Proterozoic stratigraphy of southern Indian cratons and global context



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Proterozoic stratigraphy of southern Indian cratons and global context 

Dilip Saha

1*

, Sarbani Patranabis-Deb



1

 and Alan S. Collins

2

 

1



Geological Studies Unit, Indian Statistical Institute, 203 B T Road, Kolkata, India 700108 

2

Tectonics, Resources and Exploration (TRaX), Department of Earth Sciences, University of Adelaide, SA5005, Australia 



*Corresponding author E-mail: 

dsaha@isical.ac.in

sahad.geol@gmail.com



 

 

Abstract 

Precambrian cratons in India host large intracratonic basins with thick Proterozoic successions 

ranging in age from ca. 1900 Ma to at ca. 700 Ma, though tempo of sedimentation and age range 

vary from basin to basin. The stratigraphy of the major basins in southern India including 

Cuddapah-Kurnool, Pranhita-Godavari (P-G) valley, Chattisgarh, Kaladgi-Badami and Bhima 

basins is reviewed in this chapter in the light of recent sedimentological studies. Earlier attempts 

of intra-basinal and regional correlations are examined in the light of recently available 

geochronological data. Unconformity bound sequences in each of these basins show cyclic 

sedimentation where early rifting stage with coarse alluvial fan, fan-delta and fluvial deposits,  is 

followed by extensive tidal-intertidal to shallow marine mixed siliciclastic-carbonate 

sedimentation, with occasional change-over to deep water carbonate platform or turbidite 

deposition, during the basin subsidence stage, and apparently influenced by major relative sea-

level changes. The oldest sedimentation beginning ca. 1900 Ma is recorded in the Cuddapah 

basin in the Eastern Dharwar craton with two cycles of sedimentation in the Paleoproterozoic 

roughly coinciding with global proliferation in passive margin sedimentation. The older 

sedimentary sequence in the Kaladgi-Badami basin along the northern margin of the western 

Dharwar craton probably also started at the same time. The oldest sequence in the P-G valley 

basin is ca. 1680 Ma, with at least two more cycles in the Mesoproterozoic, and sedimentation 

closing in a final cycle dominated by fluvial sedimentation in the Neoproterozoic. Bulk of the 

sedimentation in the Chattisgarh and other satellite basins in the Bastar craton took between ca. 

1450 Ma and 1000 Ma, with development of stromatolite bearing as well as deep-water 

carbonate platforms. Precise tectonic models of internal deformation of some of the 

Paleoproterozoic-Mesoproterozoic sequences, prior to deposition of younger groups, is a 

unresolved issue, but there are records of subduction related activity both in the upper 

Paleoproterozoic and Mesoproterozoic outboard of the Indian cratons, which probably had little 



influence on the then passive margin sedimentation constituting bulk of the intracratonic basin 

fills in southern Indian block. Docking of the Eastern Ghats orogenic belt with supposed 

connections with parts of Antarctica (or Australia) during the amalgamation of Rodinia, along 

Dharwar-Bastar craton margins led to the cessation of passive margin Neoproterozoic 

sedimentation as recorded in the Kurnool basin and the P-G valley basin, while suturing of the 

North Indian cratonic block and the southern Indian block led to demise of the sea lane north of 

Bastar and Dharwar cratons.             

Keywords: India, intracratonic basins, passive margin, Proterozoic stratigraphy, supercontinents 



1. Introduction 

The end-Neoarchean peak in continental crustal growth as evidenced from global zircon age data 

distribution 

is followed by a stasis in the interval 2.7 Ga to 2.4 Ga 

(e.g. 

Condie and Aster, 2010; 



Condie and Kroner 2013; Hawkesworth et al., 2010).

 A major spurt in the worldwide development of 

passive continental margins and shallow seas in the Paleoproterozoic, peaking around 1.9-1.8 Ga, is also a 

notable feature of the global sedimentary record, which is postulated to be linked to supercontinent break-

up (e.g. 

Bradley, 2008, 2011; 

Nance and Murphy, 2013). The Mesoproterozoic also saw a prolonged 

sedimentary basin development, possibly controlled by lateral accretion of arcs rather than supercontinent 

break-up (Bradley, 2008; Pisarevsky et al., 2014). Staged break-up of Rodinia (e.g. Rogers and Santosh, 

2004) in the Neoproterozoic further paved the way for development of passive margin shallow seas. 

