background image

GEOLOGICA CARPATHICA

, AUGUST 2019, 70, 4, 311–324

doi: 10.2478/geoca-2019-0018

www.geologicacarpathica.com

Oligocene turbidite fans of the Dukla Basin: New age data 

from the calcareous nannofossils and paleoenvironmental 

conditions (Cergowa beds, Polish–Slovakian borderland)

JOANNA PSZONKA

1, 

, KATARÍNA ŽECOVÁ

2

 and MAREK WENDORFF

3

1

Mineral and Energy Economy Research Institute, Polish Academy of Sciences, Wybickiego 7a, 31261 Krakow, Poland;  

 

joanna.pszonka@gmail.com

2

State Geological Institute of Dionýz Štúr, Jesenského 8, 040 01 Košice, Slovakia

3

Faculty of Geology, Geophysics and Environmental Protection, AGH University of Science and Technology, Mickiewicza 30,  

30059 Krakow, Poland

(Manuscript received February 21, 2018; accepted in revised form May 15, 2019)

Abstract: Calcareous nannofossils found in the Cergowa beds of the Dukla and Fore-Dukla tectonic units in the Outer 

Carpathians indicate a time of deposition in the range of the NP23–NP24 nannoplankton zones of the Lower Oligocene. 

Nannoplankton assemblages reflect the paleoecological changes at the Eocene–Oligocene transition from: (i) a green-

house to an icehouse climate; (ii) brackish to normal salinity suggesting open sea conditions, which were controlled by 

the Paratethys Basin closure followed by opening and connection with the Tethyan Ocean. The absence of nannofossils 

of NP25 zone, but their presence in the tectonic windows between 40 and 80 km to the west, shows that deposition of  

the Cergowa beds in the western part of the basin lasted longer than in the east. Occurrences of nannofossils indicating 

zones NP16 and NP21, found in the uppermost mudstone-rich parts of studied sections, may prove the remobi lization  

and  redeposition  of  sediments  of  this  stratigraphic  age.  Potentially,  eroded  material  could  be  derived  from  some  of   

the following lithostratigraphic units: NP16 — the Hieroglyphic beds, Przybyszów sandstones and Upper variegated 

shales;  NP21  —  the  Globigerina  marls,  Mszanka  sandstones  and  sub-Chert  marls  and  shales  and/or  fine- grained   

equi valent of these units. Reworked specimens derived from the older Mesozoic strata occur occasionally in various 

samples.

Keywords: Flysch Carpathians, Cergowa beds, calcareous nannofossils, Lower Oligocene, Eocene–Oligocene icehouse.

Introduction

Observations  on  calcareous  nannofossil  assemblages  from  

the Cergowa beds in the Dukla and the Fore-Dukla tectonic 

units (Fig. 1) have not been published until the most recent 

work of the present authors (Pszonka et al. 2014). Therefore  

the ages of these units were generally determined on the basis 

of foraminiferal assemblages that occur in the overlying rocks 

of  the  Menilite  beds  (Olszewska  &  Smagowicz  1977; 

 Olszewska 1983, 1984). On the other hand, several publica-

tions on the calcareous nannofossils from the strata outcrop-

ping to the west of the Dukla Tectonic Unit, in tectonic win-

dows within the Magura Tectonic Unit (Fig. 1), and considered 

as correlative to the Cergowa beds, were published in the last 

two decades (Oszczypko-Clowes & Oszczypko 2004, 2011; 

Oszczypko- Clowes & Ślączka 2006; Oszczypko-Clowes 2008).

The  analysis  of  the  calcareous  nannofossils  appears  most 

informative  for  the  purpose  of  biostratigraphical  and  paleo-

geographical determinations of the Cergowa beds. Therefore, 

the aim of this study is to: (i) present the data on the calcareous 

nannofossils  providing  more  precise  age  determination  of  

the Cergowa beds in the Dukla and Fore-Dukla tectonic units; 

(ii)  discuss  paleoecolgical  conditions  in  the  Dukla  Basin;  

(iii)  compare  the  time  frame  of  deposition  of  the  Cergowa 

beds on a regional scale.

Geological setting

The Cergowa beds were deposited in the basin, which has 

subsequently  been  partitioned  during  the  Carpathian 

Orogenesis so that the Cergowa beds now occur in two tec-

tonic units of the Flysch Carpathians: in the Dukla Tectonic 

Unit  and  in  the  southernmost  part  of  the  Silesian  Tectonic  

Unit  (also  called  the  Fore-Dukla Tectonic  Unit)  adjacent  to  

the  north  (Fig.  1).  The  Cergowa  beds  form  a  lenticular  

lithosome depo sited by a variety of submarine mass gravity 

flows  (Ślączka  1971;  Pszonka  2015).  The  unit  consists  of  

two main lithofacies: (i) fine-grained sandstones in the axial 

part and (ii) fine-grained sandstones interbedded with shales, 

mudstones, marls and limestones in marginal zones (Ślączka 

1971).

The  Cergowa  beds  sandy  lithosome,  embedded  within  

a  generally  fine-grained  succession  of  the  Menilite  beds, 

records increased uplift and emergence of source areas related 

to the advancement of the Outer Carpathian orogenic wedge 

(Oszczypko  2004;  Dirnerová  et  al.  2012).  Paleocurrent  pat-

terns, facies trends and sediment provenance indicators sug-

gest  that  a  hypothetical  Silesian  Ridge  located  north-west 

acted  as  the  main  source  supplying  the  terrigenous  detritus 

transported by sediment gravity flows predominantly oriented 

towards the south-east (Fig. 1; Ślączka & Unrug 1976; Winkler 

background image

312

PSZONKA, ŽECOVÁ and WENDORFF

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 4, 311–324

Fig. 

1.

 Schematic 

tectoni

map 

of 

the 

Outer 

Carpathians 

(simplified 

from 

Żytko 

et 

al. 

1989). 

GPS 

coordinates 

of 

the 

sampled 

localities: 

Iwla 

 — 

49°33’06.0” 

21°37’17.4” 

E; 

Lipowica 

— 

49°31’42.3” 

21°40’46.0” 

E; 

Tylawa 

 — 

 49°27’53.2” 

21°43’52.3” 

E; 

Rudawka 

Rymanowska 

— 

49°31’15.3” 

21°55’41.8” 

E; 

W

ernejówka 

— 

49°28’27.9” 

21°54’19.3” 

E; 

 

Medzilaborce — 49°16’20.8” N 21°54’23.6” E; Habura — 49°19’28.3” N 21°51’05.1” E; Ruská 

Volová — 48°57’15.3” N 22°22’54.8” E.

background image

313

OLIGOCENE TURBIDITE FANS OF THE DUKLA BASIN (POLISH–SLOVAKIAN BORDERLAND)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 4, 311–324

& Ślączka 1992; Dirnerová & Janočko 2014). Locally obser-

ved  indicators  show  deviations  of  paleoflows  to  the  south, 

suggesting the influence of local basin floor paleotopography 

(Dirnerová & Janočko 2014). Subordinate opposite paleoflow 

directions towards the north-west, observed in the lower part 

of  the  succession  in  the  north-western  part  of  the  Dukla 

Tectonic Unit, were interpreted as reversals of turbidity cur-

rents  caused  by  local  paleotopography  at  an  early  stage  of 

deposition (Wendorff & Pszonka 2015). Alternatively, supply 

from  another  source  area  was  considered,  namely  from  the 

hypothetical  Fore-Magura  Ridge  at  the  southern  margin  of  

the  Dukla  Basin,  now  overthrust  by  the  Magura  Nappe 

(Cieszkowski  et  al.  2009).  A  longitudinal  facies  gradient 

within the Cergowa beds lithosome, generally parallel to the 

Dukla Basin axis and extending south-eastward from the pro-

ximal zone in the north-west part of the Dukla Tectonic Unit 

(Ślączka & Unrug 1976), appears to be reflected by regional 

trends  in  the  recently  identified  sedimentary  facies  associa-

tions and inferred depositional mechanisms (Dirnerová et al. 

