina sp., Protopeneroplis sp., Nubeculariidea, miliolids; 

agglutinated, i.e., Valvulina sp., Protomarssonella sp., Trochammina sp.). 

early/late 

Tithonian

S29/13

MF-10

(see Fig. 5F)

Fine-peloidal packstone/

grainstone with peri-reefal 

components. 

Corals, bivalve and gastropods shells, Dasycladales algae, elements of crinoids and 

echinoids, carapaces of ostracods, tubes of serpulid worms, G. alpina, microproblematica 

L. aggregatum and K. socialis, “bacinellid” fabrics, calcareous dinoflagellata (Cr. 

semiradiata semiradiata), rare chitinoidellids, foraminifera (calcareous benthic, i.e., C. 

morronensis, T. incrustans, Moesiloculina histri, Trocholina sp., Coscinoconus sp.; 

agglutinated, i.e., Coscinophragma cribrosum, Textularia sp., Valvulina sp., 

Placopsilininae). 

early/late 

Tithonian

S30/10

MF-11

Muddy micrite with rare

microfossils.

Calcareous dinoflagellata, planktonic foraminifera (of such genus like Hedbergella, 

Globigerinelloides, Heterohelix).

not older than 

Albian

S29/16

Table 2: Description of the microfacies of the studied exotic calcareous rocks.

574

STRZEBOŃSKI, KOWAL-KASPRZYK and OLSZEWSKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

carbonate  platforms  (so-called  Štramberk-type  limestones) 

with reefs built by corals, microbes, and calcareous sponges, 

less often as deposits of the deeper zones (see also Eliáš & 

Eliášová  1984;  Hoffmann  &  Kołodziej  2008).  Oxfordian–

Kimmeridgian sedimentation in the palaeogeographic area of 

the  future  Silesian  Ridge  was  probably  similar  to  sedimen-

tation  developed  in  the  areas  situated  northward  in  the  epi-

continental  basin,  while  during  the  Tithonian–Berriasian  

the  Štramberk-type  carbonate  platform  was  developed  on  

the Silesian Ridge, and calcareous deposition also took place 

in the deeper zones.

The  age  of  the  oldest  analysed  calcareous  exotics 

(Oxfordian–Kimmeridgian)  agrees  with  the  time  interval, 

when most probably the initial diastrophic processes forming 

this part of the Alpine Tethys realm took place. Intensification 

of these processes, as seen in the southern regions of Central 

Europe,  caused  the  progressive  geotectonic-gravity  blocky 

breakdown  of  the  SW  periphery  of  the  North  European 

Platform.  It  forced  a  subsequent  extension  of  the  north 

 province of the Alpine Tethys and formation of a new accom-

modation space — the early Outer Carpathian sub-basins (e.g., 

Książkiewicz 1953; Unrug 1968; Ślączka 1986; Słomka 1986; 

Olszewska  &  Wieczorek  2001;  Poprawa  et  al.  2002,  2004; 

Golonka  et  al.  2008b).  The  oldest  known  deposits  of  the 

Silesian Series — the Vendryně Formation — are dated as l atest 

Kimmeridgian in age (Olszewska et al. 2008). Nevertheless, it 

is possible that basal detachment of deposits, which took place 

during formation of the Carpathian tectonic units (see Paul et 

al. 1996), may not have been located at the strict bottom of  

the primary basinal series, and then the beginning of the his-

tory of these sedimentary areas may be older.

The younger limestones observed among the studied exo-

tics, dated as Tithonian (possibly also Berriasian) in age can be 

interpreted as the indicators of the development of calcareous 

sedimentation in the shallow zone of the newly shaped proto- 

Silesian  Basin.  On  the  other  hand,  they  indicate  submarine 

abrasion of these platforms and resedimentation of their cal-

careous clastic material (calciruditic-to-calcilutitic sediments) 

into the deeper basin and its mixing with deposits of the sedi-

mentary  background  (e.g.,  Bieda  et  al.  1963;  Peszat  1968; 

Matyszkiewicz & Słomka 1994; Leszczyński & Malik 1996; 

Słomka 2001).

A  single  clast  of  muddy  micrite,  determined  as  not  older 

than Albian in age, is most probably a resedimented fragment 

of the deposits from the Silesian Series and could constitute 

an  example  of  the  recycling  (so-called  “cannibalism”  sensu 

Matyszkiewicz & Słomka 1994) of the Carpathian sedimen-

tary series.

AGE

TAXON

Ophthalmidium pseudocarinatum (Dain)

FORAMINIFERA

Oxfordian

Kimmeridgian

Tithonian

Ophthalmidium strumosum (Gümbel)

Rumanolina feifeli feifeli (Paalzow)

Rumanolina feifeli seiboldi (Lutze)

Globuligerina oxfordiana (Grigelis)

Protomarssonella jurassica (Mityanina)

Spirillina andreae Bielecka

Bullopora tuberculata (Sollas)

Spirillina elongata Bielecka, Pożaryski

Spirillina tenuissima Gümbel

Compactogerina stellapolaris (Grigelis)

CALCAREOUS DINOFLAGELLATA

Colomisphaera lapidosa (Vogler)

Colomisphaera fibrata (Nagy)

Colomisphaera pieniniensis (Borza)

Crustocadosina semiradiata semiradiata (Wanner)

Cadosina parvula Nagy

Committosphaera czestochowiensis Řehánek

Colomisphaera minutissima sensu Nowak

Globochaete alpina Lombard

OTHER MICROFOSSILS

Saccocoma sp.

157.3

152.1

Early

M

Late

Early

Early

Late

Late

Table 3:  List  and  known  ranges  of  the  most  important  microfossils  from  the  Oxfordian−Kimmeridgian  exotic  limestones.  Age  after  

Ogg et al. (2016).

575

THE PALEOCENE SILICICLASTIC DEPOSITS OF THE ISTEBNA FORMATION

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

Origin of the siliciclastics of the Istebna Fm.

The  specific  features  of  the  IFmBM  (see  subchapter: 

Depositional lithofacies)  show  that  the  south  facial  zone  of  

the western part of the Silesian Basin was periodically supplied 

by a large amount of coarse-grained siliciclastic material in  

the Late Cretaceous‒Palaeocene.

It also indicates successive stages of the Silesian Ridge acti-

vation, connected with the intensification of the compressive 

regime  in  the  Outer  Carpathian  region  and  the  progressive 

intense denudation of this source area. This type of deposits 

originated from a large scale of production, resedimentation, 

as well as mass transport and mass deposition of these clastic 

materials. It was genetically linked to the syngeotectonically 

enhanced  denudation  and  the  over-covering  of  shores  and 

 offshore of the source areas. Accordingly, a large amount of 

terrigenic siliciclastics was delivered to the basin and gravita-

tionally  poured  into  the  deeper,  more  distal  zones.  Finally, 

disorderly (“chaotic”) setting of such series is due to prevalent 

slumps and debris flows. Therefore intense denudation of the 

emerged fragments of the Silesian Ridge was the main factor 

responsible  for  the  origin  of  such  coarse-grained  clastics.  

