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Gedruckt mit Unterstützung der Deutschen Forschungsgemeinschaft und der Alexander von Humboldt-Stiftung
Herausgegeben von Prof. Dr. Dietrich Herm, Bayerische Staatssammlung für Paläontologie und historische Geologie, München
Redaktion: Dr. Peter Wellnhofer, Dr. Harald Immel, Dr. Reinhard Förster
ISSN 0373-9627
Gesamtherstellung: Druck- und Verlagsanstalt Gebr. Geiselberger, Altötting
VORWORT DES HERAUSGEBERS
Vom 1.-7. Juni 1982 fand in München unter starker inter- nationaler Beteiligung das 2. Symposium Kreide statt. Die Kreide-Subkommission der Stratigraphischen Kommission der BRD hatte hierzu eingeladen.
In den vier Jahren seit dem 1. Symposium Deutsche Kreide in Münster 1978 wurden zahlreiche Arbeiten abgeschlossen, neue Projekte wurden begonnen und die internationale Kor- relationsforschung hat in zahlreichen Arbeitsgruppen wich- tige Fortschritte erzielt.
Während in Münster bereits besonderes Gewicht auf die Korrelation zwischen Boreal und Tethys innerhalb Mitteleu- ropas gelegt wurde, sollte nun noch weiter ausgegriffen wer- den und der gesamte europäische Tethysraum vom Kaukasus bis Iberien mit erfaßt werden sowie der Anschluß an die Süd- tethys in Nordafrika gesucht werden.
Es war beabsichtigt, durch Referate und Diskussionsrun- den die multistratigraphische Korrelation voranzutreiben, um mit verschiedenen Fossilgruppen eine noch feinere bio- stratigraphische Zonierung zu erreichen und die Ost-West- Korrelation zu perfektionieren sowie die bestehenden Pro- bleme in der Nord-Süd-Korrelation zu überwinden.
Der Behandlung paläo-geographischer Entwicklung ein- zelner Gebiete unter Einschluß des Paläoklima wurde breiter Raum geboten. (Vergl.: Abstracts, 2. Symposium Kreide München 1982. -96 S., Institut für Paläontologie und histori- sche Geologie, München).
Es war uns eine Freude, einer großen Zahl von Kollegen auf vier je zweitägigen Exkursionen die Entwicklung der nord- bayerischen Kreide und der Kreide der Nördlichen Kalkalpen und ihres Vorlandes in ausgewählten Profilen zeigen zu kön- nen. (Vergl.: Exkursionsführer, 2. Symposium Kreide, Mün- chen, 1982. -292 S., 78 Abb., Institut für Paläontologie und historische Geologie, München).
Dem Beispiel des 1. Symposium Münster 1978 folgend, die wissenschaftlichen Beiträge in einem Sammelband herauszu- geben (WıEDMAnN, J. [Herausgeber], 1979: Aspekte der Kreide Europas. — Intern. Union Geol. Sciences, Ser. A, 6, 680 S., 182 Abb., 43 Tab., 33 Taf., [Schweizerbart] Stutt- gart), sollen auch diesmal die Beiträge in einem Symposiums- band vorgelegt werden.
Die Fülle und das breite Spektrum der dargebotenen The- men macht eine Gliederung notwendig.
Die erste Gruppierung mit 21 Artikeln ist regional abge- grenzten Gebieten gewidmet, in denen die paläogeographi- schen Konstellationen und die geodynamischen Entwicklun- gen aufgezeigt werden. Es beginnt im hohen Norden mit Nordgrönland, bringt Beispiele aus Mittel- sowie West- und Osteuropa, es folgen die Nordalpen, die Karpaten und die Dinariden. Darstellungen von Kreide-Entwicklungen aus dem iberischen Bereich und dem tethysbeeinflußten Nord- afrika sowie aus der Kreide Brasiliens schließen sich an.
Eine 2. Reihe mit 15 Beiträgen beschäftigt sich mit der ver- gleichenden Paläobiogeographie, wobei besonders die Kli- maentwicklung in der Kreide herausgearbeitet wurde.
Ein wichtiger Schwerpunkt des Symposiums war die Dis- kussion der biostratigraphischen Korrelation; hierzu konnten bedeutende neue Ergebnisse, insbesondere aus der multistra- tigraphischen Forschung in 20 Artikeln vorgelegt werden. Fast alle Stufen der Kreide vom Berrias bis zu Kreide/Ter- tär-Grenze werden behandelt. Ergebnisse aus der Arbeit ei- nıger Kommissionen werden vorgestellt. Besonderer Wert wurde auf synoptische Darstellungen gelegt, um weitrei- chende mehrere Faunenprovinzen überspannende Korrela- tionen aufzuzeigen.
Schließlich behandeln 6 Artikel taxonomische und phylo- genetische Probleme stratigraphisch wichtiger Fossilgrup- pen.
Naturgemäß ist die Ausgestaltung der Beiträge sehr unter- schiedlich; manche lassen noch den Stil eines Referates erken- nen, kurze Mitteilungen wechseln mit längeren Abhandlun- gen. Es wird so die ganze schillernde Vielfalt eines solchen in- ternationalen Symposiums spürbar. Die Manuskripte wurden redaktionell nur wenig überarbeitet. Die Autoren sind nicht nur für den Inhalt, sondern auch für Stil und Ausstattung ih- rer Artikel verantwortlich.
Wir hoffen, daß die gesammelten Beiträge einen reprä- sentativen Ausschnitt aus der modernen Kreideforschung darstellen und zur verstärkten internationalen Zusammenar- beit anregen. Möge dieser Band eine Art Nachschlagewerk sein. Er bietet Informationen über paläogeographische-geo- dynamische Entwicklungen in der Zeit des Umbruchs vom Mesozoikum zur Neuzeit aus den Aufbruchszonen des At- lantiks und aus alpidischen Bereichen. Weitreichende biostra- tigraphische Korrelationen werden dargestellt und Differen- zierungen im paläobiogeographischen Bild erörtert.
Mein herzlicher Dank gilt den Kollegen Dr. R. FORSTER, Dr. H. Immer und Dr. P. WELLNHOFER für die redaktionelle Arbeit.
Die Drucklegung dieses Bandes wurde ermöglicht durch finanzielle Zuwendungen der Deutschen Forschungsgemein- schaft, des Bayerischen Staatsministeriums für Unterricht und Kultus und der Alexander von Humboldt-Stiftung.
Hierfür sind wir zu großem Dank verpflichtet.
München, Dezember 1982
Dietrich Herm Vorsitzender der Kreide-Subkommission der stratigraphischen Kommission der BRD
REGIONALE BEITRÄGE ZUR PALÄOGEOGRAPHIE
UND GEODYNAMIK
BirRKELUND, T. & HAxkansson, E.: The Cretaceous of North Greenland - a stratigraphic and biogeographi- Eal,analysısı =... Kdaıne walserlten en nern 7
MORTIMORE, R. N.: The stratigraphy and sedimentation ofthe Turonian-Campanian in the Southern Province ofEngland »u.....n.00 2a aan aeaen eo nee mer 27,
Hıss, M.: Biostratigraphie der Kreide-Basisschichten am Haarstrang (SE-Westfalen) zwischen Unna und Möhneseen... 20 een enelen velerenen ern neleiere 43
MAREK, $.: Epikontinentale Unterkreide-Ablagerungen in’Polen. iesizansernendeieheibnneneien mager ee aa 55
MARcINowsKI, R. & Rapwanskı, A.: The Mid-Creta- ceous transgression onto the Central Polish Uplands (marginal partof the Central European Basin) ... 65
Pozaryska, K. & Wirwicka, E.: Stratigraphic studies on the Upper Cretaceous in CentralPoland ........ 97
Naıpın, D. P.: Late Cretaceous transgressions and re- gressions onthe Russian Platform ............ 107
Yang HEnG-Ren, Tang Tian-Fu, LAn Xıu, Hu Lan- Ymc, Yu Cons-Liüv, ZHuanG Yı-Yong, ZHONG SHI- Lan & Weı Jms-Minc: A preliminary study of the Upper Cretaceous ofthe Western Tarım Basin (South Xinjiang, China) with special reference to its trans- FTESHIONS na Heiner anne A ae Die 115
FORSTER, R., MEvEr, R. & Rısch H.: Ammoniten und planktonische Foraminiferen aus den Eibrunner Mer- geln (Regensburger Kreide, Nordostbayern) ... 123
RıscH, H.: Zur Mikrobiostratigraphie der Regensburger Kreiden 2. seele Bene ee 143
Gaurr, R.: Die paläogeographische Bedeutung der Konglomerate in den Losensteiner Schichten (Alb, NördlicheKalkalpen) Wa... u. ae een 155
Sara], J. & Besan, A.: Senonian to Paleogene palaeo- geographic and tectonic development of the Myjavskä Pahorkatina Upland (West Carpathians, Czechoslo- vaka)ı f. erelsarelesaerereie ie ea eerere 173
CzasaLAv, L.: Faunen des Senons im Bakony-Gebirge und ihre Beziehungen zu den Senon-Faunen der Ostalpen und anderer Gebiete ............... 183
Pıenıcar, M. & Premru, U.: Die Entwicklung der Krei- deschichten Sloweniens (NW Jugoslawien) .... 191
Pavıovec, R. & Prenıcar, M.: Der ältere Teil der Li- burnischen Formation inden NW-Dinariden .. 195
TIiSLJaR, J., VELIC, I. & Sokac, B.: Flachwasserkarbonate der Unterkreide im dinarischen Karstgebiet entlang der jugoslawischen Adriaküste ............... 201
WIEDMANN, J., REITNER, J., ENGESER, T. & SCHWENTKE, W.: Plattentektonik, Fazies- und Subsidenzge-
schichte des baskokantabrischen Kontinentalrandes während Kreide und Alttertiär ............... 207
INHALT
Vıras, L., ALonso, A., Arıas, C., GarcIa, A., Mas, ]. R., Rıncon, R. & MELENDEZ, N.: The Cretaceous of the Southwestern Iberian Ranges (Spain) ...... 245
BUROLLET, P. F., MEmMI, L. & M’RasET, A.: Le Cretace inferieur de Tunisie - Apergu stratigraphique et sedi- mentologique.ter nrne era 255
Asumus, H. E.& Camros, D. A.: Stratigraphic division of the Brazilian continental margin and its paleogeogra-
Phiessienificance 2 een en ee 265 Brıto, I.M. & Camros, D. A.: The Brazilian Cretaceous BE RE VEIEBER RENNER Hr IETPEENER BE RERERFPFLERFICHFAERERF PER ERSILSTRE 277
FAUNENVERGESELLSCHAFTUNGEN, PALAÄOBIOGEOGRAPHIE, KLIMAZEUGEN
Kerry, S.R. A.: Boreal influence on English Ryazanian Bivalves: unse name nase Renee er 285 MUTTERLOSE, J., SCHMID, F. & SPAETH, Chr.: Zur Paläo- biogeographie von Belemniten der Unter-Kreide in NW-Europa neuen een 293
PoIGNnanT, A.-F.: Les Algues cretacees (Barremien A GOnIacien)I nee ee ee 309
DAmoTTE, R.: Les Östracodes du Cenomanien et du Tu- ronien des regions stratotypiques. Relations avec les falınessmesogeennes, „u. ren 313
Voıist, E.: Zur Biogeographie der europäischen Ober- kreide-BryyoZoenfaiuna. ass era nnegeuenenstehsusginetege 317
SLaDEn, C. P.: Trends in Early Cretaceous clay minera- logy. in NW Europe . .un. am. ae ae 349
Kemper, E.: Über Kalt- und Warmzeiten der Unter- Kreide ne EN 359
Kemper, E. & Weiss, W.: Synchrone Kaltwasser-Abla- gerungen: Die Grenzschichten Cenoman-Turon in Mittel- und Nordeuropa und bei Regensburg (Süd- deutschland) eo a0 371
Korerichvini, E. V.: Sur la paleozoog£ographie des bas- sinseocretacesdwCaucaser ...n..n 0 2 een 37582
AKIMETZ, V. $., BENJAMmovskv, V. N., KoraevicH, L. F. & Naipın, D. P.: The Campanian of the European palaeobiogeographical region ................ 387
Lin Qı-Bin: Cretaceous succession of insect assemblages inChinav nannte gersee dleatneirgistelerstebtete 393
YE CHhun-Hui: Non-marine Ostracod biogeographical regions ofthe early CretaceousinChina ....... 395
CRAME, J. A.: Lower Cretaceous bivalve biostratigraphy ORAÄNLALCEICaN ee 399
Thomson, M. R. A.: “European” ammonites in the Lo- wer Cretaceous of Antarctica .........22.2.2.2.. 407 Kımeer, H. C. & WIEDMAnN, J.: Palaeobiogeographic
affinities of Upper Cretaceous ammonites of Northern@ermany sem seen 413
BIOSTRATIGRAPHIE UND KORRELATIONSPRO-
BLEME
Zeıss, A.: Zur Frage der Äquivalenz der Stufen Ti- thon/Berrias/Wolga/Portland in Eurasien und Ame- rika. Ein Beitrag zur Klärung der weltweiten Korrela- tion der Jura-/Kreide-Grenzschichten im marinen
RI RE RER N 427 SAsSONOVA, I. G. & Sasonov, N. T.: The Berriasian of the IEUropeanIneal IT ee 439
HOEDEMAKER, P. J.: Reconsideration of the stratigra- phic position of the boundary between the Berriasian and the Nemausian (= Valanginian sensu stricto) 447
GoRBACHIK, T. N. & Kuznersova, K. I.: Jurassic and Early Cretaceous planktonic foraminifera (Favuselli- dae). Stratigraphy and paleobiogeography ..... 459
VaSsiCER, Z., MICHALIK, J. & Borza, K.: To the “Neo- comian” biostratigraphy in the Krizna-Nappe of the Strazovsk& Vrehy Mountains (Northwestern Central Carpathians)e. Base near ee 467
VELIC, I. & Sokac, B.: Stratigraphy of the Lower Creta- ceous index fossils in the Karst Dinarides (Yugoslavia) re ee ee ee heiten 485
Rawson, P. F.: The Valanginian to Aptian stages — cur- rent definitions and outstanding problems ..... 493
KakaBADZE, M. V.: On the Hauterivian-Barremian cor- relation between the South of the USSR and certain Southernand Northern regions ofEurope ..... 501
Avram, E.: Barremian ammonite zonation in the Carpa- aa a A ee 509
MOöRrTER, A. A. & Woop, C. J.: The biostratigraphy of Upper Albian - Lower Cenomanian Aucellina in Eu- ROD® 0000080 0000u0000000.00089080000000000 515
ERNST, G., SCHMID, F. & SEIBERTZ, E.: Event-Stratigra- phie im Cenoman und Turon von NW-Deutschland 6.9,6.0, of NR 531
WEIDICH, K. F., SCHwERD, K. & Immer, H.: Das Helve- tikum-Profil im Steinbruch ‚‚An der Schanz“ bei Burgberg/Allgäu. Lithologie, Stratigraphie und Ma- krofaunat a ae ee 555
Peryt, D.: Planktonic foraminiferal zonation of Mid- Cretaceous of the Annopol Anticline (Central-Po- a ee lenken. 575
Ropaszynskı, F.: Conclusions to the Colloquium on the Turonian stage: Integrated biostratigraphic charts and faciesmaps (France and adjacent areas) ........ 585
SALAJ, J. & GasPparıKkova, V.: Turonian and Coniacıan microbiostratigraphy of the Tethys regions on the ba- sısofforaminiferaandnannofossils ........... 595
BELLIER, J.-P., Caron, M., Donze, P., Herm, D., Maa- MOURI, A.-L. & Sara], J.: Le Campanien sommital et le Maastrichtien de la coupe du Kef (Tunisie septen- trionale): zonation sur la base des Foraminiferes Planetoniquesı 2 een ae 609
Hacn, H. & Herm, D.: Die Foraminiferen der Inocera- men-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Un- ter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayenn)te ne 613
Crper, P.: Kalzitisches Nannoplankton der Inocera- men-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Un- ter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf: (Oberbayern) rer 637
SCHULZ, M.-G. & ScHMiD, F.: Die Belemniten der Inoce- ramen-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern) und ihre stratigraphische Bedeutung nebevereetegeferersyerayetekoschesene el ekakefkatefeheretekna tie 653
LAMOLDA, M. A., ORUE-ETXEBARRIA, X. & PrOTo-Decr- MA, F.: The Cretaceous-Tertiary boundary in Sope- lana (Biscay, Basque Country) ......2222220.. 663
PALÄONTOLOGIE: TAXONOMIE UND PHYLO-
GENIE
Caron, M.: La speciation chez les Foraminiferes planc- tiques: une reponse adaptee aux contraintes de l’envi- KO RLEREERE 0.0.0:0.0.0.0.0.0.0.0 0.09 0.8.0.0.0.0.00.00.0.0000.0% 671
Caron, M.: Taxonomie et phylogenie de la famille des Globotruncanidaerr ee 677
Rosaszynskı, F.: Project of an atlas of Late Cretaceous Globotruncanids. (Results of the European Wor- king-Group on planktonic foraminifera) ...... 683
DHonprt, A. V.: Campanian and Maastrichtian Inoce- tamids-HATeviewi ernennen 689
Kvanrtauıanı, I. V.: On the systematic position of the Early Cretaceous Mathoceratinae Casey (Ammonoi- NER 703
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VERZEICHNIS DER AUTOREN
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The Cretaceous of North Greenland - a stratigraphic and biogeographical analysis
By
TOVE BIRKELUND & ECKART HÄKANSSON*)
With 6 text figures and 3 plates
INBSIRACT
Mapping of the Wandel Sea Basın (81-84°N) has revealed an unusually complete Late Jurassic to Cretaceous sequence in the extreme Arctic. The Cretaceous part of the sequence in- cludes marine Ryazanian, Valanginian, Aptian, Albian, Tu- ronıan and Coniacıan deposits, as well as outliers of marine Santonian in amajor fault zone (the Harder Fjord Fault Zone) west of the main basin. Non-marine ?Hauterivian-Barremian and Late Cretaceous deposits are also present in addition to Late Cretaceous volcanics.
An integrated dinoflagellate-ammonite-Buchia stratigra- phy of the Jurassic to Early Valanginian part of the sequence shows that the Early Cretaceous dinoflagellate assemblage appeared later in the Wandel Sea Basin than further south, and that a discrete “Jurassic” dinoflagellate assemblage existed for some time in the Early Cretaceous, unaffected by the general turnover at the Jurassic-Cretaceous boundary.
Ammonite occurrences show interesting palaeobiogeogra- phical trends. Ryazanıan-Valanginian ammonite faunas (Bo-
realites, Peregrinoceras, Neotollia, Polyptychites, Astieripty- chites) are Boreal and Sub-Boreal, related to forms primarily known from circum-arctic regions (Sverdrup Basin, Svalbard, Northern and Western Siberia), but they also have affinities to occurrences as far south as Transcaspia. The Early Albian contains a mixing of forms belonging to different faunal pro- vinces (e. g. Freboldiceras, Leymeriella, Arcthoplites), linking North Pacific, Atlantic, Boreal/Russian platform and Trans- caspian faunas nicely together. Endemic Turonian-Coniacian Scaphites faunas represent new forms related to European species. The Valanginian and Albian ammonites are briefly described and the Early Albian correlation of North Pacific and Boreal zonations is revised.
A Late Cretaceous to Early Paleocene phase of movement has been verified by the setting of Late Cretaceous deposits in pull-apart basins of the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt and by pre Late Paleocene deformation of the deposits. This has an important bearing on the early evolution of the North Atlantic and Arctic Oceans.
KURZFASSUNG
Die geologische Kartierung des Wandel Sea Basın in Nord- grönland (81°-84°) lieferte eine ungewöhnliche vollständige Abfolge des oberen Jura und der Kreide mit marınen Ablage- rungen des Ryazan, Valangın, Apt, Alb, Turon und Coniac und in der Harder Fjord Störungs-Zone westlich des Haupt- beckens auch des Santon, sowie nicht-marine Serien des ?Hauterive-Barreme und einen oberkretazischen Vulkanıs- mus.
Eine kombinierte Dinoflagellaten-Ammoniten-Buchia- Stratigraphie vom höheren Jura bis ins untere Valangiın zeigt, daß im Wandel-See-Becken die ersten Kreide-Dinoflagella-
*) Institute of historical Geology and Palaeontology, Öster Voldga- de 10, DK-1350 Copenhagen K, Denmark.
ten-Vergesellschaftungen später auftreten als weiter im Sü- den, und daß sich eine eigenständige ‚‚jurassische‘“ Dinofla- gellaten-Vergesellschaftung unbeeinflußt vom allgemeinen Umschwung an der Jura-Kreide-Grenze in die Unterkreide hinein fortsetzt.
Bei den Ammoniten zeigen sich interessante paläobiogeo- graphische Tendenzen. Die Ryazan-Valangin Ammoniten- fauna (Borealites, Peregrinoceras, Neotollia, Polyptychites, Astieriptychites) sind boreal und subboreal mit engen Bezie- hungen zu Faunen anderer zirkumpazifischer Gebiete (Sver- drup Basin, Svalbard, Nord- und Westsibirien); aber sie ha- ben auch Ähnlichkeit mit südlichen Vorkommen wie z. B. vom Kaukasus. Das tiefere Alb enthält Mischfaunen ver- schiedener Faunenprovinzen (z. B. Freboldiceras, Leyme- riella, Arcthoplites) und zeigt Verbindungen zwischen dem
Nordpazifik, dem Nordatlantik, der borealen russischen Plattform und dem transkaspischen Bereich auf. Endemische Scaphiten-Faunen des Turon und Coniac führen neue For- men mit Beziehungen zu europäischen Arten. Die Ammoni- ten des Valangin und des Alb werden kurz beschrieben und die Korrelation der Zonen des unteren Alb im nordpazifi- schen und im borealen Bereich wird revidiert.
Es kann eine Phase spätkretazischer-frühpaläozäner Bewe- gungen nachgewiesen werden anhand von spätkretazischen Ablagerungen in Senkungsräumen des Wandel Hav Strike- Slip Mobile Belt und anhand einer prä-oberpaläozänen De- formation dieser Sedimente. Sie sind von großer Bedeutung für die frühe Entwicklung des Nordatlantıks und des arkti- schen Ozeans.
1. INTROBUGEION
The geological history of the North Atlantic region for the period leading up to the separation of the Eurasian and North America/Greenland continents naturally should be based on as much information as possible from strata on both sides of the ocean. In the extreme north, the Wandel Sea Basin in North Greenland and Svalbard constitute a pair of depositio- nal centres, which were dissected and subsequently separated from each other by more than 500 km in connection with the complex movements along the Spitzbergen Fracture Zone and the generation of oceanic crust from the Nansen and Mohns Ridges (Fig. 1). Since actual separation along both the north- ern part of the Mohns Ridge and the “southern” part of the Nansen Ridge is documented by ocean crust formation at or somewhat prior to anomaly 24 time (Tarwanı & ELDHOLM 1977, Vogt et al. 1979), Cretaceous and Paleocene strata in particular are relevant in this context.
Early Cretaceous sediments are abundantly preserved in both areas, whereas Late Cretaceous strata are completely ab- sent in theSvalbard archipelago (although recently encounter- ed in the Troms Basin just off the Norwegian north coast [NıLs FAGERLAND, pers. comm. 1982]). In the Wandel Sea Ba- sin, on the other hand, recent investigations have revealed the presence of substantial on-shore Late Cretaceous deposits (Hakansson et al. 1981b), and although work is still in prog- ress, a fairly complete biostratigraphic outline ofthe Cretace- ous has now been established here. North Greenland, therefore, should attain a central position in attempts to esta- blish a better understanding of the early phases in the forma- tion of both the Atlantic and Arctic Oceans.
