background image

GEOLOGICA CARPATHICA

, JUNE 2019, 70, 3, 241–260

doi: 10.2478/geoca-2019-0014

www.geologicacarpathica.com

The foreland state at the onset of the flexurally  

induced transgression: data from provenance analysis  

at the peripheral Carpathian Foredeep (Czech Republic)

SLAVOMÍR NEHYBA

1, 

, JIŘÍ OTAVA

2

, PAVLA TOMANOVÁ PETROVÁ

2

 and ADÉLA GAZDOVÁ

1

 

1

Department of Geological Sciences, Faculty of Science, Masaryk University, Kotlářská 2, 611 37 Brno, Czech Republic; 

 

slavek@sci.muni.cz

2

Czech Geological Survey, Leitnerova 22, 658 68 Brno, Czech Republic; jiri.otava@geology.cz, pavla.petrova@geology.cz 

(Manuscript received October 25, 2018; accepted in revised form April 1, 2019)

Abstract:  The  Žerotice  Formation  recognised  in  a  confined  area  NE–SE  of  Znojmo  represents  a  basal  member  of   

the  sedimentary  succession  of  the  southwestern  margin  of  the  Carpathian  Foredeep  in  Moravia  (Czech  Republic).   

Two facies associations were recognised within the formation. The first one mantles the pre-Neogene basement with  

an irregular unconformity, reflects arid climatic conditions and deposition of episodic shallow, high-energy stream flows 

and/or  mass  flows  (alluvial  to  fluvial  deposits).  The  second  facies  association  is  interpreted  as  lagoonal  to  distal   

flood plain deposits. The barren unfossiliferous deposits of the Žerotice Formation are covered by nearshore marine  

Eggenburgian deposits. The boundary between these deposits represents a sequence boundary (i.e. the basal forebulge 

unconformity).  Detailed  provenance  studies  of  successive  beds  below  and  above  this  sequence  boundary  showed   

differences in the source area and paleodrainage. Both the local primary crystalline rocks (Moravian and Moldanubian 

Unit, Thaya Batholith) and older sedimentary cover (especially Permo–Carboniferous sedimentary rocks) form the source 

of the Žerotice Formation. All these geological units are located only a few km away from the preserved areal extent of 

the deposits of the Žerotice Formation (short transport and a local source).  The source areas of the overlying marine 

Eggenburgian beds are located far more to the W and NW in the Moldanubian and Moravian Units (longer transport, 

extended source area). Local confined preservation of the Žerotice Formation is preliminarily explained as connected 

with a tectonically predisposed paleovalley.   

Keywords: Moravia, peripheral foreland basin, cratonward margin, paleovalley infill, basal forebulge unconformity, 

Egerian/Eggenburgian. 

Introduction

Start of the deposition along the distal (i.e. “cratonward”) mar-

gins  of  the  peripheral  foreland  basins  is  generally  strongly 

 influenced  by  the  local  morphology  of  the  foreland,  itself 

 partly controlled by former structural features of the bedrock. 

The paleovalleys entrenched into the bedrock are commonly 

preserved  along  basal  unconformity  surfaces  (Baker  1984). 

Sedimentary infill of such paleovalleys provides unique infor-

mation about the flexurally induced sea-level changes, the fore-

land  paleodrainage  network  and  the  role  of  external  factors 

(climate,  tectonics,  sediment  supply  and  paleogeomorpho-

logy),  supplies  information  about  the  geological  situation 

 bellow  the  foreland-basin  succession  and  constitutes  basic 

data for the stratigraphic organisation of sedimentary basins 

(Gupta 1999; Dalrymple 2004). The stratigraphic architecture 

of  these  valleys  is  determined  by:  a)  the  antecedent  topo-

graphy of the terrestrial valley system before inundation, and 

b) the rate of fluvial sediment influx vs. the rate of relative 

sea-level rise (Schumm & Etheridge 1994; Zaitlin et al. 1994; 

Gupta 1999). 

The basal sedimentary cover of the southwestern margin of 

the Carpathian Foredeep (Alpine-Carpathian peripheral fore-

land basin) is deposited on a highly irregular erosional surface 

evolved in the crystalline rocks of the Bohemian Massif or its 

Paleozoic, Mesozoic and Paleogene sedimentary cover. Deep 

troughs/paleovalleys cut into the foreland are oriented mostly 

in  a  NW–SE  direction  almost  perpendicularly  to  the  main 

basin  axis.  Erosional  troughs  in  partly  similar  position  are  

also known from the Polish part of the Carpathian Foredeep 

(Oszczypko & Tomaś 1976; Jucha 1985; Oszczypko & Ślączka 

1985;  Karnkowski  1989;  Połtowicz  1998;  Karnkowski  & 

Ozimkowski  2001;  Oszczypko  et  al.  2006;  Głuszyński  & 

Aleksandrowski  2016),  Ukraine  (Shpak  et  al.  1999),  from  

the  North Alpine  Foreland  Basin  (Kempf  &  Pfiffner  2004). 

Numerous  fluvial  incised  valleys  are  also  known  from  the 

southern  margin of the Bohemian Massif in Austria, filled with 

e.g., St.Marein–Freischling Fm., Langau Fm., Freistadt Fm. of 

the Alpine–Carpathian Foredeep. Fluvial deposition in these 

paleovalleys started in Late Oligocene and was forced back 

during the Early Miocene transgression (Roetzel 2002). 

An origin of the previously mentioned paleovalleys has been 

explained  by  early-Paleogene  fluvial  erosion  of  the  uplifted 

Carpathian Foreland (Oszczypko & Tomaś 1976; Karnkowski 

1989; Połtowicz 1998; Picha et al. 2006), partly or completely 

controlled structurally (Oszczypko & Ślączka 1985; Krzywiec 

1997,  2001).  These  assumptions  fit  with  the  about  1.5  km  

deep Vranovice and Nesvačilka troughs filled with Paleogene 

background image

242

NEHYBA, OTAVA, TOMANOVÁ PETROVÁ and GAZDOVÁ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

clastic deposits (Picha 1979; Picha et al. 2006). Newly the Žero-

tice trough was defined by Krejčí et al. 2017. According to 

Jarosiñski et al. (2009) the fluvial incision of the Mesozoic 

and  older  strata  of  the  Polish  Carpathian  Foreland  occurred 

during late Oligocene to early Miocene and the incision only 

shortly  or  directly  preceded  the  deposition  of  the  flexurally 

induced transgression. 

Deposits below and above the flexurally induced transgres-

sion within the paleovalleys are separated by “peripheral fore-

bulge unconformity”. The peripheral forebulge unconformity 

is a megasequence boundary separating the overlying foreland 

basin fills from the underlying passive margin sequences and 

differs  from  type 1  unconformity  characterized  by  a  major 

eustatic sea level fall (Crampton & Allen 1995).

Nehyba  (2000)  supposed  the  existence  of  a  paleovalley  

cut  into  the  foreland  margin  of  the  southwestern  margin  of  

the  Car pathian  Foredeep  NE–SE  of  Znojmo  (see  Fig. 1).  

The deposits of the Žerotice Formation (Oligocene/Miocene), 

which  represent  the  basal  member  of  Neogene  sedimentary 

succession  of  the  southwestern  margin  of  the  Carpathian 

Foredeep were recognised within this paleovalley. The paper 

presented  is  focused  on  the  sedimentary  infill  of  the  paleo-

valley with several goals: (i) to provide the sedimentological 

and provenance analysis of the Žerotice Fm.; (ii) to compare 

the provenance of successive beds of the foreland-basin infill 

below and above the flexurally induced transgressive surface/

basal forebulge unconformity and (iii) to describe the paleo-

drainage evolution. 

Geological setting

The southwestern margin of the Carpathian Foredeep, where 

the study area is located, represents a peripheral foreland basin 

formed due to the tectonic emplacement and crustal loading of 

the Alpine–Carpathian Thrust Wedge onto the passive margin 

of  the  Bohemian  Massif  (Nehyba  &  Šikula  2007;  Fig. 1A). 

The stratigraphic range of the sedimentary infill of the Car pa-

thian Foredeep is Oligocene/lower Miocene (Egerian) to middle 

Miocene (lower Badenian) (Brzobohatý & Cicha 1993; Fig. 2).

Fig. 1. Geographical location of the area 

under  study  with:  A — position of  

the  area  within  the  Carpathian  Fore-

deep; B — geological map of the area 

under  study  with  known  areal  extend 

of the Žerotice Formation and location 

of  the  studied  boreholes.  Quarternary 

deposits and deposits of the Carpathian 

Foredeep  except  the  deposits  of  

the Žerotice Formation are removed.

background image

243

FLEXURALLY INDUCED TRANSGRESSION IN THE CARPATHIAN FOREDEEP

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

Brunovistulian,  Moldanubian  and  Moravian 

Units (Proterozoic–Paleozoic) create crystalline 

basement of the southern part of the Carpathian 

Foredeep. Culmian (Lower Carboniferous) sedi-

ments  of  the  Moravosilesian  Unit  and  Carbo-

niferous–Permian  sediments  of  the  Boskovice 

Basin cover the crystalline fundament. 

Whereas  the  Oligocene  fluvial  deposits  of  

the St. Marein–Freischling Formation preceding 

the marine transgression of the Alpine Foredeep 

in Lower Austria are outcropped in numerous sec-

tions in a relative broad area (Nehyba & Roetzel 

2010), the basal deposits of the Carpathian Fore-

deep in Moravia known as the Žerotice Member 

were  recognised  below  the  surface  in  a  highly 

restricted area about 10 km NE–SE of Znojmo 

(Dlabač 1976; Čtyroký 1982, 1991).  Originally 

Prachař (1970) described these deposits as Žero-

tice series according to the village nearby to bore-

hole ZN-7, where they were firstly recognised. 

Later  Dlabač  (1976)  used  the  term  Žerotice 

Member  and  this  term  is  still  widely  used 

(Brzobohatý 2002; Adámek 2003 etc.). However, 

from litostratigraphic point of view, these depo-

sits should be designed of the Žerotice Formation 

(ŽFm) and this term is also used in this paper. 

Recently  Roetzel  (2017)  reported  sediments 

simi lar to the ŽFm at the margin of the Bohe-

mian  Massif  in Austria  and  described  them  as  

the Ravels bach Fm.

The ŽFm forms a NW–SE prolonged narrow 

(about 2 km in width and about 15 km in length) 

belt  localized  between  the  village  Žerotice  and 

Božice (Krejčí et al. 2017). The actually known 

areal extent of the ŽFm is presented in Fig. 1B together with  

a schematized geological map of the area and boreholes under 

study (for position of the boreholes see Table 1). 

Deposits of the ŽFm directly cover the crystalline basement 

or its Pre-Cenozoic sedimentary cover (Dlabač 1976; Čtyroký 

1982).  These  variegated  clays,  silts,  sands  and  gravels  are 

 barren of fossils and stratigraphically they are supposed to be 

Egerian(?)  to  Eggenburgian  (Čtyroký  1982,  1991,  1993)  or 

Oligocene (Dlabač 1976). Deposits of the ŽFm are overlain by 

shallow marine Eggenburgian beds and Čtyroký (1993) sup-

posed a sedimentary transition between them. The deposits of 

the  ŽFm  were  interpreted  as  deltaic  or  flash  flood  deposits 

under  terrestrial  conditions  (Dlabač  1976).  Čtyroký  (1982) 

supposed that the ŽFm represents an alternation of depositions 

in  shallow  depression  or  lake  sediments  (green  beds)  and 

 terrestrial  flash  floods  sediments  (red  and  violet  beds). 

Interpretation  of  the  ŽFm  as  terrestrial  (alluvial,  fluvial  or 

lacustrine)  beds  can  be  followed  in  Krystková  &  Krystek 

(1981), Čtyroký (1991) and Brzobohatý & Cicha (1993). 

The  ŽFm  is  overlain  by  Eggenburgian,  Ottnangian  and 

finally lower Badenian deposits. Eggenburgian sediments are 

represented by diversified lithologies such as sands, siltstones 

and  claystones  (46  m  in  borehole  Že-1,  Čtyroký  1982).  

The  spectrum  of  shallow  water  Eggenburgian  sediments  is 

characterised  by  basal  gravels,  sands  and  sandstones,  often 

kaolinised,  locally  with  numerous  euhaline  molluscs  (e.g., 

Glycymeris fichtelli)  or  a  brackish  fauna  (Granulolabium 

moravicum,  Crassostrea  sp.),  and  also  clays  and  claystones 

with pieces of coal residues (Čtyroký 1982). A horizon of vol-

caniclastics has been recognized in this area and is correlated 

with the late Eggenburgian (Nehyba et al. 1999). 

During  Ottnangian  the  connection  to  the  open  sea  was 

 limited  and  Eggenburgian  sediments  were  partly  eroded 

 during  lower  Ottnangian.    Sands  and  clays  with  remains  of 

fish  and  plants  were  deposited  (Vítonice  Clays)  north  of 

Znojmo.  Volcaniclastic  horizons  are  known  in  the  early 

Ottnangian  around  Miroslav  (Nehyba  et  al.  1999). A  fresh-

water  to  brackish  depositional  environment,  locally  with  

an  anoxic  regime,  was  recognised  during  Ottnangian 

(Brzobohatý 2002).

Lower  Badenian  sediments  that  are  represented  by  calca-

reous  clays  with  typical  foraminiferal  fauna  with  Orbulina 

suturalis are preserved in a tectonically predisposed depres-

sion e.g. nearby Šatov (Roetzel et al. 2004).