Against the backdrop of above global record of sedimentary systems and their tectonic drivers, we see in 

the Proterozoic sedimentary record of India a prolific development of sedimentary basins, traditionally 

described as Purana basins (Holland, 1909), which generally host thick piles of fluvial to shallow marine 

sedimentary successions, grading to deep-water successions in some of these basins.  

The Proterozoic sedimentary basins in India in general overlie Archean cratonic basements 

distributed over five major cratons, namely Aravalli-Bundelkhand, Singhbhum, Bastar (Bhandara), 

Eastern Dharwar and Western Dharwar, all stabilized roughly around 2.5 Ga, and the basins are generally 

referred to as intracratonic basins, some of which are polycyclic (Saha and Mazumder, 2012; Meert and 

Pandit, 2015). One of the interesting features of the spatial distribution of these basins is their proximity 

to trans-Indian middle Proterozoic mobile belts or fold belts (Saha et al., 2016), raising the debate 

whether basin initiation and/or basin inversion is controlled by tectonic processes at the craton margins.  

In general, the stratigraphic successions in the Indian Proterozoic basins are flat-lying to very gently 

dipping except in the proximity of large intra-basinal or basin margin faults. But, older stratigraphic 


groups in some basins are internally folded and faulted and/or suffered up to low greenschist facies 

metamorphism prior to deposition of the younger, unconformably overlying successions. 

While the physical stratigraphy of the Indian Proterozoic basins has been studied over more than 

a century, the early emphasis was more on lithological characterization and arriving at a classification 

scheme restricted to individual basins (e.g. Pascoe, 1973). Toward the end of the twentieth century and in 

the beginning of the twenty-first century, we see concerted efforts in interpreting the sedimentary 

environments of the major rock groups as well (e.g. Radhakrishna et al., 1987 and references therein; 

Saha and Chaudhuri, 2003, Chakraborti, 2006). Pending robust geochronological constraints, the 

recognition of unconformity bound successions in all these basins formed the basis of basin-wide as well 

as regional correlations and suggestions on the tectonic link of the basin initiation and their inversion to 

craton margin processes, particularly with respect to the southern part of the peninsular India (Chaudhuri 

et al., 2002; Saha and Chaudhuri, 2003). With growing emphasis on sedimentological studies, and 

availability of some reliable geochronological data in the last decade or so, we see an integrated approach 

in regional correlation and postulations on influence of global tectonic processes on the development of 

the basins, cyclicity within the basinal successions and connections with sea level fluctuations (e.g. Meert 

et al., 2010; Patranabis-Deb et al., 2012; Saha and Tripathy, 2012; Saha and Patranabis, 2014).  

The peninsular India can be divided into two major blocks, the North Indian block and the 

Southern Indian block, separated by the Central Indian tectonic zone (CITZ) and its eastern continuation 

namely the Satpura mobile belt. In this review chapter we focus on the Chattisgarh basin, Pranhita-

Godavari (P-G) valley  basin, Cuddapah basin, and Kaladgi-Bhima basins in the Southern Indian block 

(Fig. 1). Of these basins, the Cuddapah basin occurring at the eastern margin of the Eastern Dharwar 

craton is the largest and also known to host the oldest of the Proterozoic sedimentary successions in India. 

However, the Cuddapah basin has a prolonged sedimentation history with the stratigraphic development 

in the younger Kurnool sub-basin straddling into the Neoproterozoic.  The Chattisgarh basin occurring in 

the Bastar craton and the P-G valley basin at the join between the Eastern Dharwar and Bastar cratons 

have major development during the Mesoproterozoic and straddling with breaks into the Neoproterozoic. 

