background image

GEOLOGICA CARPATHICA

, APRIL 2018, 69, 2, 169–186

doi: 10.1515/geoca-2018-0010

www.geologicacarpathica.com

New results of microfaunal and geochemical investigations 

in the Permian–Triassic boundary interval from  

the Jadar Block (NW Serbia)

MILAN N. SUDAR

1,

*

, TEA KOLAR-JURKOVŠEK

2

, GALINA P. NESTELL

3

, DIVNA JOVANOVIĆ 

4

BOGDAN JURKOVŠEK

2

, JEREMY WILLIAMS

5

, MICHAEL BROOKFIELD 

6

 and ALAN STEBBINS 

6

1 

Serbian Academy of Sciences and Arts, Knez Mihaila 35, 11000 Belgrade, Serbia; 

*

milan.sudar1946@gmail.com

2 

Geological Survey of Slovenia, Dimičeva 14, 1000 Ljubljana, Slovenia

3

Department of Earth and Environmental Sciences, University of Texas at Arlington, Arlington, TX 76019, USA; Faculty of Geology,  

St. Petersburg State University, St. Petersburg, Russia

4

 Geological Survey of Serbia, Rovinjska 12, 11000 Belgrade, Serbia

5

 Department of Geology, Kent State University, Kent, OH 44242, USA

6

 School for the Environment, University of Massachusetts at Boston, 100 Morrissey Blvd. Boston, MA 02125, USA

(Manuscript received September 28, 2017; accepted in revised form February 12, 2018)

Abstract: Detail results of microfaunal, sedimentological and geochemical investigations are documented from a newly 

discovered section of the Permian–Triassic boundary (PTB) interval in the area of the town of Valjevo (northwestern 

Serbia). The presence of various and abundant microfossils (conodonts, foraminifers, and ostracodes) found in the Upper 

Permian “Bituminous limestone” Formation enabled a determination of the Changhsingian Hindeodus  praeparvus 

 conodont Zone. This paper is the first report of latest Permian strata from the region, as well as from all of Serbia, where 

the PTB interval sediments have been part of a complex/integrated study by means of biostratigraphy and geochemistry.

Keywords: Conodonts, Hindeodus praeparvus Zone, foraminifers, C–N–S isotopes, northwestern Palaeotethys. 

Introduction

Permian and Triassic deposits are widespread in the Jadar 

Block in NW Serbia and their specific palaeontological and 

lithological/sedimentological characteristics are unique in 

Serbia.  Therefore,  they  have  been  the  subject  of  intensive 

 geological studies. Generally, Upper Permian shallow-water 

marine carbonate rocks contain diverse and very rich macro- 

and micro-biocenoses (without ammonoids, but with brachio-

pods, bivalves, gastropods, algae, and foraminifers), whereas 

in the Lower Triassic sediments fossil associations are rather 

poor and are represented by rare molluscs, foraminifers and 

ostracodes.

During numerous field investigations for this study in the 

Jadar Block (NW Serbia), the Serbian and Slovenian authors 

of this paper intended to document new geological data to 

refine existing stratigraphical, lithostratigraphical and sedi-

mentological determinations. Then, special attention was 

 ini tiated for the purpose of establishing reference sections of 

the PTB interval in this area of Serbia. These investigations 

started in 2005, and until now their results have been pub-

lished in Sudar et al. (2007), Nestell et al. (2009), Crasquin et 

al. (2010), and Sudar et al. (2014).

The aim of this paper is to confirm the presence of microfos-

sils and to present the results of a biostratigraphical, sedimen-

tological and geochemical study of the continuous carbonate 

sedimentary succession from the Upper Permian to the Lower 

Triassic  in  the  Sitarička  Glavica  section  in  the  vicinity  of 

Valjevo (Jadar Block, NW Serbia) (Fig. 1).

Geological setting

During the Permian–Triassic, the investigated Serbian 

 

PTB  Sitarička  Glavica  section  was  situated  palaeogeogra-

phicaly in the northwestern Palaeotethys along the passive 

margin of Pangea (Schobben et al. 2014) (Fig. 1A). At the 

present  time,  the  Jadar  Block  is  located  at  the  southern  

margin of the Pannonian Basin and belongs to the central  

part  of  the  Balkan  Peninsula.  It  occupies  a  large  part  of 

 north  western  Serbia,  southern  Srem  (Vojvodina)  and  partly 

extends westward over the Drina River into eastern Bosnia 

(Fig. 1B).

The Jadar Block unit is today an exotic block emplaced into 

the Vardar Zone before the Late Cretaceous. It is surrounded 

by the Vardar Zone Western Belt, except on the farthest south- 

eastern part where it is in direct contact with the Kopaonik 

Block and the Ridge Unit (Fig. 1B). The Jadar Block differs 

from  the  Vardar  Zone  Western  Belt  in  lacking  post-Liassic 

sediments as well as in the absence of ultramafites, ophiolitic 

melange,  and  Cretaceous  flysch  development  (Filipović  et  

al. 2003).

In the investigated area, deposition occurred during the 

Variscan and Early Alpine evolution with a domination of 

background image

170

SUDAR, KOLAR-JURKOVŠEK, NESTELL, JOVANOVIĆ, JURKOVŠEK, WILLIAMS, BROOKFIELD and STEBBINS

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

Dinaridic features. The later tectonic stage is characterized  

by the sedimentation of the Upper Permian and lowermost 

Triassic shallow-water marine carbonate, Anisian dolomite, 

Ladinian “porphyrite” and pyroclastic rocks, Middle and Upper 

Triassic platform-reefal limestone and a gradual tran sition into 

Lower Jurassic limestone.

In  the  Jadar  Block,  the  Upper  Permian  is  represented  by  

the “Bituminous limestone” Formation, and the lower part of 

Fig. 1. Locations  of  the  Jadar  Block  (NW  Serbia)  and  Sitarička  Glavica  section:  A — Palaeogeography during the PTB interval with  

the location of the next sections: JB — Jadar Block in NW Serbia; Ir — NW Iran and SC — South China (adapted and modified from Schobben 

et al. 2014). B — Terranes of a part of the Balkan Peninsula (Karamata et al. 2000; Karamata 2006): SMU — Serbian-Macedonian Unit;  

MVZ  —  Main Vardar  Zone;  KBRU  —  Kopaonik  Block  and  the  Ridge  Unit; VZWB  —  Vardar Zone Western Belt; JB —  Jadar  Block;  

DIE — Drina–Ivanjica Element; DOB — Dinaridic Ophiolite Belt and EBDU — East Bosnian-Durmitor Unit (modified after Sudar et al. 2014). 

C ‒ Geographic position of the Sitarička Glavica section in the south-western part of Jadar Block (NW Serbia): SRB — Serbia; H — Hungary; 

RO — Romania; BG — Bulgaria; FYRM — Former Yugoslav Republic of Macedonia; AL — Albania; CG — Crna Gora (Montenegro);  

BiH — Bosnia and Herzegovina; HR — Hrvatska (Croatia).

background image

171

MICROFAUNAL AND GEOCHEMICAL STUDIES IN THE P–Tr BOUNDARY INTERVAL, JADAR BLOCK, SERBIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

the Lower Triassic belongs to the Svileuva Formation 

(Filipović  et  al.  2003).  They  are  both  time  equivalent  with 

 formations of the Southern Carnic Alps, the first one with the 

Bellerophon Formation, and the second one with the lower 

part of the Werfen Formation.

Materials and methods

For the purpose of this study, a total of 26 samples were 

processed for conodonts and making of thin sections. During 

the field work in 2012, 19 composite samples for conodonts 

were collected and only one of them (KM4) was productive. 

Therefore, this level was resampled in detail in 2013 when 

seven additional samples were collected and all of them turned 

out to contain conodonts. The stratigraphic position of the 

samples is presented in Figs. 2, 3.

The laboratory preparation of the samples were carried out 

at Geological Survey of Slovenia (GeoZS), Ljubljana where 

all micropalaeontological and sedimentological materials 

 

are stored and inventoried under the repository numbers 

5088‒5102 and 5328‒5334 and abbreviated GeoZS. The stan-

dard technique to process conodont samples with the use of 

dilute acetic acid was applied and followed by heavy liquid 

separation. The illustrated conodont elements presented herein 

were photographed using the JEOL JSM 6490LV Scanning 

Electron Microscope at the Geological Survey of Slovenia. 

The  microphotographs  of  foraminifers  were  taken  in  the 

Depar tment of Earth and Environmental Sciences, University 

of Texas at Arlington, Arlington, USA. Scanning electron 

microscope images of framboidal pyrite were obtained from 

the University of Massachusetts Boston Environmental 

Analytical Facilitites, USA.

The Sitarička Glavica section

The Sitarička Glavica section contains a newly discovered 

PTB interval exposed along the road Valjevo-Poćuta (Bajina 

Bašta)  near  the  dam  Stubo-Rovni,  about  100  km  SW  from 

Belgrade  and  14  km  WSW  of  the  town  of  Valjevo  

(N 44º14’33.8”, E 19º43’20.3”) (Fig. 1C). The section is loca-

ted  near  the  village  of  Sitarice  just  before  the  bridge  over  

the Tara River, a small tributary of the Jablanica River.  

At the beginning of our investigations this section was named 

Krivi Most (abbreviation for samples = KM).

Detail  field  investigations  of  the  joint  Serbian–Slovenian 

research team of geologists (M. Sudar, D. Jovanović, T. Kolar-

Jurkovšek, and B. Jurkovšek) were done in 2012, 2013 and 

2016. The entire studied section is over 50 meters thick and 

consists of mostly tectonized Upper Permian and Lower 

Triassic sediments of which only a 17.74 m thick interval not 

disrupted by a shear zone was sampled for microfaunal and 

sedimentological investigations (Figs. 2, 3).