2012;  Dirnerová  &  Janočko  2014;  Pszonka  et  al.  2014; 

Pszonka 2015); these are consolidated below.

Facies in the proximal sections of the succession, located in 

the western part of the Dukla Tectonic Unit at Iwla, Lipowica 

and  Tylawa  (Fig.  1),  suggest  sediment  supply  to  the  deep 

marine  Cergowa  beds  depositional  system  by  high-density 

 turbidites  and  hyperpycnal  flows  as  megaturbidite  beds  of  

the Central Carpathian Paleogene Basin (Starek et al. 2013) 

fed from a directly connected delta (Plink-Björklund & Steel 

2004).  Such  a  paleogeographic  relationship  is  suggested  by 

complexes of beds with sedimentary features implying depo-

sition  by  aggrading  sustained  turbidity  currents  (Kneller  & 

Branney 1995) and containing exceptionally high proportions 

of  coalified  plant  detritus,  including  tree  trunks  present  at 

Lipowica  (Plink-Björklund  &  Steel  2004).  Successions  in  

the  proximally  located  sections  are  characterized  by  very 

thick-  and  thick-bedded  massive  or  laminated  sandstones, 

absence of mudstone interbeds and are usually devoid of ver-

tical  sequences.  Very  low  spread  of  paleocurrent  directions 

measured  in  these  sections  implies  deposition  in  confined 

troughs elongated from NW to SE.

Successions in the more distally located sections document 

mainly  deposition  from  the  short-lived,  surge-type  turbidity 

currents (Pszonka et al. 2014) and are characterized by vertical 

sequences and more “distally” developed facies associations 

represented by medium to thin-bedded sandstones displaying 

complete  or  incomplete  sequences  of  Bouma  divisions 

(Tabcde–Tcde).  These  are  associated  with  thin  to  thick 

 mudstone  interbeds,  deposited  by  turbidity  currents  with 

 densities ranging from moderate to low. Facies related to low 

and very low energy turbidites and hemipelagic/pelagic depo-

sition  appear  in  considerable  proportions  in  distal  and  mar-

ginal   sections.  These  features  suggest  deposition  within  

a classic turbidite fan system in an unconfined basin (Mutti  

et al. 2009) represented, for example, by the fan-shaped pattern  

of  paleocurrents  at  Komańcza.  A  deep  marine  fan-shaped 

 depositional body in the SE part of the basin is also suggested 

by  coarse ning  upwards  and  fining  upwards  sedimentary  

cycles  of  outer- fan  lobes  documented  by  Dirnerová  and 

Janočko (2014).

Therefore,  comparisons  of  the  facies  associations  and 

paleocurrent patterns throughout this part of the basin suggests 

a longitudinal transition between two domains. The proximal 

area in the NW part of the Dukla Tectonic Unit may be inter-

preted  as  partly  confined,  located  on  the  slope,  supplied 

directly  from  shelf-edge  delta  and  passing  to  the  south-east 

into a floor-fan distributary system deposited in the open part 

of the Dukla Basin.

Material and methods

Study  of  calcareous  nannofossils  from  the  Cergowa  beds 

turbidite succession includes twenty-five samples from eight 

sections:  Iwla,  Lipowica,  Tylawa,  Rudawka  Rymanowska, 

Wernejówka, Medzilaborce, Habura and Ruská Volová, repre-

senting their main lithofacies (Figs. 1, 2; Table 1). In the light 

of the submarine fan model (Walker 1978) the facies associa-

tions observed in the analysed sections of the Cergowa beds 

and  described  in  the  previous  section  can  be  interpreted  as 

follows:

•  NW sections, namely Iwla, Lipowica and Tylawa, contain 

successions deposited in the channelized upper part of mid-

fan/suprafan because of very thick beds, with sedimentary 

features  interpreted  as  products  of  sustained/hyperpycnal 

flows  and  rapidly  depositing  megaturbidites,  very  low 

spread  of  paleocurrent  indicators  reflecting  transport 

towards  the  SE  in  elongated  troughs  or  channels,  and 

absence  of  vertical  sequences,  which  suggests  sedimenta-

tion by aggradation (Pszonka 2015);

•  middle  sections,  namely  Rudawka  Rymanowska  and 

Wernejówka represent mid-fan/suprafan lobes composed of 

sandstone–mudstone  Bouma  divisions  deposited  by  turbi-

dity currents of concentration normal to low and forming 

coarsening-upwards and fining-upwards vertical sequences 

(CU and FU) that reflect lateral shifts or changing intensity 

of the local sediment supply (Pszonka 2015);

•  SE  sections,  namely  Medzilaborce  and  Habura  illustrate 

deposition in the lower/outer fan part of the Cergowa depo-

sitory  supplied  by  low  and  very  low  energy  and  highly 

diluted turbidity currents depositing thin and very thin sand-

stone beds (Tc), only locally interlayered with isolated thick 

massive sandstones interpreted as infills of small channels. 

These channels were occasionally incised into outer fan sedi-

ments  and  supplying  new  suprafan  lobes  (Dirnerová  & 

Janočko 2014; Pszonka 2015) formed in the distal regions 

of the depositional system. Poor quality of the Ruská Volová 

outcrop does not provide ground sufficient for the interpre-

tation of submarine fan facies association with confidence.

The  samples  were  collected  from  calcareous  mudstones, 

marls  and  limestones.  Their  positions  were  precisely  deter-

mined  within  the  sedimentary  succession  on  the  basis  of 

detailed  bed-by-bed  logging  and  are  shown  on  generalized 

background image

314

PSZONKA, ŽECOVÁ and WENDORFF

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 4, 311–324

Fig. 2.

 Generalized sections of the Cer

gowa beds, documenting successions of lithofacies associations and indicating positions of samples collected for the calcareous nannoplankton analysis

background image

315

OLIGOCENE TURBIDITE FANS OF THE DUKLA BASIN (POLISH–SLOVAKIAN BORDERLAND)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 4, 311–324

sections  (Fig.  2).  The  samples  were  prepared  following  the 

standard preparation technique according to Haq & Lohmann 

(1976) and studied with the polarizing microscope Carl Zeiss 

Axioskop 40 at magnification 1000×. The standard zonation 

by  Martini  (1971)  and  Berggren  et  al.  (1995)  was  used  for  

the stratigraphic interpretation. Paleoecology was developed 

following: Haq & Lohmann (1976), Wei & Wise (1990), Soták 

& Kováč (2002), Persico & Villa (2004), Villa et al. (2008), 

Oszczypko-Clowes (2012) and Ozdínová (2013).

Results

Iwla section

Samples  in  the  Iwla  section  (Fig.  2)  were  taken  from  its 

stratigraphically youngest, mudstone–siltstone part. The lower-

most sample 1I mostly contains Reticulofenestra lockeri and 

Pontosphaera fibula. It  also  comprises  Helicosphaera com­

pacta, H. euphratis, Lanternithus minutus, Pontosphaera 

latelliptica, P. multipora and P. obliquipons. In the next sam-

ple 2I, located 5 m above the sample 1I, the most numerously 

represented  are:  Coccolithus eopelagicus  (Fig.  3.1,  3.2),  

C. pelagicus,  Cyclicargolithus abisectus,  Reticulofenestra 

bisectaR. lockeri, Lanternithus minutus, Pontosphaera fibula 

and  Zygrhablithus bijugatus.  Furthermore,  the  assemblage 

contains  high  numbers  of  specimens  of  genera  of Chias­

molithus, CoccolithusCyclicargolithus and Reticulofenestra, 

and  less Helicosphaera,  Isthmolithus,  Lanternithus,  Ponto­

sphaera  and Zygrhablithus,  (particular  species  are  listed  in 

Table 2). The two uppermost samples 3I and 4I chiefly contain 

Reticulofenestra lockeri, and less common representatives of 

genera Coccolithus (Fig. 3.3), CribrocentrumCyclicargolithus 

and Reticulofenestra (particular species are listed in Table 2). 