Ih. GEOLOGICATPFRAME
The eastern part of North Greenland has undergone a long and complex structural history prior to the formation of the Atlantic and Arctic Oceans (HAKANssoN & PEDERSEN in press), resulting in a high degree of patchiness in the distribu- tion of most sediments in the Wandel Sea Basın. Cretaceous
spmzBenseN
deposits in particular display an extreme separation into small, structurally determined units (Fig. 2). However, wit- hin this erratic pattern the effect of two distinctly different
geological regimes is apparant.
== — —-
zeit ——. ZONE — nr, 2
39014 SNHOW
Fig. 1. Eastern North Greenland and adjacent parts of the North Atlantic and Arctic Oceans; main
tectonophysic structures indicated.
Early Cretaceous deposits, in general, are characterised by high sediment maturity reflecting deposition in a comparati- vely quiet period subsequent to the last pulse of the Late Pala- eozoic to Mesozoic episodes of transcurrent faulting (HA- KANSSON & PEDERSEN in press). In strong contrast to this pictu- re, Late Cretaceous sediments are mainly immature, rapidly accumulated infill in pull-apart basins of the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt which, furthermore, contain the only magmatic rocks known from the Wandel Sea Basin (HAKAns- soN & PEDERSEN in press).
LATE JURASSIC - EARLY CRETACEOUS DEPOSITS
Ladegärdsäen Formation (Fig. 2, locs 5 & 6). This formation is restricted to east Peary Land and has been consi- dered in some detail by HAkansson etal. (1981a), who presen- ted an integrated ammonite-Buchia-dinoflagellate stratigra- phy for the marine intervals. The formation records a Middle Oxfordian transgression, followed by gradually shallowing marine conditions which prevailed in Late Jurassic time and across the Jurassic Cretaceous boundary into the Early Va- langinian, terminated by pre-Aptian limnic deposits. Sedi- mentation in the Ladegärdsäen Formation amounted to a thickness of some 250 m.
Kilen (Fig. 2, loc. 10). A parallel, apparently unrelated Late Jurassic — Early Cretaceous sequence, which has yet to be formally described, is located in part of the large semi-nu- natak Kilen (HAkansson etal. 1981b). The moderately folded sequence comprises some 900 m of marine sandy and silty se- diments from which scattered ammonite faunas have establis- hed the presence of Kimmeridgian, Volgian, Valanginian, and Middle Albian strata. Previous reports on the presence of Ba- thonian strata in Kilen (Greenarctic Consortium in Dawes 1976; Dawes & PEEL 1981) were based on erroneous determi- nation of these Middle Albian ammonites (see p. 13). The Kimmeridgian — Valanginian part of the sequence constitutes a mainly transgressive phase in which sediments accumulated
ICE CAP BOUNDARY--—_
in amuddy, sheltered, coastal environment, whereas subse- quent sediments are dominated by shelf mud with increasing amounts of storm sand layers (HAkansson et al. 1981b).
Kap Rigsdagen (Fig. 2, loc. 7). Here, at a considerable distance from all other sediments of the Wandel Sea Basın, 85 m ofcoarse sandstones gradually giving way to mudstones have been preserved. The sediments apparently rest directly on Ordovician sediments. Very thin coal seams and root hori- zons together with the very low diversity assemblages of di- noflagellate cysts suggest a prevailing near-coastal and lagoo- nal, mainly restricted marine environment with associated protective bar systems (HAkansson etal. 1981b). The dinofla- gellate floras indicate an Aptian age for most of the sequence (Pıaseckı in HAkansson et al. 1981b); no macrofossils are known.
East Peary Land (Fig. 2, loc. 5). From a very restricted, fault-bound locality next to the Ladegärdsäen Formation, Rote (1981) recorded about 100 m of black mudstones with thin sandstones and shell conglomerates at the top of the se- quence. Dinoflagellates from the mudstones in general indi- cate Aptian ages (Pıaseckı in RoıL£ 1981), whereas ammonites from the top conglomerates are of early Albian ages. HAkans- son et al. (1981b) considered the sequence a deeper water, open marine equivalent to the Aptian nearshore sediments at Kap Rigsdagen (Fig. 2, loc. 7).
LATE CRETACEOUS DEPOSITS
Kilen (Fig. 2, loc. 9). At least 550 m of fairly strongly folded organogenic shale and fine-grained sandstones with minor redeposited biogenic conglomerate sheets are located in the northern, downfaulted part of the semi-nunatak Kilen (HAxansson et al. 1981b). Marine faunas dominated by sca- phitids and inoceramids are frequent through most of the se- quence, whereas dinoflagellates have been severely altered due to significant thermal activity (HAKANssoN et al. in prep.).
Fig. 2. Distribution of Cretaceous deposits in relation to the structural elements of the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt in North Greenland. (NB: the distribution of outcrops shown by SOPER et al.
(1982, fig. 2) is incorrect.)
M.Y KAP CANNON
THRUST ZONE
50
HARDER FJORD FAULT ZONE
TROLLE LAND KRONPRINS CHRISTIAN FAULT SYSTEM LAND
YPRESIAN
THANETIAN MAASTRICHTIAN
CAMPANIAN
SANTONIAN CONIACIAN
TURONIAN CENOMANIAN ALBIAN
APTIAN
60
TERTIARY
70
80
90
100
CRETACEOUS
BARREMIAN HAUTERIVIAN
VALANGINIAN RYAZANIAN
VOLGIAN
KIMMERIDGIAN
OXFORDIAN
CALLOVIAN
130
Depositional boundary
RR Continental volcanics GZ— Marine clastics
140
2,00°2%.°] Continental clastics
dk, Palaeozoıc basement
JURASSIC
SET Inferred structural boundary/surface
Ze>SS- Dated structural boundary/surface
>435 m
© ©
Fig. 3. Lithostratigraphy of Late Jurassic — Early Tertiary Strata in North Greenland. Encircled numbers refer to location in Fig. 2. Partly based on information from HAKANSSON & PEDERSEN (in press),
HAKANSSON et al. (1981 b) and BATTEN et al. (1981).
The depositional environment probably was a shallowing shelf, and the inoceramid fauna indicates the presence of Middle Turonian to very Early Coniacian strata (KAUFFMAN in HaAxansson et al. 1981b). Among stratigraphically important species should be mentioned /noceramus cuvieri, I. lamarcki and Platyceramus mantellı.
Nakkehoved Formation (Fig. 2, loc. 8). A gently dı- sturbed sequence comprising at least 600 m of rapidly accu- mulated, monotonous, fine-grained greywackes is exposed in the complex of nunataks and semi-nunataks in northern Kronprins Christian Land (HAkansson et al. 1981b). A ma- rine bivalve fauna including posidoniid and trigoniid forms generally indicates a Late Cretaceous age of the sequence, but more precise age determinations are lacking so far. Low grade thermal metamorphism has caused pervasive recrystallisation as well as complete degradation of organic walled microfossils (HAKAnNSssoN et al. in prep.).
Herlufsholm Strand Formation (Fig. 2, locs 3 & 4). Variously folded and thrusted, mainly fluvial sequences refer- red to the Herlufsholm Strand Formation occur in two sepa- rate areas (HAkansson 1979; HAKANSssoN et al. 1981b). At Herlufsholm Strand (Fig. 2, loc. 4) at least 435 m and at De- potbugt (Fig. 2, loc. 3) more than 500 m of sediments domi- nated by conglomerates, greywackes, and coaly shales with poorly preserved plant remains have been preserved. Only little direct evidence is at hand to document a Late Cretaceous age of the Herlufsholm Strand Formation. Palynomorphs have consistently been degraded beyond recognition, and only the presence of angiosperm wood gives an indication of the Late Cretaceous — Early Tertiary age suggested by TROEL- sen (1950) for the sequence at Herlufsholm Strand. However, an additional, isolated occurrence of organogenic shales very close to the Herlufsholm Strand Formation at Depotbugt
contains a very restricted, possibly Early Tertiary palyno- morph assemblage (CroxTon et al. 1980). Since the thermal alteration of these shales is far less severe than recorded in the shales of the neighbouring Herlufsholm Strand Formation (Praseckı in HAKansson etal. 1981b), a Late Cretaceous age of this formation is substantiated. As discussed by HAkansson & PEDERSEN (in press), the tectonic disturbance of both Herlufs- holm Strand Formation sequences is consistent with the re- gional pattern of Late Cretaceous deformation in the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt.
North-eastofFrigg Fjord (Fig. 2, loc. 2). Centrally ın the long-lived Harder Fjord Fault Zone, marine Late Creta- ceous sediments have been preserved in more or less vertical positions in afew small fault-bound wedges (HAKANssON et al. 1981b). The sediments are fine-grained and dominated by greywackes and feldspar rich sandstones, and they contain a sparse fauna of protobranch and inoceramid bivalves. A se- quence more than 400 m thick apparantly constitutes the most extensive interval preserved within a single wedge, and from this sequence the Late Santonıan Sphenoceramus pinni- formis has been identified (Kaurrman in HAkanssoN et al. 198 1b).
Kap Washington Group (Fig. 2, loc. 1). More than 5 km of extrusive volcanics and subordinate continental cla- stics makes up the Kap Washington Group, which is known only from a number of thrust sheets in the Kap Cannon Thrust Zone on the north coast of Peary Land (Brown & PAr- sons 1981; BaTTen et al. 1981). The volcanic suite is peralka- line and include air-fall tuffs and breccias, as well as basaltic, trachytic and rhyolitic lavas (Brown & Parsons 1981; SOPER et al. 1982); little is known about the clastic constituents of the group. Inaddition to the Kap Washington Group volcanicity,
northwest Peary Land is also the centre of an intense swarm of Cretaceous basaltic dykes (Dawzs & Sorer 1979; Hıcaıns et al. 1981).
BATTEN et al. (1981) and Soper et al. (1982) adopted an age ofthe Kap Washington Group volcanicity at or just before the Cretaceous-Tertiary boundary, and Soper et al. (1982) refer the dyke swarm to a separate episode, entirely preceding the Kap Washington Group. However, as pointed out by HA- KANSSON & PEDERSEN (in press) these age indications are not fully substantiated. Thus, the basal, partly intervolcanic se- diments of the Kap Washington Group contain an angio- sperm flora of Cenomanian or later Cretaceous age (BATTEN et
11
al. 1981); palynomorphs approximately 3 km higher in the sequence indicate aCampanıan — Maastrichtian age (BATTEN et al. 1981; BATTEN in press); and, finally, whole rock Rb/Sr age determination of extrusives from the top of the group yields ages of 63-64 m. y. (LArsen et al. 1978; Larsen ın press). The available evidence, therefore, suggests a general Late Cretace- ous age for the Kap Washington Group with a termination of the volcanıcity approximately at the Cretaceous-Tertiary boundary. Furthermore, HAKANssoN & PEDERSEN (in press) argue against a clear distinction between the dyke-swarm and the extrusives of the Kap Washington Group and consider them intimately related and at least partly synchronous.
IIl. AMMONITE STRATIGRAPHY
Up to now, the age determinations of the Cretaceous depo- sits of North Greenland have been based on ammonites, dino- flagellates, Buchia and Inoceramus species, as well as pollen and leaves. In addition, Cretaceous radiometric ages have been obtained from a number of dykes and extrusive volca-
nics. For the Jurassic to earliest Cretaceous part of the se- quence an integrated ammonite-Buchia-dinoflagellate strati- graphy has already been worked out (HäAkansson et al. 1981a), and studies of dinoflagellates and inoceramids from later parts of the sequence by $. Pıaseckı and E. KAUFFMAn,
STAGES/SUBSTAGES| AMMONITE ZONATION | NORTH
GREENLAND E. lautus MIDDLE ALBIAN E. loricatus H. dentatus D. mammillatum LOWER L. regularis ALBIAN HEEESEHEESSSHEEESSFEEEN PAIR L. tardefurcata EEE BE L. schrammeni P. michalsküi Ei HH LOWER E VALANGINIAN T. syzranicus N. klimovskiensis BEER B. mesezhnikowi S. analogus RYAZANIAN H. kochi C. sibiricus C. chetae UPPER VOLGIAN C. taimyrensis
C. okensis
Fig. 4. Upper Volgian - Lower Cretaceous ammonite zones
in North Greenland.
12
respectively, are in progress. The hitherto undescribed Early Cretaceous ammonites have now been studied in detail and are presented here in the Appendix (p. 16).
A short account of the ammonite stratigraphy of the Creta- ceous ın North Greenland is given below (fig. 4).
RYAZANIAN
Hectoroceras kochi Zone: The ammonite Borealıtes sp. aff. fedorovi Kıımova, 1969, and the Buchia species B. fischeria- na, B. unschensis, B. terebratuloides, B. okensis and B. vol- gensis characterize this zone (see HAkansson et al. 1981a). The genus Borealites appears in the C'hetaites sibiricus Zone of northern Siberia and becomes more diversified in the lower part of the H. kochi Zone according to Casey (1973). The specimens from North Greenland are closest to forms from northern and western Siberia from the H. kochı Zone. Among the Buchia species, B. okensis and B. volgensis are thought to appear at the base ofthe H. kochi Zone and only two of them, B. okensis and B. volgensis, occur above the H. kochi Zone to the top of the Ryazanian according to Zak- HAROV in HAKANSssoN et al. (1981a).
Bojarkia mesezhnikowi Zone: Only Peregrinoceras sp. aff. albidum Casey, 1973, ıs known from this level (HAkans- son etal. 1981a). The genus Peregrinoceras appears late in the Ryazanıan and is not known from the Valanginian. P. albi- dum characterizes a zone at the top of the Ryazanian in eastern England (Casey, 1973) and P. aff. albidum Casey, 1973, has also been found in the top Ryazanıan of Kashpur (Casey, MESEZHNIKOV & SHULGINA, 1977).
LOWER VALANGINIAN
Neotollia klimovskiensis Zone: A few fragments of Neotol- lia sp. and a Buchia specimen, possibly B. keyserlingi, are known from this level (HAkansson et al. 1981a).
Polyptychites michalskii Zone: The presence of this zone in the sequence of Kilen ıs verified by the find of a small, poorly preserved fauna of Polyptychites michalsku (BOGosLovsKY), P. middendorffi Pavıov, P. (Astieriptychites) sp. and inde- terminate fragments of ‚„‚Euryptychites“ (pl. 1).
LOWER ALBIAN
The early Lower Albian is here divided in three Zones: L. schrammeni Zone, L. tardefurcata Zoneand L. regularıs Zone in accordance with German usage.
Leymeriella tardefurcata Zone: In eastern Peary Land Leymeriella trolleı n. sp. and Freboldiceras praesingulare n. sp. occur together a few metres below concretions containing Arcthoplites jachromensis (Nıkırın) and Anadesmoceras sp. The evolutionary stage of the Leymeriella species, being a progressive form ofthe L. schrammeni stock, seems to indi- cate that the assemblage belongs to the very base of the L. tardefurcata Zone or — possibly - the topmost part of the L. schrammeni Zone. Freboldiceras praesingulare n. sp. is very close to Freboldiceras singulare ImLay from southern
Alaska. On the basis of morphology it is supposed to belong to a slightly earlier evolutionary stage than F. singulare (see p. 17).
The early Lower Albian age of F. praesingulare n. sp. is well documented on the basis of its occurrence together with Leymeriella trollei n. sp. The Alaskan occurrences of Frebol- diceras singulare ImLay, on the other hand, belong to the so- called Brewericeras hulenense Zone of the North Pacific Pro- vince. Besides F. singulare and Brewericeras hulenense (An- DERSON), this zone also contains (according to JoNEs & Grantz 1967) e. g. Arcthoplites talkeetnanus (Imıav), Ana- gaudryceras sacya (FORBES), Grantziceras affıne (WHITEA- ves), G. glabrum (WHITEAVES), Parasilesites bullatus ImLav and Puzosia alaskana ImLay. It overlies the Moffites robustus Zone of early Albian age and is referred to late Early Albian by Jones & Grantz (1967). The close relations between Fre- boldiceras singulare and F. praesingulare n. sp., together with the occurrence of early forms of Arcthoplites in the Brewericeras hulenense Zone (see below), suggest an earlier Lower Albian age ofthe B. hulenense Zone than is generally supposed.
A rich assemblage of Arcthoplites jachromensis (Nıkırın) and a single fragment of Anadesmoceras sp. occurs a few met- res above the Leymeriella — Freboldiceras assemblage.
The exact age of Arcthoplites Jachromensis ıs not known, either in the type area on the Russian platform, or in other oc- currences in Svalbard and Arctic Canada. Nacy (1970) indica- tes a find of Brewericeras cf. hulenense (ANDERSON) together with A. jachromensis ın Svalbard, but the affinity of that Brewericeras specimen is very uncertain. The Svalbard Arc- thoplites faunas asa whole (A. birkenmajerı Nacy and A. ja- chromensis) can be dated to levels between the middle part of the Z. tardefurcata Zone s. |. and the upper part of the Dou- villeiceras mammillatum Zone according to Nacv (1970). Species intermediate between Freboldiceras and Arcthoplites (Freboldiceras remotum Nacy, Arcthoplites birkenmajeri Nagy) occur together with Zeymeriella germanica. In Arctic Canada JELETZKY & STELCK (1981) tentatively correlated Arc- thoplites bearing beds (e. g. containing A. jachromensis) with the upper part of the L. tardefurcata Zone s. |. and the D. mammillatum Zone of the Western European standard zonation.
The rich Arcthoplites fauna from Mangyschlak, described by SaveLıev (1973), belongs to the /. tardefurcata Zone and does not penetrate into the Z. regularıs Zone. The Mangy- schlak fauna seems to be fairly closely related to Arcthoplites Jachromensis.
Considering all these data, combined with stages of evolu- tion of the Freboldiceras - Arcthoplites stock of the faunas in question, it is concluded that the A. jachromensis fauna still belongs to the L. tardefurcata Zone and that characteristic Freboldiceras/Arcthoplites faunas from Alaska, Svalbard, North Greenland and Mangyschlak can be arranged tentati- vely in the following stratigraphie order:
The genus Anadesmoceras appears in the L. tardefurcata Zone in Germany and is also known from the Z. tardefurcata Zone in Mangyschlak (SaveLıev, 1973). In England it appears in the equivalent Farnhanıa farnhanensis Subzone. Its single occurrence together with Arcthoplites jachromensis in North Greenland is thus in good accordance with the scheme above.
L. regularıs no Arcthoplites
Zone
Arcthoplites spp.
L. tardefurcata Zone
L. schrammeni Zone
MIDDLE ALBIAN
Euhoplites lautus Zone: Two fragments, figured in Pl. 3, one a gastroplitid, the other an Anahoplites comparable to A. daviesi ornata SparH, 1924 are of particular interest be- cause the presence of Middle Jurassic (Bathonian) strata in Ki- len was postulated on the basis of these fragments (Greenarc- tic Consortium in Dawes, 1976; Dawes & Peer, 1981). Until now these fragments have been the only indication of the Middle Albian in North Greenland.
(e. g. A. subjachromensis SAVELIEV)
Arcthoplites Jachromensıis
Freboldiceras remotum/ Arcthoplites birkenmajeri
Freboldiceras singulare/ Arcthoplites talkeetnanus of the B. hulenese Zone
Freboldiceras praesingulare
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Mangyschlak
N. Greenland/ Spitsbergen
Svalbard
Alaska
N. Greenland
MIDDLE TURONIAN - EARLY CONIACIAN
In Kilen the lower 300 m of the Late Cretaceous sequence in particular has yielded a number of faunas containing rich assemblages of inoceramids and scaphites. On the basis of the inoceramids, E. Kaurrman has dated the deposits to Middle Turonian — Early Coniacian. The scaphites belong to an en- demic stock related to the Scaphites geinitzi group, and Otos- caphites spp. may also be present. These faunas will be descri- bed in detail elsewhere.
IV. PALAEOBIOGEOGRAPHY
RYAZANIAN
The Ryazanian in North Greenland is dominated by Boreal and Sub-Boreal ammonites and Buchia species. The stage is further characterised by long-ranging species of dinoflagella- tes which are also present in Jurassic deposits below and be- long to an extreme northern flora (HAkansson et al. 1981a).
The early Ryazanıan ammonite genus Borealites is known primarily from northern regions (the Sverdrup Basin, Sval- bard, Northern and Western Siberia), but has also been found in England. The late Ryazanıan genus Peregrinoceras, on the other hand, has up to now only been recorded from the Man- gyschlak Peninsula (Transcaspia), the Volga Region, and eastern England (Casey, 1973), and the occurrence in North Greenland is the first find of this genus in northern regions.
Fig. 5. Distribution of the “borealis” and North Atlantic dinoflagellate assemblages in Late Jurassic - earliest Cretaceous time.
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Allthe Ryazanıan Buchia species have a wide distribution in the Boreal realm from Arctic Canada to Svalbard and northern USSR. In addition, some are fairly common in the Sub-Boreal province (e. g. B. volgensis) and a few ofthem are even known from Alaska, British Columbia and California or have close allies in these areas (e. g. B. fischeriana and B. okensıis).
The restricted distribution of the dinoflagellate assemblage of the Ryazanian constrasts with the macrofauna. The assem- blage belongs to an “extreme arctic” flora of long-ranging species which appeared in the late Oxfordian and continued into the Early Valanginıan. This “borealis assemblage” was recognized by BRIDEAUX & FisHER (1976) from Arctic Canada, extending from the McKenzie River delta to Ellef Ringness Is- land in the Sverdrup Basın. The assemblage further extends to East Greenland, where it is mixed with the widely distributed North Atlantic flora (Pıaseckı, 1980) (Fig. 5).
VALANGINIAN
The biogeographic pattern in the Neotollia klimovskiensis Zone of the Early Valanginian is more or less unchanged from the Ryazanıan. Poorly preserved Neotollia and ?Buchia key- serling:! both belong to the Boreal and Sub-Boreal province, while the dinoflagellates belong to the restricted extreme northern “borealis assemblage””.
A few metres above the Neotollia level the dinoflagellate assemblage changes drastically: The “borealis assemblage” was replaced completely by typical Early Cretaceous forms known from the entire North Atlantic region, including NW Europe. As this flora is known from earlier deposits both in NW Europe and the Atlantic, the appearance in North Greenland must be explained by a delayed migration to the north caused for instance by suddenly improved physical connections or by a rise in temperature (HAkansson et al. 1981a). A similar invasion of southern forms apparently took place also in the Arctic Canada in the Valanginian (MCInTYyrE & BrıpEaux 1980).
Ammonites from the Polyptychites michalskii Zone in Ki- len are completely identical with forms known from the Sver- drup Basın (pers. comm. E. Kemper, 1982) and from north- ern USSR (see e. g. Pavıov, 1914; BocosLovsky, 1902; Bopy- LEVSKY, 1960). This fauna has a restricted, high northern Bo- real distribution as distinct from “Polyptychites tscheka- nowski Beds” of Kemper & JeLerzky (1979), which in the Sverdrup Basin contains forms closely related to the NW German province (KEMPER, 1977; KEMPER & JELETZKY, 1979).
It is not possible to tell if the dinoflagellate invasion from the south, mentioned above, is earlier or later than the P. mi- chalskii fauna, as no dinoflagellates are preserved in this part of the Wandel Sea Basin (cf. HAkansson et al. in prep.).
LOWER ALBIAN
The ammonite faunas of that time from North Greenland represent a mixture of forms belonging to different provinces and showing a fairly surprising, characteristic pattern of mi- gration routes. The composition of Lower Albian faunas from Svalbard (described by Nacy, 1970) and from East Greenland (summarized by Donovan, 1957) are similar ın a number of respects.
Leymeriella: The early representatives are only known from Svalbard, North Greenland and NW Germany, but la- ter representatives are widely distributed in NW Europe and connected with occurrences in Transcaspia (see SAVELIEV, 1973) and Iran (see Seyen-Emanı, 1980) via a mid-European sea-way marked by occurrences of leymeriellids in Austria, Bulgaria, Rumania, southern Russia and Kaukasus, (OWEN, 1973, 1979; Sevep-Emanı, 1980). This distribution is nearly identical with the hoplitinid province of the Middle Albian.