Fig. 2. a — Sitarička Glavica section; b — panoramic view of Sitarička Glavica section; c‒ e — positions of samples KM7 (c), KM11 (d)  

and KM18 (e).

background image

172

SUDAR, KOLAR-JURKOVŠEK, NESTELL, JOVANOVIĆ, JURKOVŠEK, WILLIAMS, BROOKFIELD and STEBBINS

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

Lithology and sedimentology

The Sitarička Glavica section is subdivided into two parts, 

i.e. into four units according to field investigations based on 

macroscopic (lithologic) characteristics, and later by detailed 

sedimentological and micropalaeontological studies.

The lower part, Unit 1, 7.22 m thick, is represented by black 

and  dark  grey  thick-  to  thin-bedded  bituminous,  predomi-

nantly  nodular  limestone  (wackestone,  very  rare  mudstone) 

intercalated rarely with very thin layers of calcisiltite and limy 

shale. The rocks of the following units, 2 (2.22 m), 3 (7.37 m) 

and 4 (0.95 m), are different in lithology from the lower unit, 

and are much lighter in colour with the prevalence of light 

grey, yellow and almost brown shades. Also, sandy and mica-

ceous components in the upper part are typical (Fig. 2).

Unit  1  (samples  KM1‒KM7)  contains  an  abundant partly 

fragmented macrofauna (brachiopods, gastropods, bivalves, 

different parts of echinodermates, etc.) and microfossils (algae, 

foraminifers, conodonts, ostracodes). Unit 2 (samples KM8‒

KM11) contains similar macro- and microfossils as are found 

in Unit 1, but are not as abundant. The fossils are much more 

fragmented, and in comparison with Unit 1 that had rich 

 foraminiferal assemblages, only a few species survived in 

Unit 2. The second part of the section beginning with Unit 3 

(samples  KM12‒KM17)  and  then  Unit  4  (samples  KM18, 

KM19)  differs from the previous two units in very poor fossil 

content yielding no foraminifers, but only fragments of 

 molluscs (bivalves, gastropods) and rare accumulations of 

bivalves.

The lowermost part of the section (1.0 m; sample KM1) is 

represented  by  silty  wackestone.  Its  main  characteristic  is  

the abundance of biodetritus comprising fragments of algae, 

echinoids, and gastropods. The lower part of the following 

2.27 m (samples KM2, KM3) is represented by wackestone, 

party recrystallized, with abundant small foraminifers of 

 various species. Calcite veinlets, silty quartz and sericite, fine 

organic matter are typical as well as fragments of algae and 

other fauna. Very similar biodetritus is also present upward in 

the mudstone, but foraminifers are less frequent and not 

diverse. The next 2.40 m (samples KM4, KM5) are dark grey, 

weakly laminated bioclastic wackestone. Due to the presence 

of the Late Permian conodonts, the bed, first marked only as 

KM4,  was  later  studied  in  detail  (samples  KM4A‒KM4G). 

Together with the conodonts, numerous parallel oriented 

 fragments of macro- and microfossils (gastropods, brachiopods, 

crinoids, echinoids, and algae) and diverse foraminiferal species 

are present. Very interesting and important is also the appea-

rance of four taxa of fusulinaceans which are not often found 

in Upper Permian sediments in the Jadar Block area. Upward 

(sample KM5) follows a bioclastic wackestone that contains 

predominantly  bivalves  with  thin  and  thick  shells,  and  rare 

foraminifers. This Unit passes into dark grey to black coloured 

thin-bedded, laminated nodular bioclastic wackestone (sample 

KM6), partly intercalated with grey calcisiltite and limy shale. 

The final part of Unit 1 is topped by a 60 cm thick bed of dark 

grey calcisiltite and limy shale. One layer of nodular clayey 

limestone (sample KM7) with similar biodetritus as in the pre-

vious strata is present in this bed.

Unit 2, 2.20 m thick (samples KM8 to KM11), which con-

ditionally could represents the “transitional beds“ toward  

the Lower Triassic sediments, is still in the Upper Permian 

part of the section. Unit 2 is similar in lithology with the pre-

vious Unit 1 and is represented by thin-bedded silty–clayey 

bioclastic  wackestone  intercalated  with  mm-cm  thick  calci-

siltite and limy shale. Siliciclastic detritus is mostly parallel 

and  weakly  wavy  oriented.  Moreover,  also  an  unequally/ 

irregularly fragmented macro- and microfauna both exhibit 

stratification. Small foraminifers are scarce, however, they are 

of Late Permian (Changhsingian) age (Fig. 3). Some of them 

are  replaced  by  silica  or  marked  with  fine  organic  matter. 

Algae are very abundant and deformed. In the uppermost part 

of this Unit abundant and different shell fragments are larger 

than in the previous layers. Rare microfissures are filled with 

organic matter.

The  prevalence  of  bioclastic  silty–clayey  wackestone  in  

the lower part of the section (units 1 and 2), and the presence 

of abundant small foraminifers, especially hemigordiopsids, 

are usual for deposition under low energy conditions in a partly 

restricted, very shallow water environment. Abundant bio-

detritus (gastropods, brachiopods, crinoid ossicles, parts of 

echinoids,  and  algae)  indicate  back-reefal  (lagoonal)  origin. 

Siliciclastic imput such as silty quartz, sericite, and fine 

organic matter also suggests a very shallow environment. 

These constituents are typical for Upper Permian 

Changhsingian  strata  known  from  different  regions  of  the 

Palaeotethys  (Korte  &  Kozur  2010;  Kolar-Jurkovšek  et  al. 

2011a, b; Farabegoli & Perri 2012).

In the interval of the section named as the “transitional 

beds” (Unit 2) marine conditions obviously were changed.  

In a partly restricted, shallow water environment some local 

tectonic movements (presence of fragmented macro- and 

microfauna)  and  weak  oscillatory  currents  (wavy  structure) 

occurred. Only some rare species of Late Permian forami-

nifers survived in the transitional interval. This diminishment  

of species could be explained with the beginning of mass 

 extinction which continued gradually (Fig. 3).

The upper part of the sampled section is first represented by 

Unit 3 (7.37 m) that consists of thin-bedded sandy, silty–

clayey limestone, and micaceous biomicrosparite frequently 

interbedded with micaceous siltstone (shale) (samples from 

KM12 to KM17). The limestone is mostly parallel laminated 

and weakly graded. Occasionally it contains concentrations of 

sparitic shell fragments of bivalves that exhibit stratification 

(sample KM14). Sporadically there appears thin (less than 

1 mm) parallel concentrations of siliciclastic detritus: fine 

sandy/silty quartz grains and sericite with submm-thin ferru-

ginous rhomboidal calcite concentrations. Dolomite is rare 

and  numerous  calcite  veins  cut  the  rock.  Sample  KM17 

 represents a coquina with very frequent small indeterminable 

bivalve shells.

The last Unit 4 (0.95 m) starts with bedded sparitic lime-

stone ‒ ooidal  grainstone  (sample  KM18).  Ooids  are  simple 

background image

173

MICROFAUNAL AND GEOCHEMICAL STUDIES IN THE P–Tr BOUNDARY INTERVAL, JADAR BLOCK, SERBIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

Fig. 

3.

 Geologic

al 

colum

n, conodont stratig

raphic 

ranges 

and 

zone, 

distribution 

of the 

species 

of foraminifers 

(A

) and 

the 

last 

appearance 

of their 

genera 

(B

) with 

the 

appearance 

of the 

genus 

Micr

oconchus

 in

 th

Si

ta

rič

ka

 Glavica 

section, 

Jadar 

Block, 

NW

 Serbia. 

Legend: 

1

 —

 limestone; 2

 —

 silty-clayey limestone;

 3

 —

 limestone types: 

W

 — 

wackestone, 

— 

mudstone, 

— 

grains

to

ne

4

 — 

limy

 siltstone;

 

5

 — 

calcisiltite 

and 

limy 

shale

6

 — 

parallel 

lamination; 

7

 —

 ooids; 

8

 —

 ferruginous 

matter; 

9

 —

 mica; 

10

 —

 algae; 

11

 —

 

small

 foraminifers; 

12 

— 

fusulinaceans; 

 

13 — brachiopods; 14 — gastropods; 15 — bivalves; 16 — echinoderms (crinoid ossicles, holothurian sclerites, and parts of echinoids); 17 — conodonts; 18 — ostracodes.

background image

174

SUDAR, KOLAR-JURKOVŠEK, NESTELL, JOVANOVIĆ, JURKOVŠEK, WILLIAMS, BROOKFIELD and STEBBINS

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

with one, rare two or three, superficial cortex, filled with 

 sparite.  They  are  usually  flattened,  marked  with  fine  ferru-

ginous matter. Fragments of recrystallized shells are rare.  

The final part of the section (sample KM19) is represented by 

calcisiltite and limy shale with small amounts of silty quartz, 

sericite and organic matter.

The sediments of the terminal part of the section were 

deposited on a wider area in a shallow epeiric shelf of ramp 

with very low slope angle. Due to occasional tidal currents and 

higher water energy ooidal grainstone was formed. The grain-

stone is followed by concentrations of shell fragments which 

alternate with siliciclastic (sandy, silty) concentrations.

Chronostratigraphy, biostratigraphy and the Permian– 

Triassic boundary

Upper Permian and Lower Triassic sediments are recog-

nized in the Sitarička Glavica section. A Changhsingian, latest 

Permian conodont Hindeodus praeparvus Zone has been iden-

tified within the lower part of the section (units 1 and 2) on  

the basis of very diverse and abundant fossil associations, 

especially biostratigraphic characteristics of conodonts and 

foraminifers. The sediments of this part of the section belong 

to the “Bituminous limestone” (Bellerophon) Formation. 

Although the absence of the microfossils is evident in the last 

part of the section (units 3 and 4), according to the geological 

position, the lithological and sedimentological characteristics 

suggest that these strata belong to the lower part of the 

Svileuva (Werfen) Formation of the lower levels of the Lower 

Triassic (Fig. 3).

The boundary between the Upper Permian and the Lower 

Triassic in the investigated section is placed at the level of 

9.42 m above the sample KM11. This boundary is a litho-

logical boundary with the evident change of lithological 

 characteristics of the exposed sediments. The sample KM11 

could also represent the level of local (?mass) extinction of 

foraminifers in the section, and for this reason could have 

 biostratigraphic meaning. It is also possible that the absence of 

foraminifers above the sample KM11 could be also connected 

with the change of lithofacies.