Rare occurrences of genus Helicosphaera were noted in sam-

ples 3I and 4I, and of Isthmolithus and Pontosphaera in sam-

ple 4I (particular species are listed in Table 2).

Lipowica section

Sample 1L from the lower part of Lipowica section (Fig. 2) 

contains  Cyclicargolithus floridanus (Fig.  3.4),  Reticulo­

fenestra bisecta  (Fig.  3.5),  R. umbilica  and  less  abundant 

Coccolithus formosusC. pelagicusHelicosphaera compacta 

and Sphenolithus moriformis. On the other hand, samples 3L 

and 4L from the uppermost part of this section primary imply 

Reticulofenestra lockeri. The presence of genera Coccolithus

Cyclicargolithus and Reticulofenestra (particular species are 

listed  in  Table  2)  is  also  noted.  Isthmolithus recurvus and 

Lanternithus minutus  in  sample  4L  occur  in  low  numbers. 

Sample 2L provided only poor nannofossils.

Tylawa section

Samples 1T and 2T from the Tylawa stratigraphic section 

(Fig. 2) were collected from the upper part of section. Sample 

T1 provided a poor nannofossil assemblage with low species 

diversity,  containing  mostly Reticulofenestra bisecta and  

R. umbilica,  whilst  R. lockeri,  R. ornata and Pontosphaera 

fibula occur scarcely. A rich and well diversified assemblage 

was  found  in  sample  2T,  in  which  Reticulofenestra ornata,  

R. reticulata and R. umbilica dominate. Specimens of genera 

HelicosphaeraIsthmolithusLanternithus and Pontosphaera 

(particular species are listed in Table 2) in sample 2T occur  

in  low  numbers.  Samples  3T  and  4T  provided  only  rare 

nannofossils.

Rudawka Rymanowska section

Samples 1R and 2R, which represent the lowermost part of 

the Rudawka Rymanowska section (Fig. 2) primarily provided 

Reticulofenestra bisecta, R. lockeri (Fig. 3.6), Reticulofenestra 

ornata (Fig. 3.7, 3.8) and Pontosphaera fibula (Fig. 3.9, 3.10). 

The next sample 3R from the upper part of the section (Fig. 2) 

mostly  contains  Reticulofenestra lockeri (Fig.  3.11)  and 

 genera  Coccolithus,  Cyclicargolithus and Reticulofenestra 

(particular species are listed in Table 2). The assemblage is 

complemented by significant species of Helicosphaera com­

pacta and Lanternithus minutus. Sample 4R did not provide 

any nannofossils.

Wernejówka section

The only sample 1W from the Wernejówka section (Fig. 2) 

did not provide any nannofossils.

Habura section

Samples 1H and 2H from the Habura section (Fig. 2) con-

tain rich but poorly diversified nannofossil assemblages with 

Coccolithus pelagicus and Reticulofenestra bisecta, whereas 

C. eopelagicusCyclicargolithus abisectus (Fig. 3.12), C. flori­

danus,  Lanternithus minutus, R. lockeri and  Zygrhablithus 

bijugatus  occur  in  lower  numbers.  Genera  Helicosphaera, 

Isthmolithus, Pontosphaera and Sphenolithus (particular spe-

cies are listed in Table 2) are less abundant. Sample 3H did not 

provided any nannofossils.

L.p. Locality of sections

Number of samples to be 

analysed (labeled)

1.

Iwla/ Poland

4 (1I, 2I, 3I4I)

2.

Lipowica/ Poland

4 (1L2L3L4L)

3.

Tylawa/ Poland

4 (1T2T3T4T)

4.

Rudawka Rymanowska/ Poland

4 (1R2R3R4R)

5.

Wernejówka/ Poland

1 (1W)

6.

Medzilaborce/ Slovakia

4 (1M2M3M4M)

7.

Habura/ Slovakia

3 (1H2H3H)

8.

Ruská Volová/ Slovakia

1 (1RV)

Total:

25

Table 1: Localities of sampled sections, number of samples per loca-

lity and sample labels. Interpreted samples are shown in bold font; 

seven samples that have been excluded are shown in italics.

background image

316

PSZONKA, ŽECOVÁ and WENDORFF

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 4, 311–324

Fig. 3. Light microscope images of calcareous nannofossils from the Cergowa beds in the Dukla and Fore-Dukla tectonic units (CN — crossed 

nicols, NL — normal light): 1. Coccolithus eopelagicus, CN, sample 2I; 2. Coccolithus eopelagicus, NL, sample 2I; 3. Coccolithus pelagicus

NL, sample 3I; 4. Cyclicargolithus floridanus, CN, sample 1L; 5. Reticulofenestra bisecta, CN, sample 1L; 6. Reticulofenestra lockeri, CN, 

sample 1R; 7. Reticulofenestra ornata, CN, sample 2R; 8. Reticulofenestra ornata, CN, sample 2R; 9. Pontosphaera fibula, CN, sample 2R; 

10.  Pontosphaera  fibula,  CN,  sample  2R.;  11.  Reticulofenestra lockeri,  CN,  sample  3R;  12.  Cyclicargolithus abisectus,  CN,  sample  1H;  

13.  Chiasmolithus oamaruensis, NL,  sample  1M;  14.  Reticulofenestra reticulata, CN,  sample  1M;  15.  Reticulofenestra lockeri,  CN,  

sample 4M; 16. Reticulofenestra lockeri, CN, sample 1M; 17. Reticulofenestra umbilica, CN, sample 4M; 18. Reticulofenestra umbilica, CN, 

sample 1M; 19. Cyclicargolithus abisectus, CN, sample 1M; 20. Cyclicargolithus floridanus, CN, sample 4M; 21. Cyclicargolithus floridanus, 

CN, sample 1M; 22. Cyclicargolithus floridanus, CN, sample 1M; 23. Pontosphaera fibula, CN, sample 1M; 24. Zygrhablithus bijugatus, CN, 

sample 4M; 25. Helicosphaera recta, CN, sample 4M; 26. Helicosphaera recta, NL, sample 4M; 27. Helicosphaera recta, CN, sample 4M;  

28. Isthmolithus recurvus, CN, sample 1M; 29. Reticulofenestra ornata, CN, sample 1M.

background image

317

OLIGOCENE TURBIDITE FANS OF THE DUKLA BASIN (POLISH–SLOVAKIAN BORDERLAND)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 4, 311–324

Medzilaborce section

Samples 1M, 2M and 4M contain Chiasmolithus grandis, 

Ch. oamaruensis (Fig. 3.13), Coccolithus eopelagicusC. for­

mosus, C. pelagicus,  Reticulofenestra reticulata (Fig.  3.14),  

R. bisecta, R. lockeri (Fig. 3.15, 3.16), R. umbilica (Fig. 3.17, 

3.18), Cyclicargolithus abisectus  (Fig.  3.19),  C. floridanus 

(Fig.  3.20,  3.21,  3.22), Pontosphaera fibula  (Fig.  3.23)  and 

Zygrhablithus bijugatus  (Fig.  3.24).  Samples  1M  and  4M 

additionally  contain Helicosphaera recta  (Fig.  3.25,  3.26, 

3.27), Isthmolithus recurvus (Fig. 3.28) and Reticulofenestra 

ornata (Fig. 3.29). Lanternithus minutus was found in samples 

1M and 2M and Pontosphaera latelliptica and P. multipora 

were  present in 4M. Sample 3M was barren of nannofossils.

Ruská Volová section

The  only  sample  1RV  from  the  Ruská  Volová  locality  

(Fig. 2) provided a low in numbers and poorly diversified nan-

nofossil assemblage of Reticulofenestra bisecta and R. umbi­

lica,  and  with  smaller  numbers  of  Coccolithus eopelagicus,  

C. formosus, C. pelagicus, Cyclicargolithus floridanus, and 

Helicosphaera compacta.