While the Kaladgi basin at the northern edge of the Western Dharwar craton recorded punctuated 

sedimentation throughout the Proterozoic, the development in the Bhima basin with a relatively thin 

preserved succession is restricted to the Neoproterozoic. Apart from the above major basins, a number of 

smaller basins namely the Khariar, the Indravati, the Ampani and the Sukma (Sabari) basins, occur in the 

Bastar craton (Fig. 2). The stratigraphic development in each of the above major intracratonic 

sedimentary basins in Southern India are presented in the next sections and reviewed in the light of the 

geochronological data that emerged in the recent past. The nature and abundance of available 


geochronological constraints are not uniform across the basins, and postulated correlations across the 

southern Indian cratons to be discussed in the latter part of this chapter will at best be speculative on 

occasions. 

2. Cuddapah-Kurnool basin

 

2.1. Basement and basin initiation 

The Dharwar craton, the largest with preserved Archean nuclei in southern India, consists 

of two crustal domains, namely the Western Dharwar craton (WDC) and the Eastern Dharwar 

craton (EDC), sutured roughly along a line that follows the outcrop of the Closepet granite (Fig.  

1).  The 

3.3‒3.0 Ga old tonalite-trondjemite-granodiorite (TTG) of the Peninsular Gneiss with 

enclaves of an older greenstone succession (Sargur Group), and younger greenstone successions 

(Bababudan and Chitradurga Groups) constitute the bulk of the WDC (Naha et al., 1991). These 

older successions are intruded by ~2.6 Ga old granitoids like the Chikmagalur and Chitradurga 

granites (Chadwik et al., 2007). In the EDC, the oldest preserved schist (greenstone) belts, like 

Sandur, Ramgiri, Kolar-Kadiri greenstone belts, with majority of the reported ages between 2.5 

Ga and 2.7 Ga are younger compared to those in the WDC (Balakrishnan et al., 1999; Jayananda 

et al., 2013; Nuttman et al., 1992, 1996; Rogers et al., 2007). The emplacement of the Closepet 

granite at around 2.5 Ga coincides with the amalgamation of the WDC and the EDC, and 

stabilization of the Dharwar craton. Granites and granitic gneisses of the EDC, yielding ages in 

the interval 2.7-2.5 Ga and occurring east of the Closepet granite outcrop constitute the so called 

Dharwar batholith (Chadwick et al., 2000). Extensive development of mafic dyke swarms with 

age clusters between 2.37 Ga and 2.2 Ga in the Dharwar craton as well as in the adjacent Bastar 

craton (Fig. 2) suggests a new phase of tectonothermal activity in the Indian subcontinental 

lithospheric mantle culminating in the development of the Paleoproterozoic intracratonic basins. 

Some authors argue in favor of a circa 1.9 Ga old LIP connecting some of the mafic dykes 

swarms in the Dharwar and Bastar cratons and mafic volcanism in the basal part of the Cuddapah 

succession (e.g. French et al., 2008).          

 

2.2. Physical stratigraphy of the Cuddapah basin 



The crescent shaped Cuddapah basin developed over the Eastern Dharwar craton has a 

preserved outcrop extent over 44000 square km (Fig. 1). The sedimentary successions in the 

Cuddapah basin unconformably overlie granitoid basement including the Archean greenstone 


belts, traversed by the mafic dyke swarms. Four sub-basins within the Cuddapah basin — the 

Papaghni sub-basin, the Kurnool sub-basin, the Srisailam sub-basin and the Palnad sub-basin — 

have been recognized considering the spatial distribution and thickness variation of the 

constituent rock groups, and their sedimentation pattern (Nagaraja Rao et al., 1987; Dasgupta 

and Biswas, 2006). The Nallamalai fold belt hosts deformed metasedimentary successions which 

are thrust above the generally flat-lying sedimentary successions of the Papaghni and Kurnool 

sub-basins to the west. Relatively older part of the sedimentary succession is restricted to the 

Papaghni sub-basin, and constitutes the bulk of the Cuddapah Supergroup (Table 1). The 

younger Kurnool Group is best developed in the Kurnool and Palnad sub-basins (stratigraphic 

classification is shown in Table 1).           

 

The Papaghni sub-basin has an arcuate western boundary where arkosic to feldspathic 



arenites and conglomerates of the Gulcheru Quartzite unconformably overlie the weathered 

granitic gneiss of the Dharwar batholith with slivers of greenstone belts. Two unconformity-

bound successions namely the Papaghni Group and the Chitravati Group represent two 

successive cycles of sedimentation within the Papaghni sub-basin (Saha and Tripathy, 2012). 