AGE

FORAMINIFERA

Berriasian

Neotrocholina valdensis Reichel

Mohlerina basiliensis (Mohler)

Frentzenella odukpaniensis (Dessauvagie)

Siphovalvulina variabilis Septfontaine

Protopeneroplis ultragranulata (Gorbatchik)

Dobrogelina ovidi Neagu

Uvigerinammina uvigeriniformis (Seibold, Seibold)

Troglotella incrustans Wernli, Fookes

Coscinophragma cribrosum (Reuss)

Moesiloculina histri (Neagu)

Coscinoconus alpinus Leupold

CALPIONELLIDS

Colomisphaera tenuis (Nagy)

Colomisphaera lapidosa (Vogler)

Crustocadosina semiradiata semiradiata (Wanner)

Colomisphaera minutissima sensu Nowak

Crustocadosina semiradiata olzae (Nowak)

Committosphaera pulla (Borza)

Carpistomiosphaera borzai (Nagy)

Stomiosphaera moluccana Wanner

Cadosina fusca fusca Wanner

Colomisphaera carpathica (Borza)

Crassicollaria sp.

Crescentiella morronensis (Crescenti)

CALCAREOUS DINOFLAGELLATA

Globochaete alpina Lombard

Saccocoma sp.

Koskinobullina socialis Cherchi, Schroeder

Thaumatoporella parvovesiculifera (Raineri)

Carpathocancer triangulatus (Mišík, Soták, Ziegler)

Calpionella alpina Lorenz

Chitinoidella sp.

Lithocodium aggregatum s.l.

OTHER MICROFOSSILS

152.1

145.0

TAXON

Tithonian

Kimmeridgian

Early

Early

Late

Late

Late

Early

Table 4:  List  and  known  ranges  of  the  most  important  microfossils  from  the Tithonian  (and  alternatively  Berriasian)  exotic  limestones.  

Age after Ogg et al. (2016).

576

STRZEBOŃSKI, KOWAL-KASPRZYK and OLSZEWSKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

A

50 µm

E

50 µm

50 µm

50 µm

20 µm

F

50 µm

100 µm

20 µm

N

M

50 µm

250 µm

20 µm

20 µm

B

C

D

50 µm

G

20 µm

20 µm

H

I

20 µm

J

K

250 µm

L

100 µm

O

100 µm

P

Q

R

20 µm

S

20 µm

T

Fig. 6. Examples of microfossils from the Oxfordian‒Kimmeridgian exotic limestones: A — Ophthalmidium strumosum (Gümbel) (S29/3).  

B — Spirillina andreae Bielecka (S30/4). C — Rumanolina feifeli feifeli (Paalzow) (S29/11). D — Spirillina tenuissima Gümbel (S30/18).  

E — Compactogerina stellapolaris (Grigelis) (S30/1). F — Globuligerina oxfordiana (Grigelis) (S19/32). G — Cadosina parvula Nagy 

(S29/3).  H  —  Colomisphaera fibrata  (Nagy)  (S29/12).  I  —  Colomisphaera pieniniensis  (Borza)  (S29/11).  J  —  Saccocoma  sp.  (S30/1). 

Examples of microfossils from the latest Kimmeridgian/Tithonian‒Berriasian exotic limestones: K — Mohlerina basiliensis (Mohler) (S29/9). 

L  —  Frentzenella odukpaniensis  (Dessauvagie)  (S29/8).  M  —  Moesiloculina histri  (Neagu),  (S30/10).  N  —  Protopeneroplis striata 

Weynschenk  (S29/9).  O  —  Protopeneroplis ultragranulata  (Gorbatchik)  (S29/9).  P  —  Colomisphaera tenuis  (Nagy)  (S29/2).  

Q — Colomisphaera carpathica (Borza) (S29/9). R — Crustocadosina semiradiata olzae (Nowak) (S29/2). S — Carpistomiosphaera borzai 

(Nagy) (S31/7). T — Chitinoidella sp. (S29/9).

577

THE PALEOCENE SILICICLASTIC DEPOSITS OF THE ISTEBNA FORMATION

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

The uplifted ridge forced relative regression, and resulted in 

successive exposition of the proximal basinal deposits. In the 

edge zone of the shelf margin with fronts of prograding clastic 

bodies (e.g., Porębski & Steel 2006) and the proximal slope 

zone, the angle of repose was increasing. In such a situation 

even a slight change of inclination of such zones can cause 

loss  of  stability  and  failure/collapse  of  a  large  amounts  of 

accumulated, non-consolidated material. It was another factor 

causing  large-scale  mass  resedimentation.  Described  pro-

cesses  contributed  to  the  release  of  mass  wasting,  such  as 

slumps,  which  was  responsible  for  development  of  slope 

debris flows (gravelly-sandy and muddy-sandy-gravelly type), 

including mass flows with exotics. It should be emphasized 

that  such  events  like  catastrophic  floods  and  storms,  earth-

quakes, tsunami or submarine gas escapes etc. (see details in 

Shanmugam 2016) may constitute additional initial impulses, 

triggering activation/reactivation of the gravity-powered sedi-

mentary processes. However, we may only speculate in this 

respect.

Directions repeating in lateral propagation in the IFmBM, 

created an approximate pattern of parallel pathways for trans-

porting clastic material (in relation to the source area). This 

indicates that the discussed deposits were accumulated in the 

siliciclastic  cover  of  a  linearly  supplied  apron  depositional 

system  (sensu  Reading  &  Richards  1994,  see  also  Słomka 

1995). 

General lack of ordered “fan” sequences (sensu Reading & 

Richards 1994) indicates that disorganized complexes formed 

irregular  coarse-clastic  apron  covers,  built  of  amalgamated 

deposits of slumps and debris flows. Paleotransport directions 

were parallel to each other and perpendicular to the longer axis 

of the basin, suggesting linear supply. These observations can 

suggest  development  of  the  linearly  sourced  apron  deposi-

tional system.

The  Subsilesian  elevation,  which  constituted  the  northern 

margin of the Silesian Basin (cf. Książkiewicz 1962; Ślączka 

1986), did not have a significant alimentary influence during 

the  sedimentation  of  the  Istebna  Fm.  Structures  indicating 

paleotransport from the north are observed very rarely.

Origin of the calcareous exotics

During the later (post-Valanginian) phases of the sedimen-

tary filling in the western part of the Silesian Basin, intense 

calcareous  sedimentation  was  hampered  by  the  previously 

described  processes.  Accordingly,  shallow-water  carbonate 

sedimentation was not extended in this area, and pure calca-

reous resediments were not deposited.