Conodonts and accompanied isolated microfauna

Conodont dating

A very poor conodont fauna was obtained from the Sitarička 

Glavica section (samples KM4D, KM4F, KM4G). Preservation 

of conodont elements is moderate and they are black in color 

and have a Conodont Alteration Index (CAI) value of approxi-

mately 5 sensu Epstein et al(1977). All extracted conodont 

elements are assigned to the single genus Hindeodus of which 

only the species Hindeodus praeparvus Kozur and H. lati­

dentatus (Kozur, Mostler & Rahimi-Yazd) are confidently 

determined. The state of conodont preservation enabled 

 

the determination of P1 elements only, because the accom-

panied ramiform elements are very fragmented. A few of  

the hindeodid specimens differ from other elements in having 

a widely open and deeply excavated basal cavity in the central 

part of the unit and thus show certain similarities with  

H. eurypyge Nicoll, Metcalfe & Wang. Two specimens cur-

rently assigned to Hindeodus sp. (H. ex gr. H. eurypyge Nicoll, 

Metcalfe and Wang) are illustrated in the Fig. 4: 7–8. H. prae­

parvus  and H. eurypyge first appear in the Changhsingian 

(Permian) and range also into the lowermost Induan (Triassic). 

H. praeparvus is a widespread zone marker of the last Permian 

conodont Zone. Based on the absence of H. parvus, the col-

lected conodont assemblage is assigned to the H. praeparvus 

Zone. This age is confirmed also by the presence of associated 

typical Permian, Changhsingian smaller foraminifers and rare 

fusulinids. The H. praeparvus Zone is present in the middle 

part (samples KM4D‒KM4G) of the “Bituminous limestone” 

(Bellerophon) Formation (Upper Permian, Changhsingian) 

(Fig. 3).

The investigated isolated microfaunas yield also Late Permian 

foraminifers present in 11 samples out of 19 (from KM1 to 

KM11) (Fig. 3). Ostracodes are found in the samples KM2, 

KM4D, KM4E, KM8 as well as some recrystalized  crinoid 

ossicles in the samples KM4B‒KM4E. Moreover, very rare 

fish teeth are present in the samples KM4A and KM4C.

Comparison of conodont fauna with adjacent areas

The  extracted  conodont  fauna  of  the  Sitarička  Glavica 

 section belongs to the Hindeodus­Isarcicella lineage and it is 

assigned to the Changhsingian Hindeodus praeparvus Zone. 

Its presence enables a comparison with coeval conodont 

 faunas of adjacent areas, as well as to faunas from some other 

important sections of the Palaeotethys (Kozur 2003; Jiang  

et al. 2007; Farabegoli & Perri 2012; Ogg 2012; Kolar-

Jurkovšek & Jurkovšek 2015).

The investigated conodont fauna of the study section is very 

similar to the conodont fauna from the Komirić section located 

also  in  the  Jadar  Block  in  NW  Serbia.  The  fauna  of  both 

 sections are dominated by the species H. praeparvus and 

accompanied by H. latidentatus,  but with the absence of 

Isarcicella (Sudar et al. 2007).

The species H. praeparvus has been so far reported from  

all sections of the PTB interval that have been studied in  

the Outer Dinarides as part of the Alpine–Mediterranean belt 

on the Balkan Peninsula. It is a very common and characte-

ristic species that occurs in the uppermost strata of the 

Bellerophon Formation (Late Permian, latest Changhsingian) 

of western Slovenia (Kolar-Jurkovšek et al. 2011a, b; Kolar-

Jurkovšek & Jurkovšek 2015).

The  Lukač  section  near  Žiri  in  Slovenia  represents  a  key 

section to define the PTB interval strata in the Outer Dinarides 

due to the presence of the conodont species H. parvus which is 

used  as  a  marker  of  the  Permian–Triassic  (PT)  boundary  at  

the GSSP in Meishan, China (Chen et al. 2015), according  

to an international criterion of the IUGS (Kolar-Jurkovšek & 

Jurkovšek  2007).  Therefore  it  is  taken  also  as  a  standard 

background image

175

MICROFAUNAL AND GEOCHEMICAL STUDIES IN THE P–Tr BOUNDARY INTERVAL, JADAR BLOCK, SERBIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

section for the conodont zonation for the entire Dinarides area 

(Kolar-Jurkovšek et al. 2011a, b; 2012; 2013). The association 

composition of the latest Changhsingian H. praeparvus Zone 

in the Lukač section includes H. latidentatus, H. praeparvus, 

H. cf. H. pisai, and Hindeodus sp.

Species H. eurypyge has been so far documented to occur 

also in the Outer Dinarides. Its discovery is reported from  

the Masore section, Slovenia where it appears in association 

together with the zone markers H. praeparvus and Isarcicella 

cf. Iprisca (Kolar-Jurkovšek et al. 2018). Moreover, speci-

mens referred to H.  cf. H. eurypyge were collected in the 

Isarcicella lobata Zone of the Lukač section (Kolar-Jurkovšek 

et al. 2011a, b).

Foraminifers

In the Sitarička Glavica section, the assemblage of forami-

nifers is represented by species typical for the Upper Permian, 

Changhsingian (Figs. 5, 6). The assemblage is not diverse and 

includes 21 species of 15 genera of small foraminifers and 

four taxa of three genera of fusulinaceans.

Among small foraminifers the dominant forms are hemigor-

diopsids with a large number of individuals of some genera 

such as Hemigordius and Neodiscus. Most tests of these genera 

are recrystallized and replaced by silica. Besides  hemigor dio  p sids 

rare nodosariids and globivalvulinids are also present.

The hemigordiopsids are represented by nine species such 

as  Hemigordius latispiralis Lin, Li & Sun, H.  komiricensis 

Nestell, Sudar, Jovanović & Kolar-Jurkovšek, Hhungaricus 

Bérczi-Makk,  Csontos  &  Pelikán,  Multidiscus vlasicensis 

Nestell,  Sudar,  Jovanović  &  Kolar-Jurkovšek,  Midiella sp., 

Neodiscus sp., Agathammina cf. A.  psebaensis Pronina-

Nestell, A. cf. Aovata Wang, and A. sp. 1 (Fig. 3). The presence 

of recrystallized hemigordiopsids indicates a very shallow 

environment.

Nodosariids are represented by rare tests of species such as 

Protonodosaria mirabilis caucasica  (K.  Miklukho-Maklay), 

Fig. 4. Conodonts and crinoids from the Upper Permian, Changhsingian, H. praeparvus Zone; “Bituminous limestone” (Bellerophon) 

Formation; Sitarička Glavica section, Jadar Block, NW Serbia. 1, 2, 4 — Hindeodus praeparvus Kozur. 1,2 — sample KM4F, 4 — sample 

KM4G; 3 — Hindeodus latidentatus (Kozur, Mostler & Rahimi-Yazd). sample KM4F; 56 — Hindeodus sp. sample KM4E; 7, 8 — Hindeodus 

sp. (H. ex gr. H. eurypyge Nicoll, Metcalfe & Wang). 7 — sample KM4E, 8 — sample KM4D; 9 14 — crinoid ossicles, sample KM4F.  

a — upper, b — lateral view. Scale bar 100 µm (for Figs. 1‒8), and 200 µm (for Figs. 9‒14).

background image

176

SUDAR, KOLAR-JURKOVŠEK, NESTELL, JOVANOVIĆ, JURKOVŠEK, WILLIAMS, BROOKFIELD and STEBBINS

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

Fig. 5. Foraminifers from the Upper Permian, Changhsingian; “Bituminous limestone” (Bellerophon) Formation; Sitarička Glavica section, 

Jadar Block, NW Serbia. 18 — “Eotuberitina reitlingerae” Miklukho-Maklay, axial sections. 1, 3 — sample KM2, thin section 71576;  

2, 5, 8 — sample KM4, thin section 71614; 4 — sample KM2, thin section 71611; 6, 7 — sample KM4B, thin section 71876;  

911 — Hemigordius komiricensis Nestell, Sudar, Jovanović & Kolar-Jurkovšek. 9 — axial section of a completely recrystallized specimen, 

10 — close to axial section, 11 — axial section of a partly recrystallized specimen. 9 — sample KM1, thin section 71562; 11 — sample KM4A, 

thin section 71873; 1216 — Hemigordius latispiralis Lin, Li & Sun. 12, 13, 16 — axial sections, 14, 15 — axial sections of completely 

recrystallized specimens. 12 — sample KM4, thin section 71614; 13 — sample KM4F, thin section 71877; 14 — sample KM11, thin section 

71565; 15 — sample KM1, thin section 71562; 16 — sample KM4G, thin section 71832; 1721 — Hemigordius hungaricus Bérczi-Makk, 

Csontos & Pelikán. 17, 18 — close to axial sections, 19, 20, 21 — axial sections of completely recrystallized specimens. 17 — sample KM4F, 

thin section 71880; 18 — sample KM4, thin section 71568; 19, 20 — sample KM10, thin section 71560; 21 — sample KM11, thin section 

71565; 22 — Midiella sp., axial section, sample KM4, thin section 71614; 23 — Agathammina cf. Aovata Wang, close to axial section, sample 

KM4A, thin section 71833; 24, 25 — Multidiscus vlasicensis Nestell, Sudar, Jovanović & Kolar-Jurkovšek. 24 — axial section, 25 — transverse 

section; sample KM4E, thin section 71879; 26 — Neodiscus sp. 1, close to axial section, sample KM4B, thin section 71876; 27 — Neodiscus 

sp. 2, close to axial section, sample KM4B, thin section 71836. Scale bar 100 µm.

background image

177

MICROFAUNAL AND GEOCHEMICAL STUDIES IN THE P–Tr BOUNDARY INTERVAL, JADAR BLOCK, SERBIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

P.  delicata (Wang), Pseudolangella conica  (K.  Miklukho-

Maklay),  Cryptomorphina limonitica Sellier de Civrieux & 

Dessauvagie,  Frondina cf. F.  paraconica  (K.  Miklukho-

Maklay),  Geinitzina cf. G.  orientalis  K.  Miklukho-Maklay,  

G. cf. Guralica simplex K. Miklukho-Maklay, Pachyphloia 

cukurkoyi Sellier de Civrieux & Dessauvagie, Robuloides 

acutus Reichel, and Astacolus permicus  (K.  Miklukho-

Maklay) (Fig. 3).