These Paleoproterozoic successions, each representing flu

vial ‒ shallow-marine psammite ‒ 

pelite ‒ carbonate deposition are punctuated at different levels by mafic flow, sill and dyke and 

less commonly felsic tuff. Development of extensive carbonate platforms with dolomitic 

stromatolite and algal laminite marks each of the cycles (Chakarbarti and Shome, 2011; 

Patranabis-Deb et al., 2012). Thermal anomalies in the mantle led to phased crustal extension 

and emplacement of mafic flows and dykes in the Papaghni and Chitravati Groups (Bhattacharji 

and Singh, 1984). Two extensional phases in the Papaghni sub-basin were punctuated by basin 

inversion, reflected by the basin wide unconformity between the two groups. 

 

2.2.1. Papaghni Group 

The Papaghni Group is divided into two formation rank units — the Gulcheru Quartzite 

and the Vempalle Formation in ascending order. As the name implies the Gulcheru Quartzite is 

dominated by psammites with a thin basal interval of conglomerate, lying directly over the 

weathered granite gneisses of the Dharwar batholith in the Guvvalcheruvu section (type area in 

Cuddapah district) and other sections like Parnapalle (Anantpur district) or Chinna Tandrapadu 

(Kurnool district), along the western margin of the basin.  



The basal part of the Gulcheru quartzite consists of matrix to clast supported, thick 

bedded polymictic conglomerate with occasional interbeds of gritty feldspathic sandstone (Fig. 

3a), together making up about 15m of the Chinna Tandrapadu section. Pebble size clasts in the 

basal part include subangular to subrounded pebbles of vein quartz, granite, pegmatite, 

micaceous sandstone, black chert, jasper and grey shale, likely derived from the adjoining 

basement with patches of greenstone. The gritty to coarse sandy matrix consists of subangular to 

subrounded grains of quartz and pink feldspar, locally with ferruginous patches. Existence of 

trough cross strata in the gritty interbeds, channel lags, outsized clasts and lateral thinning out of 

the stack of conglomerate beds together with a general fining upward facies has been interpreted 

to represent alluvial-fan setting for the basal part. 

 

Basal conglomeratic unit grades to massive to trough cross stratified gritty-pebbly 



feldspathic sandstone, in turn overlain by medium-to-coarse grained, well sorted, rippled to 

cross-stratified glauconitic sandstone (Fig. 3b). The topmost part consists of heterolithic dark 

brown micaceous shale-fine sandstone (Fig. 3c) with bipolar trough cross strata, mud cracks, 

halite casts and occasional lag pebbles. Paleocurrent data from measurement of trough cross 

stratification in the lower to middle part shows that the dominant paleoflow was toward ENE 

through N to ESE, as one follows the arcuate western margin of the basin from south to north 

(details in Fig. 12 of Saha and Tripathy, 2012). Reports of trace fossils and organic-mat-induced 

sedimentary structures from the Gulcheru Quartzite also exist (Saha, 2006; Chakrabarti and 

Shome, 2010). A tectonically controlled alluvial fan system with multiple cycles of basement 

uplift and erosion during the basin opening stage is suggested by the facies association within the 

Gulcheru Quartzite. Peneplanation of the source region is indicated by the gradual passage of 

debris flow to sheet flood (basal unit) and fluvial facies (middle part), ultimately giving way to 

development of intertidal flats in the upper part (Patranabis-Deb et al., 2012). 

 

The Gulcheru Quartzite is overlain by the carbonate dominant Vempalle Formation with 



a gradational contact. The lower part of the Vempalle Formation consists of thin strata of 

splintery red mudstone alternating with cross-stratified siliciclastic and calc-arenite strata, often 

with herringbone structure. Other associated structures include tepee structure, desiccation cracks 

with lime mud or sand filling, molar-tooth structure and halite casts. Thin to thick bedded 



dolomite with gently convex-up lens-shaped bed geometry, dominate the upper part of the 

Vempalle Formation. Algal laminites grading through isolated stacked hemispheroid (SH) to 

laterally linked hemispheroidal forms (LLH, Logan et al., 1964) are common in the stromatolitic 

dolomite (Fig. 3d). The association of these stromatolitic dolomite and oolite bearing carbonate 

in some sections and their cyclic repetition resemble shoaling up bars with fluctuation in the sea-

level. The Vempalle Formation with b

ar‒interbar dolomite, stromatolite and mudstone has been 

interpreted as of sub-tidal to intertidal origin. 

