GEOLOGICA CARPATHICA, 49, 6, BRATISLAVA, DECEMBER  1998

433–443

EARLY TO MIDDLE MIOCENE FACIES SUCCESSION

IN LACUSTRINE AND MARINE ENVIRONMENTS

ON THE SOUTHWESTERN MARGIN

OF THE PANNONIAN BASIN SYSTEM (CROATIA)

DAVOR PAVELIÆ, MIRJANA MIKNIÆ and MILKA SARKOTIÆ ŠLAT

Institute of Geology, 10000 Zagreb, Sachsova 2, Croatia

(Manuscript received February 3, 1998; accepted in revised form November 3, 1998)

Abstract: A continuous succession of Ottnangian-Badenian sediments along the southern margin of the Pannonian

Basin  System  indicates  transition  from  lacustrine  to  marine  depositional  environments.  The  Ottnangian  lake  is

characterized by the alternation of silts deposited from suspension and sands representing sedimentation from turbidity

currents, debris flows or grain flows. These facies continue into the Karpatian, although the depositional environment

becomes  marine.  At  the  transition  into  the  Early  Badenian,  the  environment  shallows,  and  is  represented  by  high

energy siliciclastic shoreface and stacked Gilbert-type fan deltas. The succession is terminated with marls deposited

in  an  offshore  environment,  with  intercalated  biocalcarenites  from  turbidity  currents.  The  marine  sediments  are

subdivided into two depositional sequences separated by a correlative conformity of a type 2 unconformity. The first

sequence consists of a transgressive systems tract which is represented by the Karpatian offshore sediments, and a

highstand systems tract, which is represented by offshore sediments deposited close to the nearshore, shoreface and

stacked Gilbert-type fan deltas of the Karpatian and the Lower Badenian age, showing rapid progradation. The second

sequence consists of a shelf margin systems tract composed of aggrading shoreface sediments, and a transgressive

systems tract composed of Lower Badenian offshore sediments.

Key words: Croatia, Pannonian Basin System, Miocene, sequence stratigraphy, sedimentary environments.

Introduction

The study area (Fig. 1) is located along the southern margin of

the Pannonian Basin System (a Middle Miocene back arc type

extensional  basin  that  opened  behind  the  coeval  Carpathian

thrust belt, Horváth & Royden 1981; Horváth 1984, 1993, 1995;

Royden et al. 1983; Royden 1988; Tari 1993; Tari et al. 1992).

The  Pannonian  Basin  System  (Fig.  2),  as  a  part  of  the

Paratethys,  had  an  independent  geological  history  because  of

periodical  isolations  from  open  ocean  connections.  Endemic

faunal  assemblages  are  the  reason  for  the  development  of

different  regional  stage  systems  (Seneš  1971,  1979;  Rögl  &

Steininger 1983; Rögl 1996, 1998). According to Jamièiæ et al.

(1987) the studied part of the Miocene is Ottnangian, Karpatian

and  Badenian  in  age.  During  the  Ottnangian,  thin-bedded  to

laminated  sandy  and  silty  limestones  and  siltstones  were

deposited over the alluvial sediments. Jamièiæ et al. (1987) de-

scribed these facies, without defining their depositional mecha-

nisms,  as  representing  a  fresh  water  lacustrine  environment.

This  lake  was  interpreted  as  having  been  increasingly  influ-

enced by marine conditions in the Karpatian, though, the Karpa-

tian  sediments  are  very  similar  to  those  deposited  during  the

Ottnangian. On the basis of the benthic microfossil association,

Jamièiæ et al. (1987) determined that the Karpatian sediments

were deposited in a marine lagoon. The Badenian conglomer-

ates and sandstones which on the southern slopes of Mt. Papuk

(Fig. 3) overlie Karpatian sediments, were considered to repre-

sent  a  deltaic  environment,  but  without  citing  any  evidence

(Jamièiæ et al. 1987).