Globivalvulinids are represented by single species of the 

genera  Globivalvulina,  Retroseptellina,  Paraglobivalvulina

and very rare tests of the genus Dagmarita (Fig. 3).

All of the listed species of small foraminifers occur in  

the Changhsingian strata of different regions of the Palaeo-

tethys: in northwestern Serbia (Nestell et al. 2009), western 

Slovenia (Nestell et al. 2011), in northern Hungary (Bérczi-

Makk et al. 1995), northern Italy (Groves et al. 2007), north-

western  Caucasus  (Miklukho-Maklay  1954;  Pronina-Nestell 

& Nestell 2001), Turkey (Sellier de Civrieux & Dessauvagie 

1965; Groves et al. 2005), Transcaucasia (Pronina 1989), and 

South China (Wang 1976; Zhao et al. 1981; Lin et al. 1990; 

Zhang & Hong 2004; Song et al. 2006, 2007, 2009).

It should be noted that the attached tests of the unilocular 

species identified as “Eotuberitina reitlingerae”  Miklukho-

Maklay,  are  present  in  almost  each  sample  (from  KM1  to 

KM11). These tests are characterized by varying shapes of  

the  test  from  bulbous  with  very  narrow  basal  disk  of  the 

attachment (Fig. 5: 2) to crescentiform with a transition from 

a middle rounded to a wide flattened basal disk of the attach-

ment (Fig. 5: 1, 3–8). Specimens usually consist of one single 

chamber, but sometimes two chambers can be seen (Fig. 5: 5, 

8). In one-chambered tests the wall is microgranular, non- 

perforate and thin (a characteristic feature for the genus 

Eotuberitina Miklukho-Maklay), whereas in two-chambered 

forms of the same shape of the chamber the wall is perforate 

microgranular that, according to definition, is a characteristic 

feature for the unilocular genus Tuberitina Galloway & 

Harlton. The difference in the wall structure could depend on 

the maturity of the tests: young specimens have a thin non- 

perforate wall, whereas older tests have a thicker and perforate 

wall. Also, the shape of the test could depend on substrates of 

attachment. Nestell & Nestell (2006, p. 6) showed that in thin 

sections of their new species Tuberitina variabilis from the 

Middle Permian of West Texas, the shape of the chambers, 

wall structure and its thickness can vary in one pseudocolony 

“depending on the position of the section with respect to  

the center of the test”. Based on these statements, the unilo-

cular forms from the Sitarička Glavica section are identified as 

Eotuberitina reitlingerae” because they have a crescentiform 

chamber  shape  like  E.  reitlingerae, although this species is 

described from the Middle Carboniferous of the Russian 

Platform  (Reitlinger  1950;  Miklukho-Maklay  1958).  Fora-

minifers similar to the illustrated herein tests of the species 

Eotuberitina reitlingerae” are recorded in almost all of the 

Permian–Triassic transition interval sections studied in the 

Palaeotethys area, but have been identified by various authors 

as different genera and species. For example, in the Meishan 

GSSP section, one-chambered tests with the same shape of the 

chambers are identified as Tuberitina sp. and Diplosphaerina 

inaequalis Derville by Song et al. (2007), or Eotuberitina 

 reitlingerae and Eotuberitina sphaera Lin by Song et al. (2006). 

Two-chambered tests were identified by Song et al. (2006) as 

Neotuberitina maljavkini (Mikhailov). In the Dajiang section 

of the Nanpanjiang basin, both one- and two-chambered tests 

are identified as the species Diplo sphaerina  inaequalis (Song 

et al. 2009). In northern Italy, in the Bulla section, one- 

chambered crescentiform forms are identified as Diplo­

sphaerina inaequalis (Groves et al. 2007); in north western 

Serbia,  in  the  Komirić  section  (Nestell  et  al.  2009)  and  in 

western Slovenia, in the Lukač section (Nestell et al. 2011) 

— as Tuberitina? sp. All of these unilocular forms from the 

Permian–Triassic transition interval are probably the same, 

and possibly represent a new species which could be described 

after a careful revision of all unilocular forms of the family 

Tuberitinidae with a precise definition of each genus and its 

stratigraphic distribution.

Fusulinaceans are very rare and represented by only three 

species such as Staffella cf. Shupehensis Jing, Nankinella cf. 

Nchongyangensis Jing, and Nankinella cf. Nacuta Lin in the 

sample KM4D. Representatives of the genus Palaeofusulina 

are extremely rare; only two tangential sections were seen which 

did not allow identification on the specific level. The species 

Staffella  hupehensis and Nankinella  chongyangensis have 

been described from Changhsingian strata in southern part of 

the Hubei Province (Jing 1992) and the species Nankinella 

acuta from western Guizhou Province, China (Lin 1979).

The  distribution  of  foraminiferal  species  in  the  Sitarička 

Glavica section is given in Fig. 3. The only occurrence of 

fusulinacean species are in sample KM4 (KM4A, KM4D). 

Among abundant presence of small foraminifers in the lower 

part of the Sitarička Glavica section, only four species of these 

microfossils continue into sample KM11 (Fig. 3: A). No fora-

minifers were found in sample KM12 and above, in the upper 

part of the section.

Usually, in Permian–Triassic boundary interval sections 

described from many places of the world, the diverse latest 

Permian assemblage of foraminifers is replaced by small tests 

of opportunistic species of the genera Hyperammina (former 

Earlandia) and Ammodiscus (former Cornuspira or Post cla­

della) together with microconchids (Brönnimann et al. 1972; 

Bérczi-Makk 1987; Groves et al. 2005, 2007; Song et al. 2009; 

Nestell et al. 2011, 2015), an association that is not seen in  

the Sitarička Glavica section.

We cannot say for sure that sample KM11 represents the 

level of mass extinction of foraminifers in the section, and 

their absence above this sample could possibly be connected 

with changing lithofacies. However, the distribution and 

extinction sequence of the genera of foraminifers (Fig. 3: B), 

and their last appearance, in general, coincides with the distri-

bution and extinction of the genera observed at the Permian–

Triassic boundary interval in the Lung Cam section of northern 

Vietnam  (Nestell  et  al.  2015).  In  both  sections,  Sitarička 

Glavica and Lung Cam, the mass extinction of foraminifers 

background image

178

SUDAR, KOLAR-JURKOVŠEK, NESTELL, JOVANOVIĆ, JURKOVŠEK, WILLIAMS, BROOKFIELD and STEBBINS

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

Fig. 6. Foraminifers from the Upper Permian, Changhsingian; “Bituminous limestone” (Bellerophon) Formation; Sitarička Glavica section, 

Jadar  Block,  NW  Serbia.  1 — Agathammina cf. A.  psebaensis Pronina-Nestell, close to axial section, sample KM4, thin section 71614;  

2 — Agathammina sp. 1, axial? section, sample KM2, thin section 71611; 3 — Protonodosaria mirabilis caucasica (K. Miklukho-Maklay), 

close to axial section, sample KM4B, thin section 71876; 4 — Protonodosaria delicata (Wang), close to axial section, sample KM4G, thin 

section 71832; 5 — Pseudolangella conica (K. Miklukho-Maklay), close to axial section, sample KM4, thin section 71614; 6, 7 — Frondina 

cf. Fparaconica (K. Miklukho-Maklay). 6 — axial tangential section, sample KM2, thin section 71613; 7 — lateral section, sample KM4B, 

thin section 71876; 8 — Frondina sp. 1, axial tangential section, sample KM9, thin section 71559; 9 — Cryptomorphina limonitica Sellier de 

Civrieux & Dessauvagie, axial section, sample KM4F, thin section 71880; 10 — Geinitzina cf. Gorientalis K. Miklukho-Maklay, close to axial 

section, sample KM2, thin section 71576; 11 — Pachyphloia cukurkoyi Sellier de Civrieux & Dessauvagie, axial lateral section, sample KM7, 

thin section 71573; 12 — Globivalvulina lukachiensis Nestell, Kolar-Jurkovšek, Jurkovšek & Aljinović, tangential section, sample KM4B, thin 

section, 71836; 13 — Geinitzina cf. G.  uralica simplex  K.  Miklukho-Maklay,  axial  tangential  section,  sample  KM2,  thin  section  71613;  

1416 — Robuloides acutus Reichel, axial sections. 14 — sample KM4F, thin section 71877; 15 — sample KM2, thin section 71613; 16 — sample 

KM4C, thin section 71878; 17 — ?Retroseptellina nitida (Lin, Li & Sun), tangential section, sample KM6, thin section 71561; 18 — Astacolus 

permicus (K. Miklukho-Maklay), close to axial section, sample KM4B, thin section 71836; 19 — Dagmarita sp., axial tangential section, sample 

KM4B, thin section 71836; 20 — Paraglobivalvulina cf. Pgracilis Zaninetti & Altiner, tangential section, sample KM4, thin section 71614; 

21 — ?Palaeofusulina sp., tangential section, sample KM4A, thin section 71873; 22 ‒ Nankinella cf. Nchongyangensis Jing, close to axial section, 

sample KM4, thin section 71568; 2326 — Nankinella cf. Nacuta Lin, axial sections. 23 — sample KM4, thin section 71568; 24, 25, 26 — sample 

KM4, thin section 71614; 27 — Staffella cf. Shupehensis Jing, axial section, sample KM4, thin section 71615. Scale bar 100 µm.

background image

179

MICROFAUNAL AND GEOCHEMICAL STUDIES IN THE P–Tr BOUNDARY INTERVAL, JADAR BLOCK, SERBIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

happens step by step. The difference in the distribution of 

 genera of foraminifers between two sections is in the survival 

of the genera GlobivalvulinaGeinitzina and Nodosaria after 

the mass extinction in the Lung Cam section, whereas in the 

Sitarička Glavica section these genera are extinct in sample 

KM11, which is, most probably, the level of mass extinction in 

this section. The first appearance of the microconchid genus 

Microconchus is in sample KM16. The genus appears in  

the latest Permian and continues into the early Triassic 

(Brönnimann & Zaninetti 1972; Nestell et al. 2015).