Freboldiceras ıs known from the American Northern Pacı- fic Province of Alaska, Arctic Canada, North Greenland and Svalbard. Other characteristic forms, first described from the Pacific province: Grantziceras, Brewericeras and Grycıa, are known as far as Arctic Canada, Svalbard and East Greenland (Brewericeras), but have not been found in North Greenland.
LEYMERIELLA O As FREBOLDICERAS® >? ARCTHOPLITES #
Fig. 6. Distribution of the Early Albian genera Leymeriella,
Freboldiceras and Arcthoplites.
Arcthoplites is known from the American Northern Pacific Province of Alaska (early forms), Arctic Canada, North and East Greenland and Svalbard, and further from the Russian Platform, Mangyschlak (Transcaspia) and Iran (see e. g. Nav, 1970; SavELIEv, 1973; SEYED-Emanı, 1980). The non- occurrence of Arcthoplites in western Europe, and the non- occurrence of Leymeriella in central Russia, taken together with the occurrence of both genera in two regions far apart: the high northern Atlantic region and Mangyschlak — Iran, indicates two different routes of distribution of these two ge- nera: An Atlantic — European sea-way for Leymeriella and a Russian-Arctic sea-way for Arcthoplites (omitted in Owen’s palaeobiogeographic maps from 1973 and 1979) (Fig. 6).
It is difficultto explain this pattern satisfactorily, but itmay be mentioned that the distribution of Arcthoplites shows some similarity to the distributional pattern of Upper Volgian Craspedites. The home of Craspedites is the Russian Plat- form, but whereas the genus is apparently also widely distri- buted in northern Boreal regions (northern Siberia, Svalbard, North Greenland, Sverdrup Basın), it is never found ın we- stern Europe. The genus Leymeriella’s close connection with the Mid-European - Atlantic sea-way, and the lack of this ge- nus in circum-Arctic regions indicate that it does not belong to the Boreal stock, but is better regarded as a primarily Euro- pean form which migrated far to the north as did the hopliti- nids of the Middle Albian.
On the basis of the distribution of glendonite, Kemper & Schaitz (1981) and Kemper (1982, herein) proposed the exi- stence of Lower Valanginian and Aptian-Albian glaciations. The strong circum-arctic provincialism still present in Early Valanginian time could be considered as support for this hy- pothesis, but this can hardly be justified, as a similar provin-
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cialism is also seen in large parts of the Middle and Upper Ju- rassic. Furthermore, also the wide distribution of the Early Albıan ammonites occurring in North Greenland is hardly compatible with Kemper’s hypothesis.
MIDDLE ALBIAN
The occurrence of agastroplitid ammoniteand Anahoplites cf. daviesi ornata Spark in North Greenland is complemen- tary to occurrences of earlier Middle Albian and basal Upper Albian in East Greenland (Donovan 1957) and Svalbard (Nacy 1970), belonging to the northern part of the Middle Albian hoplitinid province, described by Owen (1979).
LATE CRETACEOUS
The fairly sporadic macrofauna from the series of local pull-apart basins developed across North Greenland through the Late Cretaceous is characterised by the occurrence of wi- despread Boreal inoceramids through the Turonian - Santo- nian interval. On the other hand, a comparison of the Middle Turonian — Early Coniacian scaphites with faunas of similar age from North America and Europe seems to show that most of the North Greenland scaphites belong to an endemic stock related, most likely, to the European Scaphites geinitzi group. Considering the general provincialism characterising the Late Cretaceous scaphites this result is not in any way sur- prising. Rare, poorly preserved scaphites from East Green- land referred to Scaphites sp. cf. geinitzi D’Orsıcny and S. aff. morrowi JELerzkv by Donovan (1953) may be related to the North Greenland stock.
V.CONCLUDING REMARKS ON OCEAN DEVELOPMENT
Late Cretaceous geology in North Greenland was control- led by the series of events in the Wandel Hav Strike-Slip Mo- bile Belt, in which activity ceased just after the Cretaceous — Tertiary boundary. The detailed relations between these events have yet to be determined, but it would appear from the present data that 1) formation of all pull-apart basins cha- racterising the mobile belt was initiated som time subsequent to the Albian; 2) the oldest strata so far determined from any of the basins are of Middle Turonian age, while the youngest strata correspond to the Cretaceous — Tertiary boundary; and 3) compressional deformation in all basins was apparently terminated prior to renewed deposition in the Late Paleocene (HAKANsSON & PEDERSEN in press). In addition, the rather poorly dated dyke-swarm associated with the Kap Washing- ton Group volcanics (K/Ar ages of 130-66 m. y. according to Dawes & Soper 1979) may be regarded in part as precursor of the mounting transtensional forces that subsequently gave rise to the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt.
Perhaps the most intriguing new result concerningthe early history of the North Atlantic and Arctic Oceans is the appa- rent lack of evidence of post-Cretaceous compressional forces in North Greenland (HAransson & PEDERSEN in press). In both Svalbard and the Sverdrup Basın, significant Eocene and
Oligocene - Miocene deformation took place - the Eurekan Orogeny in the Sverdrup Basin and the West Spitsbergen Orogeny in Svalbard (see e. g. Christie 1979) -and in spite of the general lack of observation, such phases have often been more or less customarily attributed to North Greenland as well. However, as pointed out above, the recent field work has failed to provide the anticipated evidence here.
The trend in the major faults of the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt in eastern Peary Land and northern Kronprins Christian Land (Fig. 2) largely parallels the complex Spits- bergen Fracture Zone separating the Mohns and Nansen Rid- ges (HAkansson 1979). However, the age of the Spitsbergen Fracture Zone has yet to be settled, and associated oceanic crust formation did not commence until around the time of anomaly 24 (Vor et al. 1979), i. e. distinctly after the ceasing of activity ofthe on-shore part of the Wandel Hay Strike-Slip Mobile Belt. As long as the broad shelf off eastern North Greenland is still virtually unexplored, a direct relationship between these two major structural elements therefore must remain speculative (HAKANssoN & PEDERSEN in press).
One possibility is that the activity of the Wandel Hav Stri- ke-Slip Mobile Belt affected both the on-shore part of the Wandel Sea Basin that has now been investigated, as well as
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the Greenland and southern Barents shelves (with the possible continuation in the Troms Basin area). Subsequently, the me- gascopic shear system causing the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt was released in the Spitsbergen Fracture Zone in which the majority of the actual dislocations has taken place during the Cenozoic.
The existence of mirror images on the Greenland plate of the Tertiary wrench faulting in the West Spitsbergen Oroge- ny, implied by for instance Loweıı (1972), STEEL et al. (1981) and Soper et al. (1982) has not been directly substantiated by recent investigations. However, their existence on the broad Greenland shelf bordering the Spitsbergen Fracture Zone is quite likely. As pointed out by Krrıocc (1976), transpressio- nal deformation, reflectingthe opposingmovement of Green- land and Svalbard, continued until late Oligocene on the eastern side of the fracture zone. In the outer part of the shelf
off northeastern Greenland, it may therefore with some rea- son be expected that structures of the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt will be found having an overprint of the West Spitsbergen Orogony.
Recently, Soper et al. (1982) developed a detailed model for the formation of the Eurasian Basin in the Arctic Ocean assu- ming a direct connection between the Kap Washington Group volcanicity and the initial opening of the Eurasian Ba- sin. As we do not fully accept these authors’ interpretation of the stratigraphic position of the Kap Washington group and find their assumption that Paleocene strata are folded to be in- supportable (cf. also HAkansson & PEDERSEN in press), we would question their suggested order of events. Consequent- ly, since no convincing evidence has yet been presented, we would advise the consideration of other, presumably older, relationships for the North Greenland volcanicity.
VI. APPENDIX
VALANGINIAN AND ALBIAN AMMONITE FAUNAS
Lower Valanginian polyptychites (pl. 1, figs 16-19)
Material: Fragments of “Euryptychites” (GGU216119) have been found in situ together with two loose specimens of Polyptychites michalskii (BoGosLovsky) and one specimen of Pobyptychites middendorffi Pavıov (GGU216118). Two metres above this level two loose fragments of Polyptychites (Astieriptychites) sp. have been found (GGU216117). Mo- reover, a few indeterminate fragments are available.
Locality: Kilen, Kronprins Christians Land (Fig. 2, loc. 10).
Remarks: The two Polyptychites michalskü specimens, one of which is shown in pl. 1, figs 19a-b, are fragments of microconchs and in good agreement with the type series figu- red by Bocosıovsky (1902, pl. 15) except for a less inflated shape. The phragmocone of P. middendorffi Pavıov, figured in pl. 1, figs 16a-b, shows especially close similarity with the phragmocone figured by Pavıov, 1914, pl. 6, fig. 2. The two poor fragments of P. (Astieriptychites) Bopyıevskv, 1960, fi- gured in pl. 1, figs 17-18 show aribbing pattern similar to the type of P. (A.) astieriptychus Bopvıevsky, 1960 (pl. 39, fig. 1).
Leymeriella trollei n. sp. (pl. 1, figs 1-5)
Holotype: MGUH15972, figured in pl. 1, fig. 1a-b be- longing to the sample GGU270052A.
Type locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5)
Material: Ca. 10 specimens, partly fragmentary, all from same locality and horizon. GGU270052A.
Description: All the specimens are somewhat crushed, but otherwise the preservation is good, including the nacre- ous shell. The holotype seems to be mature, having the com-
plete, 200° long bodychamber preserved (pl. 1, fig. 1a-b). The diameter of this specimen is 42 mm and the diameter of the phragmocone ca 30 mm. The diameter of the phragmo- cone of other specimens varies from 16 to 25 mm. They may be juvenile as no signs of crowding of the last sutures have been recognized. The cross section of the whorls is compres- sed and slıightly flattened ventrally, but cannot be described in detail because of crushing. The umbilical ratio is 26-29%. Rıbbing can be recognized from a diameter of 4 mm. The ribs are prorsiradiate and strongly projected ventrally. They are usually single and extend to the umbilical edge or they bifur- cate close to the umbilical edge in rare cases. They are sharp on the flanks, but grow broader and flatter ventrally. They usu- ally form a ventral chevron of an acute shape proximally and a rounded shape distally. In certain cases, especially in early and middle growth stages, the ribs may be nearly completely flattened out ventrally, so that the venter tends to become smooth. Theribbing on the venter is more strongly developed on the internal mould than on the surface of the shell, as the nacreous layer tends to smooth out the sculpture. The pre- sence of weak constrictions, best developed on mature body- chambers, gives the ribbing a slightly irregular appearance. The suture lines are not very incised. The external saddle is broad and bifid and the first lateral lobe has a rather symme- trical trifid shape.
Discussion: The specimens show fairly close affinity to early Leymeriella forms (Proleymeriella BREISTROFFER, 1947), but also show characters which connect them with the next evolutionary stage of the Leymeriella group.
The early stages of the Leymeriella stock are only known from Northern Germany, first and foremost described in the classical work by Brinkmann (1937) and later by KEMPER (1975) and Kemper & ZımmErLE (1978). BRINKMANN showed that the earliest representative, L. schrammeni, evolved from the desmoceratid Callizoniceras and he described two diver- ging lineages evolving from that species: the L. tardefurcata lineage and the L. acuticostata — L. regularis lineage. Breı- STROFFER (1947) established a subgenus, Proleymeriella, for L. schrammeni and other early representatives, later treated
as aseparate genus by Casey (1957). Later investigations seem to show thatevery gradation between the two lineages occurs, both in early and later stages of evolution (Kemper, 1975; CA- sey, 1957).
On the basis of the presence of constrictions, rare occur- rences of bifurcating ribs, chevrons on the venter and absence of tardefurcate splitting of the ribs on the flanks, the speci- mens here described are believed to belong to early repres- entatives ofthe Leymeriella stock, related to, but not identi- cal with Z. (“Proleymeriella”) schrammeni. The weakness of the constrictions, rare occurrence of bifurcating ribs and slightly flattened venter in early growth stages indicate that the specimens are well on the way to the next evolutionary step, e. g. as represented in part by Z. acuticostata BrınK- MANN. It should further be stressed that the umbilical ratio of the specimens here described is slightly smaller than that of L. (P.) schrammeni (type 31%), but considerably smaller than in L. acuticostata (neotype 37%). The assemblage is thus best regarded as anew species. A fragment ofa Proleymeriella sp., described by Nacy (1970) from Svalbard, differs from the col- lection described here by common occurrence of ribs bifurca- ting on the inner third of the flanks.
Anadesmoceras sp.
(pl. 3, fig. 2)
Material: One fragment in Arcthoplites concretion GGU270052B.
Locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5).
Description: The only specimen consists of an incom- plete bodychamber and parts of the phragmocone. The dia- meter at last suture is 112 mm. The shell is rather scaphitoid and the whorls compressed, having the maximum width at the umbilical edge, from where the flat flanks converge towards the narrowly arched venter. The surface is smooth except for very obscure ribs on the flanks and faint constrictions.
Discussion: The fragment shows some similarity to the later Cleoniceras discor SavELıev, 1973 (p. 113, pl. 8, fig. 1; pl. 17, figs 3, 4) from Mangyschlak both in size and cross-sec- tion, but this latter species is more involute and more orna- mented than the Greenland specimen.
Freboldiceras praesingulare n. sp. (pl. 1, figs 6-15)
?1967 Freboldiceras singulare ImLay; NaGyY, p. 48, pl. 6, fig. 3% text-fig. 11c. Holotype: MGUH15982, figured in pl. 1, figs I1a-b. belonging to the sample GGU270052A.
Type locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5).
Material: Ca. 20 specimens, partly fragmentary, all from same locality and horizon. GGU270052A.
Description: All the specimens are somewhat crushed. The largest specimen, with most of the bodychamber preser- ved, is 73 mm in diameter, while the diameter of the phragmo- cone is 52 mm. The diameter of the phragmocones varies from 22 to 52 mm and bodychambers seem to attain a length
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of about half a whorl. No crowding of the last suture lines has been seen and it is therefore assumed that the assemblage re- presents different growth stages, although sexual dimorphism may not be completely excluded. The best preserved speci- mens show a compressed shape with slightly rounded flanks and with the maximum thickness close to the umbilical edge, an evenly rounded venter, a shallow umbilicus and a high ex- pansıon rate. The umbilical ratio is about 21-27 %, but must be considered slightly higher in uncrushed specimens.
The mother-of-pearl ofthe shell is preserved, revealing fine preservation of shell sculpture. The ornamentation consists of striae, ribs and rare constrictions. The striae are fine and fle- xuous, bending slightly forward ventrally. The ribs are usu- ally single and most strongly developed at the umbilical shoulder and on the outer part of the flanks. However, the ribs are highly variable in strength, shape, distance and distri- bution on the shell. On the inner whorls very faintribs may be discernible atthe umbilical edge and on the inner flanks from a diameter of6 mm, but some specimens stay nearly smooth to a diameter of about 20 mm. As mentioned above, the ribs are usually single, but in rare cases they bifurcate on the outer part of the flanks. In some specimens the ribs are strongly swollen atthe umbilical shoulder. The ribbing is prominent to a diameter of about 40 mm. Fragments of larger bodycham- bers are smooth except for the fine striation. Rare constric- tions may be seen both on early whorls and on otherwise smooth bodychambers.
The suture lines are simple with a broad, shallowly incised slightly asymmerrical first lateral lobe and a small highly asymmetrical second lateral lobe.
Discussion: Some of the specimens are rather similar to Freboldiceras singulare ImLAv, 1959, from Alaska, as descri- bed by Imray (1959, p. 182, pl. 30, figs 1-7), ImLay (1960, p. 102, pl. 14, figs 8-17) and JONnEs in Jones & GranTz (1967, p. 37, pl. 7, figs 1-25). Furthermore, suture lines are very close. However, taking the full spectrum of variation into account, the specimens from Greenland usually differ from the species from Alaska by lacking short secondary ribs, the very rare oc- currence of bifurcating ribs, and the apparently more com- pressed shape. According to JONEs (1967) F. singulare trom Alaska includes further transitional forms between F. singu- lare and Arcthoplites talkeetnanus, not met with ın the mate- rial here described. Jones (1967) considered that the genera Freboldiceras Imıay and Arcthoplites SPATH, together with Grantziceras ImLAY, were derived from a common ancestor. The three genera seem to occur together in Alaska.
The Freboldiceras described here (dated to the early part of the L. tardefurcata Zone on the basis of occurrence together with Leymeriella trollei n. sp.) is believed to be slightly earlier than the Alaskan F. singulare (dating discussed p. 14), and the genus Freboldiceras may thus have evolved slightly earlier from a desmoceratid ancestor than Arcthoplites and may pos- sibly have given rise to that genus.
A few poorly preserved specimens from Svalbard referred to Freboldiceras singulare by Nacy (1970), may belong to the species described here, as they also are indicated as lacking se- condary ribs.
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Arcthoplites Jachromensis (Nıxırın, 1888) (Pl. 2, figs 1-10; pl. 3, fig. 1)
1888 Hoplites jachromensis NIKITIN, p. 57, pl. 4, figs 1-5, 7. 1925 Arcthoplites Jachromensis (NIKITIN); SPATH, p. 76. ?1953 Arcthoplites sp. cf. jachromensis (NIKITIN); DONOVAN, p. 117, pl. 25, figs 3, 4, text-fig. 12. ?1964 Arcthoplites aff. jachromensis (NIKITIN); JELETZKY, p. 78, figs 1A-D. 1970 Arcthoplites jachromensis (NIKITIN); NAGY, p. 51, pl. 8, fig. 1. Material: A profusion of specimens in a few large concre-
tions. GGU270052B. Locality: East Peary Land (fig. 2, loc. 5).
Description: The presence of a large number of speci- mens in the same concretion provides a good opportunity of observing the variability of what must have been a contem- poraneous assemblage. Most specimens are slightly crushed, but are otherwise extremely well preserved, including the na- creous shell. The diameter of the largest specimen is 135 mm, the diameter at the last suture of this specimen is 115 mm and the length of the incomplete body chamber 270°. Except for that specimen, which seems to be mature, the material con- tains growth-stages of all sızes, the smallest one measuring 15 mm in diameter at the last suture. The umbilical ratio shows a wide variation — from 21 to 34 %.
The whorl section is evenly rounded to a diameter of 15 mm, and from that stage becomes subquadrangular until an even rounded form returns in mature bodychambers. The umbilıcal slope is gently inclined and the maximum width is close to the umbilical edge. The ratio between whorl width and whorl height varies from 1.0 to 0.8.
Ribbing begins at a diameter of about 10 mm. The early ribs are rather weak and flexuous but become gradually more straight, although they continue to develop a slight forward bend ventrally. They vary somewhat in strength and sharp- ness, but otherwise show a very persistent pattern with mar- ked, distant primaries bifurcating high on the flanks or with single ribs intercalated. The ribs are well developed ventrally and they persist to the peristome.
The suture line shows a wide, only shallowly incised first lateral saddle, a fairly complex, slightly asymmetrical first la- teral lobe, which is somewhat deeper than the ventral lobe, a second lateral saddle with deep phylloid incisions and a stron- gly asymmertrical second lateral lobe.
Discussion: Some of the species here discussed closely match thetype of A. jachromensis figured by Nikırin in pl. 4, figs 1-2. SaveLıev (1973) has referred (with some doubt) other specimens figured by Nikırın to new species which he esta-
blished on the basis of collections from the ZL. tardefurcata Zone of Mangyschlak (A. nikitini SaveLıev [NiKıtın, pl. 4, figs 3, 4, 6]; A. meridionalis SaveLıev [Nikıtın, pl. 4, fig 7]). These specimens tend to be slightly coarser-ribbed than spe- cimens from Greenland and are all from other localities than the type. Close knowledge of the stratigraphy is necessary to justify this splitting. The Arcthoplites fauna from Mangy- schlak described by SAvELIEv seems primarily to differ from A. jachromensis in a smoother ribbing pattern.
All other Arcthoplites from Alaska, Canada and Svalbard (e. g. A. belli (McLeaArn), A. talkeetnanus (ImLav), A. bir- kenmajeri NaGy) tend to show relations to Freboldiceras in ribbing pattern, e. g. by weakening of the ribbing on venter and bodychamber. Some uncertainty still remains over the delimitation of the two genera.
Middle Albian hoplitids (pl. 3, figs 34)
Material: Two fragments collected by Greenarctic Con- sortium and placed at our dısposal by Dr. Brıan Jones, De- partment of Geology, University of Alberta.
Locality: Eastern part of Kilen, Kronprins Christian Land. Exact locality unknown.
Description: One of the specimens (pl. 3, fig. 4) con- sists of a crushed fragment of Anabhoplites, the sculpture of which shows some similarıty to A. daviesi ornata SPATH (1924, pl. 14, figs 5c-d). The other fragment may be a gastro- plitid. It consists of only an outer mould of the flank and um- bilicus, shown as a cast in pl. 3, fig. 3.
ACKNOWLEDGEMENT
The results described in this paper are based on field work carried out in connection with a mapping programme of North Greenland undertaken by the Geological Survey of Greenland (GGU), in which one of the authors (E. H.) took part in 1978 and 1980. We express our sincere thanks to NIELS HENRIKSEN for the organization of the expe- ditions and to CLAUS HEINBERG and FLEMMING ROLLE, who collec- ted important parts of the material here described. We are grateful to Dr. BRIAN JONES, Edmonton and Dr. ULRICH MAYR, Calgary who made available the hoplitids kept in the Geological Department, Uni- versity of Alberta, and to Dr. E. KEMPER, Hannover, Dr. H. G. Owen, London andDr. D. L. JONES, La Jolla, California for helpful advice on some of the ammonites. We thank also R. G. BROMLEY, K. NIELSEN, |]. AAGAARD, NH. EGELUND, E. NORDMANN and I. NYEGAARD for help in the preparation of text and illustrations.
This paper is published with the approval of the Director of the Geological Survey of Greenland.
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Plate 1
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All figures natural size, arrows mark last suture. Specimens marked MGUH kept in Geological Museum of the University of Copenhagen and specimens marked UA kept in Geological Department of the
University of Alberta, Edmonton.
Figs 145.
Leymeriella trollei n. sp. All from Sample GGU270052A.
Fig. 1. Holotype, MGUH 15972. Complete adult.
Fig.
Fig.
2. MGUH 15973. Bodychamber incomplete. Fig. 3. MGUH15974. Presumably juvenile. 4. MGUH 15975. Presumably juvenile, bodychamber incomplete.
Fig. 5. MGUH15976. Presumably juvenile, bodychamber incomplete.
Figs 6-15.
Freboldiceras praesingulare n. sp. All from sample GGU270052A.
Fig. 6. MGUH15977. Juvenile? specimen, bodychamber incomplete.
Fig. 7. MGUH15978. Juvenile? specimen, bodychamber incomplete.
Fig. 8. MGUH 15979. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete.
Fig. 9. MGUH15980. Juvenile? specimen, bodychamber apparently complete.
Fig. 10. MGUH15981. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete.
Fig. 11. Holotype. MGUH 15982. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete. Fig. 12. MGUH15983. Fragment of adult? bodychamber.
Fig. 13. MGUH15984. Fragment of adult? bodychamber.
Fig. 14. MGUH15985. Fragment of adult? bodychamber.
Fig. 15. MGUH15986. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete.
Fig. 16. Incomplete phragmocone.
Figs 17-18.
Polyptychites middendorffi PavLov, 1914. Sample GGU216118. MGUH15987.
Astieriptychites sp. Sample GGU216117.
Fig. 17. MGUH15988. Fragment of bodychamber. Cast of external mould. Fig. 18. MGUH15989. Fragment of bodychamber. Cast of external mould.
Fig. 19.