Taking  under  consideration  both  the  formation  time  and 

thickness of the Upper Istebna Sandstone deposits from the 

Beskid Mały Mts. (assuming 150 m and 5 Ma respectively) 

(Fig. 2), we can suppose that periodical uplift and denudation 

of the western part of the Silesian Ridge in Paleocene had to   

be  significantly  increased,  however,  the  calculated  accumu-

lation  rate,  ca.  30  m/Ma  (delivered  to  the  Silesian  Basin)  

does  not  properly  reflect  the  real  size  and  power  of  these 

geotectonic-sedimentary  processes.  Dynamic  growth  of  the 

source  area  activity  corresponds  better  to  the  lower  Istebna 

Formation (Late Cretaceous sedimentation) — ca. 100 m/Ma 

(Fig. 2), though even a much higher value of the ratio would 

be possible, for example, if compaction or intra-basinal ero-

sion together with large-scale redeposition of the clastic mate-

rial, were included. It seems possible that before deposition of 

the Istebna Fm., the Silesian Ridge was deeply denuded and 

mainly  its  crystalline  base  was  significantly  eroded  during 

deposition  of  the  formation  (e.g.,  Unrug  1968). This  agrees 

with data on the predominance of crystalline exotics in these 

deposits (almost 90 % by frequency and more than 50 % by 

volume) (Table 1). Therefore, it is probable that exotic calca-

reous rocks in the IFmBM come mainly from the secondary 

sources — from the recycling of the older, thick clastic, flysch 

deposits, which were eroded, reworked and redeposited. It can 

be called exotic recycling — re-use of the older exotic clasts.

A larger role of the primary source in the origin of exotic 

limestones  would  be  possible  to  some  extent,  for  example, 

following  the  model  of  the  synsedimentary  anatectic  block 

half-rotations and reverses (cf. Dadlez & Jaroszewski 1994). 

The fragments of the Silesian Ridge inclined in such a way, 

with the front slopes covered by the carbonate platform, may 

have been gradually rotated and exposed. It is probable that 

during their periodical uplift and emerging (rotation), even in 

the late, pre- or early orogenic stage of the flysch sediment 

development, both secondary and primary calcareous material 

was  delivered  into  the  basin.  In  this  case  the  primary,  pre-

served calcareous material would come from this part of the 

cover  of  the  Silesian  Ridge,  which  had  been  semi-  or  fully 

submerged until that time. Accordingly, crystalline clasts may 

have come from the gradually exposed crystalline basement of 

the Silesian Ridge (primary source), as well as from recycling 

of  the  older  flysch,  and  possibly  also  pre-flysch  deposits 

 (secondary source).

Diversified textural maturity of the observed exotic clasts, 

as  well  as  their  petrographic  differentiation,  microfacies 

 variety,  and  stratigraphic  range,  suggest  that  some  of  the 

 exotics come directly from the source area, while others are 

recycled from the older flysch deposits.

Distribution and diversity of the exotic material

As previously mentioned, significant qualitative and quanti-

tative differences are observed in calcareous exotic material 

between  the  areas  situated  farther  west  and  east  from  the 

Beskid  Mały  Mts.  In  the  Beskid  Mały  Mts.  the  Oxfordian–

Kimmeridgian  rocks  prevail  over  the  Tithonian–Berriasian 

ones (Fig. 7). Thus, only a small amount of material coming 

from  erosion  of  the  latest  Jurassic–earliest  Cretaceous  car-

bonate  platforms  was  delivered  to  the  part  of  the  Silesian 

Basin  corresponding  to  the  Beskid  Mały  area  during  the 

Paleocene deposition, while the amount of fragments (mostly 

small)  of  the  older,  Oxfordian–Kimmeridgian  calcareous 

rocks,  was  relatively  large  in  the  deposits  representing  the 

IFmBM.

578

STRZEBOŃSKI, KOWAL-KASPRZYK and OLSZEWSKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

Irregularity and diachronicity of the dia-

strophic activity in the particular regions of 

the Carpathian province (e.g., Słomka 1995), 

should  be  taken  under  consideration  to 

explain  the  diversified  distribution  of  the 

calcareous  clasts  in  the  flysch  deposits. 

These factors had to have influence on both 

the  source  and  basinal  areas:  diachronic 

uplift  and  emergence  of  source  areas  and 

diversified subsidence and accommodation 

of sedimentary sub-basins. For that reason, 

the  general  tendency  for  a  relatively  rare 

occurrence  of  calcareous  exotics  in  the 

Istebna Fm., especially in the western part 

of  the  Silesian  Nappe,  and  for  a  distinct 

increase  of  their  amount  farther  east  from  the  Beskid  Mały 

Mts., may be interpreted as a result of a larger reduction of  

the  primary  sedimentary  cover  of  the  Silesian  Ridge  in  its 

western part. This might be due to the diachronic activity of 

fragments of the Silesian Ridge. This means that in the first 

place  “islands”  emerged  in  the  western  part  of  the  Silesian 

Ridge, and then, the emergence of the ridge progressed east-

ward  (e.g.,  Unrug  1968;  Matyszkiewicz  &  Słomka  1994; 

Słomka 1995). It is also possible that the primary development 

of the Mesozoic sedimentary cover was diversified in space 

and thickness. In this context, before the beginning of the Late 

Cretaceous–Early Paleogene flysch  sedimentation, the Upper 

Jurassic and lowest Cretaceous  carbonate cover in the western 

part of the Silesian Ridge may have been eroded to a large 

degree,  while  in  the  eastern  part  that  cover  may  have  been 

longer preserved or better developed.

The  irregular  distribution  of  exotic  clasts  could  also  be 

influenced by the geometry of the Silesian Ridge. This alimen-

tary area constituted a strongly elongated, probably fragmen-

ted tectonic elevation (e.g., Unrug, 1968), with parts in different 

places  that  may  have  been  uplifted,  submerged,  trans for-

mationally  displaced  and  half-rotated  at  different  times  and 

with  varied  intensity.  A  laterally  and  vertically  diver sified 

denu dation  would  be  due  to  such  processes.  It  would  have 

involved  diversification  in  the  volume  and  fraction-sizes  of 

material  delivered  to  the  basin,  and  development  of  varied 

gravity flows, and, as a consequence, development of various 

depositional systems.

Geotectonic­sedimentary pulses in the development of the 

Silesian Basin

Very coarse-clastic deposits in the lowest parts of the Lower 

Istebna  Sandstone  and  Upper  Istebna  Sandstone,  indicate  

the beginning of the new sedimentary phases of the basin’s 

sedimentary filling. Such intervals reflect especially the pulsar 

geotectonic  activity  generating  forced  regressions:  relative 

sea-level  falls. A  basal  position  of  the  coarse-grained,  often 

exotic-bearing  accumulations  is  connected  with  a  relatively 

rapid and intense beginning of the regional intensification of 

the compressive tectonic regime.

These stages have a significant influence on the sedimentary 

basin-filling  style,  lithofacies  composition  and  development 

of the depositional system architecture.

Generally, non-channelized slope-apron covers, dominated 

by  massive,  amalgamated,  thick  bedded  and  coarse-grained 

siliciclastics, occur initially as a consequence of an increase in 

the diastrophic activity. The intensified tectonic uplift of the 

source  areas  after  a  period  of  relative  calm  resulted  in  the 

induction of the submarine mass-gravity processes — princi-

pally  slumps  and  debris  flows  (e.g.,  Słomka  1986,  2001). 

Diastrophic  moderation  and  formation  of  preferential,  rela-

tively stable ways of transport of the detrital material (chan-

nels) induced the formation of the piedmont siliciclastic ramps 

—  multiple,  overlapping  submarine  fans  (sensu  Reading  & 

Richards 1994; see also Słomka 1995).