Nannoplankton biostratigraphic interpretations

Nannofossils  from  the  Cergowa  beds  belong  to  the  follo-

wing groups:

•  species  characteristic  of  the  Eocene  standard  zone  NP16 

(Late Lutetian/Early Bartonian; Table 3);

•  species  indicating  the  Oligocene  standard  zones:  NP21 

(Late  Priabonian/Early  Rupelian),  NP23  (Rupelian)  and 

NP24 (Late Rupelian/Early Chattian, Table 3);

•  reworked  nannofossils  from  the  older  Mesozoic  strata.  

Poor  preservation  does  not  allow  their  more  precise 

identification;

•  corroded and recrystallized unidentifiable nannofossils.

The Middle Eocene, zone NP16 is the oldest stratigraphic 

age found in this study. It was determined in the lower part of  

the Lipowica section in the sample 1L and in the Ruská Volová 

section  in  the  sample  1VR  (Fig.  2).  Zone  NP16  was  deter-

mined on the basis of species characteristic of an open water 

environment:  Helicosphaera compacta, Reticulofenestra 

bisecta and Cyclicargolithus floridanus, all of which indicate 

moderate water temperature (Perch-Nielsen 1985).

Zone  NP21  was  identified  according  to  the  presence  of 

Reticulofenestra lockeri  in  the  upper  part  of  three  sections: 

Iwla in samples 3I and 4I, Lipowica in samples 3L and 4L and 

Rudawka Rymanowska in the sample 3R (Fig. 2). Assemblages 

of NP21 zone were found in Iwla and Rudawka Rymanowska 

localities  above  the  strata  that  provide  stratigraphically 

younger  nannofossils  from  zones  NP23  and  NP24  (Fig.  2).  

On the contrary, in the Lipowica section, younger fauna (NP23 

and NP24) has not been identified below zone NP21 (Fig. 2). 

The  presence  of  genera  Coccolithus,  Cyclicargolithus and 

Reticulofenestra  in  these  samples  suggests  an  open-marine 

environment  (Perch-Nielsen  1985),  whereas  the  occurrence 

and abundance of species Helicosphaera compacta indicates  

a warm marine environment and also shallow-marine (Perch-

Nielsen 1985; Nagymarosy & Voronina 1992). Open-marine 

genera  are  mixed  with  by  far  less  abundant  shallow-marine 

genera: HelicosphaeraIsthmolithusLanternithus and Ponto­

sphaera (Perch-Nielsen 1985).

Zone NP23 was recorded in three sections: Iwla in the sam-

ple  1I, Tylawa  in  samples  1T  and  2T  and  Rudawka  Ryma-

nowska  in  samples  1R  and  2R  (Fig.  2),  based  on  species: 

Reticulofenestra lockeriR. ornata and Pontosphaera fibula

The material representing zone NP23 occurs in the uppermost 

part of Tylawa and Iwla sections, and in the lower part of the 

Rudawka  Rymanowska  succession  (Fig.  2).  By  comparison 

with all other zones, zone NP23 occupies the stratigraphically 

lowermost  position  in  these  three  sections  (Fig.  2).  In  both 

samples from Rudawka Rymanowska, where NP23 zone was 

recognized  (samples  1R  and  2R),  the  nannofossils  reflect 

brackish water conditions on the basis of: Pontosphaera fibula 

and Reticulofenestra ornata (Nagymarosy & Voronina 1992). 

Samples  2T  from  Tylawa  and  1I  from  Iwla  contain  genera 

characteristic for coastal waters: HelicosphaeraIsthmolithus

Lanternithus, and Pontosphaera (Perch-Nielsen 1985). Nanno-

fossils from the sample 1T from Tylawa (Table 2) represent 

open shelf environment.

The youngest sediments of the Cergowa beds in the studied 

region were assigned to zone NP24 on the basis of Coccolithus 

eopelagicusC. pelagicusCyclicargolithus abisectus, Helico­

sphaera recta, Lanternithus minutus, Reticulofenestra bisecta, 

R. lockeriPontosphaera fibula and Zygrhablithus bijugatus

Zone NP24 was interpreted in Iwla (2I), Medzilaborce (1M, 

2M and 4M) and Habura (2 H) (Fig. 2). In the Medzilaborce 

and  Habura  sections  nannofossil  assemblages  indicate  zone 

NP24 (Fig. 2). In the Iwla section, nannofossils of zone NP24 

were  found  about  5  m  above  the  sample  representing  zone 

NP23 (Fig. 2). Zone NP24 in all analysed samples is charac-

terized by numerous genera typical for open waters: Cocco­

lithus,  Cyclicargolithus,  Reticulofenestra and Chiasmolithus 

(Perch-Nielsen 1985). In addition, the presence of cryophilic 

species:  Isthmolithus recurvus,  Reticulofenestra lockeri and  

R. ornata documents conditions of the cold Oligocene climate 

(Wei & Weise 1990; Aubry 1992; Oszczypko-Clowes 2001; 

Prothero 2003; Katz et al. 2008). Simultaneously, nannofossils 

indicating  near-shore  and  coastal  waters  were  present  in  all  

the above-mentioned samples. They include genera: Helico­

sphaeraIsthmolithusLanternithusPontosphaera and Zygr­

hablithus (Perch-Nielsen 1985).

In  the  lithostratigraphically  continuous  succession  of  the 

Cer gowa beds at Iwla and Rudawka Rymanowska (Fig. 2) the 

samples with assemblages representing the nannofossils zone 

NP21  occur  above  younger  assemblages  corresponding  to 

zone  NP23,  and  therefore  must  be  redeposited.  Based  on  

the progressively younging succession of sediments represen-

ting  zone  NP16  followed  by  zone  NP21  in  apparently  con-

tinuous  lithostratigraphic  sequence  at  Lipowica  (Fig.  2),  

background image

318

PSZONKA, ŽECOVÁ and WENDORFF

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 4, 311–324

Locality

Ruská 

Volová

Medzilaborce

Habura

Rudawka 

Rymanowska

Tylawa

Iwla

Lipowica

Calcareous 

nannoplankton 

zones

(Martini 1971;

Berggren et al. 1995)

NP16 NP24 NP24 NP24 NP24 NP24 NP23 NP23 NP21 NP23 NP23 NP23 NP24 NP21 NP21 NP16 NP21 NP21

Sample number

1RV

1M

2M

4M

1H

2H

1R

2R

3R

1T

2T

1I

2I

3I

4I

1L

3L

4L

Arkhangelskiella 

cymbiformis

R

R

R

R

 

R

R

R

R

R

R

Arkhangelskiella 

maastrichtiana

R

R

R

Braarudosphaera 

bigelowii

R

R

R

R

R

R

Broinsonia 

parca constricta

R

R

R

Broinsonia 

parca parca

R

R

R

Calculites 

obscurus

R

R

R

R

R

R

R

R

Ceratolithina 

hamata falcata

R

R

R

R

R

Chiasmolithus 

bidens

X

X

X

Chiasmolithus 

expansus

X

Chiasmolithus 

grandis

X

X

X

X

X

X

X

X

Chiasmolithus 

oamaruensis

X

X

X

X

Chiasmolithus 

solitus

X

Coccolithus 

eopelagicus

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

Coccolithus 

formosus

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

Coccolithus 

pelagicus

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

Coronocyclus 

nitescens

X

X

X

X

X

X

Cribrosphaerella 

ehrenbergii

R

R

R

R

R

R

R

Cruciplacolithus 

tenuis

X

X

X

Cyclicargolithus 

abisectus

X

X

X

X

X

X

Cyclicargolithus 

floridanus

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

Discoaster 

barbadiensis

X

X

X

X

X

X

X

Discoaster 

deflandrei

X

X

X

Discoaster 

distinctus

X

Discoaster 

lodoensis

X

X

X

X

X

X

Discoaster 

multiradiatus

X

X

X

X

X

X

X

Discoaster 

saipanensis

X

X

X

X

Discoaster 

sublodoensis

X

Discoaster 

tanii nodifer

X

X

X

Eiffellithus 

eximius

R

R

R

R

R

R

Eiffellithus 

gorkae

R

Ellipsolithus 

macellus

X

Ericsonia 

fenestrata

X

X

X

X

Helicosphaera 

bramlettei

X

Helicosphaera 

compacta

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

Table 2: Identified calcareous nannofossils species from the Cergowa beds with their assignment to the locality of section and the sample 

number. Abbreviations: X — autochthonous species, R — redeposited species.