The  aim  of  the  present  study  is  to  determine  the  detailed

sedimentary processes involved in the development of these

depositional  environments  and  to  discuss  sequence  strati-

graphy,  local  relative  sea-level  changes  and  correlate  the

events with other Paratethys basins, in order to understand the

evolution of this part of the Pannonian Basin System.

Geological setting and lithostratigraphy

During the Ottnangian (late early Miocene), lacustrine sedi-

ments were deposited in a basin croping out now on the south-

ern slopes of Mt. Papuk (Fig. 1). Later, deposition occurred in

marine (Karpatian, i.e. latest early Miocene, and Badenian, i.e.

middle Miocene) and then in brackish environments (Sarma-

tian, i.e. late middle Miocene). In the Pannonian (latest middle

Miocene and late Miocene) strong uplifting took place in this

area followed by deposition of fresh-water sediments which

gradually  pass  into  brackish-water  deposits  (Jamièiæ  et  al.

1987). In the Pontian (latest Miocene) sedimentation was con-

tinuous  (Jamièiæ  et  al.  1987).  In  Pliocene  times,  tectonic

movements brought about significant structural changes in this

area (Jamièiæ et al. 1987).

At the western, northern and north-eastern margins of the

studied  area,  the  Lower  and  Middle  Miocene  sedimentary

complex  is  transgressive  on  Precambrian  chlorite-sericitic

schists, and Paleozoic metagraywackes and chloritoid schists.

Along the south-eastern margin, the Badenian sediments are

separated by a fault from the Upper Miocene (Pontian) depos-

434                                                                       PAVELIÆ, MIKNIÆ and SARKOTIÆ ŠLAT

its,  while  to  the  southwest,  the  Lower  and  Middle  Miocene

complex transgressively overlies garnet-staurolite gneiss, am-

phibolite and amphibolite schists of Precambrian age (Fig. 3).

In the southern part of Mt. Papuk, fine- to coarse-grained

clastic rocks with ostracods and fresh-water macrofossils oc-

cur in the Ottnangian as well as intercalations of tuffs and

tuffites. An Ottnangian age for these sediments is suggested

by  the  superposition  and  continuous  transition  into  marine

Karpatian  sediments  with  benthic  foraminifers.  The  Bade-

nian  formations  conformably  overlie  the  Karpatian  sedi-

ments, and unconformably Precambrian and Paleozoic rocks,

and are represented by siliciclastic and carbonate rocks, with

some  pyroclastics.  The  Badenian  age  is  indicated  by  fora-

minifers (Jamièiæ et al. 1987).

Mt. Papuk was faulted in a south-west to north-east direc-

tion during Miocene extension. The study area belongs to a

small tectonic unit which developed from the Ottnangian to

the Pliocene (Jamièiæ et al. 1987).

The Ottnangian to Badenian sediments in the neighbouring

areas  of  Mt.  Pozeška,  Mt.  Psunj  and  Mt.  Krndija  (Fig. 1),

show differences in lithological features as well as in their

depositional environments. The Ottnangian sedimentation is

characterized  by  coarse  clastics,  comprising  fining  upward

sequences  of  alluvial  and  fresh-water  lacustrine  deposits.

Karpatian  sediments  mostly  consist  of  marine  marls.  The

Badenian sedimentation is marked by rapid lateral and verti-

cal lithological changes in a shallow marine depositional en-

vironment  (Šparica  et  al.  1980;  Šparica  &  Buzaljko  1984;

Jamièiæ et al. 1989; Korolija & Jamièiæ 1989).

Fig. 1. Location map of the study area on the southern slope of Mt.

Papuk, between the Drava and Sava Rivers (Northern Croatia).

Fig.  2.  Location  map  of  the  Pannonian  Basin  System  and  surrounding  regions.  Black  indicates  ophiolitic  rocks,  and  black-and-white

stripes near the Apuseni Mountains indicate subsurface ophiolites. Black with white dots indicates Pieniny Klippen Belt rocks, including

the Wildflysch and Botiza nappes in the east and the Hauptklippenzone in the Eastern Alps (from Royden & Báldi 1988).