Distinct  exotic  enrichment  and  presence  of  conglomerate 

deposits  in  the  lowest  part  of  the  Upper  Istebna  Sandstone, 

compared  with  other  finer-grained  deposits  without  exotic 

clasts of the Istebna Fm. in the study region, constitute an addi-

tional  indicator,  suggesting  that  this  interval  with  coarse-

grained  siliciclastic  sedimentation  was  a  beginning  of  the 

next,  extremely  intense  phase  of  the  tectono-sedimentary 

activity in this part of the Silesian Basin, which was a paleo-

geographic equivalent of the contemporary Beskid Mały Mts. 

In this respect, occurrence of conglomerates, exotic conglo-

merates  and  synsedimentary  disturbed  deposits  close  to  the 

uppermost part of the Lower Istebna Beds (see Fig. 2), can be 

practically used in the mapping and can be treated as indica-

tors helpful for the separation of the Upper Istebna Sandstone 

subdivision in the Beskid Mały Mts., especially when coarse- 

clastic  deposits  have  coalesced  (above-mentioned  lack  of  

the Lower Istebna Shale). The lithofacies boundary between 

the Lower Istebna Beds and the Upper Istebna Beds (Fig. 2) 

may be diachronic (e.g., Szydło et al. 2015). Diachronity of 

the lower boundary of the Lower Istebna Shale in relation to 

the Cretaceous/Paleogene boundary (K/Pg) may be a result of 

the non-simultaneous development of the particular sedimen-

tation types along the whole area of the western part of the 

Silesian Basin. The boundary between the lower Istebna Fm. 

and  upper  Istebna  Fm.  in  the  Western  Beskids  can  appear  

in  the  time  interval  between  the  latest  Maastrichtian  and  

A

B

C

D

Fig. 7. Comparison of the diversified age of the exotic calcareous rocks from: A – diverse 

formations  (Lower  Cretaceous‒Oligocene)  from  the  western  part  of  the  Polish  Outer 

Carpathians (390 exotic clasts); B — Lower Istebna Beds:  Rożnów, Wiśnicz and Wieliczka 

Foothills and Beskid Wyspowy Mts. (59 exotic clasts). C — Upper Istebna Beds: Tarnawa 

(Wiśnicz  Foothills)  (13  exotic  clasts).  D  —  Upper  Istebna  Beds:  Beskid  Mały  Mts.  

(24 exotic clasts). Based on: this work and Kowal-Kasprzyk (2016).

579

THE PALEOCENE SILICICLASTIC DEPOSITS OF THE ISTEBNA FORMATION

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

the  lowest  Paleocene  (Fig.  2).  Determination  of  the  lowest 

Paleocene  biozones  which  document  the  K/Pg  boundary  is 

problematic  (e.g.,  Jugowiec-Nazarkiewicz  &  Szydło  2013), 

and further biostratigraphic study and sedimentological facies 

analysis are required.

Conclusions

The results, shown in relation to the existing state of know-

ledge on the history of the Carpathian basinal development, 

indicate successively:

•  Late Jurassic development of the calcareous sedimentation 

on  the  south  margin  of  the  North  European  Platform  and 

marginal  diversification  of  this  area  into  the  lowered  and 

elevated tectonic zones: the future proto-Silesian Basin and 

the Silesian Ridge;

•  development  of  the  autochthonous  calcareous  sedimenta-

tion in the shallow-water zones of the Silesian Ridge (mostly 

during the Tithonian–Berriasian);

•  uplifting  and  emerging  of  the  fragments  of  the  Silesian 

Ridge,  contributing  to  erosion  of  the  older  deposits,  and 

development of the large-scale, gravity-driven sedimentary 

mass processes (slumps, debris flows) on the slope, causing 

mass redeposition of calcareous materials;

•  exposing (tectonically and/or eustatically) the older flysch 

deposits  and  incorporating  their  materials  into  the  newly 

deve loping basinal successions (flysch recycling processes);

•  subsequent  geotectonic−quasi-eustatic  pulses  in  this  area, 

meaning recurrence of tectonic increase in the activity of the 

source areas corresponding to tectonically forced regression 

— development of the mass deep-water siliciclastic- domi-

nated sedimentation (e.g., sandstone-to-conglomerate depo-

sits of the IFmBM, occasionally debrites with exotics).

Analyses  of  the  sedimentological  attributes  of  coarse-

grained  siliciclastics  and  the  exotic-bearing  deposits  of  the 

IFmBM, suggest that: 

•  they originated from the deep-water sediment gravity-indu-

ced failures (mostly slumps), progressively evolving, pre-

dominantly in diverse submarine debris flows;

•  efficient development of such mass-transport- and mass-depo-

sit processes in the basin area was spread from the “shelf”- 

edge, by the proximal slope to the slope-foot (distal zone);

•  usually  massive,  mainly  matrix-supported  (clast-in-matrix 

structure)  deposit  types  formed  tongue-shaped,  lenticular, 

laterally discontinuous amalgamated debritic lithosomes;

•  disorganized clastic bodies were accumulated in the form of 

the merging covers of the linearly supplied apron deposi-

tional  system.  Subordinately,  they  also  filled  erosional 

washouts  and  ephemeral  chutes  in  a  form  of  ordinarily 

 single and unstable relatively small channels.

The calcareous exotics (Oxfordian–Tithonian, and alterna-

tively Berriasian in age) found in the IFmBM most probably 

originated from:

•  sedimentary  cover  of  the  southern  margin  of  the  North 

European Platform, deposited before sedimentation of the 

oldest known deposits from the proto-Silesian Basin (e.g., 

Vendryně Fm.);

•  shallow-water,  synsedimentary  calcareous  deposits  deve-

loped  in  the  early  stage  of  the  alimentary  activity  of  the 

Silesian Ridge;

•  secondary source — erosion of the basinal calcariclastics as 

well as siliciclastics with calcareous exotics and their rede-

position into the younger siliciclastic flysch series.

Relatively infrequent occurrence of the calcareous exotics 

(mainly Late Jurassic in age) and irregularity of their lateral 

and vertical distribution in IFmBM may be explained by:

•  general polarization of the intense, but variable in time and 

space  elevation  of  the  Silesian  paleogeographic  area  and 

diversification of its geological structure;

•  influence of the intense, but spatially and temporally diver-

sified  denudation  of  the  particular  uplifted  and  emerged 

fragments of the source area — the essential depletion of the 

Upper  Jurassic  calcareous  source  rocks  before  the  Late 

Cretaceous–Paleocene sedimentation in the discussed paleo-

geographic area;

•  relatively  small  and  irregular  distribution  of  the  proto-  

flysch calcariclastics in the Silesian Series (for a potential 

re-use);

•  lithotype diversification of the Istebna Fm. — deposits with 

macroscopically  distinguishable  exotic  clasts  (conglome-

rate  debrites,  sandy  conglomerate  debrites  and  gravelly 

mudstone debrites) are not abundant in this formation;

•  faster  natural  physical  and  chemical  destruction  of  calca-

reous clasts compared to clasts of crystalline rocks; accor-

dingly, calcareous material goes into the finer fraction and 

finally into solution, causing secondary allogenic liminess 

of siliciclastics;

•  recycling of the exotic clasts (exotics of the recycled origin) 

—  their  reworking  and  resedimentation  into  the  younger 

basinal series.