Fig. 2. Generalized stratigraphic scheme of the sedimentary infill of the southern and 

middle  part  of  the  Carpathian  Foredeep  with  position  of  the  Žerotice  Formation  

(modified after Brzobohatý 2002, Adámek 2003 and Adámek et al. 2003).

background image

244

NEHYBA, OTAVA, TOMANOVÁ PETROVÁ and GAZDOVÁ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

Methods

The results of the study of deposits of the ŽFm and directly 

overlying Eggenburgian beds are based on the study of the pre-

served cores from boreholes ZN-4, ZN-5, ZN-7, ZN-8, ZN-12 

and HV-303. Unfortunately, the cores are rare, discontinuous 

and volumetrically small because these boreholes were drilled 

more  than  five  decades  ago.  Similarly,  mostly  only  general 

descriptions of lithology and stratigraphy of sedimentary suc-

cessions are available (Dlabač 1976). Such a situation limits 

the use of conventional methods of sedimentological analysis 

(Walker & James 1992; Tucker 1995; Collinson et al. 2006). 

Lithofacial  analysis  is  therefore  based  mainly  on  primary 

description and textural data, because sedimentary structures 

were  recognized  rarely  and  mostly  in  preserved  samples. 

Lithofacies were grouped into facies associations, i.e. assem-

blages  of  spatially  and  genetically  related  facies,  which  are 

also the expressions of different sedimentary environments. 

Pebble petrography, shape and roundness were determined 

both in deposits of the ŽFm (4 samples) and in the overlying 

Eggenburgian beds (6 samples) within a grain-size fraction of 

larger than 4 mm. Shape and roundness were estimated under 

binocular microscope using the methods of Zingg (1935) and 

Powers (1982). 

Combined sieving and laser methods were used for grain size 

analysis (12 analyses). The coarser grain fraction (4–0.063 mm, 

wet sieving) was analysed by a Retch AS 200 sieving machine 

and a Cilas 1064 laser diffraction granulometer was used for 

the analyses of the finer fraction (0.4 µm–0.5 mm). Ultrasonic 

dispersion, distillate water and washing in sodium polyphos-

phate were used prior to analyses in order to avoid flocculation 

of the particles analysed. The average grain size is illustrated 

by the graphic mean (Mz) and the uniformity of the grain size 

distribution/sorting  by  the  standard  deviation  (σ

I

)  (Folk  & 

Ward 1957).

 The gamma-ray spectra (GRS) was measured by a GR-320 

enviSPEC  laboratory  spectrometer  with  a  3×3  in.  NaI(Tl) 

scintillation  detector  (Exploranium,  Canada).  Counts  per 

 second  in  selected  energy  windows  were  directly  converted  

to concentrations of K (%), U (ppm) and Th (ppm). One mea-

surement of 30 minutes was performed for each sample mea-

sured  (19  samples  from  the  ŽFm  and  7  samples  from 

Eggenburgian beds — min. 300 g). The total radioactivity i.e. 

“standard  gamma  ray”  labeled  as  SGR  was   estimated  from  

the following relationship: SGR [API] = 16.32 × K (%) + 8.09 ×  

U (ppm) + 3.93 × Th (ppm)  (API  units/ American  Petroleum 

Institute units) (Rider 1996). 

Heavy minerals were studied in 9 samples from 5 boreholes 

in the grain size fraction 0.063–0.125 mm. The che mistry of 

garnet was analysed in 87 grains, the chemistry of both rutile 

and tourmaline was based on data from 21 grains each. Elec-

tron microprobe analysis was done on a CAMECA SX 100 

electron  microprobe  analyser  in  the  Laboratory  of  Electron 

Microscopy  and  Microanalysis  of  the  Faculty  of  Science, 

Masaryk  University,  Brno.  Measurements  were  carried  out 

under following conditions: wave propagation mode, accele-

rating voltage 15 keV, beam current 10 nA (tourmaline) and  

20 nA (garnet, rutile), beam size 5 µm (tourmaline) and 2 µm 

(garnet, rutile). Zircon studies (external morphology, colour, 

presence  of  older  cores,  inclusions  and  zoning,  elongation) 

were carried out on 255 grains from 3 samples from 3 bore-

holes (grain size fraction 63–125 µm). Results of zircon typo-

logy are based on 55 crystals. 

For a purpose of micropaleontological studies, 8 samples 

from 4 boreholes, were used. Sediments were soaked in warm 

water  with  sodium  carbonate  for  disaggregation,  and  then 

washed  under  running  water  through  63  µm  mesh  sieves. 

Microfauna was picked from the fraction, and identified with 

a  NIKON  SMZ  745T  binocular  microscope.  Occurrence  of 

foraminiferal  assemblages  indicating  biostra tigraphy  and 

paleoecology of sediments was supposed. 

Results

Facies analysis

Sedimentological study of the succession led to the distinc-

tion of 13 lithofacies. Descriptions and interpretations of these 

lithofacies are given in Table 2. These descriptions and inter-

pretations are a little vague due to poor primary description 

and the very limited number of samples for revision. Three 

facies  associations  (FA)  have  been  identified  within  

the studied sedimentary succession. The distribution of litho-

facies  and  facies  associations  in  selected  boreholes  is  pre-

sented in Fig. 3. Deposits of FA 1 and FA 2 represent the ŽFm 

and FA 3 comprise the overlying Eggenburgian deposits. 

The first facies association (FA 1) mantles the pre-Neogene 

basement with an irregular unconformity surface and is over-

laid by deposits of FA 2. FA 1 is composed of lithofacies M1, 

S1, S3, G1 and G2. FA1 is formed mostly (47.0 %) by very 

thick bedded (1–4 m thick) massive mudstones of facies M1. 

Medium to very thick bedded (0.2–3 m) massive sandstones 

of facies S1 are also common (23.0 %) similarly to the medium 

to very thick bedded poorly sorted coarse grained sandstones 

Table 1: List  of  boreholes  under  study  and  their  geographic  coor-

dinates (coordinate system WGS84).

Boreholes

Geographic coordinates

N

E

Že-1

48°55.4814

16°10.3320

ZN-2

48°53.0962

16°10.1938

ZN-3

48°49.5742

16°19.7166

ZN-4

48°50.0330

16°17.6581

ZN-5

48°50.8305

16°16.2531

ZN-7

48°55.4885

16°10.3415

ZN-7A

48°55.4858

16°10.3380

ZN-8

48°54.7603

16°11.9170

ZN-10

48°55.8003

16°14.7444

ZN-11

48°51.4763

16°10.0517

HV-303

48°49.1586

16°17.1272

background image

245

FLEXURALLY INDUCED TRANSGRESSION IN THE CARPATHIAN FOREDEEP

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

of  facies  S3  (21.2 %).  Poorly  sorted  pebbly  mudstones  of 

facies G 1 (7.4 %) and massive clast- or matrix-supported peb-

bly  conglomerates  of  facies  G2  (1.4 %)  are  less  common.  

The  thickness  of  FA  1  is  difficult  to  estimate,  because  its  

base was often not reached by the drillings. The facies succes-

sion  mostly  displays  a  fining  upward  trend,  together  with  

an upward decrease of maximum grain size. 

The second facies association FA 2 is composed by of litho-

facies M1, M2, S1, S3, G1, Fe and T. Thick to very thick bed-

ded  (0.4–8m  thick)  massive  mudstones  of  facies  M1  form  

the predominant part of FA 2 (59.1 %). Medium to very thick 

bedded  massive  sandstones  of  facies  S1  form  22.2 %  and 

poorly sorted coarse grained sandstones of facies S3 comprise 

12 %.  Occurrences  of  the  rest  of  the  facies  are  very  low  

(T — 1.0 %, G1 — 0.4 %, M2 — 0.2 % and Fe — 0.2 %). FA2 

either overlies the deposits of FA1 or directly covers the bed-

rock. FA2 is overlaid by the deposits of FA3 with a sharp con-

tact. Ferriferous oxides and hydroxides are a significant part of 

the  residuum.  From  a  micropaleontological  point  of  view,  

the  residua  are  barren  of  foraminifers.  Some  fragments  of 

 unidentifiable tests of gastropoda and bivalvia and fragments 

of  teleostei  bones  and  vertebra  were  found. The  recognized 

thickness of deposits of FA1+2 (i.e. the ŽFm) varies highly 

between 4.5 and 65 m. The higher thicknesses were generally 

recognised towards NW.

The third facies association FA 3 is composed of lithofacies 

M2, M3, S1, S2, S4 and S5, and represents the uppermost part 

of the succession studied. Laminated fossiliferous mudstones 

of facies M3, laminated or rippled very fine sandstones of 

facies S4 and S5 prevail in the studied part of FA3. Deposits of 

FA3 are typically calcareous with characteristic occurrence of 

mollusc shells or their detritus. Only the lower most portion of 

the sedimentary pile of FA 3 was evaluated. Sediments contain 

relatively  abundant  fragments  of  mollusc  tests  (gastro poda 

and bivalvia), rarely fragments of bones, scales, tooth and ver-

tebra of teleostei. Tests are damaged and wrinkled.

Symbol

Description

Interpretation

M1

Greyish green, light brown, olive brown, yellowish green, light green reddish or blue green 

mottled “variegated” mudstone (siltstone, silty clay to claystone). Mostly massive, common 

tectonic deformations (fractures, fault polish). Admixture of sand and of small pebbles 

(mostly subangular, less commonly rounded) of whitish quartz, gneisses, limestones, 

shales). Faint lamination very rare. Mz = 0.03–0.07 mm, σ

I 

= 1.8–2.0 ϕ

Suspension deposits, admixture of 

material transported by traction. 

Fine-grained floodplain deposits to 

lagoonal deposits.

M2

Greyish brown, dark grey mudstone (clay to claystone, clayey siltstone), massive, rich in 

content of coalified plant detritus or coal fragments.  

Estuarine–lagoon suspension deposits. 

M3

Greenish grey, both light and dark grey mudstone (clayey silt to silty clay) with common 

occurrence of shells or shell debris. Planar parallel laminated (mostly horizontal, less 

commonly undulated). Rhythmic alternations of laminas rich and poor in content of shell 

debris (Mollusca) recognised rarely. 

Estuarine to marine–transition zone. 

S1

Green grey, grey green, light green, sometime reddish mottled, fine, fine to medium 

sandstone. Mostly relatively well sorted, less commonly admixture of gravelite (clast up to 

5 mm in diameter). Massive, admixture of white mica, rare fragments of coalified plant 

detritus. Mz = 0.13–0.27 mm, σ

I 

= 1.9–2.8 ϕ

Fluvial bars to delta mouth bars. 

S2

Whitish grey, yellowish grey medium to coarse grained sandstone. Well sorted. Mostly 

calcareous.

Nearshore deposits.

S3

Grey to dark grey, dark green grey, olive green, medium, medium to coarse or very coarse 

grained sandstone sometimes with admixture of subangular clasts up to 1 cm in diameter. 

Massive, matrix rich in clay. Mz = 0.18 mm, σ

I 

= 2.2 ϕ

Storm washover or fluvial flood flow 

deposits.

S4

Grey, beige brown, very fine sandstone to siltstone, plane parallel lamination or ripple 

lamination. Sometimes alternations of silty and sandy laminas. Common occurrence of 

shell debris, significant content of light mica. Mz = 0.14 mm, σ

I 

= 2.9 ϕ

Nearshore deposits.

S5

Grey, dark grey fine to medium grained sand to sandstone, relative well sorted, laminated, 

calcareous. Higher content of shell detritus (Mollusca, Ostrea,..), rich in  coalified plant 

detritus. 

Nearshore deposits.

G1

Green grey, dark green, reddish mottled pebbly mudstone.  Subrounded to subangular 

pebbles of crystalline rocks (up to 3 cm in diameter) scattered in claystone. Intraclasts of 

darker claystones are less common. Sometime fractured and deformed. Mz = 0.28 mm, 

σ

I 

= 2.9 ϕ

Deposits of mass flows (cohesive debris 

flows).

G2

Grey sandy gravel to conglomerate. Clast to matrix supported, massive. Subrounded 

pebbles up to 5 cm in diameter (mostly about 2 cm). Pebbles are formed by quartz, 

quartzite, granitoids. Poorly sorted coarse to very coarse sandstone matrix.  

Mass flows (noncohesive debris flows), 

stream flows (flood flows).

Fe

Green grey to yellow brown oolitic ironstone. Diameter of oolites of about 1 mm.  

Protected coastal settings or lagoon.

T

Tectonic breccia — angular fragments of claystone and sandstone.  

Postdepositional deformation of M1 or 

M2 facies.

Table 2: Descriptive summary list of lithofacies of the studied deposits distinguished in the cores or based on primary description of the bore-

holes. The graphic mean Mz and the standard deviation σ

I

 were calculated after Folk & Ward (1957).

background image

246

NEHYBA, OTAVA, TOMANOVÁ PETROVÁ and GAZDOVÁ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

Fig. 

3.

 Sediment

ological 

core 

logs of the 

boreholes: 

A

 — borehole 

ZN-4; 

B

 —

 borehole 

ZN-8;

 C

 —

 borehole 

ZN-5;

 D

 —

 borehole 

ZN-12; 

E

 — borehole 

HV

-303; 

F — borehole 

ZN-7, with 

litho

-

facies 

and 

facies 

associations. 