Polyptychites michalskii BOGOSLOVSKY, 1902 [m]. Sample GGU216118. MGUH15990.
Zitteliana 10, 1983
BiRKELUND, T. & HAKAnNssoN, E. Plate 1
Figs 1-10.
Plate 2
Arcthoplites jachromensıis (NIKITIN, 1888). All from the same concretion, sample GGU270052B.
Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig.
18 . MGUH15992. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. . MGUH15993. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. . MGUH 15994. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. . MGUH15995. Incomplete phragmocone. . MGUH 15996. Incomplete phragmocone. . MGUH 15997. Incomplete phragmocone. . MGUH15998. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. . MGUH15999. Juvenile specimen with incomplete bodychamber. . MGUH16000. Incomplete phragmocone.
OVvonawmpzuw%Mm
MGUH 15991. Juvenile specimen with incomplete bodychamber.
Zitteliana 10, 1983
BiRKELUND, T. & HARANssoN, E. Plate 2
Fig. Fig.
Fig. Fig.
mn
Plate 3 Arcthoplites jachromensis (NIKITIN, 1888). Sample GGU270052B. MGUH 16001. Nearly complete adult.
Anadesmoceras sp. Sample GGU270052B. MGUH 16002. Incomplete bodychamber.
Gastroplitid. Cast of external mould. UA7027.
Anahoplites cf. A. daviesi ornata SPATH, 1924. Fragment of phragmocone. UA7028.
Zitteliana 10, 1983
BiRKELUND, T. & HAkansson, E. Plate 3
Zitteliana
ISSN 0373 — 9627
The stratigraphy and sedimentation of the Turonian-Campanian in the Southern Province of England
RORY N. MORTIMORE*)
With 5 text figures and 2 tables
ABSTRACT
A new lithostratigraphic and revised biostratigraphic scheme for the White Chalk of the Southern Province of Eng- land is proposed, introducing a Sussex White Chalk Forma- tion with six Members, the Caburn, Lewes, Seaford, Newha- ven, Whitecliff and Portsdown Chalks, based on stratotype sections in East Sussex and the Isle of Wight.
Isopachyte and lithofacies data indicate that the Turo-
nian-Campanian Chalk was deposited in a complex basın with an axial trough surrounded by shelves and containing many local periclinal shaped swells across which condensa- tion occured. Consequently ideal type sections for stratigra- phic purposes are limited. As far as possible the thickest and most complete sections have been chosen as stratotypes but many anomalies occur; these are discussed.
KURZFASSUNG
Eine neue lithostratigraphische Gliederung und ein revi- diertes biostratigraphisches Schema für den White Chalk der Süd-Provinz Englands wird vorgeschlagen. Es wird eine Sus- sex White Chalk Formation eingeführt mit 6 Unterteilungen: Caburn, Lewes, Seaford, Newhaven, Whitecliff und Ports- down Chalk Member, deren Stratotyp-Profile in East Sussex und auf der Isle of Wight liegen.
Isopache Rekonstruktionen und lithofazielle Analysen zei-
gen, daß die Turon-Campan-Kreide in einem differenzierten Becken mit einem axialen Trog abgelagert wurde, umgeben von Schelfgebieten. Dieses Becken enthielt viele lokale kup- pige Schwellen, auf denen Kondensation stattfand. Deshalb sind gute komplette Profile für stratigraphische Zonierungen begrenzt. Die komplettesten und mächtigsten Profile wurden als Stratotyp-Profile ausgewählt, obwohl Anomalien auftre- ten, die hier diskutiert werden.
EABERTOL CONTENTS
I Inrkockeenen 9.0.0. 00.006 0.00 0 0 ua Oh 0.08 100.0.008.0.00.00 00000000000 00000 30.00 000000 O0ONBADE 28 INalsıthostratigraphyareefee Jess. eree 232 etekatetefererckre ale. one ehe Se ehlefe kletterte elete orerekeietefereietete 28 INP@B To stratigrap hy ee ee teste ge: 33 IV. Sedimentation in the Sussex Trough and on itsMargins ...............ucssseesnseeessanenennene 33 VB Stratigraphic/Auoaalie ser Er ee ee re ee efeereerel teten erlernte 36 VL oncluS Ton Sy TE Re Le el jeteketeteieteieretapeferaleteteragengere 40 INC kno wlEdFENTENESEN REEL er leleteVaropelate 40 TEE TUL ER ee etekeleee te eraleleteletelelle et etetehete 40
*) R. N. MORTIMORE, Geotechnical Section, Department of Civil Engineering, Brighton Polytechnic, Brighton, England.
I-INTRODUCTION
Upper Cretaceous stratigraphy in the Southern Province of England (Figure 1) has altered little since publication of the Cretaceous Memoir by Jukes-BrownE & Hırı (19034), (Table 1). Elsewhere, FL£rcHer (1979; and see also FLETCHER & Woop in Wırson & Manning, 1978) and WooD & SMITH (1978) have introduced new lithostratigraphies for the Upper Cretaceous in Northern Ireland and the Northern Province of England respectively. This paper complements that work with the introduction of a new lithostratigraphy (Table 2) for the Turonian-Campanian of the Southern Province of Eng- land. The biostratigraphy remains largely as introduced from France by H£sert (1874) and Barroıs (1876) with modifica- tions by Bryvone (1914) and GAsTEr (1924). It is suggested that amore refined use can be made of inoceramids, Micraster and Echinocorys.
Fig.1 Upper Cretaceous provinces in England and location of strato- type sections in the Southern Province 1. Lewes (Sussex) 2.Sussex coast sections 3. Whitecliffe Isle of Wight
The Southern Province (Figure 1) as understood here is both a biogeographic region as defined by Stoxzs (1975) and a tectofacies region (sensu KrumBEın & Sross, 1955) which is determined partly from the isopachyte orientations (Figure 3) and on lithostratigraphical evidence. The Northern Province (Stores 1975; Woop and SmitH 1978) is clearly defined in Yorkshire, Lincolnshire and northern Norfolk but grades both bio- and lithostratigraphically into a transitional region. This transitional region is not as well researched, and on pre- sent evidence provides difficulties in correlation between the Northern and Southern Provinces because both the litholo- gies and the faunas appear to be transitional. These difference are most apparent in the Coniacian and Santonian.
E23 Upper Cretaceous
IE. LITHOSTRATIGRAPHY
Juxes-Browne & Hırı (1903-4) retained two lithostrati- graphic sub-divisions for the Turonian-Campanian in Eng- land, the Middle and Upper Chalk, although the boundary between these implied formations was taken variously at either the base ofthe Chalk Rock (Figure 4a) or the first flints, or the base of the Sternotaxıs (Holaster) planus Zone. Current
re-mapping of the Chalk by the Institute of Geological Sciences has shown that, at least in Sussex, the boundary bet- ween these two formations is difficult to recognize in the field and therefore, un-mappable. Thus, the Middle and Upper Chalk have been “lumped” into one unit.
PHILLIPS 1818
MANTELL 1822
CALEB EVANS
1870 SURREY
TRADITIONAL STRATIGRAPHY
DOVER SUSSEX
HEBERT 1874
DOVER
PENNING 8 1982 JUKES-BROWI & HILL 1881 1903-4
CAMBRIDGE S.ENGLAND
BARROIS 1876 (England & Ireland) SUSSEX
JUKES- BROW. MORTIMORE
BEDS
In]
Nerovoon TO OXTED RAILWAY CUTTINGS)
CAMPANIAN
CHALK
m: 4
ALUM BAY B
FARLINGTON B
PCRTSDOWN |MEMBER
BEDHAMPTON B
cK
WHITECLIFF B
SOMPTING B
WHITECLIFF
CASTLE HILL B BASTION STEPSB
MEECHING B
CHALK WITH BELEMNITES CRAIE DE PORTSDOWN
OLD NORE B
Zone ä Marsupites
Craie de
Brighton SPLASH POINTB
NEWHAVEN CK
CHALK
SENONIAN ISANToNIAaN] N m z FLINTS BEDS
St.Margarets
28-33 Dover
SEAFORD HEADB
CUCKMERE B BELLE TOUT B
Zone ä SEAFORD CK
Craie de Birling Gap
UPPER (FLINTY)
UPPER OR FLINTY CHALK PURLEY
| _CONIACIAN INTERSPERSEI
FLINTS AND ABUNDANT
ORGANIC
REMAINS
BEDSatog I hton St.Margarets
23-27 Dover
BEACHY HEAD B LIGHT POINT B
BEEDING B HOPE GAP
UPPER (FLINTY) CHALK
UPPER (FLINTY)
[ HOPE Gap B Tamm
[_ NAVIGATION B_ | FtEWES B |
Zone a Craie de Cuckmere
CHALK WITH BANDS OF
CHALK ROCK
7 m z n Au) z
JcHAauk WITH MANY FLINTS
|WHITELEAF BEDS
z
TURONIAN CHALK PARK BEDS
CHALK WITH BANDS OF MARL UPPER MARD
CHALK WITHOUT FLINTS
STRATUM CONTAI "ING NUMEROUS THIN BEDS OF ORGANIC REMAIN
MELBOURN RK
5 IM. cortestudin |M.coranguinum
SRINDER
LEWES CHALK
GLYNDE B
NEW PITS B
SUSSEX WHITE CHALK FORMATION
Zone ä
T, gracilis
Marne de
Ranscombe CHALK
CHALK
HOLYWELL B
CABURN CHALK
Zone ä
I. labiatus
Marne de
Houghton MIDDLE
MELBOURN ROCK
MIDDLE
MEL ROCK
PLENUS M
LOWER
GREY CHALK
Tsrev cr
(GR Se Zr] CHALK MARL
GREY CHALK MARL
CENOMANIAN GREY CHALK
LOWER CHALK MIDDLE CHALK |
CHALK MARL & GREY CHALK LOWER MARDEN PARK
CK MARL
GL. MARL
+ BLUE CHALK MARL
G °o
UGS or GAULT
> > I
> c = 1
Table 1
It is proposed to replace this undifferentiated sequence with a Hedbergian lithostratigraphy, recognizing a Sussex White Chalk Formation with six members which are in turn subdi- vided into beds (Table 2). The sections around Lewes and on the coast between Eastbourne and Brighton in Sussex and the coast section at Whitecliff, Isle of Wight, are selected as stra- totypes.
The Sussex White Chalk Formation is defined as all the chalk above the Plenus Marls ı. e. starting at the base of the Middle Chalk sensu Jukes-BROwnE & Hırı 19034 as preserv- ed in the Southern Province up to the Tertiary erosion surfa- ce. This term follows Rowe’s concept of the White Chalk in his study of the coast sections (Rowe 1900-1907). The highest preserved chalk in the Province is found on the Isle of Wight and in Dorset and falls within the lower part of the Upper Campanian.
On the basis of major lithological changes which neverthe- less do not constitute mappable units, the Sussex White Chalk
EVOLUTION OF LITHOSTRATIGRAPHIC CONCEPTS
Zone &
B-Planus M.de Holywell P MARLS
ı
GREY
=i
Zone a Holaster subglobosus Marne d' Eastbourne
LOWER CHALK
LOWER CHALK
LOWER CHALK
— TNarne gl [| g'Eastbourne
IN THE CHALK OF SOUTHERN ENGLAND
Formation is divided into six units of member status. These lı- thologies are sufficiently distinct to be recognized both in the field and in cores and geophysical logs of boreholes. The di- stinctive lithologies are:
1. Griotte texture (Tucker 1973) a term derived from the Pyrennean Devonian and Carboniferous griotte formations used to describe the marl plexus beds which contain augens of chalk surrounded by interlacing network of marl often with horsetails.
2. Nodular and hardground chalks which represent a series in sea floor lithification and burrowing (BromLEY 1975), from indistinct, slightly red iron-stained lumpy chalks with no clear upper surface to well cemented hardgrounds with well defined upper surface which may be mineralised with glauco- nite and phosphate as well as iron.
3. Soft, featureless chalks, locally laminated, containing very few obvious sedimentary discontinuities but often con- taining distinctive seams of nodular or semicontinuous (tabu-
30
lar) flints. The laminae usually contain small lithoclasts deri-
ved from the cha
truncate burrow structures indicating a post sedimentary ori-
gın.
4, Discrete mar
or the marly chal
primarily on the basıs of scale and structure. For example, Ik and small-scale slump folds and usually marly chalks tend to be massive (1. e. 0.5-1.0 m thickness) while griotte marly layers may range from 0.03 mto 0.5 min thickness but will comprise a heterogeneous plexus. Discrete marls, by contrast, range from 0.03 m to 0.3 m in thickness
but on average are between 0.05-0.10 thick. The seam is
Is are distinct from either the griotte texture ks which contain less than 80% carbonate,
MEMBER BEDS Marker | FAUNULES |SUblTRAD| TIE RITIARY ' Horizon | \noc. [Echin. 2 x |Alum Bay Q = m Beds SE eg EL, 400 © 5 W |Redoubt MO Farlington M O72| Beds } —] Bedhampton 4 Z Portsdown M < Whitecliff 3 Beds , 2 o ggedwnitecliff FI S w hr Whitecliff M Sul S En DB 80% Cotes Bottom en Fe Es 4 5 |Sompting Flint | = | < [5] ® 3 = u W Beds o| _o z Eg> 7, < I oo © |Lancing Flintg : ET a E CastieHi) SH a0 BC = Beds Mr] Pepperbox M @E « n2 Castle Hill M so © won Bastion Er SS © | Steps 177, 5JMeeching M Oplano + S - eeching o 508 © 5 Mesching Emnenfeal = | - balticus = © Peacehaver| /»/:/»/. Pteroides[E.truncatq £.t. | = x Old NoreMarl [E.depressu 2 z Ed [0] a us Old za) z ZJ rer Brighton M SS 2 = Splash is U.s = 22.63 Point Fe a J] o > EI Seaford Marls a = = z ne Seaford un - = a|l- | Zu Head undulato) g 5 N) = je) = n Plicatus E = e3 = | < r = irn Bedwells E = = 5 w a J Columnar Sl » D «|o2 5 o | © a < Cuckmere 8 ° < >3 - 200 = S ° = = m w| Seven j Platycer = 3 | Zu0 ren Sisters Flint |cf involut 8 zZ | W = | BTM M.trans- o | 3 = 7) Tout cfkoen. | ition &3 ° ” Euzenlbesch Hap>>>Shoreham M 4 #| 23 Limo] ehioenmaec] | = e3 - bachi | jens ° Il’ |2le2 : el 3 S [HopeGap| 7 Navigation M 4 S z e3 7) S = 7 Lewes Marl 5 %) (8) Kingston "7377 Er nt 2 0 > Bridgewick 8 ° 7} W + |[Brid ewich 7 ana © 2z Caburn Marı Hotel 22 = w = b KERSELLE, 2 o22 100 - = een Southerham - g= = Zu Glynde } >) o Glynde Marl l.apicalig— — [e 5 New Pits[ 2 NP2 ws NP 1 .o z A yo < r € Beds ® = Kat?! © z [o) a E 4 = x z Lab/lata M =) SIE U = Z . |Holywell 1727.22 & a - v/_/\M S 7} ] no << Beds7 2 42,%, = 3 < T er =0 = L >° IL Melbourn RkgZ 772 EP ZB: [6) as ee 4 Horizon A
PlenusM
Table 2 Stratigraphy of the Sussex White Chalk Formation: Lewes and Whitecliffe stratotypes
much more homogeneous than the griotte marl, has a distinet base and a dark colour and may posess either a plastic or brittle texture. The homogeneous nature of these marl seams (closed seam of Rowe 1900) is maintained over thousands of square kilometres and provides an unmistakable signature on geophysical borehole logs (particularly electrical resistivity and natural gamma). In consequence these marls provide a convenient series of easily recognizable marker horizons within the succession which are used to delimit the bounda- ries between many of the members and beds.
Six members are recognized as follows:
1. The Caburn Chalk Member; type locality Mount Ca- burn, Lewes, Sussex; basal marker, base of the Melbourn Rock (see JEFFERIES 1963 Plate 2 P. 7, Holywell coast section Eastbourne [boundary stratotype]). The whole member comprises predominantly griotte chalks both of a nodular type e. g. Melbourn Rock and Middle Holywell Beds, and a more massive soft chalk type in the remainder of the sequen- ce. Discrete marl seams particularly characterise the upper part of the sequence beginning with the Malling Street Marls atthe boundary between the conventional Mytiloides labia- tus and Terebratulina lata Zones and the lower marl which is also the boundary between the Holywell and New Pits Beds.
2. The Lewes Chalk Member; type locality Lewes, Sussex, basal marker the surface beneath the Glynde Marl at Caburn Pit, Lewes (boundary stratotype). Well developed beds of nodular chalk enter above the Glynde Marl and recur in belts separated by softer sometimes griotte chalks. Discrete marls are present in the lower half of the member and the first regu- lar flint seams enter in the Glynde Beds in association with the first nodular chalks.
The boundary between the Caburn and Lewes Chalk so de- fined does not equate with the boundary between the Middle and Upper Chalk used by the Geological Survey in the south
31
coast counties of England (Jukes-Browne & Hırı 19034) but falls considerably below it (Table 1). Both the Chalk Rock and the Top Rock (Figure 4a and b), however defined strati- graphically, fall within the Lewes Chalk. These two marker units represent varying degrees of condensation resulting in complex amalgamation of nodular chalks to mature hard- grounds. Various horizons have been identified as the Chalk Rock or Top Rock sensu lato (Hırı 1886). These various le- vels are indicated in Figure 4a and b. The Chalk Rock sensu stricto (1. e. WHITAKER 1861; Hırı 1886) has been investigated by BromL£y & Gate (in press). The bed names proposed for the subdivision ofthe Lewes Chalk are intended to replace the ambiguous terms Chalk Rock and Top Rock particularly in the region of the Chalk Rock sensu lato.
Bänderkreide texture, aterm derived from the Maastricht- ian Chalk of north-west Germany (VoıGt & HANTSCHEL, 1956) to describe discrete millimetre-thick lenses of whispy dark clay and silt grade marl occurs at two distinct levels in the Lewes Member. The lower horizon occurs everywhere bet- ween the Lewes Hardground and the Navigation Marl (Figu- re 4a) and the upper horizon between the various hard- grounds and nodular beds comprising the Beachy Head Beds. This streaky marl structure has been referred to the trace fossil Zoophycos and this identification has now been confirmed for the first time in the Sussex White Chalk (R. G. BROMLEY and A. EKDALE, personal communication).
3. The Seaford Chalk Member; type locality Seaford Head, Sussex; basal marker lower Shoreham Marl Seam at Seaford Head (boundary stratotype). Seaford chalk is typical of the featureless lithology but containing numerous laminae at Sea- ford Head and also containing several prominent flint seams of which the Seven Sisters Flint is the most conspicuous.
4. Newhaven Chalk Member; type localities Seaford Head and Newhaven, Sussex; basal marker the Seaford Marl at Sea-
Table 2: Note that the column showing faunules shows levels of abundance and not total ranges.
Key: Shide M = Marl BTM = Belle Tout Marl; NP 2 = New Pits Marl No. 2; Inoceramids: hercyn hercynicus; lamarc lamarcki; I. w. dorf = waltersdorfensis; cf koen. = koeneni;
M. transition
group of Micrasterids as yetnot formally identified transitional between M. decipiens and M. coranguinum with affinities to M. intermedius;
U. s = Uintacrinus socalıs; M.t = Marsupites testudinarins; E. tectiform = Echinocorys scutata var: tectiformis; E. depressu = Echinocorys scutata var: depressula; ©. plano = Offaster planatus (planoconvexus); E. downend = Echinocorys of particular shape found in
the higher Whitecliff Chalk (see also Fig. 4dEE. s. type 6) found at Downend Quarry, Portsdown and not yet formally identified.
3NY
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ford Head (boundary stratotype). The Newhaven Chalk sees the return of griotte marl lithologies but in chalk of greater purity than the Caburn Member and with greater intervals between the griotte marl layers. Of particular interest are some of the discrete marl seams particularly the Brighton Marl in the Marsupites testudinarins Zone and the Old Nore Marl (Figure 4c). Marl in this part of the sequence is restricted to Wessex and Sussex and is better developed in the central part of the trough around Salisbury and Winchester, where for example the Pepperbox Marls appear butare absent in East Sussex at Newhaven. Consequently the upper limit of marl in the sequence is stratigraphically variable but within limited bounds.
5. Whitecliff Chalk Member; type locality Whitecliff, Isle of Wight; basal marker the upper Castle Hill Marl; Castle Hill, Newhaven and Whitecliff, Isleof Wight (boundary stra- totypes). As stated above the upper limit of marl seams around the junction between the Newhaven and Whitecliff Chalk varies between Sussex and Wessex but the Castle Hill Marls remain, everywhere, a major and easily recognizable marker and are therefore chosen as the boundary between
33
these members. With the exception of the Castle Hill Beds, a distinctive flinty unit at the base of the member, in which marl seams such as the Pepperbox Marls are developed in the we- stern partoftheregion, the Whitecliff Chalk is devoid of good marl seams. The member contains flint seams throughout but at certain levels columnar or paramoudra potstone flint hori- zons (sensu BROMLEY etal. 1975) are present and these are late- rally persistent (see Figure 4d). Paramoudras in association with levels of pelletal phosphate enrichment are a feature of the higher part of the member.
6. The Portsdown Member; type localities Portsdown (Bedhampton and Farlington) Hants and Whitecliff, Isle of Wight; basal marker, the Portsdown Marl at Whitecliff (boundary stratotype). Griotte marl seams return in the Portsdown Member and as in the Newhaven Chalk many of the seams are paired (e. g. BryDone 1914). The upper limit of this member is not defined although in the Scratchells Bay sec- tion the return of marl-free chalk can be recognized.
These six members are subdivided into beds (see Table 2) but the delimiting marker horizons for all bed divisions are defined elsewhere (Mortimore in preparation).
IITBIOSTRATIGRAPERY
An internationally agreed scheme for the boundaries and subdivisons of the Coniacian to Campanian is still not resolv- ed. Criticalammonites and belemnites are either absent or not preserved in sufficient numbers in the chalk facies of the Sout- hern Province of England to contribute to such a discussion. However inoceramid, echinoid and brachiopod assemblages are abundant at many levels, and the first two groups potenti- ally allow a more refined subdivision then the traditional zo- nal scheme suggests (Table 2). Some of the critical taxa also occur in the Paris Basin Chalk associated with ammonites no- tably in the Craie de Villedieu and, therefore, a preliminary
statement or their position in the southern English Chalk is considered to be of value.
Ranges of the key marker species, both macro-fossils and foraminifera are shown in Baıtey etal. 1982 against the litho- stratigraphical framework defined here. It is hoped that at a later stage modifications to the zonal structure of the Sussex White Chalk can be made based on Micraster (DrUMMOND in preparation). From BaıL£y etal. Figures2 and 3, it will be seen that an inoceramid zonation is implicit in the Coniacian and Santonian. Inoceramids are also of particular use in subdivi- sion of the Turonian (Table 2).
IV. SEDIMENTATION IN THE SUSSEX TROUGH AND IN ITS MARGINS
Isopachyte data (Figures 3a-d) indicates that the Southern Province Upper Cretaceous was deposited in a broad basin which had an axial trough running close to the northern mar- gin of the South Downs of East Sussex and through Winches- ter and Salisbury to the west. Maximum fluctuation in thick- ness throughout the Upper Cretaceous is concentrated in East Sussex.
Isopachyte maps (Figure 3) demonstrate that areas of shoal- ing are present around the western and northern margins of the basın, (Mid-Dorset Swell and the Berkshire-Chilterns Shelf, Figure 3). Local thinning across periclinal-shaped structures is also apparent from the isopachyte data. Many more of these structures probably exist on both the shelves and in the main basin of deposition. The Wessex part of the Lower Chalk isopachytes (Figure 3a) follow those of Drun- MOND (1970) who defined the Wessex Shelf and Mid-Dorset Swell. The Berkshire-Chilterns Shelf is a region of general
thinning but also clearly contains swell-like structures (Figu- re 3c).