background image

319

OLIGOCENE TURBIDITE FANS OF THE DUKLA BASIN (POLISH–SLOVAKIAN BORDERLAND)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 4, 311–324

Locality

Ruská 

Volová

Medzilaborce

Habura

Rudawka 

Rymanowska

Tylawa

Iwla

Lipowica

Calcareous 

nannoplankton 

zones

(Martini 1971;

Berggren et al. 1995)

NP16 NP24 NP24 NP24 NP24 NP24 NP23 NP23 NP21 NP23 NP23 NP23 NP24 NP21 NP21 NP16 NP21 NP21

Sample number

1RV

1M

2M

4M

1H

2H

1R

2R

3R

1T

2T

1I

2I

3I

4I

1L

3L

4L

Helicosphaera 

euphratis

X

X

X

X

X

X

X

Helicosphaera 

lophota

X

Helicosphaera 

recta

X

X

Helicosphaera 

seminulum

X

Isthmolithus 

recurvus

X

X

X

X

X

X

X

X

Lanternithus 

minutus

X

X

X

X

X

X

X

X

X

Lithraphidites 

praequadratus

R

R

Lucianorhabdus 

cayeuxii

R

R

Markalius 

inversus

R

Micrantholithus 

hoschulzii

R

R

R

R

R

R

R

Microrhabdulus 

decoratus

R

R

R

R

R

R

Microrhabdulus 

undosus

R

Micula

murus

R

R

R

R

R

Micula 

staurophora

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

Nannoconus 

steinmannii

R

R

R

R

Nannotetrina 

fulgens

X

X

Neococcolithes 

dubius

X

X

Neococcolithes 

minutus

X

X

Pontosphaera 

latelliptica

X

X

X

X

X

X

X

Pontosphaera 

fibula

X

X

X

X

X

X

X

X

Pontosphaera 

multipora

X

X

X

X

X

X

X

X

Pontosphaera 

obliquipons

X

X

X

Pontosphaera 

pulcheroides

X

X

X

X

X

Prediscosphaera 

cretacea

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

Retecapsa 

surirella

R

R

Reticulofenestra 

bisecta

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

Reticulofenestra 

coenura

X

X

X

X

X

X

Reticulofenestra 

dictyoda

X

Reticulofenestra 

lockeri

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

Reticulofenestra 

oamaruensis

X

X

X

Reticulofenestra. 

ornata

X

X

X

X

X

X

Reticulofenestra 

reticulata

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

Reticulofenestra 

umbilica

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

Sphenolithus 

anarrhopus

X

X

Table 2 (continued): Identified calcareous nannofossils species from the Cergowa beds with their assignment to the locality of section and  

the sample number. Abbreviations: X — autochthonous species, R — redeposited species.

background image

320

PSZONKA, ŽECOVÁ and WENDORFF

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 4, 311–324

the nannofossils species that define these two zones must be 

considered as reworked ones because they have been docu-

mented in the literature as autochthonous in completely diffe-

rent  lithostratigraphic  divisions  within  the  Dukla  Unit  and  

the southern part of the Silesian (Fore-Dukla) Unit. To be spe-

cific, the nannofossils defining zone NP16 are characteristic 

for  the  uppermost  part  of  the  Hieroglyphic  beds,  the  Przy-

byszów  sandstones  and  the  Upper  variegated  shales 

(Oszczypko  2004),  whereas  zone  NP21  is  represented  by  

the  Globigerina  marls,  Mszanka  sandstones  and  sub-Chert 

marls and shales (Ślączka 1971; Oszczypko 2004; Kotlarczyk 

et al. 2006). Furthermore, the stratigraphically continuous suc-

cession in Lipowica, documented at Cergowa Góra by Ślączka 

(1971), consists of the sub-Cergowa marls dated to zone NP23 

(Kotlarczyk et al. 2006), which are followed by the Cergowa 

beds and the overlying part of the Menilite beds.

The  nannoplankton  zone  NP24  is  recorded  in  whole  sec-

tions in Medzilaborce and Habura, and in the uppermost part 

of the Iwla suite. In Iwla nannofossils indicating zone NP23 

also  occur  in  the  strata  below  zone  NP24  (Fig.  2).  Going 

 further,  zone  NP23  is  present  in  Tylawa  and  Rudawka 

Rymanowska (Fig. 2). Considering the above arguments, we 

have concluded that the Cergowa beds in the discussed sec-

tions represent a stratigraphic succession of two nannoplank-

ton zones: NP23 and NP24.

Nannofossil paleoecology

Autochthonous  calcareous  nannofossils  of  the  Cergowa 

beds from the Dukla and southern Silesian (Fore-Dukla) tec-

tonic  units  identify  the  Lower  Oligocene  zones  NP23  and 

NP24. In the Tethys area, this was a time of significant cli-

matic, paleogeographical and paleoecological changes. These 

were  caused  by  the  global  climate  cooling  and  eustatic  sea 

level fall (Haq et al. 1987, 1988), forced by the expansion of 

the Antarctic ice cap. Kominz & Pekar (2001) estimate that  

the eustatic sea level in the earliest Oligocene was lowered by 

Locality

Ruská 

Volová

Medzilaborce

Habura

Rudawka 

Rymanowska

Tylawa

Iwla

Lipowica

Calcareous 

nannoplankton 

zones

(Martini 1971;

Berggren et al. 1995)

NP16 NP24 NP24 NP24 NP24 NP24 NP23 NP23 NP21 NP23 NP23 NP23 NP24 NP21 NP21 NP16 NP21 NP21

Sample number

1RV

1M

2M

4M

1H

2H

1R

2R

3R

1T

2T

1I

2I

3I

4I

1L

3L

4L

Sphenolithus 

furcatolithoides

X

X

Sphenolithus 

moriformis

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

Sphenolithus 

obtusus

X

X

X

Sphenolithus 

pseudoradians

X

X

Sphenolithus 

radians

X

X

X

X

X

X

X

X

X

Sphenolithus 

spiniger

X

X

X

Toweius

crassus

X

X

Toweius

eminens

X

Tranolithus 

orionatus

R

Tribrachitaus 

orthostylus

X

Uniplanarius 

sissinghii

R

R

R

Watznaueria 

barnesae

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

R

Watznaueria 

biporta

R

Watznaueria 

britannica

R

Watznaueria 

fossacincta
Watznaueria 

manivitae

R

R

R

R

R

R

R

Watznaueria 

ovata

R

R

R

Zeugrhabdotus 

embergeri

R

R

R

R

R

R

Zygrhablithus 

bijugatus

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

X

Table 2 (continued): Identified calcareous nannofossils species from the Cergowa beds with their assignment to the locality of section and  

the sample number. Abbreviations: X — autochthonous species, R — redeposited species.

background image

321

OLIGOCENE TURBIDITE FANS OF THE DUKLA BASIN (POLISH–SLOVAKIAN BORDERLAND)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 4, 311–324

~55 m, while Katz et al. (2008) report the amount of ~67 m. 

This resulted in isolation of the Paratethys Basin in the nor-

thern  part  of  the  Tethyan  Ocean  (Piller  et  al.  2007)  and 

impacted on the Carpathian Basin, which was the central part 

of Paratethys. Climatic cooling, sea-level fall and the isolation 

of  Paratethys  from  the  Carpathian  basins  during  the  Early 

Oligocene  have  been  documented  in  several  publications, 

including Soták (2010).