Log 

legend: 

— 

gravel; 

— 

pebbly 

mudstone; 

— 

sand; 

— 

sandy 

mud, 

silt; 

— 

clayey 

mud, 

clay; 

— 

Paleozoic/cry

stalline 

basement; 

— 

tectonic 

deformation, 

 fissures; 8 — plant fragments; 9 — shells; 10 — outsized pebbles, cobbles; 1

1 — mudstone intraclasts.

background image

247

FLEXURALLY INDUCED TRANSGRESSION IN THE CARPATHIAN FOREDEEP

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

Interpretation: The dominant thick bedded arrangement of 

FA 1, poorly organized texture, evidence of clast- to matrix- 

supported conglomerates and a general lack of stratification 

point to a non-selective, en-masse style of deposition partly 

(conglomeratic facies) from flows of high sediment concentra-

tion (Nemec & Steel 1984; Went 2005). Conglomeratic facies 

are attributed to cohesive- and non-cohesive sediment debris 

flows  (Lowe  1982)  or  debris  flows  and  hyperconcentrated 

density flows (Mulder & Alexander 2001). However, the pre-

dominant massive mudstones of facies M1 reveal relatively 

quiet  depositional  conditions  with  suspension  deposition 

(standing-water  floodbasin).  Alternation  of  deposits  of  M1 

with  sandstone  lithofacies  S1,  S3,  which  are  interpreted  as 

traction deposits and conglomerates G1, G2 signalize dramatic 

changes  in  the  transportation  agents  and  deposition.  Such  

a situation is common in relatively arid climatic conditions 

with episodic shallow, high-energy stream flows or mass flows 

(Hampton & Horton 2007). The poor sorting is connected with 

flashy discharge. Alternation of more or less humid/arid con-

ditions could be signalized by the variegated colour of depo-

sits. However, it could be also a signal of erosion of lateritic 

crusts. Deposits of FA 1 are therefore interpreted as alluvial to 

fluvial deposits. Deposition of facies M1 might have occurred 

during  recessional  flood  stages  or  during  the  long  intervals 

between major flash floods (Blair 1999) and represents a flood 

plain (Bridge & Demicco 2008). The fining-upward arrange-

ment of FA 1 is interpreted as evidence of a decrease in trans-

porting capacity and discharge of the flows filling the negative 

relief/valley  and  by  infill  aggradation  (Lewin  &  Ashworth 

2014).  It  might  be  an  evidence  of  discharge  variations  and 

water ponding that controlled the alternation between flooding, 

stagnation  and  infiltration  (Marconato  et  al.  2014). Another 

possibility is a terminal fan/fluvial distributary system (Nichols 

&  Fischer  2007),  which  developed  under  the  influence  of 

semi-arid to arid climatic regimes. Multiple small and shallow 

distributive  channels  co-exist  in  such  fan-like  depositional 

systems, leading to rapid shifting from an active to an aban-

doned  tracts/part  of  the  system  (Weissmann  et  al.  2010).  

The fining upward arrangement might also be connected with 

the retrograding character of a depositional system (i.e. cra-

tonward retreat).

Deposits of FA 2 were interpreted as distal flood plain/flood 

basin  deposits  influenced  by  water  flows  (Mertz  &  Hubert 

1990). Variegated colour and mottling might signalize subae-

rial exposure and/or erosion of lateritic crusts. Occurrence of 

coalified plant detritus, dominance of planar lamination, and 

rhythmic alternation of mudstone and sandstone facies point 

to alternation of deposition from suspension and traction, and 

the common low relief of the depositional plane. Continued 

fluvial influence and sediment support is indicated by the pre-

sence  of  thin  flood-generated  interbeds  or  thicker  beds  of 

facies S1 or S3 (washover beds, crevasse-splay lobes, mouth 

bars or a possible bayhead delta) within dominant mudstones 

of  facies  M1  (standing-water  conditions  in  floodbasins; 

Fralick  &  Zaniewski  2012).  Plant  fragments  reveal  humid 

conditions with a positive hydrological budget in the source 

area and rapid deposition (e.g., Fielding 1985; Fernández et al. 

1988; Lottes & Ziegler 1994). 

Relatively good sorting (comparing to deposits of FA1+2) 

of deposits of FA 3, the common clean texture of both sandy 

and  muddy  facies  suggest  reworking  by  wave  and/or  tide 

action in a nearshore environment, which is consistent with 

the  occurrence  of  fragments  of  unidentifiable  tests  of  fossil 

molluscs–gastropoda  and  bivalvia.  A  relatively  proximal 

marine realm can be inferred from the important role of sand-

stones and content of mollusc shells. The occurrence of terres-

trial  organic  matter  debris  suggests  fluvial/deltaic  support 

nearby or coastal flats (Dietrich et al. 2017). Deposits of FA 3 

are therefore interpreted as nearshore deposits connected with 

Eggenburgian  marine  transgression.  They  are  equivalent  to  

the  marginal  shallow  marine  development  of  Eggenburgian 

deposits  of  Čtyroký  (1982,  1991).  The  flexurally  induced 

transgressive surface is located along the base of FA3. 

Provenance analysis

Provenance analysis is based on the pebble petrography and 

analysis of heavy minerals. 

Petrography and size of pebbles, shape and roundness of 

pebbles

The composition of granules and pebbles within deposits of 

the ŽFm varies. Quartz pebbles dominate in the majority of 

samples forming 20–100 % of the pebble spectra. Varieties of 

quartz are present. Whitish, milky quartz is the main type, with 

dark  or  light  grey,  brown  and  pinkish  types  subordinating. 

Crystalline  metamorphic  rocks  form  an  important  part  of  

the pebble and granule suite with a dominance of phyllites (up 

to 40 %) and mica schists (up to 10 %). Quartzite, greenschist 

and quartz + feldspar aggregate were recognised exceptionally. 

Sandstones (brown or reddish fine or coarse grained quartzose 

ones) were identified in some samples, forming up to 25 % of 

the spectra. Pebbles and granules reveal a mostly (44 %) bladed 

shape. Discs were less common (28.8 %), similarly to spheres 

(17 %) or rods (10.2 %). Clasts were mostly angular (70.4 %) 

followed by subangular ones (23.6 %). Subrounded (5.5 %) or 

even rounded (0.5 %) clasts are significantly less common.

The composition of granules and pebbles of the overlying 

Eggenburgian beds (FA 3) is remarkably simpler. Quartz con-

tent  highly  varies,  forming  up  to  100 %  in  one  sample  and 

missing in other ones. Clastic sedimentary rocks play a domi-

nant role in pebble and granule spectra. They are represented 

by light grey siltstone (up to 100 %), fine to coarse grained 

quartzose sandstone (up to 54.3 %), and calcareous fossil rich 

sandstone (up to 28.6 %). Pebbles of crystalline rocks were not 

recognised. Clasts reveal mostly (50.8 %) a disc shape. Blades 

were also common (41 %) to the expense of spheres (4.5 %) 

and rods (3.7 %). Clasts are mostly angular (49.4 %) or sub-

angular (36.6 %); however, the content of subrounded (11.2 %) 

and  rounded  (3.0 %)  clasts  is  higher  than  in  deposits  of  

the ŽFm. 

background image

248

NEHYBA, OTAVA, TOMANOVÁ PETROVÁ and GAZDOVÁ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

Heavy minerals

Heavy minerals are sensitive indicators of provenance, 

weathering,  transport,  deposition  and  diagenesis  (Morton  & 

Hallsworth 1994), especially if combined with the chemistry 

of  selected  heavy  minerals  (Morton  1984).  The  ZTR  (zir-

con + tourmaline + rutile) index is widely accepted as a crite-

rion  for  the  mineralogical  “maturity”  of  heavy  mineral 

assem blages  (Hubert  1962;  Morton  &  Hallsworth  1994)  in  

the  case  of  derivation  from  a  similar  source.  Garnet,  rutile, 

zircon and tourmaline are relatively stable in diagenesis and 

have  a  wide  compositional  range.  Therefore,  they  enabled  

a detailed evaluation of the deposits studied. 

Heavy mineral assemblages

The heavy mineral assemblages of the ŽFm highly varied. 

Whereas  garnet  (13.3–49.9 %)  and  also  rutile  (30–34.8 %) 

were  common  in  all  samples  studied,  the  content  of  zircon 

(4.8–24.1 %),  kyanite  (0.2–22.4 %)  and  apatite  (1.8–20 %) 

significantly  varied  in  individual  samples.  The  other  heavy 

minerals i.e. staurolite, tourmaline, monazite, epidote, apatite, 

titanite, spinel, andalusite, and sillimanite are accessory, for-

ming  only  a  few  percent  each.  The  value  of  ZTR  ranges 

between 17.8 and 60.8 %. 

The heavy mineral spectra of the overlying Eggenburgian 

beds is significantly simpler with a typical garnet (49–53 %) –

staurolite  (25–39 %)  assemblage.  The  other  heavy  minerals 

such as amphibole, epidote, kyanite, tourmaline, zircon, apa-

tite, rutile, sillimanite, titanite, andalusite, monazite, anatase 

and brookite are accessory, forming only a few percent each. 

The value of ZTR was always below 10 %.

The heavy mineral spectra of the underlying 

Permian beds include in various ratios garnet, 

rutile,  and  apatite  and  less  commonly  (under  

10 mod. %) also zircone. Such assemblages are 

generally common in Permian sediments in 

close vicinity.

Composition of garnet

The  chemistry  of  detrital  garnet  is  widely 

used  for  the  more  detailed  determination  of 

source rocks (Morton 1984). Ten garnet types 

were  recognised  for  the  deposits  of  the  ŽFm 

and  eight  garnet  types  were  identified  within 

the overlying Eggenburgian beds (see Table 3). 

It is evident that although the garnet types are 

similar (with the strong dominance of alman-

dines), differences in the garnet spectra of these 

two stratigraphic units exist. 

Several ternary discrimination diagrams 

were utilized for more detailed identification of 

the primary source of garnet (Fig. 4). The PRP–

ALM+SPS–GRS  diagram  (Mange  &  Morton 

2007) in Figure 4A reflects the dominant source 

of  garnets  for  rocks  of  the  ŽFm  from  amphi bolite-facies 

metasedimentary rocks or intermediate to felsic igneous rocks 

(both 30 %). Significantly less common are garnets from high-

grade mafic rocks (15 %) and high-grade granulite-facies meta-

sediments  and  intermediate  felsitic  igneous  rocks  (12.5 %). 

Garnets  from  ultramafics  like  pyroxenites  and  peridotites 

(7.5 %) or metasomatic rocks, and very low-grade metamafic 

rocks (5 %) are rare. The overlying marine Eggenburgian beds 

reveal  a  dominant  (31.4 %)  source  from  amphibolite-facies 

metasedimentary rocks and high-grade granulite-facies meta-

sediments  or  intermediate  felsitic  igneous  rocks  (28.6 %). 

Garnets from intermediate to felsic igneous rocks (20 %) and 

garnets from high-grade mafic rocks (17.1 %) are less com-

mon. Garnets from ultramafics (2.9 %) are rare. 

The PRP–ALM–GRS diagram (Méres 2008; Aubrecht et al. 

2009) in Figure 4B indicates the dominant (56.1 %) primary 

source  of  garnets  for  the  rocks  of  the  ŽFm,  derived  from 

amphibolite-facies  rocks,  serpentinites  and  igneous  rocks. 

Less common (22 %) are garnets from higher amphibolite- to 

granulite-facies rocks and also garnets from eclogite- and 

granulite-facies rocks (14.6 %). Garnets from high- to ultrahigh- 

pressure rocks are rare (7.3 %). The overlying Eggenburgian 

rocks reveal a dominant source from amphibolite facies rocks, 

serpentinites and igneous rocks (47.1 %) and from eclogite- 

and  granulite-facies  rocks  (32.4 %).  Less  common  (17.6 %) 

are garnets from higher amphibolite- to granulite-facies rocks 

and exceptional (2.9 %) are garnets from high- to ultrahigh- 

pressure rocks.

Diagram GRS–SPS–PRP (Fig. 4C) enables a comparisson 

to  the  potential  source  rocks  of  the  eastern  margin  of  

the  Bohemian  Massif  (Otava  et  al.  2000;  Čopjaková  et  al. 

Garnet type

Žerotice 

Fm.