Lithofacies variation is clearly controlled by both the gross basin structure of the region (Figure 3a-d) and the local peri- clinalaxes (e. g. Brighton Dome, Figure 5a). Shelves and local swells tend to be the sites of sediment attenuation and the con- comittant development of nodular chalks and mature hard- grounds. Some marker beds such as marl and flint seams may have been eroded, or in fact never deposited, across such structures as the Brighton Dome. Coarser, calcarenitic chalks are frequently found in the cuvettes associated with local structures, or as in the case of the Kingston Beds, infill the main axis of the trough (Brypone’s Twyford Down facies, Fi- gure 3c, GRIFFITHS & BRYDoNE, 1911 p. 13-14). This facies is now best seen in the upper Kingston Beds in Bridgewick Quarry near Lewes.
34
Coarser sediments on shelves
©, 100 Da5 Zone of maxımum fluctuatıon
Fig.3a Lower Chalk Isopachytes (Metres): Wessex data from Drummond 1970
Area of a condensed M.labiatus zone and well developed Melbourn Rock 60
Area of a condensed T.lata zone
DJ Intermediate area
argate Ir
A 7
6 or DE 2% DE IL 40
Is 60 j Zone ot maxımum MR satıon
Fig.3b Caburn Chalk Isopachytes Low and Mid Turonian (Metres)
Area of typical Chalk Rock (Burghclere Facies of Brydone 1911)
Area of Twyford Down Facies (Brydone 1911) 2m 2 II Intermediate area Ä RI Localities with ‘spurious’ Chalk Rocks « Control point
- RT “Thu LEGEN echt
Fig.3c High Turonian Isopachytes ( Metres)
7 Area of typical Top Rock(Chatwin and Withers 1908 Hope Gap to Light Point Hardgrounds)
Southern Top Rock (Navigation Hardgrounds)
« Control point
\
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N N NN NAN
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42
Zone of maxımum fluctuation
Fig.3d Upper Lewes Chalk Isopachytes(metres) Low and Mid Ccniacian
7
nQ N DERRY
in un
V. STRATIGRAPHIGE ANOMATLTES
i LEWES COMPTON SHILLINGSTONE MERE DOVER 5 NAVIGATION & CABURN BAY DORSET CHARNAGE DOWN I ANGDON & AKERS ° SUSSEX 1.0.W. WILTS Zoe Navigation M 7—— _ _.— m ao z ie} E 45 o > < Z | Lewes HG } Chalk Rock = 40 A of Dover {=} m ao wo = 35 Chalk Rock 2 Sensu Stricto EI % H—— Lewes M 7 % a Th m 3-r—-- + x ao —,’J [7 «|ö fe z[3l3| & © > 2 == [o} x = 5 BGE U CEIM Spurious Chalk Rock on|2 FIw 30 20 == 2 sa 8 | | eapurn Mm = = SE Chalk Rock Sensu Lato E 8 (Sussex, Hants,Dorset) w a« |2 0 WO |Southerham E 7 un — oO ww L) w 2 5 fr} para Lewes Chalk Rock J Giynde M o Fig.4a Variation in the Lower Lewes Chalk in the Southern Province: England The various horizons of Chalk Rock are only shown on the sections where they were named by previous authors LEWES WITH CULVER SHILLINGSTONE MERE DOVER BED: BEACHY HEAD 1.0.W. DORSET WiLTS LANGDON & ST. MARGARETS Shoreham M z o Bruer ot BH 5 M 25 =? z Beachy Head LP2 ) Sponge Beds Wer w el Light point 20 Beeding S b <« 3 Light point 15 zZ & | Hardgrounds © E en Top Rock of HopsiSap z|u|o u Dorset / Wiltshire \ = = = So S Sl Cliffe HG Q Fr Beeding 23 =] Hardgrounds Mezezen Dover Top Rock z {6} (Navıgation HG) o|x« 2 © & m 3 =) Leu Hope Gap Wa Hardgrounds od Io o 2° |Cliffe Hardgnds = _ Navis an Be Top Rock of Sussex and Kent
(Sussex Top Rock)
TUR. .»
Fig.4b Variation in the Upper Lewes Chalk in the Southern Province: England ,showing the many have been taken as top rock replaced by the bed names proposed here
cc 4 SEAFORD BLACK RABBIT PAULSGROVE WHITECLIFF Fr [=] SUSSEX ARUNDEL PORTSDOWN ISLE OF WIGHT W = 2 SUSSEX HANTS r Ira M a w Metres % |Arundel Sp.Bed 20 ö 5 | Telscombe M ns 19 Meeching M 10 Zu °. m z HE —|Peacehaven M / z P — Old Nore M : / 0 A = [-} la IN © © r The so-called flintless B3 y belt of Rowe 1907 ° / o / 2 / ——a Er nt > < H——1 Brighton M > z : ee el. [M] zZ z S z © E z= < n
Asaresult of the variation in thickness and lithofacies indi- cated in Figure 3, it might be expected that correlation of li- tho- and biostratigraphic marker beds would encounter diffi- culties. It is clear from Figure 4a-d, however, that some mar- ker beds not only cross all the structures of the basın but also occur on an interbasinal scale from southern England to the North Sea and possibly beyond. A good example of a persi- stent horizon is given by the Glynde Marl (Figure 4a) which survives the attenuation occuring in the high Turonian bet- ween Lewes and Mere and through the Chiltern Hills and continues into the Northern Province.
On the other hand, marl seams such as the Southerham, Caburn, Bridgewick and Lewes Marls gradually disappear westwards in the sequences of West Dorset (Shillingstone), Mere and in the Chilterns. These Marls then reappear north- wards in thicker sequences in the transitional and Northern Provinces. Even in the more expanded sections such as Do- ver, the Lewes Marl has been cut out in the development of the “Dover Chalk Rock” (Figure 4a; Hırı 1886).') At Lewes the Navigation Marls are cut out at Offham Chalk Pits 1.5 km west of the type locality, whilst southwards the Lewes and Navigation Beds condense from 17 m to 8 m with the resul- tant loss of most flint seams and many nodular beds. Such a condensed sequence is well exposed in Shoreham Cement
Works.
Extreme attenuation has reduced the Lewes Chalk from 80 m at Lewes to 20 m at Mere and in the Chilterns area to some 8-10 m. This process of attenuation was not confined to the Turonian-Coniacian sequence but also affected the Campanian Newhaven and Whitecliff Chalks. Part of the
1) Note terms such as “Dover Chalk Rock” or “Top Rock” are in- tended to indicate horizons referred to by previous authors and are in no way intended to be verification of a stratigraphic terminolo- gy. It is intended that such terms should be replaced by the litho- stratigraphy defined in this paper.
Fig.4c Variation in the Newhaven Chalk in the Southern Province- England
Newhaven Chalk is reduced from 50 m in East Sussex to 20 m
at Whitecliff, Isleof Wight while the Whitecliff Chalk ıs reduc-
ed from 115 m at Whitecliff to 35 m at Downend (Ports-
down) (Figure 4c and d). Altough not shown on the diagram, (Figure 4d), the Whitecliff Chalk in Sussex must have attained a thickness considerably greater than is found on the Isle of Wight based on the evidence from the scatter of quarries in the Worthing District.
Not only are many anomalies in thickness of preserved sedi- ment evident in the region but in some cases displacement of sediment has occured. On the swell around Brighton, the Brighton Dome, (Figure 5a), synsedimentary sliding of blocks of sediment downslope can be demonstrated. This slid- ing has produced distinctive sedimentary-tectonic structu- res, particularly flint shard horizons (the roller beds, Figure 5a). At other localities, such as Downend (GAı£ 1980) on Portsdown, the condensed sediments are involved in a com- plex set of structures which are here interpreted as progressi- vely developed downslope slides which ultimately broke away and produced slump folding and displaced bedding (Figure 5b). Both the Brighton and Portsdown structures probably reflect periods of seismic activity which generated sediment instability. These seismic events possible relate to movement in deep-seated horst structures such as those indi- cated by Lake 1975 linking the Pevensey blocks to the Arling- ton Axis.
As a result of these sedimentary processes selection of a type section for the stratigraphy of the Province becomes cri- tical. The thickest and most continuously exposed sections around Lewes and the Isle of Wight provide the chance of studying the most complete stratigraphy against which lateral variation can be tested.
As an example, it is clear that around Lewes the critical Tu- ronian-Coniacian boundary sequence is more than twice as thick as anywhere else in the province and contains well pre-
ON ee}
MEMBER BEDS
E WHITECLIFF DOWNEND WORTHING z 1.0.W. PORTSDOWN SUSSEX a [e] = == — Side M —ı Felpham Foresh pe2 --], hide N elpham Foreshore F' = & Appledram I = FH 110 = 5 |Farlington M r E3 > | Bedhampton Paır In ° © |Bedhampton M w } o [2] w z H 100 Micro--- & © |Scratchells M HM— | N\ [0] [o} j a rs Pt — 4 Portsdown M 3 o° \ on rn \ E H90 @|Downend 1 —— a w Phosphatic Cks [777] [Main HG — re (Scratchells) [ns [ra | F80 = {2} x 1 Whitechiff or # whitecliffe fing eur a ER Warning Camp F z a 3 e I} 70 w Whitecliffe M eso= — z l N 5 > Cotes Bottom |oao«o | Zoo» Cotes Bottom F <« Flint « Fri + Fr 60 o = ın . a uU z2 | * u E oO w « «5 |z v 3 [e} ° c 50 ° zer S E u o 7 es elle A w - = ° H40 5 |& | 2 |Charmandean Joogag “oood „ | Charmandear. F = = 5 Flint r ° z ° oo ||.» = = = +30 < n | PM Lancing Flint boooo| a hooa b- [7 12 038 = w a H20 ng 52| Pepperbox M —— | er un <ıI S © ze« 20 — I -— CastleH IM F— 2235 . = +10 ugol x |z 7) az] 2 |2» n - Inn ı Zw E F5 © (7) mel) <h = O.p planatus B = Fr a Meeching M O.p planatus(Planoconvexa) +E&———— 4 | Meeching M o au|z IE aos|w > r 7 cc wo . RS Key to Echinocorys identified so far. See also Table 2:- w Sz ES 1 Large forms of Gaster 1924 (E S. gasteri Peake Ms.) IGS Coll ZN SR ES 2 Small forms of Gaster 1924 (ES. cincta/depressula) IGS Coll ZN ES 3 The Charmandean Forms (Mortimore Coll. CL1)
ES4 The Cotes Bottom small forms (Mortimore Coll.CB 2) ES5 The Warning Camp round based forms (Mortimore WC 20) ES 6 The Downend forms (Mortimore Coll. D 18)
Fig.4d Variation in the Whitecliff Chalk in the Southern Province- England
served echinoid and inoceramid taxa either not preserved or poorly preserved elsewhere in the Province but which are an important part of the stratigraphy in Germany and the Paris Basın. These taxa include Micraster praecursor (pars: sensu Row 1899) M. normanniae (Bucauıe) and M. corbovis (FORBES).
The inoceramids are dominated by Mytiloides striatocon- centricus (GUMBEL) s. |. and mytiloid forms of the /. walters- dorfensis ANDERT complex (see also BaıL£y et al. 1982).
In highly condensed sequences, for example in parts of Dorset, Berkshire and the Chilterns, critical ammonites and
other fossils are found occasionally but it has in the past pro- ved difficult to relate individual horizons such as hardgrounds to other more complete stratigraphic sequences.
Other differences within the region are particularly well il- lustrated by the Turonian (Figure 3b) showing the M. labia- tus Zone condensed throughout the North Downs associated with an expanded T. lata Zone. A reverse situation is found in Wessex and it is only in the intermediate area where both zones are expanded and of the same order of thickness that a satisfactory study of their stratigraphies can be carried out.
S
Basin Wide Diastem Hardgrounds 3 HOPE GAP 2 CLIFFE
1 NAVIGATION Tension crack fabric in lithified chalk
Calcarenites banked against the Hope Gap Hardground between Seaford
Vein injection structures in soft chalk Head and Beachy Head
propogating from horizons of sliding
” 2 The Bänderkreide event
Small scale slump beds with flint shards the roller beds over which higher hardgrounds N have rafted down slope
10 Km Fig.5a Diagrammatic representation of sedimentary events across the Brighton Dome during
Micraster normanniae times (low Coniacian)
Oldest beds punched through the main hardground in the centre of the quarry
NE J Old quarry unusual dips [ picked out by flints = m / I ut 7
Rafts of hardgrounds 5 rdisplaced across
7 | anticline Pull-apart with contemporaneous 4 Ba5 = hardening along fracture surfaces
ee
Broken rafted and overturned main SW
Box folds, slumping hardground
across anticline
- 7 Minor diastem Cryoturbation 2 [ w P
Parallel bedded flints in beds overlying the slide complex
Stratigraphy Succession of hardgrounds
Marls (M1,M2) HARDGROUND WITH OVERLYING MARL
MAIN HARDGROUND Shale bed-50,, =
16
6
s 5
SS 4 N 1-3 OLDEST BEDS
Fig.5b DOWNEND PORTSDOWN -A Sketch Block Diagram illustrating the more important field relations
Complex zone, apparent compression interpreted as slumping resultant upon a much larger scale slide inducing under-tow and local diapirism
VI. CONCLUSIONS
A Sussex trough bordered by areas of general thinning in Dorset and the Berkshire Chilterns region is identified as the major feature of the Upper Cretaceous of the Southern Pro- vince of England. Many local anomalies occur, such as projec- ting swells. Asa result, stratigraphic hiati are present and it is only by studying the thickest stratigraphic sequences which occur around Lewes and on the coast of East Sussex, supple- mented by the coast sections on the Isle of Wight that a com- plete stratigraphic picture can emerge.
The South Downs of Sussex are the focus of the maximum fluctuation in thickness in the region. The Wessex Basin of Drummono (1967; 1970) is simply the head of a southeasterly plunging structure which had its main area of deposition in Sussex throughout most of the Upper Cretaceous. This is shown by the parallelism of the isopachyte pattern in the Lower Chalk and the Lewes Chalks (Figure 3).
Altough anomalies are present, nevertheless correlation of many of the major marker horizons and chalk members is possible over very long distances. Where attentuation has re- sulted in the loss of a marker bed, renewed expansion usually sees the reappearance of that bed. Many different levels have been called “Chalk Rock” or “Top Rock” (Figure 4a, b) as a
result of spurious correlations. The new stratigraphy propos- ed replaces these terms with bed and member divisions.
It can frequently be demonstrated that some bedding planes follow marked erosion surfaces and, in many situations, the debris of mixed fossil assemblages scattered through a bed suggests current reworking, transportation and deposition. This clearly suggests that no one locality will necessarily con- tain every aspect of the stratigraphy of the region and that a “type section” will necessarily be a composite.
ACKNOWLEDGEMENTS
I am particularly grateful to my colleague Dr. Phillip Drummond for his continuous help and encouragement throughout the develop- ment of this research project which was funded by Brighton Poly- technic.
The final form of the stratigraphy proposed owes a great deal to discussions with members of the Institute of Geological Sciences, in particular to Ray Gallois, Bob Lake, Roy Shepard-Thorn, Brian Young and Chris Wood. Chris Wood has also been a continuous source of guidance with Chalk palaeontology. My family, Diana, Jamie, Sally and Tom have also proved invaluable field assıstants. Ri- chard Bromley, Chris Wood and Jake Hancock have provided con- structive criticisms of drafts to this paper.
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Zivelann | 10
43-54 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627
43
Biostratigraphie der Kreide-Basisschichten am Haarstrang (SE-Westfalen) zwischen Unna und Möhnesee')
Von
MARTIN HISS*)
Mit 7 Abbildungen ım Text
KURZFASSUNG
Die lithofaziell sehr stark wechselnden Cenoman-Schich- ten am Haarstrang zwischen Unna und Möhnesee werden aufgrund von Ammoniten- und Foraminiferen-Untersu- chungen biostratigraphisch neu gegliedert. Die moderne Ce- noman-Ammonitenstratigraphie für den borealen Fazies- raum kann dabei zugrunde gelegt werden. Dadurch wird eine exakte Korrelation der hier untersuchten Cenoman-Schich- ten mit Vorkommen außerhalb Westfalens erstmals ermög- licht. Mittels Foraminiferen kann für das bearbeitete Gebiet eine Zonengliederung durchgeführt werden, diese wird mit Untersuchungen aus England und Belgien verglichen.
Der Beginn der Cenoman-Sedimentation erfolgt mit der
Transgression über paläozoischen Untergrund im tieferen Untercenoman; nur im W (südwestlich Unna) beginnt die Schichtenfolge erst im oberen Untercenoman. Die Fazies- grenze zwischen der ‚Formation des Essener Grünsandes“ im unteren Teil des Cenomans und der darüber folgenden „Unteren Mergel-Kalk-Formation“ kann für den Ostteil des Gebietes an die Grenze Unter-/Mittelcenoman und für den Westteil in das Obercenoman festgelegt werden. Der dia- chrone Verlauf dieser lithologischen Grenze ist sowohl mit Ammoniten als auch Foraminiferen nachzuweisen. Der Grenzbereich zwischen Cenoman und Unterturon ist im ge- samten Gebiet durch eine Schichtlücke gekennzeichnet.
NBSTRACHT
Biostratigraphy of Cenomanian deposits in the Haarstrang Hills between Unna and Möhnesee has been revised, based on ammonites and foraminifers. Lithofacies characteristics of these deposits are very variable. The new subdivision is based onthe modern ammonite biostratigraphy of the Boreal realm, which made possible, for the fırst time, to precisely correlate the deposits investigated with occurrences beyond Westfalia. Foraminifers enabled a zonal subdivision which is compared with the results obtained in Belgium and England.
Cretaceous deposition started transgressively over the Pa- leozoic basement in lower Early Cenomanian times; only in
the west (SW of Unna) the sequence begıns with the late Early Cenomanian. The facies boundary between the ‚Essen Greensand Formation‘ of the Lower Cenomanian and the overlying „Lower Marl-Limestone Formation“ corresponds with the boundary Lower/Middle Cenomanian in the east, whereas in the west it is situated within the Upper Cenoma- nıan. The diachronous extension of this lithologic boundary can be proved by both ammonites and foraminifers. The Ce- nomanian/Turonian boundary is characterized by a hiatus in the entire area investigated.
1 EINTERTUNG
Im Rahmen des internationalen Forschungsprogramms ‚„Mid-Cretaceous-Events“ werden von der Arbeitsgruppe Münster die „‚Mittelkreide“-Transgressionssedimente (Alb
!) Beitrag zum IUGS-major-Projekt Mid-Cretaceous-Events, na- tionale Förderung durch die Deutsche Forschungsgemeinschaft. Beitrag Nr. 16 der Arbeitsgruppe Münster.
bis Unterturon) Westfalens neu bearbeitet. In diesem Zu- sammenhang stehen stratigraphisch-fazielle Untersuchungen der Kreide-Basissedimente am heutigen Kreide-Südrand
) M. Hıss, Geologisches Landesamt Nordrhein-Westfalen, De- Greiff-Str. 195, Postfach 1080, D-4150 Krefeld.
44
&Hamm
Dortmund Bochum
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Abb. 1. Übersichtskarte mit Lage des untersuchten Gebietes am Südrand des Münsterländer Kreidebek- kens. Verbreitung des Cenomans'nach H. ARNOLD (1964).
(Haarstrang) zwischen Unna und Möhnesee (M. Hıss 1981). Die unmittelbar dem paläozoischen Untergrund auflagern- den Kreide-Sedimente sind in diesem Gebiet (Abb. 1) ın meh- reren Steinbrüchen zugänglich und waren in den letzten Jah- ren in einigen kurzzeitigen Aufschlüssen sehr gut zu beobach- ten. Das Cenoman- und teilweise Unterturon-Alter dieser Sedimente ist seit langem bekannt, jedoch war bisher eine ge- naue biostratigraphische Gliederung nicht möglich, da strati- graphische Faunen-Bearbeitungen in der faziell häufig wech-
selnden Schichtenfolge weitgehend fehlten. Es konnte nun eine große Zahl von Ammoniten horizontiert aufgesammelt und beschrieben werden (M. Hıss 1982a). Ferner wurde die Foraminiferenfauna stratigraphisch ausgewertet. Dadurch ergibt sich erstmals die Möglichkeit, die Kreide-Basissedi- mente am Haarstrang nach modernen Gesichtspunkten im Detail biostratigraphisch zu gliedern und mit Cenoman-Vor- kommen außerhalb Westfalens zu korrelieren.
2, LEI HOSTRATIGRAPEIE
Das Cenoman am Kreide-Südrand zwischen Unna und Möhnesee lagert diskordant dem gefalteten Paläozoikum auf. Das Normalprofil beginnt mit einem nur wenige Zentimeter mächtigen Basalkonglomerat. Es folgen eine zunächst über- wiegend klastische Serie (Limonit-Sandstein-, Glaukonit- Sandstein-Horizont) und darüber glaukonitisch-karbonati- sche Sedimente (Glaukonit-Sandmergelstein-, Glaukonit- Sandkalkstein- und glaukonitischer Übergangshorizont). Diese basalen Schichten werden zusammen als ‚‚Formation des Essener Grünsandes‘“ bezeichnet (M. Hıss 1981). Die darauf lagernden Sedimente der ‚‚unteren Mergel-Kalk-For- mation‘“ beginnen mit kieseligen, hornsteinführenden Kalk-
steinen, setzen sich mit arenitischen Kalkmergelsteinen fort und werden zum Hangenden hin durch eine Kalkknollen- bank abgeschlossen. Die darüber folgenden Mergelsteine (la- biatus-Schichten) haben bereits unterturones Alter. Abweichend vom Normalprofil treten lateral starke Faziesänderungen auf (Abb. 2). Diese werden durch eine ausgeprägte Oberflächenmorphologie des paläozoischen Un- tergrundes hervorgerufen. Auf Untergrunderhebungen (Klippen und Schwellen) ist die Schichtenfolge oft lückenhaft oder faziell abweichend (Klippensedimente) ausgebildet. Im Bereich von Senken ist das Cenoman — wie im Normalprofil beschrieben - in der Regel vollständig entwickelt.
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46
Diesen lokalen und regionalen Faziesschwankungen ist eine generelle Faziesänderung übergeordnet. Im Raum Unna wird die Cenoman-Schichtenfolge vollständig durch die Formation des Essener Grünsandes vertreten. Nach E geht der Anteil dieser Formation auf Kosten der rein karbonati- schen Sedimente (untere Mergel-Kalk-Formation) zurück. Neben der faunistischen Datierung einzelner lithostratigra- phischer Einheiten ist daher die Klärung des zeitlichen Ver-
laufs dieser generellen Faziesänderung von besonderem In- teresse.
Die Mächtigkeit des Cenomans am Haarstrang schwankt stark, bedingt durch die großen Faziesunterschiede. Im Raum südlich von Unna beträgt sie nur wenige Meter (0 m bis 5 m). Sie nimmt nach E allmählich zu und erreicht am Möhnesee etwa 20 m bis 25 m (ausführliche Darstellung der Lithostrati- graphie bei M. Hıss 1982b).