EARLY TO MIDDLE MIOCENE FACIES SUCCESSION IN LACUSTRINE AND MARINE ENVIRONMENTS              435

Facies analysis

The total thickness of the analysed deposits is aproximately

146 m. Three sections were measured (in further text s. A–C,

Fig. 3).  They  were  correlated  in  vertical  succession  during

mapping of Mt. Papuk. The sediments are classified into 7 fa-

cies or facies associations: (1) laminated siltstones with sand-

stone  intercalations,  (2)  horizontally  bedded  sandstones,  (3)

trough  cross-bedded  sandstones  and  horizontally  laminated

biocalcarenites,  (4)  horizontally  bedded  conglomerates  and

lenses of cross-bedded conglomerates, (5) trough cross-bedded

conglomerates, (6) planar cross-bedded sandstones and con-

glomerates, and (7) marls with intercalations of biocalcareni-

tes. The characteristics of the facies and their interpretation is

summarized in Table 1.

Laminated siltstones with sandstone intercalations

The siltstone and sandstone facies is encountered in the low-

est part of the succession (Figs. 4, s. A entirely, and 5, up to

13 m).  Siltstones  prevail  (Fig.  6).  They  are  well  bedded  or

laminated  with  bed  thicknesses  reaching  2–3 cm.  Siltstones

are  sporadically  tuffaceous.  Well  preserved  or  fragmented

leaves are abundant on bedding planes. While in the lowest

part of the succession the ostracod Amplocypris occurs (Fig. 4,

s. A, mfa 1), the first marine microfossil association was found

somewhat higher up (Fig. 5, s. B, mfa 2) and contains benthic

foraminifers (see Table 2). Higher up in the section (Fig. 5, s.

B, mfa 3) the foraminiferal assemblage becomes more abun-

dant and diverse (see Table 2). A change in the microfossil as-

semblage occurs in the sample taken directly above the previ-

ous one (Fig. 5, s. B, mfa 4) as miliolids are generally absent,

with the exception of Sigmoilopsis cf. asperula (Karrer), while

agglutinated types are common (Table 2). Foraminifers of all

these three marine associations prove a Karpatian age and in-

ner shelf (embayed or open) as environment.

The  intercalated  sandstones  range  in  thickness  from  5–

25 cm  (Fig. 6).  The  fine-grained  types  are  laminated,  and

some beds are graded. The lower bedding planes are erosive.

Some beds contain mud “rip-up” clasts (0.10–25 cm diame-

ter) concentrated in the upper part of the bed (Fig. 7). Terres-

trial  plant  fragments  are  found  dispersed  within  the  sand-

stones.

A massive sandstone bed (up to 80 cm thick) is found in

the upper part of the described facies association (Fig. 5, in

the  level  of  1  m),  with  a  planar  lower  bedding  plane.  It  is

poorly  sorted  with  larger  clasts  scattered  above  the  base.

Their diameter reaches up to 1 cm.

Interpretation

The prevailing siltstones (Figs. 4, s. A, and 5), have been

deposited from suspension during long calm periods. This is

proven  by  horizontal  lamination  of  a  suspension  type  and

abundance  of  terrestrial  plant  fragments  and  leaves.  The

presence  of  tuffaceous  material  indicates  synsedimentary

volcanism (Jamièiæ et al. 1987).

The sharp lower bedding planes of the sandstone intercala-

tions, their tabular geometry, occasional gradation and hori-

zontal  lamination  can  be  interpretated  as  Bouma  AB  divi-

sions. Sandstones which contain mud rip-up clasts could be

deposits  from  sustained  high-density  turbidity  currents  (cf.