Eggenburgian 

beds

Boskovice 

Basin 

ALM

50–80

PRP

11–47

GRS

1–7

SPS

1–7

ADR

0–2

34.9 %

35.3 %

50.4 %

ALM

58–74

GRS

10–23

PRP

4–9

SPS

2–8

ADR

3–4

16.3 %

23.5 %

16.7 %

ALM

73–77

SPS

16–17

PRP

4–6

GRS

0–2

ADR

0–2

8.8 %

4.5 %

ALM

80–90

 PRP

4–10 

SPS

2–8

GRS

0–8 

ADR

0–2

7.0 %

5.9 %

5.3 %

ALM

47–57

SPS25

–28

Prp

3–11

 GRS

10–11 

ADR

3–4

2.3 %

3.9 %

ALM

42–62

GRS

19–28

PRP

14–27

SPS

1–2

ADR

0–2

7 %

8.8 %

11.3 %

ALM

55–75

PRP

12–33

GRS

11–28

SPS

1–8

 ADR

1–3

16.3 %

11.8 %

2.3 %

ALM

54–57

GRS

21–25

SPS

13–16

PRP

4

 ADR

1–4

2.3 %

2.9 %

0.8 %

PRP

68–73

ALM

16–17

GRS

0–6

SPS

1–2

ADR

3–4

UVA

0–10

7.0 %

2.9 %

PRP

42

ALM

35

 GRS

20

ADR

2

SPS

1

2.3 %

GRS

56–65

ADR

24–33

 ALM

7

SPS

1–2

PRP

1

4.7 %

1.5 %

ALM

(69)

–PRP

(18)

–SPS

(12)

0.8 %

GRS

(74)

–PRP

(13)

–ADR

(12) 

  

0.8 %

GRS

(50)

–ALM

(41) 

  

0.8 %

PRP

(40)

–ADR

(36)

–ALM

(20)

  

0.8 %

Table 3: Recognised garnet types in the deposits of the Žerotice Formation, the over-

lying Eggenburgian beds and also Permo–Carboniferous beds of the Boskovice Basin 

(data from Nehyba et al. 2012).

background image

249

FLEXURALLY INDUCED TRANSGRESSION IN THE CARPATHIAN FOREDEEP

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

2002; Buriánek et al. 2012). A significant part of the garnets of 

the  ŽFm  might  originate  from  the  Moravian  Unit  (27.8 %), 

Moravian–Silesian Paleozoic/Culmian rocks (35.2 %) or from 

the Moldanubian Unit (14.8 %). The source of garnets from 

the  Eggenburgian  rocks  is  located  in  the  Moravian  Unit 

(41.2 %)  and  Moravian–Silesian  Paleozoic/Culmian  rocks 

(41.8 %).

Remarkable similarities can be recognized between garnets 

from  the  ŽFm  and  garnet  spectra  from  the  Permo–Carbo-

niferous beds (Nehyba et al. 2012; Nehyba & Roetzel 2015) of 

the Boskovice Basin (see Table 3). 

Composition of rutile

Rutile  as  an  ultrastable  mineral  is  commonly  used  for  

the  provenance  studies  (Force  1980;  Zack  et  al.  2004a, b; 

Triebold et al. 2007).

The concentrations of the main diagnostic elements (Fe, Nb, 

Cr and Zr) vary significantly in the ŽFm samples. The content 

of Fe shows that 41.7 % of l rutiles evaluated originated from 

magmatic rocks (pegmatites) and 58.3 % from metamorphic 

rocks. The concentration of Nb ranges between 420 and 12130 

(average/AVG  2781  ppm),  the  concentration  of  Cr  varies 

between 60 and 5540 ppm (AVG 1728 ppm), the concentra-

tion of Zr ranges between 100 and 1490 ppm (AVG 611 ppm) 

and most (75 %) of log Cr/Nb values are negative. A discrimi-

nation plot of Cr vs. Nb is shown in Figure 5 and reveals that 

the  majority  (50 %)  of  metamorphic  rutiles  originate  from 

metapelites  (mica-schists,  paragneisses,  felsitic  granulites), 

and  slightly  more  than  one  third  (37.5 %)  originate  from 

metamafic  rocks  (eclogites,  basic  granulites),  according  to  

the grouping by Zack et al. (2004a, b) or Triebold et al. (2007). 

According to the diagnostic criteria of Triebold et al. (2012) 

all metamorphic rutiles originate from metapelites. The results 

of Zr-in-rutile thermometry (applied to metapelitic rutiles only 

— see Zack et al. 2004a, b; Meinhold et al. 2008) indicate that 

Fig. 4.  Ternary  diagrams  of  the  chemistry  of  detrital  garnets  

(ALM — almandine, GRS — grossular, PRP — pyrope, SPS — spes-

sartine): A — discrimination diagram according to Mange & Morton 

(2007) (1 — pyroxenes and peridotites, 2 — high-grade granulite- 

facies metasediments and intermediate felsic igneous rocks, 3 — inter-

mediate to felsic igneous rocks, 4 —  amphibolite-facies metasdimentary 

rocks,  5  —  high-grade  mafic  rocks,  6  —  metasomatic  rocks,  very 

low- grade  metamafic  rocks  and  ultrahigh  temperature  metamor-

phosed calc–silicate granulites); B — discrimination diagram accor-

ding  to  Méres  (2008), Aubrecht  et  al.  (2009)  (1  —  pyroxenes  and 

peridotites, 2 — felsic and intermediate granulites, 3 — gneisses and 

amphibolites metamorphosed under pressure and temperature condi-

tions transitional to granulite and amphibolite facies metamorphism, 

4 — gneisses metamorphosed under amphibolite facies conditions); 

C — Ternary diagram of the chemistry of detrital garnets in compari-

son with possible source areas (1 — Moravian Unit, 2 — Moldanubian 

Unit, 3 — Svratka Crystalline Complex, 4 — granites of the Brno 

Massif, 5 — migmatites of the Brno Massif, 6 — younger part of  

the Moravian–Silesian Paleozoic/Culmian). Data from source rocks 

according to Otava et al. (2000); Čopjaková et al. (2002, 2005) and 

Buriánek et al.  (2012).

background image

250

NEHYBA, OTAVA, TOMANOVÁ PETROVÁ and GAZDOVÁ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

rutiles  originated  from  highly  metamor-

phosed crystalline rocks (granulite, amphi-

bolite and eclogite facies). 

The  concentrations  of  the  main  diag-

nostic elements (Fe, Nb, Cr and Zr) also 

vary  significantly  in  the  samples  from 

Eggenburgian deposits. The content of Fe 

shows that 22.2 % of rutiles originate from 

magmatic rocks (pegmatites) and 87.8 % 

from  metamorphic  rocks.  The  concen-

tration  of  Nb  ranges  between  640  and 

15990 ppm (AVG 3580 ppm), the concen-

trations  of  Cr  ranges  between  100  and 

4080 ppm (AVG 1204 ppm), the concen-

tration  of  Zr  varies  between  100  and  

8800  ppm  (AVG  2100  ppm)  and  most 

(88.9 %) of log Cr/Nb values are negative. The discrimination 

plot of Cr vs. Nb (Fig. 5) reveals that the metamorphic rocks 

mostly originate from metapelites (75 %) and the source from 

metamafic rocks is less common (25 %) (Zack et al. 2004a, b; 

Meinhold  et  al.  2008;  Triebold  et  al.  2012).  According  to  

the diagnostic criteria of Triebold et al. (2012) all metamor-

phic  rutiles  originated  from  metapelites.  The  application  of 

“Zr-in-rutile thermometry” in metapelitic rutiles (Zack et al. 

2004a, b;  Meinhold  et  al.  2008)  points  to  broad  spectra  of 

 metamorphic  rocks  (green  schists,  amphibolite-,  granulite-, 

eclogite-facies). 

Zircon studies

Zircon  as  very  stable  mineral  is  used  for  evaluation  of  

the  source  rock,  the  role  of  recycling  and  the  erosion  rate 

(Poldervaart 1950; Mader 1980; Winter 1981; Lihou & Mange- 

Rajetzky 1996). Zircons were evaluated only for the ŽFm. 

Euhedral zircons represent 4.3 to 11.8 %, subhedral zircons 

form 25.9 to 32.4 % and rounded to subrounded ones 55.9 % 

to 67.6 % of the zircon spectra. Crystal faces were identified at 

52.7 to 78.1 % zircon grains. Fracturing of zircon grains were 

relatively  common  (33.6 %  to  49.1 %  of  the  grain  spectra). 

Grains fractured nearly parallel to the c-axis were more com-

mon (28.3 to 41.8 %) than grains fractured perpendicular to 

the c-axis (5.3 to 7.3 %). Cracks were recognised in the majo-

rity  of  grains  (72.7  to  96.9 %). The  high  portion  of  broken 

zircons points to primarily higher content of zircons with high 

value of elongation. Colourless zircons form 23.5 % to 41.1 %, 

zircons with a pale colour 49.1 to 60.9 %, brown ones 3.1 to 

3.3 % and pink zircons 0 to 1.8 %. The proportion of zoned 

zircons was relatively low (10 to 21.9 %), zircons with older 

cores  were  rare (0.9  to 8 %).  Inclusions  were  recognised in 

79.1 to 93.8 % of the grains studied. 

Elongation (the relationship between the length and width 

of crystals) was used as an indicator for possible host rocks, 

cooling rate and transport duration (Poldervaart 1950; Hoppe 

1966; Zimmerle 1979; Finger & Haunschmid 1988). The ave-

rage  value  of  elongation  of  the  zircons  studied  is  2.05  and  

the distribution of elongation is shown in Figure 6A. Zircons 

with elongation < 2.0 are more common (60.4 %) than zircons 

with  elongation  > 2.0    (39.6 %).  Zircons  with  an  elongation  

of > 3 represent 6.3 %. Such zircons are supposed to reflect  

a  volcanic  origin  and/or  limited  transport  (Zimmerle  1979). 

The maximum elongation was 6.75; however, broken prisms 

of columnar crystals of zircon were relatively common. 

%

Fig. 5. Discrimination plot Cr vs. Nb of investigated rutiles (after Zack et al. 2004b).  

Fig. 6. Diagrams for studied zircons. A — Histogram of zircon elon-

gation; B — typology of the zircons in the Pupin diagram (Pupin 1980).

background image

251

FLEXURALLY INDUCED TRANSGRESSION IN THE CARPATHIAN FOREDEEP

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

Evaluation  of  zircon  typology  according  to  Pupin  (1980, 

1985) is based on the external zircon faces (both pyramids and 

prisms). This method assumes that the parent magma (espe-

cially the aluminium and alkali content and the crystallisation 

temperature) show a correlation with the produced zircon sub-

type. A standard designation was proposed for 64 zircon sub-

types (Pupin 1980, 1985). In the case studied, a relatively broad 

spectrum of subtypes has been recognised. The most common 

were  the  typological  subtypes  S12  (17.9 %),  S17  (14.5 %), 

S23 (11.6 %) and S18 (10.2 %). Further subtypes i.e. S7, S19, 

S22, S13, S24, S16, S8, S21, S14, S11 and J3 were less com-

mon.  The  distribution  and  abundance  of  zircon  subtypes  in  

the typological diagram of Pupin (1980) are shown in Figure 6B. 

The  diagram  shows  a  slightly  higher  occurrence  of  crystals 

with flat [101] pyramids over steep ones [211] and a predomi-

nance of the prism form [100] over the form [110] and points 

to the hybrid character of the parent magma. 

Tourmaline

Generally, tourmaline chemistry of the analysed grains from 

the ŽFm and Eggenburgian beds range to a moderate degree in 

major and minor element concentrations — SiO

2

: 34.3–36.3 %, 

Al

2

O

3

: 28.1–34.5 %, FeO: 5.2–12.0 %, MgO: 1.9–8.3 %, CaO: 

0.1–2.1 %, Na

2

O: 1.2–2.5 %, TiO

2

: 0.4–2.3 %, F: 0.1–0.6 %, 

K

2

O: 0–0.1 % and MnO: 0–0.3 %. Analyzed tourmalines rep-

resent mixtures of dravite and schorl (Fig. 7). Tourmalines of 

the ŽFm are slightly more commonly dravites (66.7 %) than 

shorls (33.3 %), similarly to the tourmalines of Eggenburgian 

beds (dravites 53.8 % and schorls 46.2 %). 

Several  ternary  discrimination  diagrams  were  utilized  for 

more detailed identification of the primary source of tourma-

line  (Fig. 8).  The Al–Fe+Mn–Mg  and  Fe–Mg–Ca  diagrams 

(after Henry & Guidotti 1985) in Figure 8A and 8B indicate 

the source of tourmaline of both the ŽFm and marine Eggen-

burgian beds to be mostly from metapelites and metapsamites 

and also from Li-poor granitoids. Provenance-discrimination 

plots of Al–Fe+Mn–Mg and VAC–Na–Ca (data from possible 

source  rocks  after  Buriánek  et  al.  2012)  reveal  a  generally 

mixed  source  from  both  the  Moravian  Unit  (ŽFm  62.5 %, 

Eggenburgian  beds  70 %)  and  the  Moldanubian  Unit  (ŽFm 

37.5 %, Eggenburgian beds 40 %) (Fig. 8C, D). In general, no 

significant differences were recognised between tourmalines 

from the ŽFm and Eggenburgian beds. 

Interpretation of provenance data

A  high  portion  of  metamorphic  (phyllites,  mica  schists) 

clasts points to a primary source of low- to medium- grade 

metapelites.  Phyllites  reveal  a  low  resistance  to  weathering 

and transport, which together with their blade shape and clast 

angularity point to a short transport and a local source. This 

primary  source  of  the  ŽFm  was  located  in  the  adjacent 

Moravian Unit (Šafov and/or Lukov Group) towards the W–

NW.  Sandstones  were  redeposited  from  older  Permo–

Carboniferous  deposits.  The  very  variable  heavy  mineral 

assemblages and low content of stable and low-stable heavy 

minerals (pyroxene, amphibole, etc.) point to relatively deeply 

weathered source rocks, the dominant role of the local sources 

and an areally restricted depositional environment. The high 

content of rutile and zircon (compared to tourmaline) supports 

redeposition from older strata. A very similar distribution of 

garnet  types  was  recognised  in  the  Permo–Carboniferous 

rocks  of  the  Boskovice  Basin  (Nehyba  et  al.  2012)  also  

with  the  occurrence  of  “exotic”  andradite-grossular  garnets.  

A source from these deposits is therefore highly probable for 

the ŽFm. Moreover, the Permo–Carboniferous deposits were 

recognised as a direct underlying rock of the ŽFm in borehole 

ZN-5. Short transport and redeposition from weathered bed-

rock is confirmed by an important content of mostly angular 

quartz clasts. Batík et al. (1983) described clasts of amphibo-

lites, granites, granodiorites, and aplites in deposits of the ŽFm. 