It  is  clear,  therefore,  that  the  provenance  and  origin  of 

 calcareous exotics are very complex and problematic.

Acknowledgements:  The  authors  are  greatly  indebted  to  

G. Shanmugam and the anonymous reviewers, as well as to 

the  editors  for  their  perceptive  and  constructive  comments, 

valuable suggestions and linguistic support, which helped us 

to improve the manuscript. Marcin Krajewski (AGH University) 

is thanked for helpful discussion about the epicontinental Late 

Jurassic deposits. This publication has been financially sup-

ported  by  State  Committee  for  Scientific  Research  (KBN) 

grant  no.  6  P04D  025  18,  National  Science  Centre  (NCN) 

grant  no.  N  N307  057740  and  Brian  J.  O’Neill  Memorial 

Grant-in-Aid for Ph.D. Research 2014.

References

Abbate  E.,  Bortolotti  V.  &  Passerini  P.  1970:  Olistostromes  and 

 olistoliths.  In:  Sestini  G.  (Ed.):  Development  of  the  Northern 

Apennines Geosyncline. Sediment. Geol. 4, 521–557.

580

STRZEBOŃSKI, KOWAL-KASPRZYK and OLSZEWSKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

Bieda F., Geroch S., Koszarski L., Książkiewicz M. & Żytko K. 1963: 

Stratigraphie des Karpates externes polonaises. Biul. Inst. Geol. 

181, 5–174.

Burtanówna J., Konior K. & Książkiewicz M. 1937: Carte géologique 

des  Karpates  de  Silésie.  PAU,  Wyd.  Śląskie,  Kraków,  1–104  

(in Polish with French summary).

Burtan J., Chowaniec J. & Golonka J. 1984: Preliminary results of 

studies  on  exotic  carbonate  rocks  in  the  Western  part  of  the 

 Polish  Flysch  Carpathians.  Biul. Inst. Geol.  346,  147–159  (in 

Polish with Russian and English summary).

Chodyń R., Olszewska B. & Cieszkowski M. 2005: Exotics of the 

Tithonian limestones in the Lower Istebna Sandstone from the 

Silesian Unit in the Dobczyce area (Polish Outer Carpathians). 

In:  Cieszkowski  M.  &  Golonka  J.  (Eds.):  Organogenic  and 

 organodetritic  limestones  in  the  Outer  Carpathians  and  their 

 significance  for  the  Tethys’  paleogeographic  reconstruction. 

 Scientific seminar, 21st April 2005, Kraków. UJ, Kraków, 47–49 

(in Polish).

Cieszkowski M., Golonka J., Krobicki M., Ślączka A., Waśkowska A. 

& Wendorff M. 2009: Olistoliths within the Silesian Series and 

their connections with evolutionary stages of the Silesian Basin. 

Kwart. AGH Geol.  35,  2/1,  13–21  (in  Polish  with  English 

 abstract and explanations).

Cieszkowski M., Golonka J., Ślączka A. & Waśkowska A. 2012: Role 

of the olistostromes and olistoliths in tectonostratigraphic evolu-

tion  of  the  Silesian  Basin  in  the  Outer  West  Carpathians. 

 Tectonophysics 568‒569, 248–265.

Cieszkowski  M.,  Waśkowska  A.,  Kowal-Kasprzyk  J.,  Golonka  J., 

Słomka  T.,  Ślączka A.,  Wójcik-Tabol  P.  &  Chodyń  R.  2016:  

The Upper Cretaceous Ostravice Sandstone in the Polish sector 

of the Silesian Nappe, Outer Western Carpathians. Geol. Carpath. 

67, 2, 147–164.

Crowell J.C. 1957: Origin of pebbly mudstones. Bull. Geol. Soc. Am. 

68, 993–1010.

Dadlez  R.  &  Jaroszewski  W.  1994:  Tektonics.  Wyd. Nauk. PWN, 

Warszawa, 1–473 (in Polish).

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

depositional  texture.  In:  Ham  W.E.  (Ed.):  Classifications  of 

 carbonate rocks — a symposium. AAPG Memoir 1, 108–121.

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

the Moravo-Silesian Beskydy Mts. Sb. Geol. Věd, Geol. 8, 7–99 

(in Czech with English summary).

Eliáš  M.  &  Eliášová  H.  1984:  Facies  and  paleogeography  of  the 

 Jurassic in the western part of the Outer Flysch Carpathians in 

Czechoslovakia. Sb. Geol. Věd, Geol. 39, 105–170.

Felix  M.,  Leszczyński  S.,  Ślączka  A.,  Uchman  A.,  Amy  L.  &  

Peakall J. 2009: Field expressions of the transformation of debris 

flows  into  turbidity  currents,  with  examples  from  the  Polish 

 Carpathians and the French Maritime Alps. Mar. Pet. Geol. 26, 

2011–2020.

Festa A., Pini G.A., Dilek Y. & Codegone G. 2010: Mélanges and 

mélange-forming  processes:  a  historical  overview  and  new 

 concepts.  In:  Dilek  Y.  (Ed.):  Alpine  Concept  in  Geology.  

Int. Geol. Rev. 52, 10–12, 1040–1105.

Festa A., Ogata K., Pini G.A., Dilek Y. & Alonso J.L. 2016: Origin 

and  significance  of  olistostromes  in  the  evolution  of  orogenic 

belts: A global synthesis. Gondwana Res. 39, 180–203.

Fisher  R.V.  1983:  Flow  transformations  in  sediment  gravity  flows. 

Geology 11, 273–274.

Flores  G.  1959:  Evidence  of  slump  phenomena  (Olistostromes)  in 

 areas of hydrocarbon exploration in Sicily. In: Fifth World Petro-

leum Congress, June 1959, Proceedings Section 1, Geology and 

Geophysics. World Petroleum Congress, New York, 259–275.

Geroch S., 1960: Microfaunal assemblages from the Cretaceous and 

Paleogene  Silesian  Unit  in  the  Beskid  Śląski  Mts.  Biul. Inst. 

Geol. 153, 5, 7–138 (in Polish with English summary).

Ghibaudo  G.  1992:  Subaqueous  sediment  gravity  flow  deposits: 

 practical  criteria  for  their  field  description  and  classification. 

Sedimentology 39, 423–454.

Golonka J., Borysławski A., Paul Z. & Ryłko W. 1981: Geological 

map  of  Poland,  1:200,000,  Bielsko-Biała  sheet.  Wyd. Geol., 

Warszawa (in Polish).

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

Neogene  geodynamic  evolution  and  paleogeography  of  the 

 circum-Carpathian  region  and  adjacent  areas.  Ann. Soc. Geol. 

Pol. 70, 10, 107–136.

Golonka J., Vašíček Z., Skupien P., Waśkowska-Oliwa A., Krobicki 

M., Cieszkowski M., Ślączka A. & Słomka T. 2008a: Lithostra-

tigraphy of the Upper Jurassic and Lower Cretaceous deposits of 

the western part of the Outer Carpathians (discussion proposi-

tion). Kwart. AGH Geol. 34, 3/1, 9–31 (in Polish with English 

summary and explanations).