Kneller  &  Branney  1995).  Deposition  may  have  resulted

from  sliding  of  previously  deposited  sand  at  shallower

depths, or underflows emanating from delta channels.

The poor sorting, scattered pebbles, large thickness and un-

organized structure of the massive sandstone in the upper part

of this facies association (Fig. 5, in the level of l m), point to

resedimented deposits of a grain flow type (Lowe 1982, 1988),

or deposition from high-density turbidity current during quasi-

steady flow (cf. Kneller & Branney 1995).

On the basis of the fresh-water microfauna this facies associa-

tion is considered to belong to a lacustrine environment. Sedi-

mentation mainly occurred from suspension, with temporary in-

terruptions  by  turbidity  currents  or  grain  flows.  Such

hydrodynamic processes are characteristic of offshore deposits

in hydrologically open lakes (cf. Allen & Collinson 1989). The

appearance  of  marine  fauna,  suggests  transformation  of  the

lacustrine  environment  into  a  marine  one,  which  can  be  ex-

plained  by  relative  sea-level  rise  during  the  Karpatian  in  the

Paratethys (Rögl & Steininger 1983).

Horizontally bedded sandstones

Horizontally bedded sandstones make up the lower part of

the succession (between 13 and 27 m in s. B, Fig. 5). The in-

dividual beds are 10–20 cm thick. Sandstones are graded and

Fig. 3. Geological map of the study area (simplified, according to

Jamièiæ & Brkiæ 1987), with marked sections A–C.

436                                                                       PAVELIÆ, MIKNIÆ and SARKOTIÆ ŠLAT

Table 1: The characteristics and interpretation of facies associations.

poorly sorted. Grain diameters range from fine to medium in

the lower part of this facies. Very coarse-grained sandstones

occur in the upper part. Scattered pebbles are present. Bio-

genic particles include coarse, angular fragments of Coralli-

nacea, bryozoans and pelecypods, and in rare cases sea-ur-

chin plates.

Interpretation

Abundant skeletal fragments of shallow marine organisms

within the siliciclastic material indicate marine reworking of

the sediments. The grain-size composition of the sandstone,

grading, and poor sorting, point to very rapid sedimentation.

Deposition  could  have  occurred  from  density-driven

turbidity  currents,  which  evolve  from  storm-generated

currents and can transport and deposit sediment well below

the storm wave base (cf. Walker 1984). The position of this

facies  (between  the  offshore  zone  and  the  shoreface),

together with a lack of evidence of wave-reworking, suggests

deposition in the offshore zone, but close to the nearshore.

Trough cross-bedded sandstones and horizontally

laminated biocalcarenites

Trough  cross-bedded  sandstones  were  observed  in  the

middle  (Figs.  5  and  8)  and  upper  parts  of  the  succession

(Fig. 4, s. C). They alternate with thinner beds of horizontal-

ly laminated biocalcarenites (Fig. 5). The direction of sedi-

ment transport was towards the west-northwest (285°) indi-

cated  by  the  dip  of  cross-beds  and  trough  axes.  Coarse-

grained sandstones are moderately sorted. At the top of the

individual  trough,  the  grain-size  decreases  to  medium-

grained  sandstones.  Skeletal  fragments  are  represented  by

Corallinacea, bryozoans, sea-urchin spines, pelecypods and

foraminifers of the genus Amphistegina. The first occurrence

of this genus of foraminifers is found in c.s. B (Fig. 5) at the

level of 28 m.

Horizontally laminated biocalcarenites are found interbed-

ded with the trough cross-bedded sandstones as sets reaching

a thickness of 0.5 m (Fig. 9). Individual bed thickness varies

between 1 and 3 cm. They consist mainly of whole and frag-

mented Corallinacea and bryozoans, in rare cases pelecypods

and  echinoderms.  Biocalcarenites  are  mostly  very  coarse-

grained.