The source of these rocks can also be located W to NW in  

the  Moldanubian  Unit,  in  the  Thaya  Batholith  or  Moravian 

Unit. These sources were confirmed by the study of tourma-

line. The presence of garnet confirms metamorphic complexes 

(crystalline schists) in the source area. Zircon, tourmaline, and 

rutile are common in acidic to intermediate magmatic rocks, 

similarly  to  selected  metamorphic  rocks  (von  Eynatten  & 

Gaupp 1999) and a high content of these ultrastable minerals 

Fig. 7. Classification diagrams for studied tourmaline.

background image

252

NEHYBA, OTAVA, TOMANOVÁ PETROVÁ and GAZDOVÁ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

is connected with redeposition from older deposits. The zircon 

spectra  (subordinate  euhedral  crystals  and  grains  with  high 

elongation,  numerous  broken  crystals,  etc.)  rather  supports  

the influence of a secondary/recycled source than the primary 

source.  Generally  similar  zircon  characteristics  are  known 

from  the  Permo–Carboniferous  deposits  of  the  Boskovice 

Basin (Nehyba et al. 2012). Recognised euhedral zircons can-

not  be  correlated  in  a  straightforward  manner  with  zircons 

from granitoids of the Brno Massif (Leichmann & Höck 2008) 

or Thaya Batholith (F. Finger, personal information).

The overlying Eggenburgian beds reveal different source of 

pebbles  and  granules.  The  dominance  of  clastic  sandstones 

and siltstones points to redeposition from older sedimentary 

basin infill (Mesozoic–Paleogene in age?, erosion of deposits 

of  the  ŽFm?).  Simple  clast  spectra  and  a  lower  content  of 

angular clasts (in favour of rounded, subrounded and subangu-

lar clasts) confirm longer transport and/or the more significant 

role of secondary source/redeposition. Increased content of 

blades and discs (at the expense of rods and spheres — if com-

pared  to  the  ŽFm)  could  reveal  influence  of  wave  action 

(Postma & Nemec 1990). The source area was also located W 

to NW in the Moldanubian and Moravian Units. These sources 

were  also  confirmed  by  the  tourmaline  study.  Stable  heavy 

mineral  assemblage,  higher  content  of  stable  (staurolite, 

 garnet,  apatite,  etc.)  minerals  at  the  expense  of  ultrastable  

ones reveal a more uniform transportation agent/depositional 

environment  and  a  significant  provenance  shift  towards  

less  weathered  crystalline  schists.  The  garnet–staurolite 

Fig. 8. Ternary discrimination diagrams for tourmaline. A — The Al–Fe+Mn–Mg diagram (after Henry & Guidotti 1985); B — the Fe–Mg–Ca 

diagram  (after  Henry  &  Guidotti  1985);  C  —  Provenance-discrimination  plot Al–Fe+Mn–Mg;  D — provenance-discrimination plot and  

VAC–Na–Ca. Data from possible source rocks after Buriánek et al. (2012).

background image

253

FLEXURALLY INDUCED TRANSGRESSION IN THE CARPATHIAN FOREDEEP

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

assemblage  is  generally  typical  of  lower  Miocene  beds  of  

the Car pathian Foredeep and a source of staurolite is commonly 

traced to Cretaceous deposits according to results of Krystek 

(1981). Rutile studies reveal the higher influence of metamor-

phic rocks mostly originated from metapelites at the expense 

of  magmatic  rocks  and  metamafics  in  Eggenburgian  beds 

compared to the ŽFm. Heavy mineral assemblages of Eggen-

burgian (and often also Ottnangian) beds reflect mainly meta-

sedimentary rocks as the primary source. Nevertheless, there 

was a great deal of such minerals such as staurolite, kyanite, 

andalusite,  sillimanite  and  partly  also  ultrastable  rutile  and 

tourmaline  derived  from  residual  products  of  weathering.  

The  genesis  of  mainly  kaoline  deposits  started  in  the  area 

under  study  in  Early  Mesozoic  and/or  Paleogene  times  and 

was controlled by tropical wet and hot climate (Neužil et al. 

1980).  There  are  still  preserved  large  deposits  of  kaolin  in  

the close vicinity of Žerotice and Znojmo. 

The  dominance  of  almandine  garnets  taken  on  a  simple 

level shows the provenance from gneisses and mica schists. 

Absolute dominance of almandine garnet is typical of the sedi-

mentary infill of the Carpathian Foredeep (Francírek & Nehyba 

2016)  or  of  Mesozoic  deposits  along  the  eastern  margin  of  

the Bohemian Massif (Nehyba & Opletal 2016, 2017). Garnet 

spectra of Eggenburgian deposits is more uniform and partly 

different from the garnet spectra of the ŽFm. These differen-

ces can be explained by the different role of certain primary 

source rocks in the source area of successive beds below and 

above transgressive surface and a significant portion of rede-

position from the Permo–Carboniferous beds for the ŽFm (see 

Fig. 9). 

Gamma-ray spectral analysis

GRS  is  used  for  identification  of  lithology,  grain  size, 

 sorting,  processes  in  the  source  area  and  its  composition, 

 identification of clay minerals, content of organic matter, basin- 

wide correlations, identification of the depositional environ-

ment, etc. (Ruffell & Worden 2000; Akinlotan 2017). 

The results of gamma-ray spectral analysis are presented in 

Table 4. Deposits of the ŽFm reveal relative varied gamma ray 

spectra. Concentrations of K are moderate to high and the high 

concentrations significantly predominate. Concentrations of U 

and  the  value  of  the Th/K  vary  between  low  to  high.  Con-

centrations of Th and the values of the Th/U ratio are all rela-

tively  high.  Evaluations  of  concentrations  are  according  to 

Hasselbo (1996). The Th and K concentrations show a rela-

tively high positive correlation (linear regression coefficient; 

R = 0.67),  similarly to concentrations  of K  and U  (R = 0.64).  

Correlation between the concentrations of Th and U is slightly 

lower (R = 0.42). The SGR value shows a very high correlation 

to values of U (R = 0.92), K (R = 0.83) and also Th (R = 0.79). 

Low  to  high  negative  correlations  between  K  (R= − 0.25),  

Fig. 9. Interpreted source area for the studied beds of the Žerotice Formation  (A) and for the overlying Eggenburgian beds (B).

background image

254

NEHYBA, OTAVA, TOMANOVÁ PETROVÁ and GAZDOVÁ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

Th (R = −0.82), U (R = −0.29) and clay content, similar nega-

tive  correlations  between  K  (R = −0.71),  Th  (R = −0.85),  U 

(R = −0.53)  and  silt  fraction  vs.  high  positive  correlations 

between  K  (R = 0.64),  Th  (R = 0.87),  U  (R = 0.50)  and  sand 

fraction clearly reflect that the dominant hosting minerals of 

these radio elements are contained in the sand fraction.

Concentrations of K and Th of the overlying Eggenburgian 

deposits are moderate and high. Concentrations of U can be 

evaluated as low to high.  The values of both the Th/K and 

Th/U  ratios  vary  significantly  from  low  to  high  values. 

Evaluations  of  concentrations  are  according  to  Hasselbo 

(1996). Correlation between the concentrations of K and U are 

relatively low (R = 0.38), similarly like correlation between U 

and Th (R = 0.31). On the other hand, correlation between K 

and Th is high (R = 0.73).  The value of total radioactivity SGR 

shows very high correlation to values of K (R = 0.83), Th (R = 

0.82) and also U (R = 0.75). 

Interpretation:  Recognized  concentrations  of  radioactive 

elements are mostly higher than known data from deposits of 

the Carpathian Foredeep (Holcová et al. 2015; Nehyba et al. 

2016; Kopecká et al. 2018). Significant correlations between 

“total  radioactivity”  SGR  and  concentrations  of  K,  Th  and 

U  together  with  correlations  between  individual  elements 

(especially Th vs. K) point to common source or signal. It is 

obvious that the total radioactivity and the concentrations of 

all radiometric elements are significantly higher and in wider 

ranges in the ŽFm than in the overlying Eggenburgian depo-

sits.  Especially  the  higher  K  and Th  contents  are  related  to  

a greater volume of clay minerals in the deposits of the ŽFm. 

Overlaying Eggenburgian deposits are mostly sands. The very 

high concentration of Th in the ŽFm points to a significant role 

of kaolinite in the studied samples. The relatively high content 

of  U  in  some  samples  from  the  ŽFm  can  be  explained  by  

the material provenance (redeposited Cretaceous or Permian 

deposits?). High variation in the gamma ray values in the depo-

sits of the ŽFm points to high variations in their lithology and 

possibly  also  to  variations  in  the  source  and  weathering 

processes. 

According  to  Doveton  &  Merriam (2004),  the Th/K  ratio 

can be applied to the recognition of clay minerals and distinc-

tion of micas and K-feldspars. Similar values of Th/K ratio 

and its high variability implied high variations in both un stable 

and stable minerals in the samples studied. This result reveals 

high  differences  in  the  mineral  maturity  of  the  studied 

samples. 

The U versus Th plot (Fig. 10A) indicates that whereas most 

of the Eggenburgian samples experienced authigenic enrich-

ment in U, the majority of the ŽFm samples is located below 

the separation line. The authigenic enrichment of U is explai-

ned  mostly  by  a  higher  content  of  organic  matter,  whereas  

the points below the lines correspond to samples, which have 

no significant organic matter (Myers & Wignall 1987). 

The Th/U ratio has also proved to be useful in the recognition 

of geochemical facies or as an indicator of the redox- potential 

(Myers & Wignall 1987; Doveton 1991) or even the deposi-

tional environment (Adams & Weaver 1958). The cross plot of 

Th/K  versus  Th/U  ratios  is  presented  in  Fig.  10B.  Higher 

 values of especially the Th/U ratio and also Th/K for samples 

from the ŽFm are obvious. It is explained by an evidence of  

a more oxidic condition during their deposition then in the over-

lying Eggenburgian beds. This result supports terrestrial depo-

sitional environments for the ŽFm, because the Eggenburgian 

deposits  are  clearly  shallow  marine  and  nearshore  deposits. 

Deposits  reveal  a  character  of  mixed  clay  structures,  with  

a  higher  role  of  kaolinite for  samples  from  the  ŽFm.  Some 

Facies

associations

K [%]

U (ppm)

Th (ppm)

SGR [API]

Th/K

Th/U

AVG  

(Min–Max)

SD AVG  

(Min-Max)

SD AVG  

(Min-Max)

SD AVG  

(Min-Max)

SD AVG  

(Min-Max)

SD AVG  

(Min-Max)

SD

FA 1+2

3.1 (1.8–4.3)  0.8 4.3 (2.5–7.8) 1.7 14.3 (10.3–20.7) 2.8 142.0 (94.0–199.7) 31.1 4.8 (3.1–7.1) 1.1 3.6 (2.2–6.3) 1.1

FA 3

2.0 (1.4–3.0) 0.5 3.5 (1.5–6.4) 1.5 7.8 (3.4–10.8)

2.7 92.0 (56.0–126.7)

25.0 4.4 (1.1–6.3) 1.6 3.2 (1.1–6.3) 1.6

Table 4: Results of gamma-ray spectral analysis.

Fig. 10. Results of gamma-ray spectral analysis. A — Crossplot of U 

versus Th with discrimination line Th/U = 2; B — crossplot of Th/K 

versus Th/U ratios showing the redox-condition of studied deposits.

background image

255

FLEXURALLY INDUCED TRANSGRESSION IN THE CARPATHIAN FOREDEEP

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

variations can be explained by different weathe-

ring  processes  in  the  source  area  (Ruffell  & 

Worden 2000; Schnyder et al. 2006). The higher 

content  of  kaolinite  can  be  connected  with  

a source from highly weathered and kaolinized 

crystalline rocks. 

Discussion

The  sedimentary  infill  of  the  Žerotice  paleo-

valley  generally  resembles  models  of  estuarine 

incised-valley  systems  with  three-fold  vertical 

and longitudinal diversification (Dalrymple et al. 

1994). These are — the basal/inner valley segment 

comprising  alluvial/fluvial  deposits  (i.e.  FA1), 

diversified facies distribution in the middle seg-

ment (i.e. FA 2) and the outer/upper segment under 

the strong influence of nearshore marine pro ces-

ses (i.e. FA 3). The actual distribution of deposi-

tional environments is dependent on the rates of 

sediment supply and formation of accommoda-

tion space. The significant role of “muddy cen-

tral infill” of the valley i.e. FA 2 in the ŽFm lithology points to 

a  gradual  base-level  rise  combined  with  a  relatively  low 

coarse-sediment  supply,  results  i.e.  the  classic  ‘underfilled’ 

estuary (Zaitlin et al. 1994; Gobo et al. 2014). The proposed 

model of deposition of the ŽFm is presented in Fig. 11.