Geochemical investigations

Brookfield  and  Williams  (in  2011),  Brookfield  (in  2013) 

together  with  Sudar  and  Jovanović  measured  in  detail  the 

Sitarička  Glavica  section  and  took  samples  for  the  geo-

chemical and sedimentological investigations, with prelimi-

nary  results  reported  in  Williams  et  al.  (2013 a, b;  2014). 

Although the detailed elemental and isotope geochemistry will 

be given elsewhere, herein we summarize some of the main 

results and suggest some causes.

Four negative δ

13

C

org

 excursions are recorded in this PTB 

section  (Fig.  7A).  Excursion  #1  (−3 m  to  −0.5 m,  ~ −7 ‰), 

excursion #2 (−0.05 m to 2 m, ~ −1.6 ‰), excursion #3 (3 m  

to 4 m, ~ −4.3 ‰), and excursion #4 (5 m to 8 m, ~ −2.5 ‰).  

The four negative δ

13

C

org 

excursions are associated with chan-

ges in lithofacies from gray to dark shale (excursion #1), and 

changes in fauna (excursions 2–4). The 2

nd

 and 3

rd

 excursion 

straddle the PTB, the 2

nd

 excursion with the appearance of 

 crinoids, brachiopods, bryozoan, foraminifers, and molluscs, 

whereas the 3

rd

 excursion occurs with only molluscs. 

 

Fig. 7. Parallel  review  of  the  results  of  geochemical  (Willams  et  al.  2013 a, b;  2014:  7A) and stratigraphic/biostratigraphic investigations  

(this paper: 7B) in the Sitarička Glavica section, Jadar Block, NW Serbia. The four negative δ

13

C

org

 excursions recorded in the section are shown 

on Fig. 7A.

background image

180

SUDAR, KOLAR-JURKOVŠEK, NESTELL, JOVANOVIĆ, JURKOVŠEK, WILLIAMS, BROOKFIELD and STEBBINS

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

The 4

th

  excursion,  occurs  with  the  stromatolite-like  bed  

(Fig. 7A and KM16 of Unit 3 in Fig. 7B). These negative shifts 

are indicative of a decrease in primary productivity. The abrupt 

decrease δ

13

C

org

 suggest a crash in the biological pump (Kump 

2005), creating a biological crisis. Excursion #1 and #2 are 

similar to the δ

13

C

org

 signature of the GSSP Meishan section, 

which  occurs  before  the  PTB  (Korte  &  Kozur  2010).  Like 

other PT sections in the Palaeotethys, Sitarička Glavica δ

13

C

org

 

signature suggests a major perturbation in the C-cycle during 

the extinction interval and a long recovery.

The δ

15

N

org

 signature suggests that the surface waters were 

dominated by N-fixation, derived from diazotrophs that con-

verted atmospheric N into NH

4

 (Fig. 7A; Quan & Falkowski 

2009). The depleted signature may suggest low depositional 

oxygen conditions. The negative excursion recorded near the 

PTB is similar to Rizvanuša, Croatia (Fio et al. 2010), Guryul 

Ravine, Kashmir, India (Algeo et al. 2007) and GSSP Meishan, 

South China (Cao et al. 2009; Luo et al. 2011). This abrupt 

negative shift maybe attributed to catastrophic conditions 

where the ecological disaster resulted in enhancement of 

N-fixation from widespread diazotrophs (Luo et al. 2011).

The  δ

34

S

pyrite 

signature suggests decoupling of the S-cycle 

during the Late Permian due to the fluctuations from enriched 

to  depleted  δ

34

S

pyrite 

(Fig. 7A). Framboidal pyrite occurs in  

the Bellerophon Formation, whereas oxidized pyrite is present 

in the Werfen Formation. Framboids occur between − 9 m to 

3 m (PTB) suggesting syngenetic formation (Fig. 8; Williams 

2013b).  The  depleted  δ

34

S

pyrite

 signature along with the pre-

sence of framboidal pyrite strongly suggests widespread 

 oxygen depletion (Shen et al. 2007). Evidence of framboids 

coupled with positive δ

34

S

pyrite

 values (− 9 m, −4 m, and 3 m) 

suggest a closed S-system where the SO

4

2-

 reduction exceeds 

the supply, with the ensuing Rayleigh fractionation causing 

an enriched isotopic signal (Figs. 7A, 8; Williford et al. 2009). 

Oxidizing framboids occur between 4 m to 10 m, indicating 

late diagenetic formation. The occurrence of partially oxidized 

framboids (5 m) is indicative of syngenetic and late diagenetic 

formation (Figs. 7A, 8; Williams et al. 2013b). At the PTB, 

evidence of both framboidal and euhedral pyrite suggest both 

syngenetic and precipitation formation. Euhedral formation 

through precipitation formation is probably due to the occur-

rence of an oolite factory at the PTB from the decrease in 

 skeletal CO

3

2-

 (Haas et al. 2007; Li et al. 2015). The presence 

of oolite and euhedral pyrite along with a coral gap, may serve 

as evidence of widespread ocean acidification in the Palaeo-

tethys during the extinction interval (Li et al. 2015).

The elemental geochemical changes across the PTB in  

the Sitarička Glavica section are minimal, which indicates little 

physical environmental change, such as source type and con-

ditions. We plot element/Al ratios to identify anomalies due to 

biology or geochemistry, which show up as deviations from 

average element/Al values and values of reference sediments 

(Calvert & Pedersen 1993). The ratios are shown on arithmetic 

log plots to emphasize the order of magnitude differences as 

the actual values are frequently so low as to make small diffe-

rences  appear  important  on  arithmetic  plots.  For  the  major 

elements, Si/Al, Ti/Al, Fe/Al and Mn/Al ratios change little 

through the section, showing that these elements correlate 

with Al (Fig. 9). Mg/Al, Ca/Al and K/Al tend to drop above 

the extinction horizon, whereas Na/Al tends to rise as the 

litho logies change to less carbonate-dominated. For the minor 

elements, the ratios to Al change little except for high values 

of most ratios within 1 meter of the Bellerophon/Werfen con-

tact, in beds 8 to 11 during the δ

13

C

org 

and δ

15

N

org

 and δ

34

S

pyrite

 

positive excursions; above which Sc/Al, Ge/Al, Zr/Al, Nb/Al, 

Hf/Al, Th/Al tend to increase, whereas Be/Al, B/Al, Ni/Al, 

Fig. 8. Scanning electron microscope 

images of samples from the  Sitarička 

Glavica  section,  Jadar  Block,  NW  Serbia. 

Framboidal pyrite is observed in the 

Bellerophon Formation, euhedral pyrite is 

observed at the PTB, and oxidized pyrite is 

observed in the Werfen Formation.

background image

181

MICROFAUNAL AND GEOCHEMICAL STUDIES IN THE P–Tr BOUNDARY INTERVAL, JADAR BLOCK, SERBIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

As/Al, Y/Al, Mo/Al, Sn/Al, Sb/Al, Cs/Al, Pb/Al, and U/Al 

tend to drop, and TOC/Al drops by an order of magnitude 

(Williams et al. 2014).

The source character can be inferred from various indices. 

The Chemical Index of Alteration (CIA) summarizes chemical 

alteration during weathering, transportation and deposition 

and gives geochemical estimations of provenance (Nesbitt & 

Young 1982). The Index of Compositional Variability (ICV) 

includes Fe, Mg, and Mn, and does not require calculation of 

non-carbonate Ca, and uses oxides rather than moles (Cox et 

al. 1995). Average basalt and average granite have very diffe-

rent ICV values of 2.20 and 0.95 (Li 2000). So, mudstone with 

the same degree of weathering (the same CIA) may have 

 different ICV values, indicating composition of the source 

area; though calcareous sediments give misleading values in 

all cases. The calcareous Serbian sediments (minimum CaO is 

12.77 %) are all misleading as their ICV values are at or higher 

than the basalt value. But, Serbian CIA values for samples 

with  less  than  50 %  of  carbonate  are  56 –72,  and  indicate 

a moderate degree of chemical weathering of the parent mate-

rial with no marked changes up the section, and are compa-

rable to reference sandy and silty mudstone, and to Recent 

North American and Asian rivers (Li & Yang 2010) (Fig. 10).

The Na/K, K/Fe, and K/Fe+Mg ratios can similarly be used 

to infer source characteristics and weathering. Na/K ratios 

reflect the maturity of clastic sediments. Na/K ratios above 1 

indicate immature sediments, whereas those below 1 indicate 

more mature sediments. The Serbian sediments have generally 

more mature Na/K ratios below the extinction horizon in  

the more calcareous beds and less mature (but still below 1) 

above (Fig. 10).

K/Fe and K/(Fe+Mg) ratios reflect the contribution of acidic 

versus  basic  rocks  and  the  rate  of  chemical  weathering  of 

K-felspar (Nesbitt et al. 1997). In areas of diverse rock sources 

like the present Atlantic margins, relatively low K/Fe values of 

tropical areas (0.26) contrast with higher K/Fe values (0.43) 

for arid regions (Govin et al. 2012). Serbian K/Fe values are 

all higher than the arid region values except for two at +2 m 

and +3 m straddling the extinction level. This range of values 

is not only compatible with the extreme aridity inferred for 

Permian–Triassic (PTr) source areas in the PTr palaeotropics 

(Brookfield 2008), but with the possible wetter pluvial  interval 

at the PT boundary in northern Gondwanaland (Kreuser 1995). 