Interpretation

Trough  cross-bedding  was  formed  by  the  migration  of

subaqueous  3-D  dunes  (Ashley  &  Symp.  1990).  In  marine

environments,  trough  cross-bedded  sets  usually  form  on  the

upper  shoreface  (Elliott  1986).  Similar  forms  in  upper

shorefaces  were  recognized  in  several  different  examples.

Roep  et  al.  (1979)  classify  “mega-cross-bedded”  structures

into  the  upper  shoreface.  Trough  cross-bedded  gravel

sandstones as in the example of Miocene sediments in South

West Oregon, were deposited by the migration of megaripples

Facies or facies

association

Sections

A-C (m)

Bedd-

ing

Sediment structure and texture

Fossils

Paleo-

current

Fig.

Transport

mechanism

Depositional envi-

ronment (age)

(1):-siltstones

-sandstones

A; B 0-13

A; B 0-2.5

-hori-

zontal

-hori-

zontal

-horizontal lamination

-fine to medium grained, mud rip-up

clasts or floatig out-sized pebbles,

massive

-fresh-water ostracods

(A-mfa1); marine

foraminifera (B-mfa 2-4)

-4,5

-4,5, 6,7

-suspension

-turbidity currents,

grain flow

-deep fresh-water la-

ke (Ottnangian) and

marine offshore

(Karpatian)

(2):-sandstones

B 13-27

-hori-

zontal

-fine to coarse grained, some pebbles,

normal grading

-5,12

-turbidity currents -marine offshore clo-

se to storm wave

base

(3):-sandstones

-biocalcarenites

B 26-54,

61-125

C 0-5

B 65-118

-cross-

bedded

cosets

-hori-

zontal

-coarse to medium grained, large- to

small- scale trough cross-bedding

-coarse-grained, horizontal lamination

-fragments of Corallina-

ceae, bryozoans, pelecy-

pods and foraminifera

-landward

(256

0

)

-4,5,

8,12

-5,9, 12

-subaqueous 3-D

dunes

-traction-upper

flow regime

-upper shoreface

(4):-conglomerates

-conglomerates

B 98.5-

101.5

B 99.5-101

-hori-

zontal

-lenses

-clast- to matrix-supported, pebble and

cobble gravels, b-axis imbrication,

sandstone matrix

-clast-supported, pebble gravels, small

scale trough cross-bedding

-fragments of Corallina-

ceae, bryozoans and pe-

lecypods

-landward

(266

0

)

-5,12

-5,12

-traction from

storm-generated

currents

-subaqueous 3-D

gravel dunes

-upper shoreface

(5):-conglomerates B 50-53,

119-125

-cross-

bedded

cosets

-clast-supported, pebble gravels, small

scale trough cross-bedding

-fragments of Corallina-

ceae, bryozoans and pe-

lecypods

-5,12

-subaqueous 3-D

gravel dunes

-upper shoreface

(6):-sandstones

-conglomerates

B 53-54.5

B 54.5-61

-cross-

bedded

cosets

-cross-

bedded

cosets

-coarse grained, tangential cross-

bedding

-clast-supported, pebble gravels, tange-

ntial cross-bedding

-seaward

(102

0

)

-seaward

(104

0

)

-5,10, 12

-5,10, 12

-avalanching

-avalanching

-stacked Gilbert-type

fan deltas

(7):-marls

-biocalcarenites

C 13-15

C 14-16

-hori-

zontal

-hori-

zontal

-massive

-normal grading, pebbles and cobbles in

the lower part of bed, horizontal la-

mination in the upper part of bed

-marine foraminifera (C-

mfa 5)

-4,11, 12

-4,11, 12

-suspension

-seizmic or storm-

generated

turbidity currents

-offshore (Badenian)

EARLY TO MIDDLE MIOCENE FACIES SUCCESSION IN LACUSTRINE AND MARINE ENVIRONMENTS              437

in the zone above the fair-weather wave in the upper shoreface

(Leithold & Bourgeois 1984). Massari & Parea (1988) using

the example of a medium to high-energy shoreline, also relate

similar trough cross-bedded sands to the upper shoreface.