  

     


2.2.2. Chitravati Group 

Unconformably overlying the Papaghni Group, the Chitravati group is traditionally 

divided into three constituent formations — the Pulivendla Quartzite, the Tadpatri Formation and 

the Gandikota Quarztite. Sedimentation within the Chitravati Group also saw a strong pulse of 

mafic igneous activity, indicated by common occurrence of mafic flows and dykes within the 

Tadpatri Formation. The Pulivendla Quartzite (~90 m thick), consisting dominantly of medium- 

to thick bedded quartz arenite with sparse pebbly sandstone and conglomerate at the basal part, 

has restricted strike continuity across the Papaghni sub-basin. Pebble size clasts of quartzite, 

chert, jasper, and occasional silicified stromatolitic dolomite, set in a coarse sandy matrix occur 

in the basal conglomerate lenses, with 10-15 cm thick massive to normally graded beds (Fig. 3e). 

In the Yagantipalle section, the conglomerate grades upward to well-sorted quartz arenite mostly 

with trough cross strata, planar cross strata, and plane parallel stratification, deposited as 

shoaling-up bars with slight pinch and swell beds. Poorly sorted fine-grained sandstone and 

siltstone constitute the interbar areas between shoal-bars. Locally, deformed cross strata are also 

present. Presence of symmetric to slightly asymmetric sinuous to straight crested ripples with 

tuning fork bifurcation, and bimodal, bipolar cross beds, together with desiccation cracks on the 

upper surfaces of well sorted quartz-arenite beds indicate wave

‒tide dominated setting of 

deposition with intermittent exposure. The high maturity of the sandstones indicates that the 

sediment accumulation was in critical balance with extensive sedimentary recycling, and 

deposition was at or very close to mean sea-level (Patranabis-Deb et al., 2012; Saha and 

Tripathy, 2012). 

 


Heterolithic shale-calcareous sandstone with dolomitic limestone interbeds constitutes the 

lower part of the Tadpatri Formation conformably overlying the Pulivendla Quartzite. While 

symmetric to asymmetric ripples are common in the sandy units, algal laminite and stromatolitic 

mound characterize the dolomitic interbeds (Fig. 3f). Sections near Yagantipalle show 

intercalations of carbonaceous shale within the dolomitic limestone which grades upward into a 

thick (40-50 m) succession of plane laminated, splintery grey-green shale. Throughout the 

Papaghni subbasin, the dolomitic limestone is commonly intruded by up to 4 m thick dolerite 

sills with chilled margin and local contact metamorphic effect in the host dolomite (Fig. 3g). 

Rhyolitic ignimbrites are locally intercalated with silicified dolomite in the uppermost part of the 

Tadpatri Formation. Stromatolites in the Tadpatri Formation have low amplitude hemispheroidal 

forms with diameter up to 1m, or occur as laterally linked hemispheroids. The lithofacies 

association of algal laminite, stromatolite and rippled fine calcareous sandstone has been 

interpreted as representing tidal‒subtidal regime of sedimentation. The development of plane 

laminated thick shale 

in the middle‒upper part suggest sea-level rise suppressing the carbonate 

factory (Saha and Tripathy, 2012). 

 

The Tadpatri Formation is overlain by the Gandikota Quartzite with a gradational contact 



in the east-central part of the Papaghni sub-basin, though new geochronological data discussed 

later raises doubts on its inclusion within the Paleoproterozoic Chitravati Group. The sand-shale 

intercalation in the transitional zone is overlain by amalgamated quartz-arenite beds with sheet 

geometry (Fig. 3h). Medium- to coarse-grained quartz arenite to feldspathic arenite constitute the 

bulk of the formation. Large planar tabular to large trough cross-stratified units are intercalated 

with plane-parallel units and rippled units having straight or bifurcated crests, or interference 

ripples (Fig. 3i-j). Deformed cross-strata and ball-and-pillow structures are common in the upper 

part of the formation. Cross-stratified beds with opposite paleocurrent directions, hummocky 

cross stratification and massive beds with local abundance of mud flakes occur throughout the 

Gandikota succession. Sediments were deposited primarily as high energy shallow wide bars and 

low energy interbars, which experienced frequent storms in open marine condition. On the 

whole, the Gandikota Quartzite represents subtidal to inter-tidal environment with well-

preserved tidal flat showing frequent emergence of the depositional interface (Patranabis-Deb et 

al., 2012). 