The values above 0.5 probably indicate volcanic input 

(Sageman & Lyons 2005). The Serbian K/(Fe+Mg) ratios do not 

change much up section, but have a low at the extinction 

Fig. 9. Majors ratios to Al.

background image

182

SUDAR, KOLAR-JURKOVŠEK, NESTELL, JOVANOVIĆ, JURKOVŠEK, WILLIAMS, BROOKFIELD and STEBBINS

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

horizon, and are close to clastic reference sediment values, but 

much higher than the reference limestone (Fig. 10).

In the West African deserts and the adjacent eastern Atlantic, 

high Ti/Zr values occur in dust aerosols and marine clays 

 supplied from dust aerosols (>38–40) where softer abraded 

ilmenite dust is concentrated, whereas lower values occur  

in river and coastal clay sediments which are derived in part 

from remobilized eolian lags (<30) where abrasion-resistent 

zircons are concentrated (Govin et al. 2012; Patey et al. 2015). 

The reference low Ti/Zr Chinese loess and Sahara Chad  

dust values are misleading because the samples come from 

Quaternary dust adjacent to and derived from bedrock sources 

only locally remobilized by wind — particles have not had  

time to significantly abrade. Only two Serbian Ti/Zr values  

(at  −8 m  and  + 0.05 m)  reach  anywhere  near  eolian  values,  

and thus most of the Serbian clays come from fluvial sources 

(Fig. 10).

Nb/Ta ratios decrease in clays from arid areas (Nb/Ta ~15) 

to humid areas (Nb/Ta ~ 8.5), as Nb is preferentially leached. 

Serbian Nb/Ta ratios vary little around the remarkably con-

stant reference sediment value of 10, and are only slightly less 

than the average Upper Continental Crust values of 13 (Barth 

et al. 2000), though there is a tendency to have slightly lower 

values around the PT boundary which may reflect wetter 

 conditions (Fig. 10).

Climatic change in source regions, without source compo-

sition changes, can be determined by fluctuations in Ti/Al, Ti/K 

and Ti/Sc ratios. Wei et al. (2003) showed that sharp changes 

in these correlated with Quaternary glacial/interglacial cycles, 

with higher ratios in warmer periods due to increased chemi-

cal weathering. In eastern Atlantic surface sediments off the 

West African deserts, intermediate Ti/Al values in areas of 

high dust deposition contrast with Ti/Al values in areas domi-

nated by the input of suspended material from the Senegal, 

Niger and Congo rivers (Govin et al. 2012). Serbian Ti/Al ratios 

show little change except for a slight drop in unit 2 (the last  

2.20 meters of the “Bituminous limestone” (Bellerophon) 

Formation) and slight increase above (Fig. 10).

Fig. 10. CIA, ICV, Na/K, K/(Fe+Mg), Ti/Zr, Nb/Ta ratios.

background image

183

MICROFAUNAL AND GEOCHEMICAL STUDIES IN THE P–Tr BOUNDARY INTERVAL, JADAR BLOCK, SERBIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

Various redox proxies involving transition elements and 

U are commonly used such as V/Cr, V/(V+Ni), Ni/Co, U/Mo 

and U/Th and though they are unreliable individually together, 

they give better results (Wignall & Myers 1988; Jones & 

Manning 1994; Tribovillard et al. 2006; Zhou et al. 2012). 

Serbian V/Cr are all in the oxic field: V (V+Ni) are in the oxic 

field in Unit 1 and are in the dysoxic field around 0 m and 

above  + 4 m;  Ni/Co  are  in  the  suboxic-anoxic  field  below 

−1 m and are in the dysoxic and oxic fields above, with some 

reversals to suboxic-anoxic; U/Mo are mostly in the suboxic- 

anoxic fields; Th/U are mostly in the subxic-anoxic field until 

+ 4 m above which they are predominantly oxic (Fig. 11). There 

is thus no consistency in these redox proxies in the Serbian 

sediments; though on Ni/Co, U/Mo, Th/U conditions were 

dysoxic below + 4 m and oxic above + 4 m. Th/U ratios give 

more dysoxic conditions than the Mo/Al ratios though they 

follow the same trends. The lack of consistency in these redox 

proxies is disappointing, but anoxia seems present in units  

1 and 2 with oxic conditions in Unit 3 above (Fig. 11).

Conclusions

The detail palaeontological, sedimentological and geo-

chemical investigations of strata from the PTB interval in 

Sitarička Glavica section (Jadar Block, Valjevo, NW Serbia) 

exhibit various and important features which can be summa-

rized as follows:

•  Abundant and diverse macro- and microassociations 

recorded exclusively in the lower part of the section enabled 

the determination of the Changhsingian Stage within the 

Upper Permian “Bituminous limestone” (Bellerophon) 

Formation. The investigated conodont fauna from the 

 middle part of the Permian part of the section belongs to  

the Hindeodus­Isarcicella lineage and, according to their 

biostratigraphic characteristics, it is assigned to the 

Changhsingian Hindeodus praeparvus Zone. The assem-

blage of foraminifers is richer, represented by species typi-

cal for the Upper Permian, Changhsingian, in the lower part 

of the section.

Fig. 11. V/Cr, V(V+Ni), Ni/Co, U/Mo, Th/U.

background image

184

SUDAR, KOLAR-JURKOVŠEK, NESTELL, JOVANOVIĆ, JURKOVŠEK, WILLIAMS, BROOKFIELD and STEBBINS

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

•  The second part of the section (units 3 and 4) is without 

microfossils (only rare sections and fragments of molluscs), 

with clearly a change of sedimentologic characteristics and 

geological/superpositional position determinated as Lower 

Triassic, i.e. the lower part of the Svileuva (Werfen) 

Formation.

•  The boundary between the Upper Permian and the Lower 

Triassic is placed at the level of 9.42 m of the section above 

the sample KM11. This boundary is a lithologic boundary 

and  has  also  biostratigraphic  importance.  It  is  marked  by 

a rapid change of sedimentological characteristics and with 

the clear absence of microfossils in the upper part of the 

exposed sediments. The sample KM11 could also represent 

the level of local (?mass) extinction of foraminifers in the 

section, as confirmed by the changing of lithofacies.

•  Although in all of the PTB investigated sections in NW 

Serbia we have not yet found conodonts and foraminfers of 

the lowermost parts of the Lower Triassic, the presence of 

their coeval assemblages of the Late Permian, Changhsingian 

age  in  Jadar  Block  of  NW  Serbia,  enables  correlation  

with many regions of the Palaeotethys: e.g., in western 

Slovenia, northeastern Hungary, northern Italy, northwestern 

Caucasus, Turkey, Transcaucasia, and South China. The pre-

sent study can be added to the list of well-known and impor-

tant localities of the PTB interval; the results may contribute 

to improve the precision of the Tethys-wide and even world-

wide correlation of the boundary events.

•  Geochemical investigations undertaken for the first time in 

the region as well as from all of Serbia, show that stable 

isotopes (C, N, S), mineralogy, major and trace elements of 

the studied PTB interval section have similar patterns of 

secular  variation  as  in  other  well  known  marine  Upper 

Permian  sections,  suggesting  major  changes  in  sediment 

provenance and marine environmental conditions prior to 

the Lower Triassic, where geochemical proxies indicate 

prolonged seawater anoxia.

•  Geochemical  changes  of  the  Sitarička  Glavica  PTB  sedi-

ments indicate a moderate degree of chemical weathering of 

the parent material with no marked changes up the section 

and an arid to semi-arid climate at the source. The Upper 

Permian sediments are perhaps slightly more mature, and 

there is a suggestion of a wetter phase around the PT boun-

dary at the time of large lakes in northern Pangea. Until just 

above  the  PT  boundary  at  + 4  meters,  suboxic  conditions 

seem to have dominated, than conditions became predomi-

nantly oxic, but the various redox proxies do not correlate 

well.

Acknowledgments: We are very grateful to Merlynd K. Nestell 

(University of Texas at Arlington) for the identifications of 

 fusulinacean  species  and  checking  English.  Communication 

and discussion on conodonts with Charles M. Henderson 

 (Calgary,  Canada)  are  acknowledged.  The  study  was  partly 

supported by the Slovenian Research Agency (programme 

 P1-0011). This paper is a contribution to IGCP 630, and to the 

bilateral project cooperation between Serbian and Slovenian 

Academies of Sciences and Arts (Project F-12). The research 

of the authors from Serbia was supported by the Ministry of 

Education, Science and Technical Development of the Republic 

of  Serbia  (Project  ON-176015).  The  critical  comments  and 

helpful suggestions of two reviewers, Zhong-Quing Chen 

(Wuhan, China) and Ian Metcalfe (Armidale, Australia), 

helped to improve the quality of the paper and are gratefully 

acknowledged.

References

Algeo T.J., Hannigan R., Rowe H., Brookfield M., Baud A., Krystyn L. 

& Ellwood B.B. 2007: Sequencing events across the Permian–

Triassic boundary, Guryul Ravine (Kashmir, India). Palaeo­

geogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 252, 1, 328‒346.

Barth  M.G.,  McDonough  W.F.  &  Rudnick,  R.L.  2000:  Tracking  

the budget of Nb and Ta in the continental crust. Chem. Geol. 

165, 197‒215.

Bérczi-Makk  A.  1987:  Earlandia (Foraminifera) species from the 

Permian–Triassic boundary in N Hungary. Magyar Állami Föld­

tani Intézet evi Jelentése Az 1985, Évröl v. 1987, 215‒226.

Bérczi-Makk A., Csontos L. & Pelikán P. 1995: Data on the (Upper 

Permian) foraminifer fauna of the Nagyvisnyó Limestone 

 Formation from borehole Mályinka-8 (northern Hungary). Acta 

Geol. Hung. 38, 185‒250.

Brönnimann P. & Zaninetti L. 1972: On the occurrence of the serpulid 

Spirorbis Daudin, 1800 (Annelida, Polychaetia, Sedentarida)  

in  thin  sections  of  Triassic  rocks  of  Europe  and  Iran.  Rivista 

 Italiana et Paleontologica 78, 67‒90.

Brönnimann P., Zaninetti L. & Bozorgnia F. 1972: Triassic (Scythian) 

smaller  foraminifera  from  the  Elika  Formation  of  the  central 

 Alborz, northern Iran, and from the Siusi Formation of the Dolo-

mites, northern Italy. Mitteilungen Der Gessellschaft der Geolo­

gie und Bergbaustudenten 21, 861‒884.