Horizontally laminated biocalcarenites are interpreted as

being  deposited  by  tractive  transport  in  the  upper  flow  re-

gime,  and  represent  an  “upper  plane  bed”  (cf.  Reineck  &

Singh 1973). Clifton et al. (1971) classify sediments of simi-

lar texture in the upper part of the build up zone and lower

part of the surf zone, i.e. shallower than the dune zone (outer

planar facies). Howard & Reineck (1981) describe laminated

sands of the high-energy shoreline in the upper shoreface and

foreshore. Since these horizontally laminated biocalcarenites

appear  regularly  at  the  top  of  small  cycles  that  start  with

trough cross-bedded sandstones interpreted as upper shore-

face,  they  are  characteristic  of  the  upper  shoreface  or  the

foreshore. The trough cross-bedded sandstones/horizontally

laminated  biocalcarenites  show  shallowing-upward  trends,

and form a stacking pattern.

The  occurrence  of  Amphistegina  foraminifera  suggests  a

warm,  tropical-subtropical  climatic  phase  (Rögl  &  Brand-

stätter  1993).  The  stratigraphic  position  of  the  sediments  of

this facies association in the vertical succession suggests the

Lower Badenian age.

Horizontally bedded conglomerates and lenses

of cross-bedded conglomerates

Horizontally  bedded  conglomerates  occur  in  section  B

from 98.5 m to 102.5 m (Fig. 5), interbedded with lenses of

cross-bedded conglomerates.

The conglomerates are horizontally stratified and their bed

thickness  varies  from  20–60  cm.  Thick  beds  are  usually

amalgamated.  The  beds  are  mostly  tabular  with  erosional

lower  and  upper  bedding  planes.  Horizontally  bedded

conglomerates are clast-supported to matrix-supported, with

good  segregation  of  pebbles  and  cobbles.  The  matrix  is

coarse-grained  sandstones.  The  pebbles  do  not  show  any

preferred orientation, but in some beds, b-axis imbrication of

pebbles can be observed. The average dip of the b-axes is to-

wards the east (86°), thus rolling-type transport should have

been towards the west.

Table  2:  Microfossil  associations  of  Karpatian  (mfa  2–mfa  4)  and  Badenian  (mfa  5)  age  and  their  bathymetric  estimation.  The  strati-

graphic position of mfa is shown in Fig. 3 and Fig. 4.

M icrofossil association 2 — K arpatian

M icrofossil association 4 — K arpatian

b en th ic sp ecies:

Q u in q u elo cu lin a  tria n g u la ris d ’O rb ign y

Q u in q u elo cu lin a  a kn eria n a  d ’O rb ign y

Q u in q u elo cu lin a  b u ch ia n a  d ’O rb ign y

C yclo fo rin a  co n to rta  (d ’O rb ign y)

T rilo cu lin a  sca p h a  d ’O rb ign y

T rilo cu lin a  in fla ta  d ’O rb ign y

P a p p in a  b o n o n ien sis p rim ifo rm is (P ap p  &  T u rn o vsky)

P a p p in a  p a rkeri b revifo rm is (P ap p  &  T u rn o vsky)

C a n cris a u ricu lu s (F ich tel &  M o ll)

F u rsen ko in a  a cu ta  (d ’O rb ign y)

bathym etric estim ation: inner shelf (bay)

b en th ic sp ecies:

A stro rh izid ae (fragm en ts)

A m m o b a cu lites a g g lu tin a n s d ’O rb ign y

A m m o sca la ria  sp .

R eticu lo p h ra g m iu m  ven ezu ela n u m  (M ayn c)

D o ro th ia  g ib b o sa  (d ’O rb ign y)

T extu la ria  m a ria e d ’O rb ign y

G u ttu lin a  co m m u n is d ’O rb ign y

A m m o n ia  gr. b ecca rii (L .)