The preservation of floodbasin strata is typically related to 

the establishment of negative floodplain topography protected 

from channel erosion (Lewin & Ashworth 2014). This could 

have been the result of basin subsidence (Jorgensen & Fielding 

1996). However, most rock units hosting a volumetrically sig-

nificant proportion of floodplain deposits accumulated in tec-

tonic realms (Ielpi et al. 2018). The local confined preservation 

of the ŽFm is therefore preliminarily explained as deposition 

in a tectonically confined paleovalley. The formation of acco-

mmodation space for the ŽFm in this paleovalley is interpreted 

as  a  result  of  bedrock  fault  reactivation  (Waschbusch  & 

Royden 1992). Evidence for such a tectonically predisposed 

valley seems to be supported by the preservation of Permo–

Carboniferous  clastics  and  Devonian  carbonates  within  

the paleovalley (surrounded by crystalline rocks) and common 

intense brittle deformation of Miocene beds (facies T). Reac-

tivation of the faults and formation of accommodation space 

for the ŽFm might be connected with orogenic processes in 

the Eastern Alps during the Eocene–Oligocene (Kuhlemann & 

Kempf 2002; Schuster & Stüwe 2010). The eustatic or relative 

sea-level fluctuations could further modify the valley extend 

and infill. 

Classic models for peripheral foreland basin formation and 

development  (Beaumont  1981;  Flemings  &  Jordan  1989; 

Crampton  &  Allen  1995;  DeCelles  &  Giles  1996;  Sinclair 

1997;  Leszczyński  &  Nemec  2015,  etc.)  connect  processes 

along the passive/distal cratonward basin margin with flexural 

bending of the lithosphere due to tectonic loading and with 

formation and evolution of the peripheral forebulge. Evidence 

of the relatively thick terrestrial and estuarine ŽFm deposits 

below  the  marine  Eggenburgian  sediments  confirms  that  

the  formation  of  the  depositional  space  directly  preceded  

the Eggenburgian marine transgression. The proven local source 

of deposits of the ŽFm, evidence of basal alluvial wedge/FA1 

and deposition in a narrow confined area, point to the erosion 

of structurally controlled topography (Postma 1984; Breda et 

al. 2007; Ford et al. 2007; Rohais et al. 2008). Accommodation 

in alluvial systems is typically controlled by a tectonic uplift 

of the source area, paleotopography, the geology of the drai-

nage basin and climate (Shanley & McCabe 1994; Gupta 1999; 

Viseras et al. 2003; Andreucci et al. 2014). Such deposition is 

therefore commonly unrelated to the sea-level variations and 

therefore it is difficult to characterize deposits of the ŽFm in 

the terms of sequence stratigraphic terminology, which is also 

complicated by their enigmatic stratigraphy. The top part of 

the deposits of the ŽFm (FA 2) might be assigned as “Early 

transgressive  systems  tracts”  (Koss  et  al.  1994;  Shanley  & 

McCabe 1994; Nehyba 2000), especially due to areally res-

tricted preservation, prevalent vertical accretion, lagoonal  

to  distal  flood  plain  deposition  and  direct  position  below  

“the main” transgressive surface. Such an interpretation might 

be supported by a back-stepping stratigraphic succession rep-

resented by a successive train of FA1, FA 2 and Eggenburgian 

beds/FA 3. It is widely accepted that the initial subsidence of 

the  western  margin  of  the  southern  segment  of  the  MCF 

occurred in the Egerian (Brzobohatý & Cicha 1993; Nehyba & 

Šikula  2007).  Therefore,  these  deposits  might  be  probably 

Egerian in age. The base of overlying Eggenburgian beds rep-

resents a sequence boundary i.e. flexurally induced transgres-

sive surface/basal forebulge unconformity. Eggenburgian beds 

are onlaping on deposits of the ŽFm.

Fig. 11. Schematic model of the possible depositional environment of the Žerotice 

Formation and position of facies association FA 1 and FA 2.

background image

256

NEHYBA, OTAVA, TOMANOVÁ PETROVÁ and GAZDOVÁ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

The proven provenance from Permo–Carboniferous depo-

sits (for the deposits of the ŽFm) and the higher content of 

staurolite in heavy mineral spectra of the overlaying marine 

Eggenburgian  beds  (redeposited  from  Cretaceous  beds?) 

reveals that both Paleozoic and Mesozoic sedimentary rocks 

had a significantly higher areal extent in the area under study 

than is currently known, and that the basal forebulge uncon-

formity  represents  a  significant  change  in  provenance, 

paleodrainage and paleotopography. 

Conclusions 

The Žerotice Formation, as a basal unit of the sedimentary 

succession  of  the  southwestern  margin  of  the  Carpathian 

Foredeep  (Moravia,  Czech  Republic),  was  recognised  in  

the confined area NE–SE of Znojmo. Revision of the borehole 

data  shows  that  thickness  of  the  Žerotice  Formation  highly 

varies (up to more than 60 m). Two facies associations were 

recognised  within  the  Žerotice  Formation.  The  first  facies 

association mantles the pre-Neogene basement with an irre-

gular unconformity and is interpreted as alluvial to fluvial 

deposits. These deposits are a product of generally arid cli-

matic  conditions  and  flashy  discharge  of  episodic  shallow, 

high-energy stream flows and/or mass flows. They reveal enig-

matic stratigraphy and their deposition was controlled by tec-

tonics, paleotopography and climate. They might be unrelated 

to the sea-level variations, so it is difficult to characterize them 

in  terms  of  sequence  stratigraphic  terminology.  The  second 

facies association is interpreted as lagoonal to distal flood 

plain  deposits.  The  unfossiliferous  deposits  of  the  Žerotice 

Formation  are  covered  by  the  nearshore  marine  Eggen-

burgian deposits. The boundary between these beds represents 

a sequence boundary (i.e. the basal forebulge unconformity).

Detailed provenance studies of successive beds below and 

above this sequence boundary showed differences in the source 

area  and  paleodrainage.  Both  the  local  primary  crystalline 

rocks  and  older  sedimentary  cover  form  the  source  area  of  

the Žerotice Formation. The crystalline rocks were represented 

mostly by low- to medium-grade metapelites of the adjacent 

Moravian Unit. Further sources were formed by the metamor-

phics  of  the  Moldanubian  Unit  and  granitoids  of  the Thaya 

Batholith. All these geological units are located only a few km 

in  a  NW  direction,  very  close  to  the  preserved  deposits  of  

the Žerotice Formation. Very significant for provenance were 

Permo–Carboniferous sedimentary rocks. Short transport and 

a local source from intensely weathered bedrock was proved. 

Deposits  of  the  Žerotice  Formation  reveal  increased  con-

centrations of natural radioactive elements if compared to  

the sedimentary infill of the Carpathian Foredeep. The source 

area of the overlying marine Eggenburgian beds was located 

W to NW in the Moldanubian and Moravian Units. More sta-

ble heavy mineral assemblage and the greater role of stable 

(staurolite, garnet) minerals at the expense of ultrastable ones 

reveal a more uniform depositional environment, a prove-

nance shift towards less weathered crystalline schists, longer 

transport and wave action. The metamorphic rocks (especially 

metapelites) highly prevail in the source area at the expense  

of  magmatic  rocks  and  Paleozoic  deposits  if  compared  to  

the  Žerotice  Formation.  A  possible  source  from  the  older 

Cretaceous  deposits  is  supposed  for  the  Eggenburgian  beds 

due to significant content of staurolite. A significantly broader 

(and more distant) source area is therefore interpreted for these 

marine  deposits  if  compared  to  the  deposits  of  the  Žerotice 

Formation. Local confined preservation of the Žerotice For-

mation  is  preliminarily  explained  as  being  connected  with  

a tectonically predisposed paleovalley.    

 

Acknowledgements: This work was supported by the Minis-

try of Regional Development of the Czech Republic (project 

INTERREG  V-A Austria–Czech  Republic  —  Hydrothermal 

potential of the area — ATCZ167). We are obliged to thanks 

Petr Gadas for help with management of tourmaline data. Sup-

port was also provided by the project No. 321070 of the Czech 

Geological Survey, project leader Oldřich Krejčí. The manu-

script benefited from the reviews of Reinhard Roetzel, Samuel 

Rybár and two unknown reviewers. Mr. Christopher A. Rance, 

M.A. is thanked for the English correction.

References

Adámek J. 2003: The Miocene of the Carpathian Foredeep in southern 

Moravia, geological development and lithostratigraphic classi fi ca-

tion. Zprávy o geolo gických výzkumech v r. 2002, 9–11 (in Czech). 

Adámek J., Brzobohatý R., Pálenský P. & Šikula J. 2003: The Karpa-

tian in the Carpathian Foredeep (Moravia). In: Brzobohatý R., 

Cicha I., Kováč M. & Rögl F. (Eds.): The Karpatian, a Lower 

Miocene Stage of the Central Paratethys. Masaryk University

Brno, 75–92.

Adams J.A.S. & Weaver E. 1958: Thorium to uranium ratios as indi-

cators of sedimentary process: example of concept of geochemi-

cal facies. AAPG Bulletin 42, 387–430.

Akinlotan  O.  2017:  Geochemical  analysis  for  paleoenvironmental  

interpretations — a case study of the English Wealden (Lower 

Cretaceous, south-east England). Geol. Quarterly 61, 1, 227–238.

Andreucci  S.,  Panzeri  L.,  Martini  P.,  Maspero  F.,  Martini  M.  & 

 Pascucci V. 2014: Evolution and architecture of a West Mediter-

ranean Upper Pleistocene to Holocene coastal Apron-fan sys-

tem. Sedimentology 61, 2, 333–361.

Aubrecht R., Méres Š., Sýkora M. & Mikuš T. 2009: Provenance of 

the detrital garnets and spinels from the Albian sediments of the 

Czorsztyn  Unit  (Pieniny  Klippen  Belt,  Western  Carpathians, 

Slovakia). Geol. Carpath. 60, 463–483.

Baker V.R. 1984: Flood sedimentation in bedrock fluvial systems. In: 

Koster E.H. & Steel R.J. (Eds.): Sedimentology of Gravels and 

Conglomerates.  Canadian Society of Petroleum Geologists

Memoir 10, 87–98. 

Batík P., Čtyroký P., Gabriel M., Holásek O., Klečák J., Líbalová J., 

Mátl  V.,  Matějovská  O.,  Střída  M.,  Šalanský  K.,  Štych  J.  & 

Zeman A.  1983:  Explanations  to  the  geological  map  of  ČSSR  

1:25,000. Znojmo, 34-113. Ústřední ústav geologický, Praha (in 

Czech).

Beaumont  C.  1981:  Foreland  basins.  Geoph.  Journal of the Royal 

 Astronomical  Society 55, 291–329.

Blair T.C. 1999: Cause of the dominance by sheetflood vs. debris-flow 

processes on two adjacent alluvial fans, Death Valley, California. 

Sedimentology 46, 1015–1025.

background image

257

FLEXURALLY INDUCED TRANSGRESSION IN THE CARPATHIAN FOREDEEP

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

Breda A.,  Mellere  D.  &  Massari  F.  2007:  Facies  and  processes  in  

a  Gilbert-delta-filled  incised  valley  (Pliocene  of  Ventimiglia, 

NW Italy). Sediment. Geol. 200, 31–55.

Bridge J.S. & Demicco R. 2008: Earth Surface Processes, Landforms 

and Sediment Deposits. Cambridge University Press, Cambridge, 

1–815.

Brzobohatý R. 2002: The Carpathian Foredeep. In: Geological history 

of the Czech Republic. Academia, Praha, 346–353 (in Czech).

Brzobohatý  R.  &  Cicha  I.  1993:  The  Carpathian  Foredeep.  In: 

Přichystal A., Obstová V. & Suk M. (Eds.): Geologie Moravy a 

Slezska. MZM a PřF MU, Brno, 123–128 (in Czech).

Buriánek D., Tomanová Petrová P. & Otava J. 2012: Where do the 

Miocene sediments of the Brno region come from? Acta Musei 

Moraviae, Sci. Geology 97, 1, 153–156 (in Czech).

Collinson J., Mountney N. & Thompson D. 2006: Sedimentary Struc-

tures.  Terra Publishing,  Harpenden,  Hertfordshire,  England. 

1–292. 

Crampton S.L. & Allen P.A. 1995: Recognition of forebulge uncon-

formities  associated  with  early  stage  foreland  basin  develop-

ment: example from the north Alpine foreland basin. AAPG Bull

79, 1495–1514.

Čopjaková  R.,  Sulovský  P.  &  Otava  J.  2002:  Comparison  of  the 

chemistry  of  detritic  pyrope-almandine  garnets  of  the  Luleč 

Conglomerates with the chemistry of granulite garnets from the 

Czech  Massif.  Geologické  výzkumy  na  Moravě  a  ve  Slezku  v 

roce 2001, 9, 44–47 (in Czech).

Čtyroký P. 1982: Lower Miocene (Eggenburgian and Ottnangian) of 

sw. part of the Carpathian Foredeep in Moravia. Zem. Plyn Nafta 

27, 4, 379–394 (in Czech).

Čtyroký, P. 1991: Classification and correlation of the Eggenburgian 

and Ottnangian in the south part of the Carpathian Foredeep in 

South Moravia. Záp. Karpaty. sér. geol. 15, 67–109 (in Czech).

Čtyroký P. 1993: The Tertiary on Bohemian Massif in South Moravia. 

Jahrb. Geol. Bundesanst. 136, 4, 707–713.

Dalrymple R.W. 2004: Incised valleys in time and space: an inroduc-

tion  to  the  volume  and  examination  of  the  controls  on  valley 

formation  and  filling.  In:  Dalrymple  R.W.,  Lecke  D.A.  & 

 Tillman R.W. (Eds.): Incised valleys in time and space. SEPM 

Spec. Publ. 85, 5–12. 