Important  climatic  changes  resulted  in  disappearance  of 

many genera, such as Discoaster, Helicosphaera, and Sphe­

nolithus (Melinte 2005), which is noticeable in the analysed 

material. Distinct impoverishment of calcareous nannofossils 

in zones NP23–24 in the Carpathian successions was earlier 

observed by Oszczypko-Clowes (2001) and others. The dec-

line  and  reduced  diversity  of  nannofossil  species  defining 

zones  NP23  and  NP24  in  the  Cergowa  beds  can  be  related  

to  the  Lower  Oligocene  icehouse  (Haq  et  al.  1987,  1988; 

Prothero 2003; Katz et al. 2008).

The presence of species in the samples 1I, 1T, 2T, 1R and  

2R that are characteristic for brackish sea water environments 

during  the  NP23  zone,  namely  Pontosphaera fibula

Braarudosphaera bigelowii and Reticulofenestra ornata indi-

cates  a  decrease  of  salinity  as  a  consequence  of  increased 

intensity of freshwater supply (Nagymarosy & Voronina 1992; 

Melinte 2005). This may suggest that, due to the global sea 

level fall, the Dukla Basin became isolated from the Magura 

Basin to the south and from the Silesian Basin to the north at 

that stage of the Carpathian basins’ development. This infe-

rence corresponds to an earlier opinion, based upon the distri-

bution of the paleocurrent directions in the sandstone facies 

(Ślączka  1959),  that  the  Carpathian  basins  became  isolated 

from the Tethys and from each other at the turn of Eocene and 

Oligocene.

On  the  other  hand,  calcareous  nannofossils  belonging  to 

zone NP24 prove the open sea conditions supported by simul-

taneous disappearance of brackish species and further cooling 

of climate, documented by the occurrence of cryophilic  species 

such  as Isthmolithus recurvus,  Reticulofenestra lockeri and  

R. ornata.  Thus,  the  autochthonous  nannofossils  from  the 

Cergowa  beds  in  the  Dukla  Basin  document  considerable 

paleogeographical changes in the Tethyan Ocean at the end of 

zone  NP23.  In  particular,  the  previously  isolated  Paratethys 

Basin  became  connected  with Tethys,  which  resulted  in  the 

open sea environment that was continuing through the Lower 

Oligocene icehouse (Melinte 2005).

The Eocene (NP16), Eocene/Oligocene (NP21) and Meso-

zoic  species  of  calcareous  nannofossils  recognized  in  the 

Cergowa beds are redeposited, as indicated by their relative 

position above the autochthonous fossils in the analysed pro-

files (Fig. 2). The species representing zone NP16 document 

moderate temperature of sea water in the Late Lutetian and 

Early Bartonian, while species representing zone NP21 show 

higher temperature at the turn of the Late Priabonian and Early 

Rupelian  in  the  time  of  Eocene-Oligocene  transition  from  

the high-diversity greenhouse to the glacial icehouse condi-

tions (Prothero 2003).

Discussion

Climatically controlled eustatic global sea-level fall resulted 

in  separation  of  the  Carpathian  basins  from  Paratethys  in  

the  Early  Oligocene  (Haq  et  al.  1987,  1988;  Kominz  &  

Pekar 2001; Piller et al. 2007; Katz et al. 2008). The direct 

effect of that is recorded in the NP23 zone by the appearance 

of  brackish  water  nannofossils  that  are  absent  in  the  NP21 

zone containing open marine assemblage (however recycled). 

In the analysed samples, transformation from greenhouse to 

icehouse  during  the  Oligocene  is  reflected  by  a  significant 

transition from the nannofossil assemblage typical for a warm 

climate in NP21 to the fossils characteristic for cold condi-

tions  during  NP24.  This  change  may  also  be  reflected  by  

EPOCH

ST

ANDARD 

MEDITERRANEAN ST

AGES

CENTRAL

 P

ARA

TETHYS 

ST

AGES

ZONE

(Martini 1971)

OLIGOCENE

LA

TE

CHA

TTIAN

EGERIAN

NP25

KISCELLIAN

NP24

EARL

Y

RUPELIAN

NP23

NP22
NP21

EOCENE

LA

TE

PRIABONIAN

PRIABONIAN

NP19-20

NP18

MIDDLE

BAR

TONIAN

BAR

TONIAN

NP17

NP16

LUTETIAN

Table 3:  Correlation  of  international  (Mediterranean)  and  regional 

(Central  Paratethys)  stages  with  standard  nannoplankton  NP  zones 

(Martini 1971).

background image

322

PSZONKA, ŽECOVÁ and WENDORFF

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 4, 311–324

the occurrences of brackish nannofauna, which is present in 

the samples assigned to NP23, but absent from the overlying 

strata belonging to NP24. In this respect, it is suggested that 

the evolution of climate from warm to cold resulted in reduced 

precipitation  and  consequently  fresh  water  runoff  into  the 

basin,  which  in  turn  reduced  the  volume  and  extent  of  

the brackish water environment during the time represented by 

the nannofossil zone NP24.

Regionally autochthonous calcareous nannoplankton zones 

NP23  (Rupelian)  and  NP24  (Late  Rupelian/Early  Chattian) 

recognized here in the main area of the Cergowa beds occur-

rences, namely the Dukla and southern Silesian tectonic units, 

correlate with nannoplankton zones recognized in the western 

region of occurrences of this lithostratigraphic unit (Fig. 1). 

The latter successions were assigned to the Fore-Magura group 

of  units  (Oszczypko-Clowes  &  Oszczypko  2004,  2011; 

Oszczypko- Clowes & Ślączka 2006; Oszczypko-Clowes 2008) 

outcropping in the tectonic windows (Fig. 1) listed below and 

dated as follows:

•  the Mszana Tectonic Window — zones NP23–25,

•  the Szczawa Tectonic Window — zone NP24,

•  the Grybów Tectonic Window — zones NP24–25 and

•  the Ropa Tectonic Window — zone NP25.

The  calcareous  nannoplankton  zone  NP25  has  not  been 

identified  in  the  analysed  samples  of  the  Cergowa  beds. 

However,the fact that it was recorded by the previous authors 

in  the  lithostratigraphically  equivalent  strata  out cropping  in 

the  above-mentioned  tectonic  windows  to  the  west  of  the 

Dukla Tectonic Unit suggests that deposition of the Cergowa 

beds in the western part of the basin lasted longer than in its 

eastern  part.  Such  stratigraphic  relations,  coupled  with 

regional  direction  of  sediment  supply  towards  the  SE,  indi-

cates  that  (i)  the  Cergowa  beds  become  younger  towards  

the SE, with facies progradation from the onset of deposition 

during NP23 in the NW and middle sections to NP24 in the SE 

sections, and (ii) the final stage of deposition of the Cergowa 

beds was characterized by retrogradation from NP24 in the SE 

part of the Dukla Basin to NP25 in what is now the Mszana 

area in the NW.

Conclusions

•  The assemblages of autochthonous calcareous nannofossils 

recognized  in  the  Lower  Oligocene-age  Cergowa  beds  of 

the Dukla Tectonic Unit indicate zones NP23 (Rupelian) for 

the suprafan of the Cergowa depository represented by NW 

and  middle  sections  and  NP24  (Late  Rupelian/Early 

Chattian) for the outer fan parts in SE sections.

•  Nannoplankton  zones  younger  than  NP23  and  older  than 

NP24 were not found in the Cergowa beds of this part of  

the Flysch Carpathians.

•  The  documented  nannofossil  species  reflect  the  Lower 

Oligocene climate, paleogeographical and paleoecological 

changes.  They  document  the  Eocene-Oligocene  transition 

from  greenhouse  to  icehouse,  closure  and  subsequent 

opening of the Parathetys Basin and its partial connection to 

the Mediterranean and the related salinity fluctuations.

•  A  relatively  high  number  of  reworked  specimens  derived 

from strata containing nannofossil assemblages older than 

the NP23 zone and redeposited into the uppermost, mud-

stone-rich parts of the analysed sections, may be related to 

remobilization  and  redeposition  of  the  older,  mostly  fine-

grained  deposits  affected  by  the  orogenic  tectonic  move-

ments at the margin of the basin: (i) the uppermost part of 

the  Hieroglyphic  beds,  the  Przybyszów  sandstones  and  

the  Upper  variegated  shales  representing  zone  NP16,  and 

(ii)  the  Globigerina  marls,  Mszanka  sandstones  and  sub-

Chert marls and shales associated with zone NP21.