D yo cib icid es tru n ca tu s (E gger)

E lp h id iu m  m a cellu m  (F ich tel &  M o ll)

bathym etric estim ation: inner shelf (open)

M icrofossil association 3 — K arpatian

M icrofossil association 5 — E arly B adenian

b en th ic sp ecies:

Q u in q u elo cu lin a  tria n g u la ris d ’O rb ign y

Q u in q u elo cu lin a  a kn eria n a  d ’O rb ign y

Q u in q u elo cu lin a  b u ch ia n a  d ’O rb ign y

C yclo fo rin a  co n to rta  (d ’O rb ign y)

T rilo cu lin a  sca p h a  d ’O rb ign y

T rilo cu lin a  in fla ta  d ’O rb ign y

D o ro th ia  g ib b o sa  (d ’O rb ign y)

D o ro th ia  cf. p ra elo n g a  (K arrer)

T extu la ria  m a ria e d ’O rb ign y

L itu o lid ae

P a p p in a  b o n o n ien sis (F o rn asin i)

A m m o n ia  b ecca rii (L .)

E lp h id iu m  m a cellu m  (F ich tel &  M o ll)

A m p h yco rin a  sp .

G lo b u lin a  sp .

p lan kto n ic sp ecies:

G lo b ig erin a  o ttn a n g ien sis R ö gl

C a ssig erin ella  b o u d ecen sis P o ko rn y

bathym etric estim ation: inner shelf (open)

b en th ic sp ecies:

R eo p h a x  sp .

T extu la ria  m a ria e d 'O rb ign y

G a u d ryin a  m a yera n a  d ’O rb ign y

L en ticu lin a  cu ltra ta  (M o n tfo rt)

L en ticu lin a  vo rtex (F ich tel &  M o ll)

L en ticu lin a  in o rn a ta  (d ’O rb ign y)

S tilo sto m ella  vern eu ili (d 'O rb ign y)

U vig erin a  p yg m o id es P ap p  &  T u rn o vsky

C a ssid u lin a  la evig a ta  d ’O rb ign y

G yro id in a  so ld a n ii d ’O rb ign y

C ib icid o id es u n g eria n u s (d ’O rb ign y)

M elo n is p o m p ilio id es (F ich tell &  M o ll)

p lan kto n ic sp ecies:

P ra eo rb u lin a  g lo m ero sa  (B lo w )

G lo b ig erin o id es trilo b u s (R eu ss)

G lo b ig erin o id es sa ccu liferu s (B rad y)

G lo b o ro ta lia  m a yeri C u sh m an  &  E lliso r

G lo b ig erin a  p ra eb u llo id es B lo w

bathym etric estim ation: outer shelf

438                                                                       PAVELIÆ, MIKNIÆ and SARKOTIÆ ŠLAT

Lenses  of  cross-bedded  conglomerates,  which  are  found

between tabular beds, are up to 3 m long, and up to 40 cm

thick.  Trough  cross-bedding  is  found  to  be  dominant.  The

conglomerates in these lenses are well-sorted clast-supported,

with  a  minor  amount  of  coarse-grained  sand  as  matrix.

Pebbles are very small with respect to other conglomerates.

Interpretation

Pebble- and cobble-sized conglomerates indicate very high

energy conditions. Conglomerates show evidence of marine

reworking by the mixing of terrigenous material with marine

fauna  and  seaward  imbrication.  Successive  beds  with

different  degrees  of  sorting,  pebble  size  and  quantity  of

matrix  are  also  indicators  of  a  high-energy  environment

(Leithold  &  Bourgeois  1984)  and  frequent  storms.  Marine

processes were the cause of reworking and resedimentation

of the coarse material. These conglomeratic beds represent

shoreface deposits, and very likely, the material deposited by

storm  waves  or  storm  lag  (Kumar  &  Sanders  1976).