Brookfield  M.E.  2008:  Palaeoenvironments  and  palaeotectonics  of 

the arid to hyperarid intracontinental latest Permian–late Triassic 

Solway basin (U.K.). Sediment. Geol. 210, 27–47.

Calvert S.E. & Pedersen T. 1993: Geochemistry of recent oxic and 

anoxic marine sediments: implications for the geological 

 records.  Mar. Geol. 11, 67–88.

Cao Ch., Love G.D., Hays L.E., Wang W., Shen Sh. & Summons R.E. 

2009: Biogeochemical evidence for euxinic oceans and ecolo-

gical disturbance presaging the end-Permian mass extinction 

event. Earth Planet. Sci. Lett. 281, 3–4, 188–201.

Chen Z.-Q., Yang H., Luo M., Benton M.J., Kaiho K., Zhao L.,  

Huang YG., Zhang K., Fang Y., Jiang H., Qiu H., Li Y.,  

Tu C., Shi L., Zhang L., Feng X. & Chen L., 2015: Complete 

biotic and sedimentary records of the Permian–Triassic tran-

sition from Meishan section, South China: Ecologically asses-

sing mass  extinction and its aftermath. Earth­Sci. Rev.149,  

67–107.

Cox R., Lowe D. R. & Cullers R.L. 1995: The influence of sediment 

recycling  and  basement  composition  of  evolution  of  mudrock 

chemistry in the southwestern United States. Geochim. 

 Cosmochim.  Acta 59, 2919–2940.

Crasquin S., Sudar M.N., Jovanović D. & Kolar-Jurkovšek T. 2010: 

Upper  Permian  ostracode  assemblage  from  the  Jadar  Block 

 

(Vardar Zone, NW Serbia). Geološki anali Balkanskoga 

 poluostrva  (Beograd)  71,  23‒35  (in  English  with  Serbian 

 summary).

Epstein A.G., Epstein J.B. & Harris L.D. 1977: Conodont Color 

 Alteration — An Index to Organic Metamorphism. US Geol. 

Surv. Prof. Pap. 995, 1‒27. 

background image

185

MICROFAUNAL AND GEOCHEMICAL STUDIES IN THE P–Tr BOUNDARY INTERVAL, JADAR BLOCK, SERBIA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

Farabegoli E. & Perri M.C. 2012: Millenial Physical Events and  

the End-Permian Mass Mortality in the Western Palaeotethys: 

Timing and Primary Causes. In: Talent J.A. (Ed.): International 

Year of Planet Earth. Springer  Science + Business  Media  B.V.

719‒758.

Filipović I., Jovanović D., Sudar M., Pelikán P., Kovács S., Less Gy. 

& Hips K.  2003: Comparison of the Variscan-Early Alpine 

 evolution of the Jadar Block (NW Serbia) and “Bükkium” (NE 

Hungary) terranes; some paleogeographic implications. Slovak 

Geol. Mag. 9, 1, 23–40.

Fio  K.,  Spangenberg  J.E.,  Vlahović  I.,  Sremac  J.,  Velić  I.  &  

Mrinjek E. 2010: Stable isotope and trace element stratigraphy 

across the Permian–Triassic transition: A redefinition of the 

boundary in the Velebit Mountain, Croatia. Chem. Geol. 278, 1, 

38–57.

Govin A., Holzwarth U., Heslop D., Keeling L.F., Zabel M.,  

Mulitza S., Collins J.A. & Chiessi C.M. 2012: Distribution of 

major  elements  in  Atlantic  surface  sediments  (36oN-49oS): 

 

imprint of terrigenous input and continental weathering. 

 Geochem. Geophys. Geosyst. 13, doi:10.1029/ 2011GC003785.

Groves J.R., Altiner D. & Rettori R. 2005: Extinction, survival, and 

recovery of Lagenide foraminifers in the Permian–Triassic 

boundary  interval,  central  Taurides,  Turkey.  J. Paleontology 

 Memoir 62, Supplement to no. 4, 1‒38.

Groves J.R., Rettori R., Payne J.L., Boyce M.D. & Altiner D. 2007: 

End-Permian mass extinction of lagenide foraminifers in the 

Southern Alps (northern Italy). J. Paleontol. 81, 415‒434.

Haas J., Demény A., Hips K., Zajzon N., Weiszburg T.G., Sudar M. & 

Pálfy J. 2007: Biotic and environmental changes in the Permian–

Triassic boundary interval recorded on a western Tethyan ramp 

in the Bükk Mountains, Hungary. Global Planet. Change 55, 1, 

136‒154.

Jiang H., Lai X., Luo G., Aldridge R., Zhang K. & Wignall P. 2007: 

Restudy of conodont zonation and evolution across the P/T 

boundary  at  Meishan  section,  Changxing,  Zhejiang,  China. 

 Global Planet. Change 55, 1–3, 39‒55.

Jing M. 1992: The Late Permian fusulinids in south Hubei. Meitian 

Dizhi Yu Kantan=Coal Geology and Exploration 20, 15‒21 (in 

Chinese with English abstract).

Jones B. & Manning D.A.C. 1994: Comparison of geochemical 

 indices used for the interpretation of palaoeredox conditions in 

ancient mudstones. Chem. Geol. 111, 111‒129.

Karamata S. 2006: The geological development of the Balkan  Peninsula 

related to the approach, collision and compression of Gondwanan 

and Eurasian units. In: Robertson, A.H.F &  Mountrakis, D. (Eds.): 

Tectonic Development of the Eastern Medi terranean Region. 

Geol. Soc. London, Spec. Publ. 260, 155–178.

Karamata  S.,  Olujić  J.,  Protić  Lj.,  Milovanović  D.,  Vujnović  L., 

Popević A., Memović E., Radovanović Z. & Resimić-Šarić K. 

2000: The Western Belt of the Vardar Zone — the remnant of 

a marginal sea. In: Karamata S. & Janković, S. (Eds.): Procee-

dings of the International Symposium “Geology and Metallo-

geny of the Dinarides and the Vardar Zone”. Academy of Scien­

ces and Arts of the Republic of Srpska, Collections and 

Monographs I, Department of Natural, Mathematical and Tech­

nical Sciences I, 131‒135.

Kolar-Jurkovšek T. & Jurkovšek B. 2007: First record of Hindeodus­

Isarcicella  population in Lower Triassic of Slovenia. Palaeo­

geogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 252, 72‒81.

Kolar-Jurkovšek  T.  &  Jurkovšek  B.  2015:  Conodont  zonation  of 

 Lower Triassic strata in Slovenia. Geologija  (Ljubljana)  58/2, 

155‒174.

Kolar-Jurkovšek T., Jurkovšek B. & Aljinović D. 2011a: Conodont 

biostratigraphy and lithostratigraphy across the Permian– 

Triassic boundary at Lukač section in western Slovenia. Rivista 

Italiana di Paleontologia e Stratigrafia 117/1, 115‒133. 

Kolar-Jurkovšek  T.,  Jurkovšek  B.,  Aljinović  D.  &  Nestell  G.P.  

2011b: Stratigraphy of Upper Permian and Lower Triassic  

Strata of the Žiri Area (Slovenia). Geologija (Ljubljana) 54/2, 

193‒204.

Kolar-Jurkovšek  T.,  Jurkovšek  B.,  Aljinović  D.  &  Nestell  G.P.  

2012: Lukač section — a key for a definition of the Permian– 

Triassic boundary in the Dinarides. In: IGCP 572 Closing Con-

ference, Eger, Hungary. Abstract volume & field guide — Bükk 

Mountains, 21‒22. 

Kolar-Jurkovšek T., Jurkovšek B., Nestell G.P. & Aljinović D. 2013: 

Permian - Triassic boundary interval in Slovenia: new micro-

paleontological data. In: Albanesi G.L. & Ortega G. (Eds.). 

Conodonts from the Andes: proceedings of the 3rd International 

Conodont Symposium, Asociación  Paleonto lógica  Argentina, 

Buenos Aires, 143.

Kolar-Jurkovšek  T.,  Jurkovšek  B.,  Nestell  G.P.  &  Aljinović  D.  

2018: Biostratigraphy and Sedimentology of Upper Permian and 

Lower Triassic Strata at Masore, Western Slovenia. Palaeo­

geogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 490, 38‒54.

Korte C. & Kozur H.W. 2010: Carbon-isotope stratigraphy across  

the Permian–Triassic boundary: a review. J. Asian Earth Sci. 39, 

4, 215‒235.

Kozur H. 2003: Integrated ammonoid, conodont and radiolarian 

 zonation of the Triassic. Hallesches Jahrbuch für Geowissen­

schaften B 25, 49‒79.

Kreuser T. 1995: Tectonic and climatic controls of lacustrine sedi-

mentation in pre-rift and rift settings in the Permian–Triassic of 

East Africa. J. Paleolimnology 13, 3‒19. 

Kump L.R. 2005: The Geochemistry of Mass Extinction. In: 

 Mackenzie  F.T.  (Ed.):  Sediments,  diagenesis  and  sedimentary 

rocks.  Treatise on Geochemistry 7, Elsevier,  Amsterdam, 

351‒368.

Li Ch. & Yang Sh. 2010: Is chemical index of alteration (CIA) 

a  reliable proxy for chemical weathering in global drainage 

 basins.  American Journal of Science 510, 111‒127.

Li F., Yan J., Chen Z.-Q., Ogg J.G., Tian L., Korngreen D., Liu K.,   

Ma Z. & Woods A.D. 2015: Global oolite deposits across the 

Permian–Triassic boundary: a synthesis and implications for 

 palaeoceanography immediately after the end-Permian biocrisis. 

Earth­Sci. Rev. 149, 163‒180.

Li Y.-H. 2000: A compendium of geochemistry from solar nebula  

to rthe human brain. Princeton University Press, Princeton,  

1–475.