•  Absence of nannofossils indicative of zone NP23 in the sec-

tions  Habura  and  Medzilaborce suggests  migration of  the 

Cergowa beds depositional area to SE sections.

•  Absence  of  calcareous  nannofossils  indicating  the  NP25 

zone  in  the  studied  area  in  contrast  to  their  presence  in  

the  tectonic  windows  further  to  the  west  reflect  a  longer 

deposition time of the Cergowa beds in the western part of 

the Dukla Tectonic Basin.

Acknowledgements:  Professor  Andrzej  Ślączka  is  thanked 

for helpful discussion of various age aspects of the Cergowa 

beds. The  Management  of  the  Przedsiębiorstwo  Materiałów 

Drogowych w Rzeszowie sp. z o.o. kindly allowed us to con-

duct field work and collect samples in their Lipowica Mining 

Licence area; we are grateful for this permission. RNDr. Lilian 

Švábenická, two anonymous reviewers and the handling  editor 

Prof. Ján Soták are sincerely thanked for constructive recom-

mendations, which enabled us to considerably improve an ear-

lier version of the manuscript. Dr. Zoltán Németh is thanked 

for help with the English grammar, and MSc. Paweł Godlewski 

is thanked for help in drafting Figures 1 and 2. A part of this 

work was carried out by MW as the AGH Statutory Research  

No. 11.11.140.626.

References

Aubry M.P. 1992: Late Paleogene calcareous nannofossils evolution: 

A tale of climatic deterioration. In: Prothero D.R. & Berggren 

W.A.  (Eds.):  Eocene–Oligocene  climatic  and  biotic  evolution. 

Princeton University Press, Princeton, 272–309.

Berggren  W.A.,  Kent  D.V.,  Swisher  C.C.III  &  Aubry  M.P.  1995:  

A  revised  Cenozoic  geochronology  and  chronostratigraphy.  

In:  Berggren  W.A.,  Kent  D.W.,  Aubry  M.P.  &  Hardenbol  J. 

(Eds.): Geochronology time scales and global correlation. SEPM 

Spec. Publ. 54, 129–212.

Cieszkowski M., Golonka J., Krobicki M., Ślączka A., Oszczypko N., 

Waśkowska-Oliwa A. & Wendorff M. 2009: The Northern Car-

pathians plate tectonic evolutionary stages and origin of olisto-

lites and olistostromes. Geodin. Acta 22, 101–126. 

Dirnerová D., Prekopová M. & Janočko J. 2012: Sedimentary record 

of the Dukla Basin (Outer Carpathians) and its implications for 

basin evolution. Geol. Quarterly 56, 3, 547–560. 

Dirnerová D. & Janočko J. 2014: Sole structures as a tool for deposi-

tional environment interpretation; a case study from the Oligo-

cene Cergowa Sandstone, Dukla Unit (Outer Carpathians, Slo-

vakia). Geol. Quarterly 58, 1, 41–50. 

background image

323

OLIGOCENE TURBIDITE FANS OF THE DUKLA BASIN (POLISH–SLOVAKIAN BORDERLAND)

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 4, 311–324

Haq B.U. & Lohmann G.P. 1976: Early Cenozoic calcareous nanno-

plankton  biogeography  of  the  Atlantic  Ocean.  Mar. Micro­

paleontol. 1, 119–197. 

Haq B.U., Hardenbol J. & Vail P.R. 1987: Chronology of fluctuating 

sea levels since the Triassic (250 million years ago to present). 

Science 235, 1156–1167. 

Haq B.U., Hardenbol J. & Vail P. R. 1988: Mesozoic and Cenozoic 

chronostratigraphy  and  cycles  of  sea-level  change.  In: Wilgus 

C.K.,  Hastings  B.S.,  Kendall  C.G.St.C.,  Ross  C.A.  &  Van 

 Wagoner J.C. (Eds.): Sea-level changes: an integrated approach. 

SEPM Spec. Pap. 42, 71–108.

Katz  M.E.,  Miller  K.G.,  Wright  J.D.,  Wade  B.,  Browning  J.V.,   

Cramer  B.S.  &  Rosenthal  Y.  2008:  Stepwise  transition  from  

the Eocene Greenhouse to the Oligocene Icehouse. Nat. Geosci. 

1, 329–334. 

Kneller B.C. & Branney M.J. 1995: Sustained high-density turbidity 

currents and the deposition of thick massive sands. Sedimento­

logy 42, 4, 607–616. 

Kominz  M.A.  &  Pekar  S.F.  2001:  Oligocene  eustasy  from  two- 

dimensional  sequence  stratigraphic  backstripping.  Geol. Soc. 

Am. Bull. 113, 291–304. 

Kotlarczyk J., Jerzmańska A., Świdnicka E. & Wiszniowska T. 2006: 

A framework of ichthyofaunal ecostratigraphy of the Oligocene–

Early Miocene strata of the Polish Outer Carpathian Basin. Ann. 

Soc. Geol. Pol. 76, 1–111.

Martini E. 1971: Standard Tertiary and Quaternary calcareous nanno-

plankton  zonation.  Proceedings II Planktonic Conference

Rome, 2, 739–785.

Melinte M.C. 2005: Oligocene palaeoenvironmental changes in the 

Romanian  Carpathians,  revealed  by  calcareous  nannofossil. 

Stud. Geol. Polon. 124, 341–352.

Mutti E., Bernoulli D., Lucchi F.R. & Tinterri R. 2009: Turbidites and 

turbidity currents from Alpine ‘flysch’ to the exploration of con-

tinental margins. Sedimentology 56, 1, 267–318. 

Nagymarosy A. & Voronina A.A. 1992: Calcareous nannoplankton 

from the Lower Maykopian Beds (Early Oligocene, Union of In-

dependent States). In: Harmśmid B. & Young J. (Eds.): Nanno-

plankton research. Proc. Fourth INA Conference, Prague, 189–221.

Olszewska B. 1983: A contribution to the knowledge of planktonic 

foraminifers of the Globigerina Submenilite Marls in the Polish 

Outer  Carpathians.  Kwartalnik Geologiczny  27,  547–570  (in 

Polish).

Olszewska B. 1984: Biostratigraphy of the Menilite-Krosno series in 

the  vicinity  of  Przemyśl  (Skole  Unit,  Polish  External  Carpa-

thians). Biuletyn Instytutu Geologicznego 340, 45–87 (in Polish).

Olszewska B. & Smagowicz B. 1977: Comparison of biostratigraphic 

subdivisions  of  the  Upper  Cretaceous  and  Paleogene  of  the 

 Dukla  Unit  on  the  basis  of  plankton  foraminifers  and  nanno-

plankton. Przegląd Geologiczny 25, 7, 359–363 (in Polish).

Oszczypko N. 2004: The structural position and tectonosedimentary 

evolution  of  the  Polish  Outer  Carpathians.  Przegląd  Geolo­

giczny 52, 8, 2.

Oszczypko-Clowes M. 2001: The nannofossil biostratigraphy of the 

youngest  deposits  of  the  Magura  Nappe  (east  of  the  Skawa 

 River, Polish Flysch Carpathians) and their paleoenvironmental 

conditions. Ann. Soc. Geol. Pol. 71, 139–188.

Oszczypko-Clowes M. 2008: The stratigraphy of the Oligocene depo-

sits from the Ropa tectonic window (Grybów Nappe, Western 

Carpathians, Poland). Geol. Quarterly 52, 2, 127–142.

Oszczypko-Cloves M. 2012: Reworked nannofossils from the Lower 

Miocene deposits in the Magura Nappe (Outer Western Carpa-

thians, Poland). Geol. Carpath. 63, 5, 407–421.