 

2.2.3. Kurnool Group 

A major unconformity separates the components of the Cuddapah Supergroup from the 

younger Kurnool Group developed in two separate sub-basins, the Kurnool sub-basin in the west 

and the Palnad sub-basin in the northeastern part of the crescent shaped intracratonic Cuddapah 

basin (Saha et al., 2009). The plateau forming Srisailam Quartzite separates the Kurnool and 

Palnad sub-basins. While the tilted beds of the Tadpatri Formation (Chitravati Group) occur 

beneath the basal Kurnool succession in the Erraguntla area (Kurnool sub-basin), further west the 

Kurnool Group rocks directly overlie the Peninsular gneiss. In the Palnad sub-basin, the basal 

units of the Kurnool Group unconformably overlie the granite gneisses (Eastern Dharwar 

craton), but folded and faulted Nallamalai Group of rocks constituting the Palnad klippe, are 

thrust over the Kurnool Group along the northeastern margin of the sub-basin (Natarajan and 

Nair, 1977; Saha and Chakraborty, 2003; Saha et al., 2009). The Kurnool Group is much thinner 

(cumulative thickness of about 500-600 m), compared to the older Chitravati and Papaghni 

Groups, but the outcrop extent of the flat-lying Kurnool rocks is quite extensive. 

 

2.2.3.1. Banganapalle Quartzite 



The Kurnool Group is subdivided into five constituent formation rank units (Table 1). Of these, 

the basal unit, the Banganapalle Quartzite (40-50m), includes a massive, polymictic, matrix- to clast-

supported basal conglomerate intercalated with trough cross-stratified, pebbly to gritty feldspathic 

sandstone or subarkose. Subangular to subrounded pebble to boulder size clasts of vein quartz, feldspar, 

chert, quartzite, occasional granite (granite-gneiss) and slate/phyllite, derived from the underlying 

basement, are set in variable proportions of sandy to gritty matrix in the basal conglomerate with local 

crude layering defined by clast alignment. The sheet-like massive conglomerate to pebbly sandstone with 

wavy upper bounding surface, grade upward to a medium to fine quartz-arenite with thin muddy 

intercalation. Sedimentary structures include profuse wave ripples, interference ripples, flaser bedding 

and syneresis/desiccation cracks (Fig. 4a-b; Saha et al., 2009).  

 

The upper 30-40 m of the Banganapalle succession around Jaggayapeta in the Paland sub-basin 



consists of medium to fine grained quartz arenite beds with tabular geometry commonly showing wavy 

planar or hummocky-swaley stratification, locally with intervals of trough cross stratified beds. The 

gentle wavy laminae within the wavy planar beds conform to the upper bounding surface and successive 

beds are separated by several mm thick mud partings showing ripple lamination. The wavy bedded to 



hummocky cross-stratified units grade upward to a plane laminated, heterolithic siltstone-shale, the latter 

being calcareous in the uppermost part. 

 

The basal part of the Banganapalle Quartzite with massive to crudely stratified debris-flow 



conglomerate and interbedded subarkosic coarse to gritty sandstone has been interpreted as gravelly 

alluvial fan to braid plane deposits at tectonically active semi-arid basin margin (Collinson, 1996; Saha et 

al., 2009). The sheet like geometry of the conglomeratic units and pebbly sandstone beds with wavy 

upper bounding surface imply wave dominated foreshore to shore-face depositional setting, with wave 

reworking of relict fluvial sediments in a transgressive sequence (Bourgeois and Leithhold, 1984). The 

ripple laminated quartz-arenite with thin muddy partings showing profuse wave interference ripple 

structures, desiccation cracks and flaser bedding indicate deposition in a foreshore environment with 

intermittent subaerial exposure. The association of low-angle cross strata, wavy laminations, hummocky- 

to swaley cross strata, and wave ripple cross lamination in the quartz arenite has been interpreted as 

intermittent storm deposits in the lower shoreface region under influence of combined flow (e.g. Myrrow 

and Southard 1991).  