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

Skupien P. 2008b: Main paleogeographical elements of the West 

Outer  Carpathians  during  Late  Jurassic  and  Early  Cretaceous 

Times. Kwart. AGH Geol. 34, 3/1, 61–72 (in Polish with English 

summary and explanations).

Górniak K. 2015: High-resolution petrography of marls from Goleszów 

(Polish  Outer  Carpathians,  Upper  Jurassic,  Vendryně  Forma-

tion). Geol. Quart. 59, 1, 135–144.

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

the  Upper  Cretaceous–Paleogene  flysch  of  the  Beskid  Śląski 

Mts. (Polish Carpathians). Geol. Quart. 50, 265–280.

Gutowski J., Urbaniec A., Złonkiewicz Z., Bobrek L., Świetlik B. & 

Gliniak  P.  2007:  Upper  Jurassic  and  Lower  Cretaceous  of  the 

Middle  Polish  Carpathian  Foreland.  Biul.  Państw.  Inst.  Geol. 

426, 1–26 (in Polish with English abstract).

Hohenegger L. 1861: Die geognostischen Verhältnisse der Nordkar-

pathen in Schlesien und den angrenzenden Theilen von Mähren 

und Galizien. Gotha, 1–50.

Hoffmann  M.  &  Kołodziej  B.  2008:  Facies  differentiation  of 

 Štramberk-type limestones. Kwart. AGH Geol. 34, 3/1, 176–177 

(in Polish).

Hsü  K.J.  1974:  Mélanges  and  their  distinction  from  olistostromes.  

In:  Dott  Jr.  R.H.  &  Shaver  R.H.  (Eds.):  Modern  and Ancient 

Geosynclinal Sedimentation. Soc. Econ. Paleont. and Mineral. 

Spec. Publ. 19, 321–333.

Jankowski  L.  1997:  Gorlice  Beds  —  the  youngest  deposits  of  the 

southern part of the Silesian Nappe. Przegl. Geol. 45, 305–308.

Jankowski  L.  2007:  Chaotic  complexes  in  Gorlice  region  (Polish 

 Outer  Carpathians).  Biul.  Państw.  Inst.  Geol.  426,  27–52  

(in Polish with English abstract).

Jugowiec-Nazarkiewicz  M.  &  Szydło  A.  2013:  The  Cretaceous‒ 

Paleogene boundary in carbonate and siliceous clastic deposits 

of  the  Silesian‒Subsilesian  Zone  based  on  calcareous  nanno-

plankton  and  foraminifers:  examples  from  the  Polish  Western 

Carpathians. In: Bąk M., Kowal-Kasprzyk. J., Waśkowska A. & 

Kaminski  M.A.  (Eds.):  14

th

  Czech-Slovak-Polish  Palaeonto-

logical  Conference  and  9

th

  Micropalaeontological  Workshop, 

Abstracts Volume. Grzybowski Found. Spec. Publ. 19, 25–26.

Kowal-Kasprzyk J. 2016: Micropaleontological description of exot-

ics of the Mesozoic calcareous rocks from the Silesian Nappe 

between the Soła and Dunajec rivers. Unpublished Ph.D. thesis, 

Jagiell. Univ., Kraków, 1–310 (in Polish with English abstract).

Krajewski  M.,  Matyszkiewicz  J.,  Król  K.  &  Olszewska  B.  2011: 

 Facies of the Upper Jurassic–Lower Cretaceous deposits from 

the  southern  part  of  the  Carpathian  Foredeep  basement  in  the 

Kraków-Rzeszów area (southern Poland). Ann. Soc. Geol. Pol. 

81, 3, 269–290.

Książkiewicz M. 1951: Explanations to the General Geological Map 

of  Poland  1:  50,000,  Wadowice  Sheet.  Państw.  Inst.  Geol., 

Warszawa, 1–272 (in Polish).

581

THE PALEOCENE SILICICLASTIC DEPOSITS OF THE ISTEBNA FORMATION

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

Książkiewicz  M.  1953:  Flysh  Carpathians  beetwen  the  Olza  and 

 Dunajec  rivers.  In:  Regional  geology  of  Poland.  Vol.  1: 

 Carpathians.  Part  1:  Tectonics.  Book  2:  Carpathians.  PTG, 

Kraków, 305–361 (in Polish).

Książkiewicz M. (Ed.) 1962: Geological Atlas of Poland. Stratigraphic 

and facial problems Fasc. 13 — Cretaceous and Tertiary in the 

Polish  External  Carpathians,  1:600,000.  Państw.  Inst.  Geol., 

Warszawa.

Książkiewicz M. 1965: Les cordilléres dans les mers crétacées et paléo-

gènes des Carpathes du Nord. Bull. Soc. geol. Fr. 7, 443–455.

Książkiewicz M. 1973: Geological map of Poland 1: 50,000, Sucha 

Beskidzka sheet. Inst. Geol., Wyd. Geol. (in Polish).

Leszczyński S., 1981. Ciężkowice Sandstones of the Silesian Unit in 

Polish  Carpathians:  a  study  of  coarse-clastic  sedimentation  in 

deep-water.  Ann. Soc. Geol. Pol.  51,  3/4,  435–502  (in  Polish 

with English summary).

Leszczyński  S.  &  Malik  1996:  Carbonates  in  flysch  of  the  Polish 

 Outer Carpathians. Przegl. Geol. 44, 2, 151–158 (in Polish with 

English abstract).

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

(Eds.) 2000: Geological map of Western Carpathians and adja-

cent areas, 1:500,000. Ministry of the Environment of Slov. Rep., 

Geol. Survey of Slov. Rep., Bratislava.

Liebus A. & Uhlig V. 1902: Über einige Fossilien aus der karpathi-

schen Kreide (mit stratigraphischen Bemerkungen hieżu). Beitr. 

zur Paläont. und Geol. Österr.‒Ung Arns und des Orients. Wien, 

14, 113–130.

Łapcik P., Kowal-Kasprzyk J. & Uchman A. 2016: Deep-sea mass-

flow  sediments  and  their  exotic  blocks  from  the  Ropianka 

 Formation (Campanian–Paleocene) in the Skole Nappe: a case 

study of the Wola Rafałowska section (SE Poland). Geol. Quart. 

60, 2, 301–316.

Matyszkiewicz J. 1989: Sedimentation and diagenesis of the Upper 

Oxfordian  cyanobacterial-sponge  limestones  in  Piekary  near 

Kraków. Ann. Soc. Geol. Pol. 59, 1/2, 201–232.

Matyszkiewicz  J.  1996:  The  significance  of  Saccocoma-calciturbi-

dites for the analysis of the Polish epicontinental late Jurassic 

 Basin: An example from the Southern Cracow-Wielun Upland 

(Poland). Facies 34, 1, 23–40.

Matyszkiewicz J. & Słomka T. 1994. Organodetrital conglomerates 

with ooids in the Cieszyn Limestone (Tithonian–Berriasian) of 

the Polish Flysch Carpathians and their palaeogeographic signi-

ficance. Ann. Soc. Geol. Pol. 63, 4, 211–248.