Dalrymple R.W., Boyd R. & Zaitlin B.A. (Eds.) 1994: Incised-valley 

systems: origin and sedimentary sequences. SEPM Spec. Publ. 

51, 391.

DeCelles  P.G.  &  Giles  K.A.  1996:  Foreland  basin  systems.  Basin 

 Research 8, 105–123.

Dietrich  P.,  Ghienne  F.,  Schuster  M.,  Lajeunesse  P.,  Nutz  A., 

 Deschamps R., Roquin C. & Duringer P. 2017: From outwash  

to  coastal  systems  in  the  Portneuf–Forestvilledeltaic  complex 

(Quebec North Shore): Anatomy of a forcedregressive deglacial 

sequence. Sedimentology 64, 1044–1078.

Dlabač M. 1976: Neogene on the se. margin of the Bohemian–Mora-

vian Highlands. Výzk. Práce. Ústř. Úst. geol. 13, 7–21 (in Czech).

Doveton J.H. 1991: Lithofacies and geochemical facies profiles from 

nuclear wireline logs: new subsurface templates for sedimentary 

modelling.  In:  Franseen  E.K.,  Watney  W.L.,  Kendall  C.J.  &  

Ross  W.  (Eds.):  Sedimentary  modelling-computer  simulations 

and methods for improved parameter definition. Kansas Geolo­

gical Society Bulletin 233, 101–110.

Doveton J.H. & Merriam D.F. 2004: Borehole petrophysical chemo-

stratigraphy of Pennsylvanian black shales in the Kansas subsur-

face. Chem. Geol. 206, 249–258.

Fernández L.P., Agueda J.A., Colmenero J.R., Salvador C.I. & Barba P. 

1988: A coal-bearing fan-delta complex in the Westphalian D of 

the  Central  Coal  Basin,  Cantabrian  Mountains,  northwestern 

Spain: imlications for the recognition of humid-type fan deltas. 

In: Nemec W. & Steel R.J. (Eds.): Fan Deltas: Sedimentology 

and Tectonic Settings. Blackie and Son, 286–302.

Fielding  C.R.  1985:  Coal  depositional  models  and  the  distinction 

 between alluvial and delta plain environments. Sediment. Geol. 

42, 41–48.

Finger F. & Haunschmid B. 1988: Die mikroskopische Untersuchung 

der akzessorischen Zirkone als Methode zur Klärung der Intru-

sionsfolge  in  Granitgebieten  —  eine  Studie  im  nordöstlichen 

oberösterreichischen Moldanubikum. Jahrb. Geol. Bundesanst. 

131, 2, 255–266.

Flemings P.B. & Jordan T.E. 1989: A synthetic stratigraphic model  

of  foreland  basin  development.  J. Geophys. Res. 94, B4,  

3851–3866.

Folk  R.L.  &  Ward  W.  1957:  Brazos  River  bar:  a  study  in  the 

 sig nificance  of  grain-size  parameters.  J. Sediment. Petrol. 27, 

3–26.

Force E.R. 1980: The provenance of rutile. J. Sediment. Res. 50, 2, 

485–488.

Ford M., Williams E.A., Malartre F. & Popescu S.M. 2007: Strati-

graphic  architecture,  sedimentology  and  structure  of  the 

 Vouraikos  Gilbert-type  fan  delta,  Gulf  of  Corinth,  Greece.  In: 

Nichols  G., Williams  E.  &  Paola  C.  (Eds.):  Sedimentary  Pro-

cesses, Environments and Basins. A Tribute to Peter Friend. Int. 

Assoc. Sedimentol. Spec. Publ. 38, 49–90.

Fralick P. & Zaniewski K. 2012: Sedimentology of a wet, pre-vegeta-

tion floodplain assemblage. Sedimentology 59, 1030–1049.

Francírek M. & Nehyba S. 2016: Evolution of the passive margin of 

the peripheral foreland basin: an example from the Lower Mio-

cene Carpathian Foredeep (Czech Republic). Geol. Carpath. 67, 

1, 39–66. 

Gobo K., Ghinassi M., Nemec W. & Sjursen E. 2014: Development of 

an incised valley-fill at an evolving rift margin: Pleistocene 

 eustasy and tectonics on the southern side of the Gulf of Corinth, 

Grece. Sedimentology 61, 1086–1119.

Głuszyʼnski A. & Aleksandrowski P. 2016: A deep palaeovalley in the 

floor of the Polish Carpathian Foredeep Basin near Pilzno and its 

control on Badenian (Middle Miocene) evaporite facies. Geol. 

Quarterly 60, 2, 493–516.

Gupta S. 1999: Controls on sedimentation in distal margin palaeoval-

leys in the Early Tertiary Alpine foreland basin, south-eastern 

France. Sedimentology 46, 357–384.

Hampton B.A. & Horton B.K. 2007: Sheetflow fluvial processes in  

a rapidly subsiding basin, Altiplano plateau, Bolivia. Sedimento­

logy 54, 1121–1148. 

Henry D.J. & Guidotti C.V. 1985: Tourmaline as a petrogenetic indi-

cator mineral: An example from the staurolite-grade metapelites 

of NW Maine. Am. Mineral. 70, 1–15.

Hasselbo S.P. 1996: Stratigraphy, Cenozoic of the Atlantic margin, 

offshore New Jersey. In: Mountain G.S., Miller K.G., Blum P., 

Poag C.W. & Twichell D.C. (Eds.): Proceedings of the Ocean 

Drilling Program. Scientific Results 150, 411–422.

Holcová  K.,  Hrabovský  J.,  Nehyba  S.,  Hladilová  Š.,  Doláková  N. 

&  Demény  A.  2015:  The  Langhian  (Middle  Badenian)  car-

bonate production event in the Moravian part of the Carpathian 

Foredeep  (Central  Paratethys):  a  multiproxy  record.    Facies  

61, 1. 

Hoppe G. 1966: Zirkone aus Granuliten. Berichte der Deutschen 

 Gesellschaft für Geologische Wissenschaften – Reihe B: Mine­

ralogie und Lagerstättenforschung 11, 1, 47–81. 

Hubert J.F. 1962: A zircon-tourmaline-rutile maturity index and the 

interdependence  of  the  composition  of  heavy  mineral  assem-

blages with the gross composition and texture of sandstones. J. 

Sediment. Res. 32, 3, 440–450. 

Ielpi A., Fralick P., Ventrac D., Ghinassi M., Lebeaua L-E., Marco-

nato A., Meeka R. & Rainbirdfet R.H. 2018: Fluvial floodplains 

prior to greening of the continents: Stratigraphic record, geody-

namic setting, and modern analogues. Sediment. Geol. 372, 

140–172. 

background image

258

NEHYBA, OTAVA, TOMANOVÁ PETROVÁ and GAZDOVÁ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

Jarosiñski, M., Poprawa, P. & Ziegler, P.A. 2009: Cenozoic dynamic 

evolution of the Polish Platform. Geol. Quarterly 53, 1, 3–26.

Jorgensen P.J. & Fielding C.R. 1996: Facies architecture of alluvial 

floodbasin  deposits:  three-dimensional  data  from  the  Upper 

 Triassic Callide coal measures of eastcentral Queensland, Aus-

tralia. Sedimentology 43, 479–495.

Jucha S. 1985: New features of structure of the Carpathian Foredeep 

and  basement  of  the  Carpathians.  Przegląd  Geologiczny 33, 

333–344 (in Polish with English summary).

Karnkowski  P.  1989:  Deltaic  deposits  of  the  Carpathian  foreland. 

Przegląd Geologiczny 37, 28–32 (in Polish with English sum-

mary).

Karnkowski  P.H.  &  Ozimkowski  W.  2001:  Structural  evolution  of  

the pre-Miocene basement in the Carpathian Foredeep (Kraków–

Przemyśl region, SE Poland). Przegląd Geologiczny 49, 431–436 

(in Polish with English summary).

Kempf O. & Pfiffner O.A. 2004: Early Tertiary evolution of the North 

Alpine Foreland Basin of the Swiss Alps and adjoining areas. 

Basin Res. 16, 549–567. 

Kopecká J., Holcová K., Nehyba S., Hladilová Š., Brzobohatý R. & 

Bitner  M.A.  2018:  The  earliest  Badenian  Planostegina  bloom 

deposit: reflection of an unusual environment in the westernmost 

Carpathian Foredeep (Czech Republic). Geol. Quarterly 62, 1, 

18–37. 

Koss  J.E.,  Ethridge  F.G.  &  Schumm  S.A.  1994:  An  experimental 

study of the effect of base-level change on fluvial, coastal and 

shelf systems. J. Sediment. Res. B64, 90–98.

Krejčí O., Ambrozek V., Bubík M., Drábková J., Gilíková H., Kryšto-

fová E., Otava J., Tomanová Petrová P., Švábenická L., Hubatka 

F., Nehyba S. & Kuda F. 2017: Definition of the Žerotice trough 

in the Znojmo Region and valuing its perspectives from ground-

water resources point of view. Final report. Open File Report, 

MS Archives CGS, Prague, 1–49 (in Czech).

Krystek I. 1981: Using of assemblages of heavy minerals in sedimen-

tary  complexes.  Folia  Univ.  Purkyn.  Brunn.,  Geologia 22, 3,  

101–107 (in Czech).

Krystková L. & Krystek I. 1981: New data from hydrogeology dril 

holes in SW part of the Carpathian Foredeep in Moravia. Scripta 

Univ. Purkyn. Brunn., Geologia 11, 2, 73–80. 

Krzywiec P. 1997: Large-scale tectono-sedimentary Middle Miocene 

history  of  the  central  and  eastern  Polish  Carpathian  Foredeep 

Basin — results of seismic data interpretation. Przegląd Geolo­

giczny 45, 1039–1053. 

Krzywiec P. 2001: Contrasting tectonic and sedimentary history of 

the central and eastern parts of the Polish Carpathian Foredeep 

basin – results of seismic data interpretation. Mar. Petrol. Geol. 

18, 13–38.

Kuhlemann J. & Kempf O. 2002: Post-Eocene evolution of the North 

Alpine Foreland Basin and its response to Alpine tectonics. 

 Sediment. Geol. 152, 45–78.

Leichmann J. & Höck V. 2008: The Brno Batholit: an insight into the 

magmatic and metamorphic evolution of the Cadomian Bruno-

vistulian Unit, eastern margin of the Bohemian Massif. J. Geosci. 

53, 281–305. 

Leszczyński S. & Nemec W. 2015: Dynamic stratigraphy of compo-

site peripheral unconformity in a foredeep basin. Sedimentology 

62, 645–680.

Lewin  J.  & Ashworth  P.J.  2014:  The  negative  relief  of  large  river 

floodplains. Earth­Sci. Rev. 129, 1–23.

Lihou J.C. & Mange-Rajetzky M.A. 1996: Provenance of the Sardona 

Flysch,  eastern  Swiss Alps:  example  of  high-resolution  heavy 

mineral analysis applied to an ultrastable assemblage. Sediment. 

Geol. 105, 141–157. 

Lottes A.L.  &  Ziegler A.M.,  1994: World  peat  occurrence  and  the 

seasonality of climate and vegetation. Palaeogeogr. Palaeocli­

matol. Palaeoecol. 106, 23–37.

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

with special reference to the deposits of high-density turbidity 

currents. J. Sediment. Petrol. 52, 279–297.

Mader D.  1980:  Weitergewachsene  Zirkone  im  Bundsandstein  der 

Westeifel. Der Aufschluss 31, 163–170.

Mange M.A. & Morton A.C. 2007: Geochemistry of heavy minerals. 

In: Mange M.A. & Wright D.T. (Eds.): Heavy Minerals in Use. 

Developments in Sedimentology 58, 345–391.

Marconato  A.,  Almeida  R.P.,  Turra  B.B.  &  Fragoso-Cesar  A.R.S. 

2014: Pre-vegetation fluvial floodplains and channel-belts in the 

Late Neoproterozoic-Cambrian Santa Bárbara Group (Southern 

Brazil). Sediment. Geol. 300, 49–61.

Meinhold  G., Anders  B.,  Kostopoulos  D.  &  Reischmann  T.  2008: 

Rutile  chemistry  and  thermometry  as  provenance  indicator:  

An  example  from  Chios  Island,  Greece.  Sediment. Geol. 203, 

98–111.

Méres S. 2008: Garnets — important information resource about source 

area and parental rocks of the siliciclastic sedimentary rocks. In: 

Jurkovič L. (Ed.): Cambelove dni 2008, Geochémia — Základná 

a aplikovaná geoveda. UK, Bratislava, 37–43 (in Slovak). 

Mertz K.A. & Hubert J.F. 1990: Cycles of sand-flat sandstone and 

playa-lacustrine  mudstone  in  the  Triassic-Jurassic  Blomidon 

redbeds, Fundy rift basin, Nova Scotia: implications for tectonic 

and climatic implications. Can. J. Earth Sci. 27, 442–451.

Morton A.C.  1984:  Stability  of  detrital  heavy  minerals  in  Tertiary 

sandstones  from  the  North  Sea  Basin.  Clay Miner. 19, 

 

287–308.

Morton A.C. & Hallsworth C. 1994: Identifying provenance-specific 

features  of  detrital  heavy  mineral  assemblages  in  sandstones. 

Sediment. Geol. 90, 241–256.

Mulder T. & Alexander J. 2001: The physical character of subaqueous 

sedimentary density flows and their deposits. Sedimentology 48, 

269–299.