 

2.2.3.2. Narji Limestone 



 

The Narji Limestone, about 500 m thick, conformably overlies the Banganapalle Quartzite along 

a gradational contact in the Palnad sub-basin as well as the Kurnool sub-basin, and is the main repository 

of cement grade limestone in the Cuddapah basin. The plane laminated heterolithic siltstone-calcareous 

shale in the upper most Banganapalle Quartzite gives way to laterally persistent beds of gray and red lime 

mudstone alternating with thin glauconitic sandstone with occasional pockets of lime-clast conglomerate 

in the basal part of the Narji Limestone. Cherty and argillaceous lenses and bands are common in the 

lower part, so are thin sandstone dykes. Plane parallel and wave ripple laminations are common in the 

grey limestone (lime mud) beds (Fig. 4c-d). The middle to upper part of the Narji Limestone consists of 

dark gray to black limestone with sparse calcareous shale, showing thin persistent laminations laterally 

traceable for tens of meters. Pyrite cubes are common in the black limestone and at places coherent to 

incoherent slumps on meter to decameter scale are reported (Saha et al., 2009). The shallow water wave 

features and intercalation with glauconitic sandstone are restricted to the lower part of the Narji 

Limestone. Horizontal continuity of thin lime bed beds for long distances, sharp planar boundaries, and 

rarity of sand and silt size material are indicative deep basin deposition for bulk of the Narji Limestone. 

Presence of pyrite indicates euxinic condition and deposition in deeper isolated basin free from 

terrigenous influx.  


 

2.3.3.3. Owk Shale 

The development of the Kurnool Group is apparently truncated in the Palnad sub-basin with 

preserved outcrops of the Banganapalle Quartzite and the Narji Limestone formations only, compared to 

that in the Kurnool sub-basin where all the five constituent formations are outcropped. The Owk Shale, 

though having only 10-12 m of thickness is laterally extensive across the Kurnool district and often 

marked by clayey horizons near its lower and upper contacts.  Conformably overlying the Narji 

Limestone with a sharp transition, the Owk Shale consists of red and brown weathering thinly laminated 

shale (Fig. 4e)  with a 2 m thick zone in the lower part which includes intercalation of ochreous shale and 

more compact cm thick welded coarse to fine rhyolitic to rhyodacitic tuff and volcaniclastic sandstone 

layers (Saha and Tripathy, 2012b). Some of the tuffaceous horizons also show ferruginous enrichment. 

The shale beds have plane parallel laminations. The Owk Shale grades upward into of the overlying 

Paniam Quartzite. 

 

2.3.3.4. Paniam Quartzite 



The Paniam Quartzite is also referred to as the “Plateau Quartzite” or “pinnacled quartzite” 

(King, 1872), because of the special geomorphic features in the Kurnool district, with which the 

formation is associated. The transitional zone with the underlying Owk Shale is marked by thin, wavy 

bedded to rippled, medium grained quartzite (Fig. 4f). Very well sorted medium- to fine quartz arenite 

constitute the bulk of the Paniam Quartzite. Amalgamated wavy planar to lenticular beds give rise to 

meter-thick sheet like geometry. Wavy planar laminations, trough cross strata and large planar tabular 

cross strata are common in the quartz-arenite (Fig. 4g). Very well sorted quartz-arenite with amalgamated 

cross stratified beds have been interpreted as products of wave reworked bars in a near shore open 

environment  (Patranabis-Deb et al., 2012). 

 

2.3.3.5. Koilkuntla Limestone 



The Koilkuntla Limestone overlies the Paniam Quartzite with a sharp transition. Thin bedded 

grey micritic limestone with marly intercalations constitute the Koilkuntla Limestone with common 

devlopment of cherty nodules (Fig. 4h). Local development of algal laminate is also seen. 