3» BISHERIGE GLIEDERUNG
Die bisherige biostratigraphische Gliederung des Ceno- mans in Westfalen geht auf C. SCHLUTER (1876 a,b) zurück. Mit geringfügigen Ergänzungen und nomenklatorischer Überarbeitung (P. Kukuk & D. Woransky 1941; ©. Seıtz 1952) findet diese Gliederung noch heute ihre Anwendung (z. B. H. Arnorp 1964a; E. SEıBErTz 1979; vgl. Abb. 4). Schon seit langem ist aber bekannt, daß einige der ScHLU- ter’schen Zonenfossilien eine stark faziesabhängige Verbrei- tung zeigen und gerade in den lithologisch sehr unterschiedli- chen Sedimenten am Kreide-Südrand in mehreren Zonen gleichzeitig auftreten können (vgl. z. B.: R. Bärtıing 1920: 172; T. WEGNER 1926: 453). Eine Gliederung auf exakter bio- stratigraphischer Grundlage sowie biostratigraphische Kor- relationen mit Cenoman-Vorkommen außerhalb Westfalens werden dadurch sehr erschwert. Bisher war es aber nicht möglich, eine genaue, überregional vergleichbare biostrati- graphische Gliederung zu erarbeiten, da in den faziell sehr un- terschiedlichen Cenoman-Sedimenten in Westfalen exakte lı- thostratigraphische Bearbeitungen und neuere Untersuchun- gen der Mikro- und Makrofaunen fehlten. Inzwischen liegen aber erste Ergebnisse in dieser Richtung vor (J. M. Hancock et al. 1972; ]J. Wıepmann 1979; |]. WIEDMANN & H. L. SCHnEIDER 1979; C. Fries 1979; M. Hıss 1979, 1981).
Die stratigraphische Gliederung des Cenomans im engeren Untersuchungsgebiet geht in ihren Grundzügen auf R. BART- LınG (1909, 1911, 1920) zurück. Er teilt das Cenoman in die von C. SCHLUTER aufgestellten Zonen. Dabei konnte er fest- stellen, daß im Raum Billmerich (südlich Unna) das gesamte und im Raum Ense-Bremen (südlich Werl) nur noch die un- terste Zone des Cenomans in glaukonitischer Fazies ausgebil- det ist. Bei der Zonen-Abgrenzung berücksichtigt er zwar die Fauna, stellt aber gleichzeitig fest, daß eine rein paläontologi- sche Gliederung nicht möglich ist, da mehrere, verschiedenen Zonen angehörende Leitfossilien nebeneinander in einem Horizont auftreten (R. BArrıınG 1911: 102). Die Abgren- zung der Zonen erfolgt daher nach rein lithostratigraphischen Gesichtspunkten. Alle späteren Bearbeiter gliedern das Ce- noman im Untersuchungsgebiet in Anlehnung an R. BArT- LınG ebenfalls weitgehend nach lithologischen Aspekten (vgl. Abb. 3). Nach Auffassung der meisten Autoren beginnt die Schichtenfolge mit dem Untercenoman (,,Zone des Pecten asper und Catopygus carinatus“). Nach B. BESCHOREN (1927) gehören die ältesten Sedimente aber bereits dem Mittelceno- man an (,‚Zone der Schloenbachia varıans und Hemiaster
gripenkerli“).
4. DIE MODERNE CENOMAN-GLIEDERUNG
Eine moderne Ammoniten-Zonengliederung im borealen 'Faziesraum des nördlichen Europas wurde zunächst von J. M. Hancock (1959) für Nordfrankreich (Sarthe) erarbei- tet. Weitere biostratigraphische Bearbeitungen vor allem in Südengland durch W. J. Kennepy (1971), W. J. Kenneoy & J. M. Hancock (1970, 1971, 1978) führten zu der in Abb. 4 wiedergegebenen und heute in Nordwesteuropa allgemein anerkannten Zonengliederung. Die von W. J. Kenneoy ur- sprünglich als „‚assemblage-zones‘“ aufgestellten Untertei- lungen der mantelli- und rhotomagense-Zone werden heute unterschiedlich als ‚„‚Subzonen“ oder oft auch als selbständige Zonen behandelt.
Diese moderne Zonengliederung ermöglicht Vergleiche mit mediterranen und außereuropäischen Ablagerungsräu- men. Wenn dabei im einzelnen auch noch Differenzen auftre- ten, so sind doch überregionale Korrelationen möglich (z. B. J. WıEDMANN & G. Kaurrmann 1978; J. WIEDMANN 1979). Neuere Untersuchungen, die diese Zonengliederung zugrunde legen oder sich darauf beziehen, liegen für einige
mitteleuropäische Kreidegebiete inzwischen vor (z. B.: Sach- sen: K. A. TROGER 1969; Nordfrankreich/Belgien: F. Ro- BASZYNSKI 1978; Bayrische Alpen: H. Immer 1979; Russische Tafel: D. P. Namm 1979). Auch erste Ansätze, diese auf Westfalen zu übertragen, sind inzwischen gemacht worden (J. M. Hancock et al. 1972; J. WıEDmann & H. L. SCHNEL- DER 1979; C. Fries 1979; A. LOMMERZHEIM 1979; M. Hıss 1979,1981)).
Die Basıs des Cenomans wird definiert durch das erste Auf- treten von Ammoniten der Gattung Mantelliceras, Sharpeice- ras, Acompsoceras zusammen mit dem häufigen Vorkommen von Schloenbachia varians (Sow.) und Hypoturrilites (W. J. Kennepy & J. M. Hancock 1978). Die genaue Grenze zwischen Alb und Cenoman ist vermutlich durch eine Schichtlücke, verbunden mit Aufarbeitungshorizonten, ge- kennzeichnet. Von J. WIEDMANN & H. L. SCHNEIDER (1979) und J. Wıepmann (1979) wird in Westfalen ein bisher wenig bekanntes Übergangsniveau zwischen Alb und Cenoman vermutet und durch Ammoniten belegt. Die Autoren schla-
Lithostrtigraphie
im Bereich Bausenhagen — Möhnesee
HISS 1981
K. BESCHOREN 1927
R. BÄRTLING 1920
R. BÄRTLING 1909,1911
südlich Soest
F KÜHNE 1938 [Blatt Möhnesee, Neheim -Hüsten]
K. BESCHOREN 1927
R. BÄRTLING 1911
P KUKUK 1938 [keine biostratigra- phischen Grenzen ]
K. BESCHOREN 1927
R.BÄRTLING 1920
R. BÄRTLING 1909,1911
R. BÄRTLING 1911 [Blatt Unna, west- lich von Schelk]
Unna Bausenhagen | Bremen |
F. KAHRS 1927
R. BÄRTLING 1920 [Do-Horde -Billmerich)
H. WILDBERG 1980 [ohne biostratigra- phischen Bezug]
Lithostrafigraphie im Bereich
Billmerich — Schelk
HISS 1981
Abb. 3.
am Haarstrang.
(Karbon)
Paläozoikum
Formation des Essener Grünsands
Untere Mergel -Kalk-Formation
Schwellensedimente
Limonit -Sand-/Glauk / Glaukon -Sand-
Kalkmergelstein- [Kalkknollen-
Horizont bank
varians - Schichten [kc 1/2]
P asper + C. carinatus S. varians +H. gripenkerli | A.rhotomag.+ H. subglobos
rhotomagense -Schichten [kc3]
Schichten m A. plenus Kalkknollenb
weiße bis graue Mergelkalke
gelbliche, schwach kieselige Kalksteine
Essener Grünsand glaukonitischer Mergel
untere Mergelkalke = varıans - Planer
Essener Grünsand
Essener Grünsand glaukonitischer Mergel
untere Mergelkalke = varıans - Pläner
Essener Grünsand
Toneisenstein
K
Toneisenstein Konglomerat
Basalkongl
Brauneisen - steinhoriz
een Zander een en horizont Sant) Sandmergel-
Essener Grünsand
onglomerat
Unterer Grünsand =Cenoman-Grünsand
Unterer Grünsand glaukon. Mergel mit S varıans
Grünsandmergel mit Konglo -
in Taschen merat an der Basis in Taschen
Rotkalke
fossilarme| knollige
Kalkbank
Schichten m. A. plenus Kalkknollenb
rhotomagen-Sch. helle Mergelkalke
hangende Mergelkalke
Kalkmergel |Knollenkalk
Schichten m A. plenus Kalkknollenb
rhotomagen-Sch helle Mergelkalke
fossilarme| knollige Kalkbank
arme rhotomagense-Sch helle Mergelkalke
arme rhotomagense - Sch knollige Kalke
glaukon. Kalkmergel mit A. plenus
Toneisenstein Konglomerat
Essener Grünsand
glaukon Über - ı gangs H.;
unterer oberer Essener Grünsand
Formation des Essener Grünsands Mergel SDIeTee
Klippensedimente ee IL
knollige Kalkbank
glaukon Kalkstein
Glaukonit -
Zusammenstellung der bisherigen litho- und biostratigraphischen Gliederungen des Cenomans
48
Ammoniten-Zonengliederung in Nordwesteuropa
Ammoniten-Zonen
Subzonen
Typische Ammoniten und Leitfossilien nach W.J. KENNEDY & JM. HANCOCK (1978)
Bisherige Gliederung in Westfalen nach C. SCHLUTER 1876
| Mammites nodosordes
(= nodosordes-Zone)
Calycoceras naviculare
(= naviculare-Zone)
Acanthoceras rhotomagense
Sciponoceras gracile
Inoceramus labiatus
labiatus-Zone
Sciponoceras gracıle Metoicoceras geslinianum (Actınomax plenus)
Eucalycoceras pentagonum Calycoceras navıculare
Eucalycoceras pentagonum Calycoceras naviculare
‚Acanthoceras jukesbrowni
große Acanthoceraten
Turrilites acutus
Turrilites acutus Calycoceras
‚Actinocamax plenus
Acanthoceras rhotomagense
Scaphites equalıs und
(= rhotomagense-Zone)
Cenoman
Turrilites costatus
Turrilites costatus Scaphites equalis Sciponoceras baculoide
Holaster subglobosus
‚Acanthoceras rhotomagense-Gruppe
Mantelliceras ex gr. dixoni
Schloenbachia varıans (flache Formen)
Mantelliceras ex gr. dixoni Schloenbachia varians
Mantelliceras mantelli Mantelliceras saxbii
M. saxbıı, M. ventnorense, M. mantelli,
S. varians (wenig aufgebläht) u. Hemiaster gripenkerli Hyphoplites falcatus
(= mantelli-Zone) Hypoturrilites carcitanensis
S. varians, M. mantellı, M. tuberculatum, H. carcıtanensis,
Pecten asper und Catopygus carinatus
Anisoceras armatum (Neohibolites ultimus)
Abb. 4. Ammoniten-Zonengliederung in Nordwesteuropa.
gen daher vor, die ‚Zone des Utaturiceras vincinale (Sto- LıczKA)“ unterhalb der Zone des Hypoturrilites carcitanensis (MATHERON) für dieses Niveau einzuführen. Im Untersu- chungsgebiet treten einige Ammoniten auf, die möglicher- weise aus unterstem Untercenoman stammen. Die Annahme einer selbständigen Zone des Utaturiceras vincinale kann aber weder bestätigt, noch widerlegt werden (s. u.).
Die Basis des Turons — und damit die Hangendgrenze des Cenomans - ist durch das erste Auftreten von /noceramus la- biatus (SCHLOTH.) und Mammites nodosoides (SCHLUTER) in- ternational festgelegt. Dadurch wird die „‚plenus-Zone“ frü- herer Bearbeiter ganz dem Cenoman angeschlossen und ent- spricht in etwa der gracıle-Subzone.
Untersuchungen an parastratigraphisch wichtigen Begleit- faunen sind zum Teil noch in Bearbeitung und daher noch nicht in jedem Fall auf die Verhältnisse in Westfalen übertrag- bar. Durch K. A. TröGEr (1981) wird eine Inoceramen- Gliederung des Cenomans in Mittel- und Osteuropa durch- geführt. Im hier untersuchten Gebiet fehlen jedoch gut erhal-
tene Inoceramen weitgehend, so daß diese Gliederung keine Anwendung finden kann.
In der hier vorgelegten Untersuchung können Foraminife- ren zur biostratigraphischen Gliederung herangezogen wer- den. Dem Vergleich mit den hiesigen Verhältnissen dienen vor allem neue biostratigraphische Untersuchungen aus Süd- england (D. J. Carter & M. B. Harr 1977) und Belgien/ Nordfrankreich (F. Rogaszynskı 1978). Die von diesen Auto- ren zur Abgrenzung der Cenoman-Basis benutzten plankto- nischen Foraminiferen fehlen hier. Mit Hilfe agglutinierender Foraminiferen (C. Fries 1979, 1980) kann die Basis des Ce- nomans jedoch angenähert bestimmt werden. Die Basıs des Turons wird nach D. J. Carter & M. B. Harr (1977) nach mikrofaunistischen Gesichtspunkten (Aussetzen von Rotalı- pora, Einsetzen von Globotruncana) in Südengland in den Horizont der plenus-Mergel gelegt. Sie stimmt nicht genau mit der durch Ammoniten bestimmten Grenze überein, son- dern liegt etwas tiefer im Profil (vgl. F. Rosaszynskı 1978: Fig. 3).
5. BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNGSMÖGLICHKEITEN AUFGRUND DER AMMONITENFAUNA
Die Ammoniten des Untersuchungsgebietes (ausführliche Beschreibung bei M. Hıss 1982a) stammen vorwiegend aus den basisnahen Schichten. In höheren Profilteilen werden sie seltener. Eine zeitliche Gliederung mit Hilfe der Ammoniten- fauna ist daher insbesondere für die direkten Transgressions- sedimente und die unmittelbar darauf folgenden Horizonte möglich.
Die stratigraphische Reichweite der im Untersuchungsge- biet auftretenden Ammoniten zeigt Abb. 5. Albische Am- moniten treten nicht auf; lediglich die Gattung Anisoceras hat ihren Ursprung bereits im Alb, reicht aber bis in das Ceno- man hinein. Einige Arten können aus allertiefstem Unterce- noman stammen, kommen aber auch noch darüber vor. Die
möglicherweise vorhandene Zone des Utaturiceras vincinale (im Sinne von J. Wıepmann 1979) kann weder bestätigt noch widerlegt werden (diese Zone ist daher in Abb. 4 und Abb. 7 als fraglich gekennzeichnet).
Direkt an der Kreide-Basis treten Ammoniten des Unter- cenomans kondensiert auf. Sie wurden während der Fossilisa- ton umgelagert, angereichert und resedimentiert (vgl. M. Hıss 1981: 161 ff; M. Hıss 1982a). Das sie umgebende Se- diment ist jünger als die Fossilien. Damit geben die Ammoni- ten zwar das Mindestalter der Transgression an, verlieren aber in bezug auf die Altersdatierung der einbettenden Sedimente an Aussagewert. Der Umlagerungszeitraum und damit das Alter der Sedimente kann aber mit Hilfe der Ammoniten ein-
Cenoman unter mittel ober rhotomagen | navıculare
maximale Reichweite Hauptverbreitung wem (wahrscheinliches Vorkommen)
«« Vorkommen fraglich
vincinale (?) carcıtanensis Jukesbrowni
costatus
Sciponoceras baculoide
Anısoceras Sp
Turrilites (0) ex gr puzosif
Turrilites (B) cf essenensis
Turrilites (H.) gravesianus
Turrilites (E.) scheuchzerian = = Turrilites (M.) boerssumensis wi 1
Scaphites equalis
Hyphoplites arausionensis
Schloenbachiıa varıans SSP.
Mantelliceras mantellı
Mantelliceras tuberculatum
Mantelliceras laterotuberc.
Mantelliceras costatum
Mantelliceras saxbii
Mantelliceras cf. saxbıi
Mantelliceras ventnorense
Abb. 5. Stratigraphische Verbreitung der im Untersuchungsgebiet auftretenden Ammoniten.
gegrenzt werden. Im Aufschluß Ense-Bremen I lagern zum Beispiel an der Kreide-Basis (Glaukonit-Sandkalkstein-Ho- rizont) ausschließlich Ammoniten des tieferen bis mittleren Untercenomans (carcitanensis- und saxbu-Subzone). Im darüber folgenden, scharf abgegrenzten glaukonitischen Übergangshorizont treten aber Ammoniten des oberen Un- tercenomans auf (dixoni-Subzone). Der Ablagerungszeit- punkt des ersten Horizonts liegt also noch vor dem oberen Untercenoman, da Ammoniten der dixoni-Zone hier fehlen. Der glaukonitische Übergangshorizont ist frühestens im obe- ren Untercenoman sedimentiert worden. Unabhängig von Ammonitenfunden kann diese stratigraphische Einstufung durch Foraminiferenfaunen bestätigt werden.
Der Beginn der Kreide-Transgression erfolgte im unter- suchten Gebiet mit dem untersten Untercenoman (carcıta- nensis-Subzone). Da sich Ammoniten dieser Subzone haupt- sächlich in der Nähe von Schwellen (z. B. in Ense-Bremen oder Höingen) oder auf Klippen (z. B. Frömern) finden, muß angenommen werden, daß diese bereits sehr frühzeitig vom Meer bedeckt waren. Nur im SW von Unna scheint die Transgression erst im oberen Untercenoman einzusetzen. Die ältesten Ammoniten aus Basissedimenten in Billmerich (Turrilites boerssumensis SCHLUTER, Acompsoceras sarthense
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(GU£RANGER) haben nämlich ihre Hauptverbreitung im höhe- ren Untercenoman und sind hier wahrscheinlich in die dixo- ni-Subzone einzustufen. Diese Datierung kann ebenfalls durch Foraminiferen bestätigt werden.
Die Sedimente der Formation des Essener Grünsandes zei- gen untercenomanes Alter. Eine genauere Einstufung ist auf- grund der oben erwähnten Fossilkondensation nur bedingt möglich. Der glaukonitische Übergangshorizont im oberen Teil der Formation des Essener Grünsandes wurde östlich von Unna während der dixoni-Subzone sedimentiert (Man- telliceras ex gr. dixoni SparH aus Ense-Bremen I). Südlich von Unna reichen glaukonitische Sedimente auch noch in das Mittelcenoman (rhotomagense-Zone) hinein, wie durch Acanthoceras cf. rhotomagense (BRONGNIART) aus Schelk be- legt werden kann. Weiterhin ergab die Untersuchung der Fo- raminiferenfauna, daß bei Billmerich (südwestlich von Unna) die Formation des Essener Grünsandes auch noch das Ober- cenoman umfaßt. Die Grenze zur Unteren Mergel-Kalk- Formation verläuft also von E nach W aufsteigend deutlich diachron.
Zu Anfang des Mittelcenomans (costatus-Subzone) beginnt östlich von Unna die Untere Mergel-Kalk-Formation mit kie- seligen und Hornstein führenden Kalksteinen. Aus diesem Horizont konnte von mehreren Lokalitäten Acanthoceras cf. rhotomagense geborgen werden. Im Profil Stockum sind im Grenzbereich zum glaukonitischen Übergangshorizont in ei- ner lokalen Schwellenregion Ammoniten des Untercenomans (Mantelliceras mantelli (Sow.)) zusammen mit mittelceno- manen Formen (Scaphites equalis Sow.) eingebettet. Diese Kondensation dürfte auf ähnliche Umlagerungsprozesse zurückzuführen sein, wie sie oben für die untercenomanen Basissedimente beschrieben wurden.
Die Grenze zum Obercenoman sowie das gesamte Ober- cenoman ist mit Ammoniten nicht näher erfaßbar, da hier die entsprechenden Fossilfunde fehlen. Ebenso liegen aus der Kalkknollenbank des höheren Cenomans keine neuen Ma- krofossilfunde vor. Eine Einstufung in das höchste Cenoman aufgrund des in der Literatur aus dieser Bank beschriebenen Actinocamax plenus (BLamviLLE) (= gracile-Subzone) scheint möglich zu sein. Hier ist aber Vorsicht geboten, da die Kalk- knollenbank als ausgeprägte Hartgrundbildung während eı- nes längeren Sedimentationsstillstandes anzusehen ist (vgl. M. Hıss 1981: 199 ff). Sie enthält viele Grabgänge, die wahr- scheinlich erst später mit Sediment verfüllt worden sind. Es ist also denkbar, im Moment aber leider nicht nachprüfbar, daß Actinocamax plenus erst zu einem späteren Zeitpunkt nach der Ablagerung der Kalkknollenbank in dieses Sediment ge- langt ist. Hierfür spricht zum Beispiel, daß dieser Belemnit ausschließlich in dieser Bank oder (im mittleren Ruhrgebiet) auch unmittelbar darüber angereichert vorkommt. Mögli- cherweise ist also das Grundsediment der Kalkknollenbank zu einem frühen, nicht genau festlegbaren Zeitpunkt im höhe- ren Cenoman abgelagert, das höchste Obercenoman (,,ple- nus-Zone“) aber nur reliktisch als Grabgangfüllung darin enthalten.
6. BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNGSMÖGLICHKEITEN AUFGRUND DER FORAMINIFERENFAUNA
Die Foraminiferen des hier dargestellten Gebietes wurden in Anlehnung an die Untersuchungen von C. Fries (1979) und R. Baumeister (1980) aus dem Raum Bochum bestimmt und beschrieben (M. Hıss 1981: 150ff). Eine weitere, aus- führliche Darstellung der Foraminiferenfauna befindet sich in Vorbereitung (M. Hıss in Vorb.). Die Verbreitung der Fora- miniferen wird vorwiegend von den stark schwankenden Fa- zies-Verhältnissen bestimmt. Es treten nur wenige, in ihrer Verbreitung sicher stratigraphisch festgelegte Arten auf, die mit oben zitierten Untersuchungen aus England und Belgien verglichen werden können. Viele von dort beschriebene, vor allem stratigraphisch relevante Arten fehlen hier. Vermutlich faziell gebundene Arten kommen aber zusammen mit strati- graphisch genau festgelegten Foraminiferen vor. Sie setzen gemeinsam an stratigraphischen Grenzen ein und können so in gewisser Weise als Leitfossilien, zumindest für das Unter- suchungsgebiet, gelten.
Die Foraminiferen-Untersuchungen haben ebenfalls ge- zeigt, daß lithostratigraphische Horizonte von W nach E Faunen unterschiedlichen Alters führen können. So tritt zum Beispiel Rotalipora cushmani (MorRrow) (Leitfossil für obe- res Mittel- bis Obercenoman) östlich von Frömern im Kalk- mergelstein-Horizont und westlich davon im glaukonitischen Übergangshorizont auf. Einige kalkschalige Benthoner kommen im E ab der Hornsteinbank vor und treten weiter westlich bereits im Glaukonit-Sandmergelstein-Horizont auf (Cibicides grobenkoi Axımerz, Lingulogavelinella globosa (Brotzen), Gavelinella intermedia belorussica (AKıMETZ)). Die schon früher beschriebenen (R. BArrLinG 1920) diachron verlaufenden Faziesgrenzen können somit durch die Unter- suchung der Foraminiferen- und Ammonitenfaunen zeitlich genau festgelegt werden.
Die Verbreitung der Foraminiferen in der Cenoman- Schichtenfolge am Haarstrang ist in Abb. 6 dargestellt. Stra- tigraphisch wichtige Arten sind besonders markiert. Es ist möglich, sechs Foraminiferen-Zonen auszuscheiden. Die Abgrenzung dieser Zonen im Vergleich zur Ammoniten-Or- thostratigraphie kann wie folgt durchgeführt werden:
Foraminiferen-Zone I, tieferes Untercenoman (carcı- tanensis- bis saxbü-Subzone): Arenobulimina (Arenobuli- mina) preslii (Rzuss) fehlt, sie setzt erst mit Beginn der Zone Il ein (vgl. C. Fries 1979). Lingulogavelinella formosa
(BroTZEn) ist verbreitet. Gavelinella berthelini (KELLer) kommt vereinzelt vor.
Foraminiferen-Zone II, oberes Untercenoman (di- xoni-Subzone): Arenobulimina (Arenobulimina) preslu (Reuss) tritt erstmals auf. Zingulogavelinella formosa (BROT- zen) klingt in dieser Zone endgültig aus (vgl. D. J. CARTER & M. B. Hart 1977: Fig. 9). Gavelinella berthelini (KELLEr) kommt nicht mehr vor.