Lin J., Li J. & Sun Q. 1990: Late Palaeozoic foraminifers in South 

China.  Science Publishing House,  Beijing,  1–297  (in  Chinese 

with English abstract).

Lin R. 1979: Upper Permian fusulinids from western Guizhou. Acta 

Palaeontol. Sinica 18, 271‒300.

Luo G., Wang Y., Algeo T.J., Kump L.R., Bai X., Yang H., Yao L. & 

Xie S. 2011. Enhanced nitrogen fixation in the immediate after-

math of the latest Permian marine mass extinction. Geology 39, 

7, 647‒650.

Miklukho-Maklay A.D. 1958: New family of foraminifers — Tuberi-

tinidae M.-Maclay fam. nov. Voprosy  Mikropaleontologii 2, 

130‒135 (in Russian).

Miklukho-Maklay K.V. 1954: Foraminifers from Upper Permian 

 

deposits of the northern Caucasus [Foraminifery  verkhne-

permskikh  otlozheniy  severnogo  Kavkaza].  Gosgeoltekhizdat

Moskva, 1–163 (in Russian). 

Nesbitt H.W. & Young G.M. 1982: Early Proterozoic climates and 

plate motions inferred from major element chemistry of lutites. 

Nature 199, 715‒717.

Nesbitt H.W., Fedo C.M. & Young G.M. 1997: Quartz and 

 

Feldspar Stability, Steady and Non-Steady-State Weathering and 

Pedogenesis of Siliciclastics Sands and Muds. J. Geol. 105, 

173‒191.

background image

186

SUDAR, KOLAR-JURKOVŠEK, NESTELL, JOVANOVIĆ, JURKOVŠEK, WILLIAMS, BROOKFIELD and STEBBINS

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2018, 69, 2, 169–186

Nestell G.P. & Nestell M.K. 2006: Middle Permian (Late Guada-

lupian) foraminifers from Dark Canyon, Guadalupe Mountains, 

New Mexico. Micropaleontology 52, 1‒50.

Nestell G.P., Sudar M.N., Jovanović D. & Kolar-Jurkovšek T. 2009: 

Latest  Permian  foraminifers  from  the  Vlašić  mountain  area, 

northwestern Serbia. Micropaleontology 55, 495‒513.

Nestell G.P., Kolar-Jurkovšek T., Jurkovšek B. & Aljinović D. 2011: 

Foraminifera from the Permian–Triassic transition in western 

Slovenia. Micropaleontology 57, 197‒222.

Nestell G.P., Nestell M.K., Ellwood B.B., Wardlaw B.R., Basu A.R., 

Ghosh N., Luu Thi Phuong Lan, Rowe H.D., Hunt A., 

 

Tomkin  J.H.  &  Ratcliffe  K.T.  2015:  High  influx  of  carbon  in 

walls of agglutinated foraminifers during the Permian–Triassic 

transition in global oceans. Int. Geol. Rev. 57, 411‒427.

Nicoll R.S., Metcalfe I. & Wang C.-Y. 2002: New species of the 

 conodont  Genus  Hindeodus and the conodont biostratigraphy of 

the Permian‒Triassic boundary interval. J. Asian Earth Sci. 20, 

609‒631.

Ogg J.G. 2012: Triassic. In: Gradstein F.M., Ogg J.G., Schmitz M.D. 

& Ogg. G.M. (Eds.): The Geologic Time Scale 2012Volume 2. 

Elsevier B.V., 681‒730.

Patey  M.D.,  Achterberg  E.P.,  Rijkenberg  M.J.  &  Pearce  R.  2015: 

 Aerosol time-series measurements over the tropical Northeast 

Atlantic Ocean: dust sources, elemental composition and mine-

ralogy. Mar. Chem. 174, 103‒119.

Pronina G.P. 1989: Foraminifers of the Paratirolites kittli Zone of the 

Dorashamian of the Late Permian of Transcaucasia [Foramini-

fery zony Paratirolites kittli  dorashamskogo  yarusa  pozdney 

 permi  Zakavkaz’ya].  Ezhegodnik  Vsesoyuznogo  Paleontologi­

cheskogo obshchestva 32, 30‒36 (in Russian).

Pronina-Nestell G.P. & Nestell M.K. 2001: Late Changhsingian fora-

minifers of the Northwestern Caucasus. Micropaleontology 47, 

205‒234.

Quan T.M. & Falkowski P.G. 2009: Redox control of N: P ratios in 

aquatic ecosystems. Geobiology 7, 2, 124‒139.

Reitlinger E.A. 1950: Foraminifera of the Middle Carboniferous 

 deposits of the central part of the Russian Platform (exclusive of 

the family Fusulinidae). Akademiya Nauk SSSR, Institut Geolo­

gicheskikh Nauk, Trudy 126, Geologicheskaya Seriya 47, 1‒126 

(in Russian).

Sageman B.B. & Lyons T.W. 2005: Geochemistry of fine grained 

 sediments  and  sedimentary  rocks.  In:  MacKenzie  F.T.  (Ed): 

 Sediments, diagenesis and sedimentary rocks. Treatise on Geo­

chemistry 7, Elsevier, Amsterdam, 115‒158.

Schobben M., Joachimski M.M., Korn D., Leda L. & Korte Ch. 2014: 

Palaeotethys seawater temperature rise and an intensified hydro-

logical cycle following the end-Permian mass extinction. 

 Gondwana Res. 26, 675‒683.

Sellier de Civrieux J.M. & Dessauvagie T.F.J. 1965: Reclassification 

de quelques Nodosariidae, particulièrement du Permien au Lias. 

Institut d’Études et de Recherches Minières de Turquie 124, 1‒178.

Song H., Tong J. & He W. 2006: Latest Permian foraminiferal  

fauna at the Meishan section, Zhejiang Province. Acta Micro­

palaeontol. Sinica 23, 87‒104.

Song H., Tong J., Zhang K., Wang Q. & Chen Z.Q. 2007: Foramini-

feral survivors from the Permian–Triassic mass extinction in the 

Meishan section, South China. Palaeoworld 16, 105‒119.

Song H., Tong J., Chen Z.Q., Yang H. & Wang Y. 2009: End-Permian 

mass extinction of foraminifers in the Nanpanjing basin, South 

China. J. Paleontology 83, 718‒738.

Sudar M., Jovanović D. & Kolar-Jurkovšek T. 2007: Late Permian 

conodonts from Jadar Block (Vardar Zone, northwestern Serbia). 

Geol. Carpath. 58, 2, 145‒152.

Sudar M.N., Chen Yl., Kolar-Jurkovšek T., Jurkovšek B., Jovanović D. 

&  Forel  M.-B.  2014:  Lower  Triassic  (Olenekian)  microfauna 

from  Jadar  Block  (Gučevo  Mt.,  NW  Serbia).  Geološki anali 

 Balkanskoga  poluostrva (Beograd)  75,  1‒15  (in  English  with 

Serbian summary).

Tribovillard N., Algeo T.J., Lyons T. & Riboulleau A. 2006: Trace 

metals as paleoredox and paleoproductivity proxies: an update. 

Chem. Geol. 232, 12‒32.

Wang K. 1976: The Foraminifera from the Changhsing Formation in 

western Guizhou. Acta Palaeontol. Sinica 15, 187‒196. 

Wei G., Liu Y., Li X., Shao L., & Liang X. 2003: Climatic impact on 

Al, K, Sc and Ti in marine sediments: evidence from ODP Site 

1144, South China Sea. Geochem. J. 37, 593‒602.

Wignall P.B. & Myers K.J. 1988: Interpreting the benthic oxygen 

 levels in mudrocks, a new approach. Geology 16, 452‒455.

Williams  J.,  Sudar  M.,  Jovanović  D.  &  Brookfield  M.E.  2013a: 

 Geochemistry and sedimentology of a new Permo–Triassic 

boundary section in Serbia. In: Zhong-Qiang Chen, Hao Yang  

& Genming Luo (Eds.): World summit on P–Tr mass extinction 

& extreme climate change (Wuhan, China, June 13-15, 2013), 

Abstracts.  State Key Laboratory of Biogeology and Environ­

mental Geo logy, China University of Geosciences, Wuhan, 

 China,  78.

Williams J.C., Stebbins A., Sudar M., Jovanovic D., Brookfield M.E., 

Algeo T.J., Hannigan R. & Berman M. 2013b: The geochemistry 

of a newly discovered Permo–Triassic section in Serbia: A tale  

of catastrophic events. In: AGU Fall Meeting Abstracts. Abs. 

V33E-2815.

Williams J., Stebbins A., Sudar M.N., Jovanović D., Kolar-Jurkovšek T., 

Jurkovšek  B.,  Brookfield  M., Algeo  T.  &  Hannigan  R.  2014: 

 Geochemistry of a new Permo–Triassic boundary section in 

 Serbia. In: Proceedings of XX CBGA Congress, Tirana, Albania, 

24–26 September 2014, General Session G02, 2/2014, Special 

Issue, 101.

Williford K.H., Foriel J., Ward P.D. & Steig E.J. 2009: Major pertur-

bation in sulfur cycling at the Triassic–Jurassic boundary. 

 Geology 37, 9, 835–838. 

Yin H., Zhang K., Tong J., Yang Z. & Wu S. 2001: The Global Strato-

type Section and Point (GSSP) of the Permian–Triassic Boun-

dary. Episodes 24, 102‒114.

Zhang Z. & Hong Z. 2004: Smaller foraminiferal fauna from the 

Changhsing Formation of Datian, Fujian. Acta Micropalaeontol. 

Sinica 21, 64‒84.

Zhao J., Sheng J., Yao Z., Liang X., Chen C., Rui L. & Liao Z. 1981: 

The Changhsingian and Permian–Triassic boundary of South 

China. Bulletin of Nanjing Institute of Geology and Palaeonto­

logy 2, 1‒112 (in Chinese with English abstract).

Zhou L., Wignall P.B., Su J., Feng Q., Xie Sh., Zhao L. & Huang J. 

2012:  U/Mo  ratios  and  δ

98/95

Mo as local and global redox  

proxies during mass extinction events. Chem. Geol. 324–325, 

99‒107.