Menčík  E.  (Ed.)  1983:  Geology  of  the  Moravskoslezské  Beskydy 

Mts. and Podbeskydská pahorkatina Upland. Ústř. Úst. Geol., 

Praha, 1–304 (in Czech with English summary).

Menčík E. & Tyráček J. (Eds.) 1985: Synoptic Geological Map of the 

Beskydy  Mts.  and  the  Podbeskydská  Pahorkatina  Upland,  

1:100,000. Czech Geol. Office, Geol. Survey, Prague.

Morycowa E. & Moryc W. 1976: The Upper Jurassic sediments in the 

Foreland  of  the  Polish  Carpathians  (Sandomierz  Basin). Ann. 

Soc. Geol. Pol. 46, 1/2, 231–288.

Mount J. 1985: Mixed siliciclastic and carbonate sediments: a pro-

posed  first-order  textural  and  compositional  classification. 

 Sedimentology 32, 3, 435–442.

Mulder T. 2011: Gravity processes and deposits on continental slope, 

rise and abysal plains. In: Hüneke H. & Mulder T. (Eds.): Deep-

Sea  Sediments.  Developments  in  Sedimentology.  Elsevier, 

 Amsterdam, 63, 25–148.

Nowak W.  1964:  Geological  map  of  Poland  1:  50,000,  Lachowice 

sheet. Inst. Geol. O. Karpacki, Wyd. Geol. (in Polish).

Ogg J.G., Ogg G. & Gradstein F.M. 2016: A Concise Geologic Time 

Scale: 2016. Elsevier, Amsterdam, 1–240.

Olszewska B. & Wieczorek J. 2001: Jurassic sediments and micro-

fossils of the Andrychów Klippes (Outer Western Carpathians). 

Geol. Carpath. 52, 4, 217–228.

Olszewska B., Szydło A., Jugowiec-Nazarkiewicz M. & Nescieruk P. 

2008:  Integrated  biostratigraphy  of  carbonate  deposits  of  the 

Cieszyn Beds in the Polish Western Carpathians. Kwart. AGH 

Geol.  34,  3/1,  33–59  (in  Polish  with  English  summary  and 

 explanations).

Paul Z., Ryłko W. & Tomaś A. 1996: Outline of the geology of the 

western  part  of  the  Polish  Carpathians  (without  Quaternary 

 deposits). Przegl. Geol. 44, 5, 469–476 (in Polish).

Peszat C. 1968: On the lithological character of the Lower Cieszyn 

Shales  at  Goleszów.  Spraw. Pos. Kom. Nauk. PAN. 11, 2,  

778–780 (in Polish with English summary).

Peszat  C.  1976:  Istebna  sandstones  (Campanian‒Palaeocene).  In: 

Bromowicz  J.,  Gucik  S.,  Magiera  J.,  Moroz-Kopczyńska  M., 

Nowak  T.W.  &  Peszat  C.  (Eds.):  The  Carpathian  Sandstones, 

their significance as raw materials and perspectives of their utili-

zation. Kwart. AGH Geol. 2, 2, 27‒35 (in Polish with English 

summary).

Peszat  C.  &  Wieser  T.  1999:  Mineral  composition  of  matrix  in 

thick-bedded  Istebna  Sandstones  (the  Polish  Flysch  Carpa-

thians). Miner. Pol. 30, 1, 73–84.

Picha F.J., Stráník Z. & Krejčí S. 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  Re-

sources. AAPG Memoir 84, 49–175.

Poprawa P., Malata T. & Oszczypko N. 2002: Tectonic evolution of 

the Polish part of Outer Carpathian’s sedimentary basins — con-

straints from subsidence analysis. Przegl. Geol. 50, 11, 1092–

1108 (in Polish with English summary).

Poprawa  P.,  Malata  T.,  Pécskay  Z.,  Kusiak  M.A.,  Banaś  M.,  

Skulich J. & Paszkowski M. 2004: Geochronology of crystalline 

basement  of  the  Western  Outer  Carpathians  sediment  source 

 areas  ‒  preliminary  data.  Mineral. Soc. Pol., Spec. Pap.,  24, 

329–332.

Porębski  S.J.  &  Steel  R.J.  2006:  Deltas  and  sea-level  change.  

J. Sediment. Res. 76, 390–403.

Prekopová M., Janočko J., Budinský V. & Friedmannová M. 2017: 

Integration of seismic and sedimentological methods for  analysis 

of Quaternary alluvial depositional systems. Environ. Earth Sci. 

76, 25, 1‒14.

Rajchel J. & Uchman A. 2012: Ichnology of Upper Cretaceous deep-

sea  thick-bedded  flysch  sandstones:  Lower  Istebna  Beds, 

 Silesian  Unit  (Outer  Carpathians,  southern  Poland).  Geol. 

 Carpath. 63, 2, 107–120.

Raymond L.A. 1984: Classification of melanges. In: Raymond L.A. 

(Ed.): Melanges: Their Nature, Origin, and Significance. Geol. 

Soc. Am. Spec. Pap. 198, 7–20.

Rauch M. 2013: The Oligocene–Miocene tectonic evolution of the 

northern  Outer  Carpathian  fold-and-thrust  belt:  insights  from 

compression-and-rotation  analogue  modelling  experiments. 

Geol. Mag. 150, 1062–1084.

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

basin margins classified by grain size and feeder system. Bull. 

AAPG 78, 5, 792–822.

Shanmugam G. 2000: 50 years of turbidite paradigm (1950s-1990s): 

deep-water processes and facies models — a critical perspective. 

Mar. Pet. Geol. 17, 285–342.

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

 Implications for sandstone petroleum reservoirs. Handbook of 

petroleum  exploration  and  production.  Volume  5.  Elsevier, 

 Amsterdam, 1–476.

Shanmugam G. 2015: The landslide problem. J. Palaeogeogr. 4, 2, 

109–166.

Shanmugam  G.  2016:  Slides,  Slumps,  Debris  Flows,  Turbidity 

 Currents,  and  Bottom  Currents.  Reference  Module  in  Earth 

 Systems and Environmental Sciences. Elsevier, 1–87 (Online).

582

STRZEBOŃSKI, KOWAL-KASPRZYK and OLSZEWSKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2017, 68, 6, 562–582

Słomka T. 1986: Deposits of the submarine mass movements in the 

Lower Cieszyn Shale. Kwart. AGH Geol. 12, 4, 25–35 (in Polish 

with English abstract).

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

 Godula  Beds,  Carpathians.  Prace Geol. PAN  139,  1–132  

(in Polish with English summary).

Słomka T. 2001: Early Cretaceous debris flow deposits in the Cieszyn 

Beds  of  the  Żywiec  region  (Carpathians,  Poland).  Kwart.  

AGH Geol.  27,  89–110  (in  Polish  with  English  abstract  and 

 summary).

Starzec K., Malata E., Wronka A. & Malina L. 2015: Mélanges and 

broken  formations  at  the  boundary  zone  of  the  Magura  and 

 Silesian  nappes  (Gorlice  area,  Polish  Outer  Carpathians)  —  

a result of sedimentary and tectonic processes. Geol. Quart. 59, 

1, 169–194.