Oszczypko-Clowes M. & Oszczypko N. 2004: The position and age 

of the youngest deposits in the Mszana Dolna and Szczawa tec-

tonic windows (Magura Nappe, Western Carpathians, Poland). 

Acta Geol. Pol. 54, 3, 339–367.

Oszczypko-Clowes M. & Oszczypko N. 2011: Stratigraphy and tec-

tonics of a tectonic window in the Magura Nappe (Świątkowa 

Wielka,  Polish  Outer  Carpathians).  Geol. Carpath.  62,  2,  

139–154. 

Oszczypko-Clowes  M.  &  Ślączka  A.  2006:  Nannofossil  biostrati-

graphy of the Oligocene deposits in the Grybów tectonic window 

(Grybów  Unit,  Western  Carpathians,  Poland).  Geol. Carpath. 

57, 6, 473–482.

Ozdínová S. 2013: Paleoecological evaluation of calcareous nanno-

fossils from the Eocene and Oligocene sediments of the Subtat-

ric Group of the Western Carpathians. Miner. Slov. 45, 1–10.

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

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

tigraphy. Cambridge University Press, 329–426.

Persico D. & Villa G. 2004: Eocene–Oligocene calcareous nannofos-

sils from Maud Rise and Kerguelen Plateau (Antarctica): paleo-

ecological  and  paleoceanographic  implications.  Mar. Micro­

paleont. 52, 153–179. 

Piller W., Harzhauser M. & Mandic O. 2007: Miocene Central Para-

tethys  stratigraphy  —  current  status  and  future  directions. 

 Stratigraphy 4, 151–168.

Plink-Björklund P. & Steel R.J. 2004: Initiation of turbidity currents: 

outcrop  evidence  for  Eocene  hyperpycnal  flow  turbidites. 

 Sediment. Geol. 165, 1–2, 29–52. 

Prothero D.R. 2003: Chronostratigraphy of the Pacific Coast marine 

Eocene-Oligocene  transition.  In:  Prothero  D.R.,  Ivany  L.C.  & 

Nesbitt E.A. (Eds.): From Greenhouse to Icehouse the Marine 

Eocene–Oligocene  Transition.  Columbia University Press,  

New York, 1–12.

Pszonka J. 2015: Sedimentological study of the Cergowa Beds in the 

Dukla and Fore-Dukla Units of the Flysch Carpathians. Studia, 

Rozprawy, Monografie 196, IGSMiE PAN, Kraków, 1–195 (in 

Polish with English abstract).

Pszonka J., Wendorff M. & Žecová K. 2014: Sustained and surge-type 

turbidites in the Cergowa Beds submarine fan (Oligocene, Outer 

Carpathians, Poland and Slovakia). 19

th

 International Sedimen­

tological Congress Abstracts Book, Geneva, 563.

Soták J. 2010: Paleoenvironmental changes across the Eocene–Oligo-

cene boundary: insights from the Central-Carpathian Paleogene 

Basin. Geol. Carpath. 61, 5, 393–418. 

Soták J. & Kováč M. 2002: Paleogeographic changes of the West Car-

pathian Paleogene basins in time of Paratethys separation. Geol. 

Carpath. 53 (CD).

Starek  D.,  Soták  J.,  Jablonský  J.  &  Marschalko  R.  2013:  Large- 

volume gravity flow deposits in the Central Carpathian Paleo-

gene Basin (Orava region, Slovakia): evidence for hyperpycnal 

river discharge in deep-sea fans. Geol. Carpath. 64, 4, 305–326. 

Ślączka A. 1959: Stratigraphy of the Dukla Folds in the Komancza–

Wislok–Wielki  region  (Carpathians).  Geol. Quarterly 3, 3,  

583–607 (in Polish).

Ślączka A. 1971: The Geology of the Dukla Unit, Polish Flysch Car-

pathians. Prace Instytutu Geologicznego 63, 1–77 (in Polish).

Ślączka A. & Unrug R. 1976: Trends of textural and structural varia-

tion in turbidite sandstones: the Cergowa Sandstone (Oligocene, 

Outer Carpathians). Ann. Soc. Geol. Pol. 46, 55–76.

Villa G., Fioroni C., Pea L., Bohaty S. & Persico D. 2008: Middle 

Eocene–late Oligocene climatic variability: Calcareous nanno-

fossil  response  at  Kerguelen  Plateau  Site  748.  Mar. Micro­

paleontol. 69, 2, 173–192. 

Walker R.G. 1978: Deep-Water Sandstone Facies and Ancient Sub-

marine  Fans:  Models  for  Exploration  for  Stratigraphic  Traps. 

AAPG Bull. 62, 5, 239–263. 

Wei W. & Wise S.W. 1990: Middle Eocene to Pleistocene calcareous 

nannofossils recovered by Ocean Drilling Program Leg 113 in 

the Weddell Sea. Proceedings of the Ocean Drilling Program, 

Scientific Results 113, 639–666. 

background image

324

PSZONKA, ŽECOVÁ and WENDORFF

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 4, 311–324

Wendorff M. & Pszonka J. 2015. Sediment gravity flow systems in  

a  confined  tectonically  partitioned  synorogenic  deep  marine 

 basin - the Cergowa Beds (Oligocene, Outer Carpathians) in the 

Dukla and Fore-Dukla Tectonic Unit: evidence from palaeocur-

rents and facies relationships. 31

st

 IAS Meeting of Sedimentology 

Abstracts Volume, Kraków, 578.

Winkler W. & Ślączka A. 1992: Sediment dispersal and provenance in 

the  Silesian,  Dukla  and  Magura  flysch  nappes  (Outer  Carpa-

thians, Poland). Geol. Rundsch. 81, 371–382. 

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

Nemčok J., Eliás M., Menčík E. & Stráník Z. 1989: Map of the 

tectonic  elements  of  the  Western  Outer  Carpathians  and  their 

Foreland. In: Poprawa D. & Nemčok J. (Eds.): Geological Atlas 

of  the  Western  Outer  Carpathians  and  their  Foreland.  PIG, 

Warszawa, GÚDŠ, Bratislava, UUG, Praha.

Appendix

Braarudosphaera bigelowii (Gran & Braarud, 1935) Deflandre, 

1947

Chiasmolithus grandis (Bramlette & Riedel, 1954) Radomski, 1968

Chiasmolithus oamaruensis (Deflandre & Fert, 1954) Hay, Mohler 

& Wade, 1966

Coccolithus eopelagicus (Bramlette & Riedel, 1954) Bramlette & 

Sullivan, 1961

Coccolithus formosus (Kamptner, 1963) Wise, 1973

Coccolithus pelagicus (Wallich, 1877) Schiller, 1930

Cyclicargolithus abisectus (Müller, 1970) Wise, 1973

Cyclicargolithus floridanus (Roth & Hay, in Hay et al., 1967) Bukry, 

1971

Helicosphaera compacta Bramlette & Wilcoxon, 1967

Helicosphaera euphratis Haq, 1966

Helicosphaera recta (Haq, 1966) Jafar & Martini, 1975

Isthmolithus recurvus Deflandre & Fert, 1954

Lanternithus minutus Stradner, 1962

Pontosphaera fibula Gheta, 1976

Pontosphaera latelliptica (Báldi-Beke & Baldi, 1974) Perch-Nielsen, 

1984

Pontosphaera multipora (Kamptner, 1948 ex Deflandre in Deflandre 

& Fert, 1954) Roth, 1970

Pontosphaera obliquipons (Deflandre, 1954) Romein, 1979

Reticulofenestra bisecta (Hay, Mohler & Wade, 1966) Roth, 1970

Reticulofenestra lockeri Müller, 1970

Reticulofenestra ornata Müller, 1970

Reticulofenstra reticulata (Gartner & Smith, 1967) Roth & 

Thierstein, 1972

Reticulofenestra umbilica (Levin, 1965) Martini & Ritzkowski, 1968

Zygrhablithus bijugatus (Deflandre & Fert, 1954) Deflandre, 1959