 

2.3.3.6. Nandyal Shale 



The Koilkuntla Limestone grades upward into a brown-grey, color laminated shale-calcareous 

shale (Fig. 4i).  Internally 1-15 cm beds are with plane parallel laminations with streaks of fine sands and 

fading ripples. Thicker beds exhibit normal grading, and local development of mud clast conglomerate 


with sandy matrix.  The sand deficient, mud dominated Nandyal Shale (50-100 m thick) possibly 

represents deposition below storm wave base in a wide shelf, under tectonic quiescence. 

 

2.2.3. Nallamalai Group 



Outcropped in the Nallamalai fold belt in eastern part of the Cuddapah basin (Fig. 2) and 

traditionally included within the Cuddapah Supergroup (e.g. Nagaraja Rao et al., 1987), the stratigraphic 

position of the Nallamalai Group has been revised in recent years. The Nallamalai fold belt (NFB) is 

considered as an allochthonus unit separated from the flat lying to gently inclined strata of the Papaghni 

and Chitravati Groups, or the unconformably overlying Kurnool Group by a major thrust (Chakraborti 

and Saha, 2009; Saha et al., 2010; Saha and Tripathy, 2012).  The folded, faulted and cleaved low grade 

metasedimentary succession within the Nallamalai Group is divided into two formation rank units — the 

sandstone dominated Bairenkonda Quartzite and the dominantly argillaceous Cumbum Formation in 

ascending order. In the western part of the NFB (Sanipai-Balrajupalle section), the Nagari Quartzite 

considered as equivalent of the Bairenkonda Quartzite, consists of coarse to pebbly trough cross stratified 

and rippled sandstone overlain by hummocky cross stratified sandstone-siltstone. In the lower part 

straight crested ripples are common in the coarse sandstone with common desiccation features. In the 

upper part of the formation plane laminated shale with glauconitic medium-fine sand interbeds (Fig. 5a) 

give way to shaley rocks with thin dolomite and ferruginous quartzite, and thin oolitic ironstone, marking 

the transition to the overlying Pullampet Formation, the local equivalent of the Cumbum Formation. 

Plane laminated shale with thin dolomite constitutes the bulk of the Pullampet Formation (Fig. 5b). In the 

Rajampet area, the shale with local slump horizons is intercalated with massive to graded, gritty to coarse 

arenite with common carbonate clasts and rippled calcareous sandstone (Saha, 2004). The Pullamapet 

Formation is topped by a thin cross-stratified to rippled quartzite. 

 

In the east central part of the NFB, the Nallamalai Group consists of quartzite, quartz-phyllite, 



slate and minor dolomitic limestone, with cumulative thickness of 1200 m (Tripathy and Saha, 2010). The 

quartzite dominant part represents the lower Bairenkonda Quartzite  and the slates/phyllites with thin 

quartzite intercalations constitute the Cumbum Formation (assigned a subgroup status by Meijerink et al., 

1984). The folded succession around Porumamilla shows axial planar cleavage, partly obscuring the 

sedimentary structures of the protolith (sandstone-shale). However, locally preserved sedimentary 

structures include thin wavy bedding, ripples, trough cross strata, low angle stratification in the medium 

grained sandstone in the lower part. The Cumbum Formation consists of grey-green slate with thin, fine 

grained sandstone and local dolomitic interbeds. The slate (shale-siltsone) is topped by medium grained 



quartzite with plane parallel laminations and large planar tabular cross strata with tidal bundles. South and 

west of the Iswarakuppam dome, thick shale–siltstone (slates of the Cumbum Formation) show repeated 

cycles of massive to normally graded siltstone, followed upwards by plane-parallel units and, finally, 

plane-laminated shale (Tripathy and Saha, 2010). 

 

The lower part of the Bairenkonda (Nagari) Quartzite shows features of a fan-delta grading 



upwards to a peritidal depositional setting.  The oolitic ironstone together with mixed siliciclastic-

carbonate in the transition zone to Pullampet Formation represents inner shelf deposition. The shale-

siltstone dominant middle part has been interpreted as a turbidite succession, while the quartzite-dominant 

upper Cumbum Formation represents subtidal bars‒peritidal deposits (Dasgupta and Biswas, 2006; Saha 

and Tripathy, 2012a). 

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