Myers  K.J.  &  Wignall  P.B.  1987:  Understanding  Jurassic  organic- 

rich mudrocks-new concepts using gamma-ray spectrometry and 

palaeoecology: examples from the Kimmeridge Clay of Dorset 

and  the  Jet  Rock  of Yorkshire.  In:  Legget  J.K.  &  Zuffa  G.G. 

(Eds.):  Marine  clastic  sedimentology.  Graham and Trotman

London, 172–189.

Nehyba S. 2000: The cyclicity of Lower Miocene deposits of the SW 

part of the Carpathian Foredeep as the depositional response to 

sediment  supply  and  sea-level  changes.  Geol. Carpath.  51,  1, 

7–17.

Nehyba S. & Opletal V. 2016: Depositional environment and prove-

nance  of  the  Gresten  Formation  (Dogger)  on  the  southeastern 

slopes  of  the  Bohemian  Massif  (Czech  Republic,  subsurface 

data). Austrian J. Earth Sci. 109, 2. 

Nehyba S. & Opletal V. 2017: Sedimentological study of the  Nikolčice 

Formation — evidence of the Middle Jurassic transgression onto 

the  Bohemian  Massif  (subsurface  data).  Geol. Quarterly 

61, 1, 138–155. 

Nehyba S. & Roetzel R. 2010: Fluvial deposits of the St. Marein–

Freischling Formation — insights into initial depositional pro-

cesses  on  the  distal  external  margin  of  the Alpine-Carpathian 

Foredeep  in  Lower  Austria.  Austrian J. Earth  Sci. 103, 2,  

50–80.

Nehyba S. & Roetzel R. 2015: Depositional environment and pro-

venance  analyses  of  the  Zöbing  Formation  (Upper  Carboni fe-

rous–Lower  Permian), Austria.  Austrian J. Earth Sci. 108, 2, 

245–276.

Nehyba S. & Šikula J. 2007: Depositional architecture, sequence stra-

tigraphy and geodynamic development of the Carpathian Fore-

deep (Czech Republic). Geol. Carpath. 58, 1, 53–69.

Nehyba S., Roetzel R. & Adamová M. 1999: Tephrostratigraphy of 

the Neogene volcaniclastics (Moravia, Lower Austria, Poland). 

Geol. Carpath. 50, Spec. Iss. 126–128.

background image

259

FLEXURALLY INDUCED TRANSGRESSION IN THE CARPATHIAN FOREDEEP

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

Nehyba S., Roetzel R. & Maštera L. 2012: Provenance analysis of the 

Permo-Carboniferous fluvial sandstones of the southern part of 

the  Boskovice  Basin  and  the  Zöbing  Area  (Czech  Republic, 

Austria): implications for paleogeographical reconstructions of 

the post-Variscan collapse basins. Geol. Carpath. 63, 365–382.

Nehyba S., Holcová K., Gedl P. & Doláková N. 2016: The Lower 

Badenian transgressive-regressive cycles — a case study from 

Oslavany (Carpathian Foredeep, Czech Republic). Neues Jahrb. 

Geol. Paläontol. 279, 2, 209–238. 

Nemec W.  &  Steel  R.J.  1984: Alluvial  and  coastal  conglomerates: 

their significant features and some comments on gravelly mass-

flow deposits. In: Koster E.H. & Steel R.J. (Eds.): Sedimentolo-

gy  of  Gravels  and  Conglomerates.  Can. Soc. Petrol. Geol.  

Memoir 10, 1–31.

Neužil  J.,  Kužvart  M.  &  Šeba  P.  1980:  Kaolinization  of  the  rock  

of the Thaya Batholith. Sbor. geol. Věd, řada LG 21, 7–41 (in 

Czech)

Nichols G.J. & Fisher J.A. 2007: Processes, facies and architecture  

of  fluvial  distributary  system  deposits.  Sediment. Geol.  195, 

75–90.

Oszczypko N. & Ślączka A. 1985: An atempt to palinspastic recon-

struction of Neogene basins of the Carpathian Foredeep. Annales 

Societatis Geologorum Poloniae 55, 55–75.

Oszczypko N. & Tomaś A. 1976: Pre-Tortonian relief of the Carpa-

thian  Foreland  between  Kraków  and  Dębica  and  its  effect  on 

Miocene sedimentation. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geo­

logicznego. 46, 525–548 (in Polish with English summary).

Oszczypko N., Krzywiec P., Popadyuk I. & Peryt T. 2006: Carpa-

thian  Foredeep  Basin  (Poland  and  Ukraine):  its  sedimentary, 

struc 

tural, and geodynamic evolution. AAPG Memoir 84, 

 

261–318.

Otava J., Sulovský P. & Čopjaková R. 2000: Provenance changes of 

the  Drahany  Culm  greywackes:  statistical  evaluation.  Geolo­

gické výzkumy na Moravě a ve Slezku v r. 1999, Brno, 94–98  

(in Czech).

Picha  F.  1979: Ancient  submarine  canyons  of  Tethyan  continental 

margins, Czechoslovakia. AAPG Bulletin 63, 67–86.

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

 resources of the Outer Western Carpathians and their foreland, 

Czech Republic. AAPG Memoir 84, 49–175.

Poldervaart A.  1950:  Statistical  studies  of  zircon  as  a  criterion  in 

granitization. Nature 165, 574–575.

Połtowicz  S.  1998:  Middle-Badenian  submarine  erosion  in  Carpa-

thian Foreland. Exploratory implications. Nafta­Gaz 54, 209–215 

(in Polish with English summary).

Postma G. 1984: Mass-flow conglomerates in a submarine canyon: 

abrioja  fan  delta,  Pliocene,  Southeast  Spain.  In:  Koster  E.H.  

& Steel R.J. (Eds.): Sedimentology of Gravels and Conglome-

rates,  Canadian Society of Petroleum Geologists, Memoir  10,  

237–258.

Postma G. & Nemec W. 1990: Regressive and transgressive sequen-

ces  in  a  raised  Holocene  gravelly  beach,  southwestern  Crete. 

Sedimentology 37, 907–920.

Powers M.C. 1982: Comparison chart for estimating roundness and 

sphericity. AGI Data Sheet 18.

Prachař L. 1970: Final report about the results of the drill prospection 

in  Miocene  of  the  Carpathian  Foredeep  between  Miroslav, 

 Znojmo  and  Hrušovany  nad  Jevišovkou.  Open  File  Report, 

ČGS­Geofond, Praha (in Czech).

Pupin J.P. 1980: Zircon and Granite Petrology. Contrib. Mineral.  

Petrol. 73, 207–220.

Pupin J.P. 1985: Magmatic zoning of hercynian granitoids in France 

based on zircon typology. Schweiz. Mineral. Petrograph. Mitt. 

65, 29–56.

Rider  M.  1996:  The  Geological  Interpretation  of  Wireline  Logs. 

 Whittles, Caithness, 1–175.

Roetzel  R.  2002:    Legende  un  kurtze  erläuterung  zur  Geologische 

Karte von Niederösterreich 1:200,000. In: Schnabel W., Kren-

mayer H-G., Mandl G.W., Novotny A., Roetzel R., Scharbert S. 

&. Schnabel W. (Eds.): Geologie der Österreichischen Bundes-

länder. Geologische Bundesanstalt, Wien, 1–47.

Roetzel  R.  2017:  Bericht  2013–2016  über  geologische Aufnahmen 

auf Blatt 21 Horn. Jahrbuch Geol. Bundesanst. 157, 317–328.

Roetzel R., Fuchs G., Batík P., Čtyroký P., Havlíček P. (Eds.) 2004: 

Geologische  Karte  der  Nationalparks  Thayatal  und  Podyjí 

1:25,000. Geologische Bundesanstalt, Wien.

Rohais S., Eschard R. & Guillocheau F. 2008: Depositional model 

and stratigraphic architecture of rift climax Gilbert-type fan del-

tas (Gulf of Corinth, Greece). Sediment. Geol. 210, 132–145. 

Ruffell A. & Worden R. 2000: Palaeoclimate analysis using spectral 

gamma-ray  data  from  the  Aptian  (Cre  ta  ceous)  of  southern 

 England  and  southern  France.  Palaeogeogr. Palaeoclimatol. 

 Palaeoecol. 155, 265–283.

Schnyder J., Ruffell A., Deconinck J.-F. & Baudin F. 2006: Conjunc-

tive use of spectral gamma-ray logs and clay mineralogy in 

 defining  late  Jurassic–early  Cretaceous  palaeoclimate  change 

(Dorset, U.K.). Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 229, 

303–320.

Schumm S.A. & Etheridge F.G. 1994: Origin, evolution and morpho-

logy of fluvial valleys. In: Dalrymple R.W., Boyd R. & Zaitlin 

B.A.  (Eds.):  Incised  Valley  Systems.  Origin  and  Sedimentary 

Sequences. Spec. Publ. Soc. Econ. Paleont. Miner. 51, 11–27.

Schuster R. & Stüwe K. 2010: Die Geologie der Alpen im Zeitraffer. 

Mitteilungen des naturwissenschaftlichen Vereins für Steiermark 

140, 5–21.

Shanley  K.W.  &  McCabe  P.J.  1994:  Perspectives  on  the  sequence 

stratigraphy of continental strata. Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull

78, 544–568. 

Shpak  P.F.,  Vishniakov  I.B.,  Vul A.Y.  &  Ladyzhensky  G.N.  1999: 

Geological structure peculiarities and oil and gas content of the 

Ukrainian  Carpathian  platform  autochthon.  Biuletyn  Państwo­

wego Instytutu Geologicznego 387, 175–181.

Sinclair H.D. 1997: Tectonostratigraphic model for underfilled peri-

pheral foreland basin: An Alpine perspective. Geol. Soc. Amer. 

Bull. 109, 3, 324–346.

Triebold S., Eynatten H. von, Luvizotto G.L. & Zack T. 2007: Dedu-

cing  source  rock  lithology  from  detrital  rutile  geochemistry:  

An example from the Erzgebirge, Germany. Chem. Geol. 244, 

421–436.

Triebold S., von Eynatten H. & Zack T. 2012: A recipe for the use of 

rutile in sedimentary provenance analysis. Sediment. Geol. 282, 

268–275.

Tucker  M.  (Ed.)  1995:  Techniques  in  Sedimentology.  Blackwell 

 Science, Oxford, 1–394.

Viseras C., Calvache M.L., Soria J.M. & Fernandez J. 2003: Differen-

tial  features  of  alluvial  fans  controlled  by  tectonic  or  eustatic 

accommodation  space.  Examples  from  the  Betic  Cordillera, 

Spain. Geomorphology 50, 181–202.

von Eynatten H. & Gaupp R. 1999: Provenance of Cretaceous syn-

orogenic sandstones in the Eastern Alps: constraints from frame-

work petrography, heavy mineral analysis and mineral chemis-

try. Sediment. Geol. 124, 81–111.

Walker  R.G.  &  James  N.P.  1992:  Facies  Models:  Response  to  Sea 

Level Changes. Geological Association of Canada, St. John’s, 

1–317.

Waschbusch P.J. & Royden L.H. 1992: Spatial and temporal evolu-

tion of foredeep basins: lateral strength variations and inelastic 

yielding in continental lithoshere. Basin Res. 4, 179–196. 

Weissmann G.S., Hartley A.J., Nichols, G.J., Scuderi L.A., Olsen M., 

Buehler H. & Banteah R.. 2010: Fluvial form in modern conti-

nental sedimentary basins: distributive fluvial systems. Geology 

38, 39–42.

background image

260

NEHYBA, OTAVA, TOMANOVÁ PETROVÁ and GAZDOVÁ

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 3, 241–260

Went D.J. 2005: Pre-vegetation alluvial fan facies and processes: an 

example  from  the  Cambro–Ordovician  Rozel  Conglomerate 

Formation, Jersey, Channel Islands. Sedimentology 52, 693–713.

Winter  J.  1981:  Exakte  tephro-stratigraphische  Korrelation  mit 

 morphologisch  differenzierten  Zironpopulationen  (Grenzbe-

reich Unter/Mitteldevon, Eifel-Ardennen). Neues Jahrb. Geol. 

Paläontol., Abh. 162, 1, 97–136.

Zack T., von Eynatten H. & Kronz A. 2004a: Rutile geochemistry and 

its  potential  use  in  quantitative  provenance  studies.  Sediment. 

Geol. 171, 37–58.

Zack T., Moraes R. & Kronz A. 2004b: Temperature dependence of Zr 

in rutile: empirical calibration of a rutile thermometer. Contrib. 

Mineral. Petrol. 148, 471–488. 

Zaitlin  B.A.,  Dalrymple  R.W.  &  Boyd  R.  1994:  The  stratigraphic 

 organization of incised-valley systems associated with relative 

sea-level  change.  In:  Dalrymple  R.W.,  Boyd  R.  &  Zaitlin  

B.A.  (Eds.):  Incised  Valley  Systems.  Origin  and  Sedimentary 

 Sequences. Spec. Publ. Soc. Econ. Paleont. Miner.  51,  

45–60.

Zimmerle  W.  1979: Accessory  Zircon  from  Rhyolite,  Yellowstone 

National  Park  (Wyoming,  U.S.A.).  Zeitschrift der Deutschen 

Geologischen Gesellschaft. 130, 361–369.

Zingg  T.  1935:  Beitrag  zur  Schotteranalyse.  Die  Schotteranalyse  

und  ihre  Anwendung  auf  die  Glattalschotter.  Schweizerische 

Mineralogische und Petrographische Mitteilungen  15,  

39–140.