Strzeboński P. 2005: Cohesive debrites of the Istebna Beds (Upper 

Senonian–Paleocene)  west  of  the  Skawa  River.  Kwart. AGH 

Geol.  31:  201–224  (in  Polish  with  English  abstract  and 

 summary).

Strzeboński P. 2013: Sandy-conglomerate debrites in the Istebna Beds 

of the Silesian Beskids (Outer Carpathians). In: Krobicki M. & 

Feldman-Olszewska A. (Eds.): Deep-water flysch sedimentation 

—  sedimentological  aspects  of  the  Carpathian  basins  history.  

V.  Polish  Sedimentological  Conference  —  POKOS  5‘2013,  

16-19.05.2013,  Żywiec.  PIG & PIB,  Warszawa,  283–296  (in 

Polish).

Strzeboński  P.  2015:  Late  Cretaceous–Early  Paleogene  sandy-to- 

gravelly debris flows and their sediments in the Silesian Basin of 

the Alpine Tethys (Western Outer Carpathians, Istebna Forma-

tion). Geol. Quart. 59, 1, 195-214.

Strzeboński P., Kowal-Kasprzyk J. & Olszewska B. 2013: Debrites of 

the  Istebna  Beds  with  exotic  limestones  from  the  Beskid  

Mały  Mountains  (Polish  Outer  Carpathians).  In:  Bąk  M., 

 Kowal-Kasprzyk  J.  Waśkowska A.  &  Kaminski  M.A.  (Eds.): 

14

th

  Czech-Slovak-Polish  Palaeontol.  Conf.  and  9

th

  Micro-

palaeontol.  Workshop,  Abstracts  Volume. Grzybowski Found. 

Spec. Publ. 19, 53–54.

Strzeboński P. & Uchman A. 2015: The trace fossil Gyrophyllites in 

deep-sea siliciclastic deposits of the Istebna Formation (Upper 

Cretaceous–Palaeocene) of the Carpathians: an example of bio-

logically  controlled  distribution.  Palaeogeogr. Palaeoclimatol. 

Palaeoecol. 426, 260-274.

Szydło A., Garecka M., Jankowski L. & Malata T. 2014: Paleogene 

microfossils from the submarine debris flows in the Skole basin 

(Polish  and  Ukraine  Outer  Carpathians).  Geol. Geophys. 

 Environ. 40, 1, 49–65.

Szydło A.,  Słodkowska  B.,  Nescieruk  P.  &  Strzeboński  P.  2015: 

 Microfossils  from  the  Istebna  beds:  implications  for  strati-

graphy  and  depositional  environment.  In:  Bubík  M.,  

Ciurej A. &  Kaminski M.A. (Eds.): 16

th

 Czech-Slovak-Polish 

Palaeontol. Conf. and 10

th

 Polish micropalaeontol. workshop. 

September  2015,  Olomouc. Grzybowski Found. Spec. Publ.  

21, 74–75.

Szymakowska  F.  1976:  Olisthostromes  in  the  Krosno  beds  (Polish 

Middle Carpathians). Ann. Soc. Geol. Pol. 46, 39–54.

Ślączka A. (Ed.) 1986: Atlas of paleotransport of detrital sediments in 

the Carpathian–Balkan Mountain System. Part II: Cenomanian‒

Senonian. Hungarian Geol. Inst., Budapest. 

Ślączka A.,  Krugłov  S.,  Golonka  J.,  Oszczypko  N.  &  Popadyuk  I. 

2006:  Geology  and  Hydrocarbon  Resources  of  the  Outer 

 Carpathians,  Poland,  Slovakia  and  Ukraine:  General  geology.  

In: Golonka J. & Picha F.J. (Eds.): The Carpathians and Their 

Foreland: Geology and Hydrocarbon Resources. AAPG Memoir 

84, 221–258.

Ślączka A., Renda P., Cieszkowski M., Golonka J. & Nigro F. 2012: 

Sedimentary basins evolution and olistoliths formation: The case 

of  Carpathian  and  Sicilian  regions.  Tectonophysics  568–569, 

306–319.

Talling  P.J.,  Masson  D.G.,  Sumner  E.J.  &  Malgesini  G.  2012: 

 Subaqueous sediment density flows: Depositional processes and 

deposit types. Sedimentology 59, 1937–2003.

Tomaś A., Golonka J., Krobicki M. 2004: Exotics of the early  Paleozoic 

limestones  in  the  Carpathian  flysch  deposits.  In:   Krobicki  M. 

(Eds.):  Carpathian  exotics  —  significance  for  paleogeographic-

-geotectonic  reconstructions.  Polish  seminar.  Kraków,  13th  De-

cember 2004. AGH w Krakowie, Kraków, 29–32 (in Polish).

Uchman  A.  2009:  The  Ophiomorpha rudis  ichnosubfacies  of  the 

 Nereites ichnofacies: characteristics and constraints. Palaeogeogr. 

Palaeoclimatol. Palaeoecol. 276, 107–119.

Unrug  R.  1963:  Istebna  Beds  -a  fluxoturbidity  formation  in  the 

 Carpathian Flysch. Ann. Soc. Geol. Pol. 33, 49–92.

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

rial of the Flysch sandstones of the Beskid Śląski and Beskid 

Wysoki ranges, Polish West Carpathians. Ann. Soc. Geol. Pol. 

38, 1, 81–164 (in Polish with English summary).

Waśkowska-Oliwa A., Krobicki M., Golonka J., Słomka T., Ślączka 

A. & Doktor M. 2008: Sections of the oldest sedimentary rocks 

in  Polish  Flysch  Carpathians  as  geotouristic  objects.  Kwart. 

AGH Geol. 34, 3/1 83–121 (in Polish with English abstract and 

summary).

Wieser T. 1948: Crystalline exotic blocks in the Silesian Cretaceous 

of the Wadowice area (Pl. I-II). Ann. Soc. Geol. Pol. 18, 36–150 

(in Polish and English)

Wojewoda J. 2008: Diffusional cells — an example of differentiated 

rheological  reaction  of  granular  sediment  to  seismic  shock. 

 Przegl. Geol. 56, 842–847 (in Polish with English abstract).

Wójcik A., Kopciowski R., Malata T., Marciniec P. & Nescieruk P. 

1996:  Proposition  of  division  of  the  Polish  Outer  Carpathian 

lithostratigraphic units. In: Poprawa D. & Rączkowski W. (Eds.): 

67th  Annual  Meeting  of  Polish  Geological  Society  “Western 

Beskidy Mts.  new approach to geological structure and natural 

resources”,  Szczyrk,  6‒9.06.1996.  PTG & PIG,  Kraków,  

209–215 (in Polish).

Żytko K., Gucik S., Ryłko W., Oszczypko N., Zając R., Garlicka I., 

Nemčok J., Eliáš M., Menčík E., Dvořák J., Stráník Z., Rakus M. 

& Matějovská O. 1989: Geological map of the Western Outer 

Carpathians and their foreland without Quaternary formations, 

1:  500,000.  In:  Poprawa  D.  &  Nemčok  J.  (Eds.):  Geological 

 Atlas of the Western Outer Carpathians and their Foreland. PIG, 

Warszawa.