Foraminiferen-Zone III, unteres Mittelcenoman, etwa der costatus-Subzone entsprechend: Plectina cenomana CARTER & HaRrT setzt ein (vgl. D. J. CARTER & M. B. HART 1977), ebenso kommt Gyroidinoides nitida (Reuss) erstmals vor. Vialovella frankei (CusHmAn) zeigt nahe der Obergrenze der Zone II ein deutliches Häufigkeitsmaximum (im mittle- ren Teil des Untersuchungsgebietes besonders gut zu beob- achten).
Foraminiferen-Zone IV, mittleres Mittelcenoman, etwa der acutus-Subzone entsprechend. Verschiedene kalk- schalige benthonische Foraminiferen setzen ein: Cibicides grobenkoi Axımerz, Lingulogavelinella globosa (BROTZEN), Lingulogavelinella cf. formosa (BRrOTZEN). Psendotextula- riella cretosa (CusHMman) zeigt ein deutliches Häufigkeitsma- ximum in geringem Abstand oberhalb des Maximums von Vialovella frankei (Cusuman). Flourensina intermedia Ten Dam setzt in dieser Zone eın.
Foraminiferen-Zone V, oberes Mittelcenoman bis Obercenoman, etwa der jukesbrowni-Subzone bis navicnla- re-Zone entsprechend. Die Zone V stimmt mit der Rotali- pora cushmani/Praeglobotruncana stephani-Zone bei D. J. Carter & M. B. Harr (1977) überein. Verschiedene planktonische Foraminiferen setzen ein: Rotalipora cush- mani (Morrow), Rotalipora deekei (Franke), Praeglobo- truncana stephani (GanDoLr), Praeglobotruncana delrioen- sis (Pummer). Ebenso kommt Gavelinella intermedia belo- russica (AKkıMETZ) erstmals vor. Kalkschalige Foraminiferen (Plankton und Benthos) treten insgesamt häufiger auf.
Unterturon, labiatus- Schichten (nodosoides-Zone): Rotalipora cushmani (Mor- row) und Rotalipora deekei (Franke) fehlen. Zweikielige Globotruncanen aus der Gruppe der Globotruncana margi- nata (Russ) treten erstmals auf. Hedbergellen kommen mas- senhaft vor. Es fehlen viele agglutinierende Foraminiferen.
Foraminiferen-Zone VI,
Globotruncana marginata oO Praeglobotruncana stephanı © Praeglobotruncana delrioensis © [e) °
Rotalipora deekei Rotalipora cushmanı Hedbergella sp. sp Ramulina sp Dentalına sp.
Palmula sp
Frondicularıa sp.
Gavelinella interm. belorussıca Gavelinella ammonoıdes Cibıcides grobenkoi Lingulogavelinella globosa Lingulogavelinella cf formosa Gyroıdinoides nitida Gavelinella cenomanıca Gavelinella ınterm. intermedia Lenticulina sp. Sp.
Gavelinella baltica Lingulogavelinella formosa Gavelinella berthelini Gaudryina_ellisorae Flourensina intermedia [0] Ataxophragmium crassum Dorothia filiformis Dorothiıa gradata Plectina cenomana Glomospirella sp. Ammodiscus cretaceus Eggerellina mtermedia Arenobulmina (A.) preslii Arenobulmina [N] obesa Arenobulimina (P ] mınıma Arenobulmina (P] chapmanı Vialovella frankei Placopsilina cenomana Plectina mariae Pseudotextulariella cretosa Dorothia turrıs
Lituolide Foraminiferen Arenobulimina (P) truncata Tritaxia trıcarınata Arenobulimma [N] elevata Arenobulimina (P.) bochumensis Arenobulimma [C.] dorbigny Arenobulimina (C.) anglica Arenobulimina (C.) advena Reophax dentalıiniformis Ataxophragmium compactum Ataxophragmıum depressum Lituola ırregularıs Spiroplectammina cf baudouınıana Reophax quttifera Arenobulimina (A.) cf. obliqua Haplophragmoıdes rugosus Reophax hamulus Reophax scorpiurus
Planktoner
0000| jo
Kalkschalige Benthoner
Agglutinantier
V IV
Foram. Zonen
> 30%
7-30%
M. dıxoni
A Jukesbrowni T. acutus T. costatus M. saxbıi carcitanensisı
Zonen
SE 5
C. naviculare
Ammoniten
Leitfossil
Ja4un |J3g0 1a441W Ja4un
uUDWOUS)
— sehr haufig m massenhaft [0]
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Abb. 6. Stratigraphische Verbreitung der Foraminiferen im Untersuchungsgebiet und Foraminiferen-
Zonengliederung.
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7. BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNG DER SEDIMENTE IM UNTERSUCHUNGSGEBIET
Aufgrund der Faunenuntersuchungen ist es möglich, die Sedimente des Untersuchungsgebietes biostratigraphisch ein- zustufen. Diese Gliederung ist in Abb. 7 dargestellt (vgl. auch Abb. 2). Folgende Ergebnisse können festgehalten werden:
a) Beginn der Kreide-Transgression
Die Kreide-Transgression beginnt im untersuchten Raum im tiefsten Untercenoman (carcıtanensis-Subzone, Ammoni- ten dieser Subzone sind im gesamten Bereich südlich und öst- lich von Unna nachzuweisen). Spätestens im höheren Unter- cenoman (dixoni-Subzone) wird auch der westliche Teil des Untersuchungsgebietes (südwestlich von Unna) überflutet.
b) Sedimente des Untercenomans
In Billmerich (südwestlich von Unna) haben lediglich einige Klippensedimente, in Frömern (südlich von Unna) Klippensedimente und (in der Normalfazies) die Basissedi- mente bis einschließlich Glaukonit-Sandstein-Horizont un- tercenomanes Alter. Zwischen Schelk und Wickede (Pro- file Schelk bis Wiehagen, vgl. Abb. 2) ist die Grenze Unter- /Mittelcenoman nicht genau festlegbar; sie liegt im oberen Teil des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts. Eine Unter- gliederung des Untercenomans ist hier nicht durchführbar. Östlich von Wickede haben der Glaukonit-Sandmergel- stein- bzw. Glaukonit-Sandkalkstein-Horizont und unterla- gernde Schichten tieferes Untercenoman-Alter (carcitanen- sis- bis saxbü-Subzone), der glaukonitische Übergangshori- zont gehört dem oberen Untercenoman an (dixoni-Subzone). Auf der Schwelle bei Günne (Möhnesee) sind unterceno- mane Reliktsedimente in Schichten des tieferen Mittelceno- mans eingebettet. Ferner kann die „„Hangende Mergellage“ (vgl. E. SPEETZEN et al. 1974) im Vergleichsprofil Rüthen in die Foraminiferen-Zone I (tieferes Untercenoman) eingestuft werden.
c) Sedimente des Mittelcenomans
Im höchsten Untercenoman und tiefen Mittelcenoman be- steht in Billmerich und Frömern eine Schichtlücke, li- thologisch durch eine Aufarbeitungszone an der Basıs des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts, paläontologisch durch einen deutlichen Faunensprung innerhalb der Forami- niferen-Fauna belegt. Diese Schichtlücke kann weiter östlich nicht nachgewiesen werden. Sie ist in Frömern und Billmerich vermutlich aufgrund der küstennahen Position so deutlich ausgebildet. Mehrere kurzzeitige Sedimentationsunterbre- chungen sind aber auch weiter östlich im Zusammenhang mit Hartgrundbildungen im Horizont der kieseligen und Horn- stein führenden Kalksteine wahrscheinlich.
Das tiefere Mittelcenoman (Foraminiferen-Zone III) beginnt östlich von Wiehagen (westlich davon nicht ge- nau festlegbar) mit dem Horizont der kieseligen und Horn-
stein führenden Kalksteine und endet mit dem Häufigkeits- maximum von Vialovella frankei unterhalb der Hornstein- bänke. Ammoniten aus der Gruppe um Acanthoceras rhoto- magense kommen in diesen Schichten vor.
(Foraminiferen- Zone IV) ist durch das Häufigkeitsmaximum von Psendotex-
Das mittlere Mittelcenoman tulariella cretosa im gesamten Gebiet gut zu erkennen. In Frömern gehört der gesamte, in Billmerichder untere Teil des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts in diese Zone. Östlich von Schelk sind die Hornsteinbänke sowie einige Dezimeter des Kalkmergelstein-Horizonts dieser Zone zu- zuordnen; östlich von Delecke ist die Hangendgrenze nicht mehr aufgeschlossen.
d) Sedimente des Oberen Mittelcenomans bis Obercenomans
Der obere Teil des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts von Billmerich, der glaukonitische Übergangshorizont von Billmerich und Frömern, der Kalkmergelstein-Horizont von Frömern und den weiter östlich gelegenen Profilen sowie die Kalkknollenbank im gesamten Gebiet können in die Forami- niferen-Zone V eingestuft werden. Die Zone beginnt mit dem ersten Auftreten von Rotalipora cushmani (östlich von Schelk wenige Dezimeter oberhalb der Hornsteinbänke). Der Zeit- umfang der durch die Kalkknollenbank dokumentierten Schichtlücke kann nicht näher angegeben werden (s. o.). Die Sedimentationslücke beginnt vermutlich irgendwann im Obercenoman. Höchstes Obercenoman ist wahrscheinlich nur reliktisch vorhanden (,‚plenus-Zone“).
e) Sedimente des Unterturons
Die labiatus-Schichten beginnen im gesamten Gebiet mit scharfer lithologischer Grenze oberhalb der Kalkknollenbank und sind durch das Auftreten von /noceramus labiatus (SCHLOTH.) bereits nahe ihrer Basis sowie das Vorkommen von Globotruncana marginata (Reuss) und das Überwiegen von planktonischen Foraminiferen gekennzeichnet. Inwie- weit die im Obercenoman beginnende Schichtlücke auch noch das Unterturon umfaßt, kann nicht mit Sicherheit gesagt werden. Da die genannten Leitfossilien normalerweise erst etwas oberhalb der Cenoman/Turon-Grenze einsetzen, ist anzunehmen, daß die Sedimentationsunterbrechung bis in das tiefere Unterturon hineinreicht.
DANKSAGUNG
Ich danke Herrn Prof. Dr. M. KAEVER und Herrn Prof. Dr. U. ROSENFELD, die beide die Anfertigung dieser Arbeit durch zahl- reiche Diskussionen und Anregungen gefördert haben. Herrn Dr. ©. FrIEG danke ich für wertvolle Hinweise bei der Bestimmung der Foraminiferen.
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München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627
ET BE TE BE Epikontinentale Unterkreide-Ablagerungen in Polen
Von SYLWESTER MAREK*)
Mit 5 Abbildungen und 1 Tabelle
KURZFASSUNG
Das Unterkreidebecken des polnischen Flachlandes hat sich innerhalb der ausgedehnten, paläotektonischen Einheit entwickelt, die sich seit dem Zechstein, auf dem südwestli- chen Abhang der Pre-Vendischen Plattform gebildet hatte. Innerhalb dieses Beckens hat sich die Mittelpolnische-Sedi- mentationsfurche ausgesondert, die genetisch an die tektoni- schen Tornquist-Teisseyre Zone gebunden ist. Durch diese Zone ist im ganzem Mesozoikum und Känozoikum der Zu- sammenhang verschiedener, paläogeographischer Provinzen gewährleistet, und zwar die Verbindung des nördlichen At- lantık im Nordwesten und Westen mit der westlichen Tethys im Süden und Südosten. Das polnische Gebiet der Unterkrei- de-Sedimentation befand sich näher am Tethys-Ozean, be-
dingt durch die initiale Transgression der Unterkreide aus dieser Richtung. Im Berrias und Valangin dominierten die Te- thys-Einflüsse, im Hauterive und Barreme-Mittelalb sind da- gegen entscheidende Beeinflussungen den von Westen und Nordwesten eindringenden Ingressionen zuzuschreiben.
Vollständige Kreideprofile sind grundsätzlich auf diese mittelpolnische Furche begrenzt, wo im Kujawischen Ab- schnitt bis 600 m Mächtigkeit erreicht werden.
Charakteristisch für das Unterkreide-Becken im Flachland Polens ist seine transgressive Entwicklung, die durch die fort- schreitende Überlagerung mit immer jüngeren, stratigraphi- schen Einheiten über das Neokom charakterisiert ist.
ABSTRACT
The Lower Cretaceous basin of the Polish Plain developed within the large paleotectonical unit which was formed since the Zechstein - during Triassic and Jurassic-on the SW-Slope ofthe Pre-Vendic platform. Within this basin the Central-Po- lish Trough developed which is genetically related to the Tornquist-Teisseyre lineament. This zone connected several paleogeographic provinces during the whole Mesozoic and the Cenozoic periods: the Northern Atlantic in the NW and W with the Western Tethys in the Sand SE. The Polish part of Lower Cretaceous sedimentation was located closer to the Tethys Ocean, which follows from the direction of the initial
transgression of the Lower Cretaceous in Poland. Tethys in- fluence dominated during the Berrias and Valanginian, howe- ver during the Hauterivian and Barremian-Middle Albian the ingressions from the W and NW resulted in decisive altera- tions.
Complete sections of the Cretaceous are limited to the Cen- tral Polish Trough where a thickness of up to 600 m is measu- red in the Kujawic region. The Lower Cretaceous Basin in the Polish Plain is characterized by its transgressive tendency which is demonstrated by the progressive onlap of younger stratigraphical units upon the Neocomian.
ISEINLEITUNG
Dieser Beitrag stellt eine Zusammenfassung der Stratigra- phie und Lithologie sowie der paläogeographisch-tektoni- schen Entwicklung der Unterkreide im Polnischen Flachland dar. Unterkreideablagerungen werden seit über 100 Jahren intensiv untersucht. Es ist unmöglich eine vollkommene Liste
*) S. MAREK, Instytut Geologiczny Warszawa, 01-005 Warszawa, ul. Nowolipie 16 m 25, Polen.
der benutzten Literatur zu bringen. Ich werde mich auf die wichtigsten Publikationen der letzten Jahre beschränken.
Zur Erforschung der Stratigraphie und der Paläogeogra- phie der Unterkreide haben wesentlich S. Marek und A. Raczynska beigetragen (S. Marek 1961, 1965, 1967, 1968, 1969; S. Marek & A. Raczynska 1973a, b, 1979a, b, 1982; A. Raczynska 1967, 1979) sowie J. DemsowskA (J. DEM- BOWSKA 1973, 1979; J. DEMBOWsKA, & S. MArEX 1975, 1976,
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1979), A. Wırkowskı (1968) und $. Cıesuısskı (1959a, b. 1960).
In Süd-Polen wurde die epikontinentale Kreide von W. Morvc & J. Wasnıowska (1965), S. GEROCH, A. JEDNO- ROWSKA & W. Morrxc (1972) erforscht.
Große Bedeutung für die Stratigraphie und die Sedimenta- tionsbedingungen haben die mikrofaunistischen Untersu-
chungen von W. BiELEckA und J. SztEjn (W. BiELecka 1975; W. BiELECKA & J. SztEjn 1966; J. SztEein 1967, 1968, 1969a, b, 1982; $. Marek, W. BiELECKA, & J. SzTEIN 1969) sowie die mikrofloristischen Untersuchungen von J. Mamczar (1966, 1973, 1982). Sedimentologisch-petrographischen Forschun- gen liegen von M. Harapınska-Derciuch (Archiv-Material) vor.
1. PALAOGEOGRAPHISCHE LAGE
Die Entwicklung des Unterkreidebeckens des Polnischen Flachlandes erfolgte auf einer ausgedehnten jungpaläozoi- schen-mesozoischen Einheit, die sich am südwestlichen Rand der prävendischen Plattform und ihres Vorlandes gebildet hatte. Innerhalb dieses Beckens erfolgte die Ausbildung einer schmalen mittelpolnischen Sedimentationsfurche, die sich entlang von Bruchzonen entwickelte die wiederum durch ver- tikale Blockbewegungen (R. Dapıez, $. MArEK 1969) mit nur geringem Anteil an den Kompressionsspannungen der Dislokations-Vertikalkomponente charakterisiert ist (R. DADLEZ).
Die mittel-polnische Furche ist genetisch mit der tektoni- schen Teisseyre-Tornquist-Zone verbunden (]J. Znosko 1969, 1975). Im Mesozoikum und Känozoikum verband diese Zone zwei paläogeographische Provinzen: die Nordat- lantische Provinz im Nordwesten und Westen und die West-Tethys-Provinz im Süden und Südosten. In der Nord- atlantischen Provinz erfolgte die Ozeanöffnung in der Unter- kreide zwischen Iberia und Neu-Fundland sowie zwischen Grönland und Skandinavien. In der West-Tethys-Provinz wurde mit Ende des Jura und in der Unterkreide die im Meso- zoikum herrschende Ozeanöffnung von einem Ozeanschlie- ßen mit Gebirgsbildung abgelöst (R. Danırz 1980). Das pol- nische Unterkreidebecken befand sich näher an dem ozea-
nischen Gebiet der Tethys als des Atlantiks, daher drangen die initialen Unterkreide-Transgressionen ım Riazanıan von Südosten in das Gebiet Polens ein.
Im Berrias und Valangin dominierten im Polnischen Flach- lande die Tethys-Einflüsse, dagegen waren im Hauterive und Barreme-Mittelalb die Ingressionen aus dem sich in Nordwe- sten entwickelnden Atlantischen Ozean von entscheidender Bedeutung.
Vollständige Profile der Unterkreide sind auf die mittel- polnische Furche begrenzt (Abb. 1-5). Im Abschnitt der größten Subsidenz, — das heißt im Kujawy-Teil der Furche — ist eine kontinuierliche Sedimentation der Jura- und Unter- kreide-Bildungen zu beobachten und die Unterkreide er- reicht hier bis 600 m Mächtigkeit (Abb. 1).
Außerhalb der Furche sind größere lithologisch-stratigra- phische Reduktionen vorhanden. Das Unterkreide-Becken des Polnischen Flachlandes ist charakterisiert durch eine Transgression, die durch immer weiter übergreifende Lage- rung der jüngeren Sedimente zum Ausdruck kommt.
Charakteristisch ist auch die Entwicklung eines tektoni- schen Grabens auf dem Abhang der prävendischen Plattform, während des Berrias-Apt (Abb. 2).
II?STRATIGRAPHIE UND’LITHOTLOGIE
1. BERRIAS (Tabelle 1)
An der Jura-Kreide-Wende bildeten sich im Polnischen Flachland wie im Germanischen und Pariser Becken brak- kisch-lagunäre Purbeck-Becken, die zur mittelpolnischen Furche begrenzt waren. Zu dieser Zeit entstanden Mergel und Evaporite sowie teilweise Oolith- und Muschel-Kalksteine.
Die Jura-Kreide-Grenze (Colloque Cretace inferieur, 1963 und 1973) verläuft innerhalb der Sedimente der Purbeck-Fa- zies (J. KuTtEk 1962; $S. Marek 1967; W. BIELECKA, J. SZTEIN 1966; S. MArEk, W. BIELECKA, J. SzTEjn 1969; W. BIELECKA 1975; J. Demsowska, & S. Marek 1975, 1976, 1979; J. Mauczar 1966, 1973, 1982). Diese Grenze verläuft unge- fähr im Hangenden der Ostrakoden-Zone ‚‚E‘ mit folgenden Arten: Fabanella ansata (Jones), Klieana alata (MarTın) und Mauteliana purbeckensis (Forses) (W. BiELECKA, J- Szrein 1966; W. BıeLeckA 1975).
Die überlagernden Purbeck-Ostrakoden-Zonen „D, C, B“ und ‚‚A“ beweisen Unter-Berrias, das oft mit der Ober- Wolga-Stufe korreliert wird (R. Casey 1977; A. Zeıss 1977).
Die Ostrakoden-Zonen ‚„‚D, C, B“ sind als brackisch-lim- nische Sulfat-Karbonate und Ton-Mergel ausgebildet, dage- gen besteht die brackisch-marine Ostrakoden-Zone „A“ aus Tonsteinen und mergeligen Schluffsteinen, höher aus sandi- gen Kalksteinen mit Detritus von Cyrena, Solen, Cardium und Paludina.
Neben der brackischen Ostrakode Cypridea cf. posticalis (Jones) treten marine Ostrakoden wie Palendocytherea und Schuleridea sowie die Foraminiferen Ammobaculites, Eogut- tulina und Lenticulina auf.
Die Ostrakoden-Zone „A“ kennzeichnet die initale Rya- zan-Meerestransgression (S. MAREk 1967). Aus Vergleichen mit dem anglo-germanischen Becken folgt, daß die Ostrako- denzonen „‚D, C, B“ und ‚‚A“ dem oberen Teil des unteren
MÄCHTIGKEITEN DER UNTEREN KREIDE (Berrias -Mittleres Alb)
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Abb. 1. Mächtigkeiten der Unterkreideablagerungen (Barreme-Mittelalb). 1 = sichere Isopachyten; 2 = vermutliche Isopachyten; 3 = Verwerfungen; 4 = primäre Barreme-Verbreitung; 5 = Gebiet der vollkom- menen postkretazischen Erosion; 6 = Gebiet der teilweisen postkretazischen Erosion; 7 = Linie des paläo-
tektonischen Profiles; 8 = Karpatenflysch-Aufschiebung.
Lipno Skepe Szczawno Zuromin-1 Dziafdowo 4-Olszyny
2 Bo > — 4
0 10 20 30 4O 50km Seesen]
Abb. 2. Paläotektonischer Querschnitt der Unterkreide. 1 = Sandsteine; 2 = Tonsteine und Schluffstei- ne; 3 = kalkige Sandsteine; 4 = Verwerfungen; Be - Berrias; W = Valangin; W,. = Platylenticeras-Unter- valangin; W,, = Polyptychites-Untervalangin; W, = Obervalangin; H = Hauterive; H, = Unterhauterive; H, = Oberhauterive; Ba-A, = Barreme-Mittelalb; A = Pagörki-Glied; B = Gopto-Glied; C = Kruszwi-
ca-Glied.
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il LITHOLOGISCHE
STUFE LEITFOSSILIEN FORMATIONEN w = | 3 =) ce | in Mogilno-F. x 3 < = ec 1 [2 = u Simbirskites x {=} oc N VE ee m = a = = Endemoceras Wioclawek-F. = =} x w Dichotomites und Saynoceras = en = [e} a ee ee age = S im Polyptychites Bodzanöw-F. = SA ee un zuır z — Platylenticeras und Neocomites = Surites und Eutymiceras Rogo2Zno-F. - N = = = = = = = 2 [04 < — a x Riasanites und Malbosiceras cc [=) = m A ee aber [& = = IB = fe; = Ostracoden [4 =) u[D e Zr [22] Keynia-F. 4 | | 218 ed m & HD- Ostracoden a = o F I Tabelle 1.
Stratigraphisches Profil der Unterkreide im polnischen Flachland.
Purbecks und dem mittleren Purbeck Englands sowie dem oberen Teil der Münder-Mergel-Formation Deutschlands entsprechen. Diese stratigraphische Einstufung des Purbecks im Polnischen Flachland bestätigen die palynologischen Un- tersuchungen. Nach J. Maumczar (1966, 1982) war die herr- schende Pflanzengruppe im Purbeck die Cheirolepidaceae (z. T. bis 8790). Wesentlichen Anteil an den Pflanzengemein- schaften hatten auch Nadelbäume mit den Familien Taxodia- ceae-Cupressaceae sowie Pinaceae-Podocarpaceae; außerdem waren auch Filicales mit der Familie Gleicheniaceae vertreten.
Sedimente der Purbeck-Fazies erreichen eine Mächtigkeit bis 100 m wobei auf die Ostrakodenzone ‚‚A“ 30 mentfallen.
Ober-Berrias — die Ryazan-Stufe ist gut mit Ammoni- ten belegt, die eine Einteilung dieser Stufe in die Schichten mit Riasanites und Malbosiceras (unten) und in die Schichten mit Surites und Euthymiceras (oben) erlauben (S. MArEK, A. Raczyıska 1979a, b, 1982).
Schichten mit Riasanites und Malbosiceras: sandige Schluffsteine, Sandsteine und sandige Kalke mit Riasanıtes riasanensis (WENETZKY) LAHUSEN, Praetollia cf. maynei SparH, Subcraspedites sp. div., Malbosiceras cf. malbosı (Pıcter), Retowskiceras cf. andrussovi (RETOWsK1), Pictetice- ras cf. picteti (JacoB), Picteticeras cf. Jauberti (MAzEnOT) und andere.
Schichten mit Surites und Euthymiceras: (Tonsteine, Schluffsteine mit sandig-sideritischen Einlagerungen und Sphärosideriten) mit: Surites cf. spasskensis (Nıkırın), Suri- tes cf. subtzikwinianus (BoGosLowskı), Externiceras Sp., Subcraspedites sp. sp., Riasanites sp., Neocosmoceras cf. sayni (SIMIONESCU), Euthymiceras cf. euthymı (PıctEr), Neo- cosmoceras cf. platycostatum (Sayn), Neocosmoceras flabellı- forme (Hecarar), Fanriella sp. cf. boissieri (PıcrEr) und Bevriasella sp.
Die erwähnten Ammoniten vertreten hauptsächlich süd- und mittelrussische Arten und nur untergeordnet nordrussi- sche.
In der Ryazan-Stufe treten auch reichlich Lamellibranchia- ten auf, vor allem Exogyra sinuata (Sowerby) sowie Forami- niferen und Ostrakoden. Unter den Foraminiferen herrschen die kalkschaligen Gattungen Lenticulina, Vaginulinopsis, Reinholdella, Trocholina, Citharina und Epistomma vor, weniger zahlreich sind die agglutinierenden Formen: Ha- plophragmoides, Trochammina und Reophax. Ostrakoden sind mit den Gattungen Protocythere, Schuleridea, Cyther- ella und Paranotacythere vertreten.
Mikrofloristische Untersuchungen konnten nachweisen, daß an der Wende der Purbeck-Fazies zu den marinen Sedi- menten der Ryazan-Stufe ein plötzliches Verschwinden der Familie Cheirolepidaceae erfolgte und eine Entwicklung der Nadelbäume-Coniferales der Familien Taxodiaceae-Taxa- ceae-Cupressaceae (bis 50%) und der Familien Pinaceae-Po- docarpaceae (bis 8%) einsetzte. Zu beobachten ist ein hoher Anteil an Farnen vor allem der Familie Gleicheniaceae (bis 31%), dagegen traten Schachtelhalme (Equisetales) und Bär- lappgewächse (Lycopodiales) zurück. Nach J. Mamczar (1966, 1973, 1982) weist der Sporen- und Pollenkomplex auf eine größere Feuchtigkeit in der Ryazan-Stufe als im Purbeck hin.
Die Mächtigkeit des ganzen Berrias erreicht 160 m, des ma- rınen Anteils 60 m.
2. VALANGIN
Das Unter-Valangin ist im Polnischen Flachland in die Platylenticerasschichten (unten) und die Polyptychites- Schichten (oben) unterteilt.
Platylenticeras-Schichten bilden eine Kontinuität zur ma- rinen Ryazan-Stufe. Es sind vor allem Tonsteine, unterge- ordnet Schluffsteine, im Randgebiet sandige Sedimente mit Sideriteinlagerungen ausgebildet mit vereinzelten Ammoni- ten Platylenticeras (Pl.) heteropleurum postrum (KOENEN), Platylenticeras (Pl.) gevrilianum gevrilianum (D’ORBıcNY), Platylenticeras (Tolypeceras) marcoisianum inflatum (KoE- NEN), Neocomites neocomiensis (D’ORBIGNY), Neocomites neocomiensis var. premolica (Sayn), Polyptichites sp. ct. gravidus (KOENEN) sowie Belemniten Oxyteuthis primus BrASZKIEWICZ.
Lamellibranchiaten sind vertreten durch zahlreiche Exo- gyra sinnata (SowerBY); auch die Mikrofauna ist reich. Unter den Foraminiferen herrschen agglutinierende Formen: Tro- chammina, Glomospirella, Verneuillinoides, Haplophrag- moides, Reophax und Ammobaculites. Untergeordnet treten auch kalkschalige Foraminiferen auf wie Lenticulina, Astaco- lus, Saracenaria, Citharina, Reinholdella, Trocholina, Epi- stomina, Spirilina, Eoguttulina, Globulina und Vaginulinop- sis. Ostrakoden sind spärlich mit Protocythere, Schuleridea und Paranotacythere vertreten. Die Platylenticeras-Schich- ten erreichen eine maximale Mächtigkeit von 60 m.
Polyptychites-Schichten weisen im zentralen Beckenteil eine lithologische Dreiteilung auf. Den mittleren Profilteil bilden limnische, graue Sandsteine, meistens feinkörnige mit mittel- und grobkörnigen Sandsteineinlagerungen mit reich- lich inkohltem Pflanzendetritus und tonig-kohligen Linsen mit Muskowit. Dagegen den unteren und oberen Profilteil bilden feingebankte, marine Tone und Schluffsteine mit Ei-
senkonkretionen. Im unteren Profilteil wurden vereinzelt Bruchstücke der Ammonitengattung Polyptychites und der Ostrakodengattung Dolocytheridea gefunden. Außerhalb des Beckenzentrums in West-Polen bilden die Pobyptychi- tes-Schichten vorwiegend Sandsteine mit Zwischenlagen von Rhizoiden-Schluffsteinen, die auf eine Sumpfsedimentation hinweisen. Die stratigraphische Lage der ausgesonderten Po- Iyptychites-Schichten zeigt ihre Lage oberhalb der Platylenti- ceras-Schichten und unterhalb des Obervalangin. Die maxi- male Mächtigkeit der Polyptychites-Schichten beträgt ca. 120-150 m.
Das Ober-Valanging (Schichten mit Dichotomites und Saynoceras) zeigt eine neue marine Ingression. Im zen- tralen Beckenteil bilden sich im Ober-Valangin graue und aschgraue Tonsteine, Schluffsteine mit Sandsteineinlagerun- gen, ziemlich häufig sind sandig-dolomitisch-sideritische Zwischenlagen mit Kalzit- und Eisenoolithen. Die Ammoni- tenführung ist gut: Dichotomites bidichotomus (LEYMERIE), Dichotomites cf. biscissus (KoEnen), Dichotomites cf. pet- schorensis (BoGosLowskı), Polyptychites cf. ramulicostatus (Pawzow), Polyptychites cf. michalskuüi (Bocostowskı), Polyp- tychites nuclens (ROEMER), Polyptychites cf. ascendens Kor- NEN, Neocraspedites complanatus (KOENEN), Saynoceras ver- rucosum (D’OrBıcnY), Leopoldia sp. cf. biassalensis (Kara- KASCH), Astieria bachelardi Sayn, Neocomites biformis SAyN, Bochianites neocomiensis (D’ORBIGNY) u. a.
Unter den Lamellibranchiaten treten zahlreich auf: Pano- pea cf. gurgitis (BROGNIART), Grammatodon cf. securis (D’Orsıcny) und Arten der Gattungen Corbula, Gervillea, Trigonia, Chlamys sowie Ostrea.
Im südöstlichen Teil des Polnischen Flachlandes besteht das Ober-Valangın, das dort dasälteste Glied der Unterkreide darstellt, hauptsächlich aus mergeligen und kalkigen oolith- eisenhaltigen und detritischen Gesteinen.
Außer Lamellibranchiaten ist in diesen Sedimenten auch Schalenschutt von Brachiopoden, Ammoniten, Bryozoen und Würmern festzustellen. Epikontinentale tonig-sandige Sedimente von wahrscheinlichem Ober-Valangin-Alter wur- den unter dem aufgeschobenen Karpaten-Flysch festgestellt (S. GEROCH, A. JEDNOROWSKA, W. Morvc 1972).
In den Schichten mit Dichotomites und Saynoceras kommt eine reiche Mikrofauna vor. Außer den agglutinierenden Fo- raminiferen Glomospirella, Ammodiscus und Haplophrag- moides finden sich häufiger kalkschalige Foraminiferen: Len- ticulina, Citharina, Marginulina, Saracenaria, Epıistomina,
Reinholdella und Planispirllina.
Zu betonen ist das Erscheinen neuer Ostrakodenarten der Gattungen: Stravia, Haplocytheridea, Schuleridea, Protocy- there, Cytherelloidea, Cytherella, Euryitycythere und Dolo- cytheridea. Die maximale Mächtigkeit des Ober-Valangin im Polnischen Flachland beträgt 30-50 m.
Die Pflanzendecke im Valangin unterlag im Vergleich mit dem Berrias keinen wesentlichen Änderungen. Die herr- schenden Pflanzengruppen sind weiter die Nadelbäume mit den Familien Taxodiaceae-Taxaceae-Cupressaceae (bis 50%); zu beobachten ist ein wenig größerer Anteil der Familien Pi- naceae-Podocarpaceae sowie auch ein weiteres Auftreten der Farne, vorwiegend der Familie Gleicheniaceae. Das zeugt für ein wärmeres und noch feuchteres Klima als im Berrias.
3. HAUTERIVE
Das Unter-Hauterive ist deutlich transgressiv; im zen- tralen Beckenteil bildeten sıch dunkle Tonsteine oder Schluff- steine, zuweilen sandig mit Zwischenlagen von grauen Ton- steinen und Sideriten. Im oberen Profilteil sind die Sedimente sandiger und enthalten stellenweise Anhäufungen von Ei- senoolithen. Im südöstlichen Beckenteil des Polnischen Flachlandes sind Zwischenlagen von kalkig-sideritischen Sandsteinen mit Eisenoolithen von großer Bedeutung. Ver- einzelte Ammoniten vertreten durch die Arten: Endemoceras cf. amblygonium (NEUMEYER et UHLiG), Endemoceras aff. enode THIERMANN, Endemoceras sp. (ex gr. noricum- enode) und Endemoceras sp. (S. MarEk 1961, 1968, 1969; A. Rac- ZyNsKA 1979).
Reich sind auch Lamellibranchiaten und Gastropoden ver- treten, unter anderen Panopea cf. gurgitis (BROGNIART), Grammatodon securis (D’ORBIGNY) und Arten der Gattungen Corbula, Pholadomya und Natica sp.
In der Mikrofauna herrschen kalkschalige Foraminiferen: Lenticulina, Vaginulinopsis, Epistomina, Marginulina und Citharina. Agglutinierende Foraminiferen sind vertreten durch die Gattungen: Haplophragmoides, Ammobaculites, Trochammina und Glomospirella. Ostracoden mit den Gat- tungen Haplocytheridea, Mandocythere, Schuleridea, Stilli- na, Paranotacythere, Euryitycythere und Cytbherelloidea.
Charakteristisch für das Unter-Hauterive sind: Epistomina caracolla caracolla (ROEMER), Marginulina pyramıdalıs (KocH) und Schuleridea aff. lamplughı (NEALz).
Das Unter-Hauterive erreicht eine maximale Mächtigkeit bis zu 50 m.
Das Ober-Hauterive ist zweigeteilt. Den unteren Komplex bilden feinkörnige bis grobkörnige, graue Sandstei- ne, teilweise dolomitische und sideritisch, mit Anhäufungen von Goethit-Chamosit-Oolithen. Die Mächtigkeit dieses Komplexes beträgt bis zu 45 m.
In diesen Sedimenten wurden nur agglutinierende Forami- niferen der Gattungen Glomospirella, Reophax und Vemeu- illinoides nachgewiesen.
Den oberen Komplex bilden wieder Tonsteine und dunkle Schluffsteine mit reichlich Pyrit. Im zentralen Beckenteil kommen Anhäufungen von Dolomit-Siderit-Chamosit- Oolitherzen vor. Ein großer Teil dieser Sedimente kann mit vereinzelten Simbirskites (Craspetodiscus) gottschei (KoE- NEN) und Simbirskites (Crasp.) sp. (A. Raczynska 1979) ein- gestuft werden. Außerdem tritt hier eine charakteristische Foraminiferen-Gemeinschaft auf, mit den Gattungen Tro- chammina, Trocholina, Psammosphera, Reophax, Lage- nammına, Glomospirella und Textularia.
Die Sedimente des oberen Hauterive erreichen eine maxi- male Mächugkeit bis zu 80 m.
In der Pflanzengemeinschaft ist im Hauterive eine Zu- nahme der Nadelbäume besonders mit der Familie Taxodia- ceae-Taxaceae-Cupressaceae (bis 69%) zu beobachten; unter den Farnen hat die Familie Gleicheniaceae den größten An- teil. Die Pflanzengemeinschaft weist auf ein warmes und feuchtes Klima hin.
60
4. BARREME - MITTELALB
Die auf dem Hauterive und unter dem Oberalb liegenden, überwiegend sandigen Sedimente, wurden als Mogilno-For- mation ausgeschieden, die in drei Glieder eingeteilt wurde: Pagörki-Goplo- und Kruszwica-Glied (A. Raczynska 1979).
Das Pagörki-Glied, dem ein Barr&me-Alter zuge- schrieben wurde, bilden feinkörnige, weiße Sandsteine, oft mit Kaolinit-Zement ohne Glaukonit und Makrofauna, stel- lenweise nur mit inkohltem Pflanzendetritus. In tonigen Zwi- schenlagen findet man agglutinierende Foraminiferen wie Ammobaculites und Reophax.
Im Barr&me ist eine wesentliche Änderung in der Pflanzen- decke zu beobachten. Die bis zum Hauterive herrschenden Nadelbäume mit den Familien Taxodiaceae-Taxaceae-Cu- pressaceae haben nunmehr einen wesentlich geringeren Anteil bei gleichzeitiger Zunahme der Familien Pinaceae-Podocar- paceae. Unter den Farnen ist die Abnahme der Familie Glei- cheniaceae zugunsten anderer Familien der Filicales anzu- merken. Einen geringen Anteil in der Pflanzengemeinschaft haben auch Schachtelhalme (Equisetales) und Bärlapp-Ge- wächse (Lycopodiales). Diese Pflanzengemeinschaft weist auf ein warmes Klima, jedoch wesentlich trockener als im Hauterive.
Das Pagörkı-Glied (Barreme) erreicht eine maximale Mächtigkeit von 50-75 m.
Das Goplo-Glied, für das Apt angenommen wird, bil- den Tonsteine, sandige Schluffsteine und dunkelgraue Sand- steine mit Glaukonit, manchmal mit Zwischenlagen von ei- senhaltigen Oolithen und Chamosit-Erzen. In der Warsza- wa-Mulde wurden unbestimmbare Ammoniten gefunden (S. MAREK 1968).
Die Mikrofauna wird vertreten vor allem durch agglutinie- rende Foraminiferen: Reophax, Verneuillinoides, Haploph- ragmoides und Tritaxia. Unter den kalkschaligen Foramini- feren herrschen Arten der Gattungen Marginulina, Lenticu- lina, Astacolus, Paleomi und Trocholina vor; vereinzelt fin- det man auch Ostrakoden Cypridea.
In der Pflanzengemeinschaft ist wiederum eine Änderung bemerkbar. Die Nadelbäume der Familien Taxodiaceae-Ta- xaceae-Cupressaceae treten zurück (nur 29%) ebenso die Fa- milien Pinaceae-Podocarpaceae (bis 8%). Unter den Farnen — Filicales ist wieder eine Zunahme der Familie Gleicheniaceae anzumerken mit gleichzeitiger Entfaltung anderer Familien der Filicales und Lyopodiales (bis 26 %); die Schachtelhalme — Equisetales haben geringen Anteil. Diese Pflanzengemein- schaft zeigt eine Zunahme der Klimafeuchtigkeit an.
Das Goplo-Glied (Apt) erreicht eine Mächtigkeit von 40-50 m.
Das Kruszwica-Glied, bestimmt als Unter- und Mittelalb, bilden feinkörnige, graue, kalkfreie Sandsteine mit Glaukonit; im Liegenden und Hangenden oft grobkörnig und konglomerathaltig. Reichlich findet man inkohlten und pyri- tisierten Pflanzendetritus und in vereinzelten Tonzwischen- lagen geringe Mengen von Foraminiferen der Gattungen Quinqueloculina, Bullopora, Lenticulina und Miliospirella. Das Kruszwica-Glied wird nach oben mit sandigen Mergeln mit Phosphoriten abgeschlossen, die Aucellinen und Belem- niten des Oberalb enthalten (S. CıesLinskı 1959a, b, 1960).
Die maximale Mächtigkeit des Kruszwica-Glieds beträgt 100 m. Für die ganze Mogilno-Formation (Barr&me-Mittel- alb) kann 150-220 m Mächtigkeit angegeben werden.
IV. SEDIMENTATIONSGESCHICHTE UND PALÄOGEOGRAPHISCHE ENTWICKLUNG
Das sich im Ober-Wolga und im Unter-Berrias ausgebil- dete relikthafte Purbeck-Becken ist zur mittelpolnischen Furche hin begrenzt.
Zu Beginn der Ryazan-Stufe wurde das Binnen-Bek- ken in ein brackisch-marines Becken (Ostrakoden-Zone „„ A“) und danach in ein marines Becken mit terrigenen Ein- schüttungen umgestaltet. Anfänglich sind es sandig-karbona- tische Bildungen und danach mehr tonig-schluffige Sedimen- te. Die Ammoniten sind vertreten, vor allem südliche Arten, unter anderen die Gattungen Fanriella, Malbosiceras, Eu- thymiceras, Neocosmoceras, Picteticeras, Berriasella und Re- towskiceras sowie mittelrussische Arten der Gattung Riasa- nites. Hierin liegt ein Beweis, daß die Initialtransgression des Ryazan-Meeres nach Polen von Südosten, also aus der West-Tethys eingedrungen ist. Nur die Gattungen Surites, Subcraspedites, Externiceras und Praetollia zeugen für Mee- reseinflüsse aus Nordwesten vom Nordatlantik.
Im Unter-Valangin (Platylenticeras-Schichten) folgt kontinuierlich die mit dem Ryazan-Meer begonnene Sedi- mentation. Das Meer erweiterte seinen Bereich vor allem nach Nordpolen (Abb. 3); es entstanden dunkle Tonsteine und
Schluffsteine mit Siderit. Ammoniten der Gattungen Platy- lenticeras und Neocomites sowie Belemniten Oxyteuthis weisen auf eine Verbindung des polnischen Beckens mit den Provinzen der Tethys und des Atlantiks (Anglo-Germani- sches Becken) hin.
Im späteren Unter-Valangin (Polyptychites-Schich- ten) erweitert das Meer wiederum seinen Bereich im Ver- gleich mit den Platylenticeras-Schichten. Es ist jedoch eine Verflachung und teilweise Aussüßung des Beckens zu beob- achten, worauf sandige Sedimente und sumpfig-schluffige Einlagerungen mit Rhizoiden und Holzstücken hinweisen. Zeitweilig überwogen die zufließenden Süßwässer. Eine Moorsedimentation konnte sich in den seichten Beckenteilen entwickeln, vorübergehend von ausgedehnten Wattgebieten abgelöst.
In der Ryazan-Stufe und im Unter-Valangin wurde das ter- rigene Material in das Sedimentationsbecken vorwiegend vom Norden zugeführt (Abb. 3, 4).
Im Ober-Valangin wiederholt sich eine Dominanz des
marinen Einflusses. In den Randzonen ist ein Übergreifen der transgressiven Bildungen bemerkbar, die mittelpolnische
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BERRIAS - UNTER VALANGIN ( Platylenticeras-Schichten)
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Schluffsteine. Im südöstlichen Teil des polnischen Beckens wurden diese Sedimente durch oft oolithe und organo-detriti- sche Kalksteine und Mergel vertreten. Gegen Ende des Ober-Valangin erfolgte in Westpolen eine kurzdauernde Meeresregression sowie eine allgemeine Beckenverflachung. Die Ammoniten der Gattungen Dichotomites, Polyptychites, Neocraspedites, Saynoceras, Astieria, Bochianites, Leopoldia und Neocomites beweisen eine andauernde Verbindung des polnischen Beckens mit der Tethys sowie Einflüsse aus den Den Anfang des Ober-Hauterive kennzeichnet eine mittelrussischen und anglo-germanischen Meeresbecken. erneute Beckenverflachung, Erosion am Beckenrand und
Im Unter-Hauterive sedimentierten allgemein dunkle, tonigschluffige Ablagerungen mit der größten Ausdehnung im Neokom. Das Übergreifen der Unter-Hauterive-Sedi- mente beweist einen erneuten transgressiven Vorstoß. Am- moniten der Gattung Endemoceras zeugen nunmehr für ei-
nen entscheidenden Einfluß aus dem anglo-germanischen Meer.
UNTER VALANGIN - Polyptychites Schichten
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Abb. 4. Paläofazies-Typen des Polyptychites-Untervalangin. 1 = Tonsteine und sandige Schluffsteine;
2 = tonig-schluffige Sandsteine; 3 = Sandsteine teilweise mit Rhizoiden; 4 = kalkige Sandsteine; 5 = Ammoniten; 6 = gegenwärtige Verbreitung des Pobyptychites-Untervalangin; 7 = Gebiete der post- kretazischen Erosion; 8 = primäre Land-Verbreitung; 9 = Verbreitung der Lithofaziesfelder; 10 = Kar-
patenflysch-Aufschiebung.
großer Antransport von Sandmaterial. Hier überwiegen
Sandsteine mit Einlagerungen von Oolith-Goethit-Chamo- sit-Erzen.
Im jüngeren Ober-Hauterive ist eine Änderung der Sedimentationsbedingungen zu beobachten; es bilden sich dunkle tonig-schluffige Sedimente. Gegen das Ende des Hau- terives steigt der Gehalt an terrigenem Material und örtlich kommt es zu der Konzentration von Eisenoolitherzen. Ver- einzelte Ammoniten der Gattung Simbirskites weisen auf
Meereseinflüsse aus Nordwesten, vom anglo-germanischen Becken hin.
Das Klima war feuchter und wärmer als im Valangin.
Im Barr&me beginnt ein neuer Sedimentationszyklus der Unterkreide (Abb. 2). Zu dieser Zeit entstehen Kaolınitsand- steine mit Pflanzenresten. Dieses sandige Glied zeugt für eine erhebliche Aussüßung und eine Einengung des Beckens. Das
Klıma war ım Barr&me weiterhin warm, jedoch trockener als im Hauterive.
Das Apt wird durch tonig-schluffig-sandige Sedimente mit Glaukonit gebildet, und zeigt eine erneute Meerestrans- gression und Beckenvertiefung. Das warme Klima ist wieder feuchter geworden.
Im Unter- und Mittel-Alb erweiterte sich die Meeres- transgression. Es hatte sich eın seichtes Sedimentationsbek- ken gebildet in dem glaukonitische Sandsteine abgesetzt wur- den. Diese Bildungen greifen über alle älteren Glieder der Un- terkreide hinweg.
Das Meeresbecken im Polnischen Flachland wies in der Unterkreide eine expansive Entwicklung auf, die sich in der jeweiligen übergreifenden Lagerung der jeweils stratigra- phisch jüngeren Glieder ausprägt.
OBER VALANGIN - HAUTERIVE
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Abb. 5. Paläofazies-Typen für die Zeitspanne Obervalangin-Hauterive. 1 = Tonsteine und Schluffsteine; 2 = tonig-schluffige Sandsteine; 3 = Sandsteine; 4 = Kalksteine; 5 = Ammoniten; 6 = gegenwärtige Verbreitung des Obervalangin; 7 = gegenwärtige Verbreitung des Hauterive; 8 = Gebiet der postkretazi- schen Erosion; 9 = primäre Land-Verbreitung im Hauterive; 10 = Verbreitung der Lithofaziesfelder; 11 = Karpatenflysch-Aufschiebung.
Text zur Arbeit MAREK
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