Erosional  lower  bedding  planes  in  such  conglomerates

document the high-energy erosional processes acting along

the coast (cf. Massari & Parea 1988). Imbrication of pebbles

in some beds of horizontally bedded conglomerates, with a

seaward dipping b-axis (land-basin distribution by Jamièiæ et

al.  1987),  is  presumably  formed  by  the  action  of  shoaling

waves in the surf zone, which is similar to the example given

by  Clifton  (1981).  During  post-storm  periods,  waves  and

currents rework storm deposited gravel transferring it to the

upper shoreface (Clifton 1973, 1981; Leithold & Bourgeois

1984;  Swift  et  al.  1987).  Low-energy  waves  rework  only

finer  material.  These  processes  are  proved  by  (1)  beds  of

single  pebble  thickness,  which  can  be  interpreted  as

poststorm  lag  (Clifton  1981),  and  (2)  trough  cross-bedded

fine-grained  conglomerates,  that  appear  as  small  lenses

within horizontally bedded conglomerates and also point to

somewhat  lower  energy  conditions.  These  two  types  of

sediment are partially eroded during successive storms, as is

suggested  by  their  lenticular  shape.  Trough  cross-bedded

conglomeratic  lenses  (2)  are  small  gravelly  dunes  often

found above the waveline, the result of further reworking by

waves. Similar dunes are described by Clifton (1981) in the

Miocene  sediments  of  California,  and  by  Leithold  &

Bourgeois (1984) in the Miocene sediments of Oregon. The

facies association of horizontally bedded conglomerates and

lenses  of  cross-bedded  conglomerates  together  with  cross-

bedded sandstones, are interpreted as sediments of the upper

shoreface.

Trough cross-bedded conglomerates

Trough cross-bedded conglomerates were found in section B

(Fig. 5) at 50–53 m, and 119–125 m. The sets of conglomerates

are separated by an erosional boundary. Trough width is 0.5–0.7

m, the thickness of cross-bedded sets ranges from 20–30 cm.

The  largest  pebbles  occur  near  the  trough  bottom.  Conglo-

merates are fine-grained and are clast-supported. The matrix of

coarse sand is very rare.

Interpretation

Characteristic  trough  cross-bedding  together  with  a  coarse

gravel lag, indicates that the gravel has been reworked into sub-

aqueous 3-D dunes (according to Ashley & Symp. 1990). Simi-

lar to previous facies, these 3-D dunes are interpreted as upper

shoreface deposits. The thickness of the conglomerates (3 and 6

m) without  indications of storm interruptions suggests sedimen-

tation on a wave dominated shore.

Fig. 4.  Lithostratigraphic representation of sections A and C.

EARLY TO MIDDLE MIOCENE FACIES SUCCESSION IN LACUSTRINE AND MARINE ENVIRONMENTS              439

Planar cross-bedded sandstones and conglomerates

This facies only appears in the middle part of the succession

(53–6l.5  m  in  s.  B,  Figs.  5,  and  10)  and  consists  of  seven

cross-bedded units. The thickness of individual cross-bedded

units varies from 0.5–2.8 m. Cross-beds are steep (20°–30°)

and tangential. The dip of the cross-beds decreases upwards in

the section parallel to an increase in grain size. Migration was

directed towards the east. The sandstones are coarse-grained

with scarce sparry calcite cement. They contain sparse round-

ed pebbles up to 3 mm diameter. The conglomerates are fine-

grained and clast-supported with a coarse sandy matrix.

Interpretation

Steep planar cross-bedded sandstones and conglomerates

indicate  avalanching  of  detritus,  and  eastward  migration

suggests the transport of the material towards the sea. This

facies  could  be  compared  with  the  foresets  of  small-scale

marine Gilbert-type fan deltas (cf. Colella 1988; Massari &

Colella  1988).  The  thickness  of  individual  cross-bedded

units suggests deposition in shallow water. The coarsening-

upward tendency of facies shows general shallowing. Seven

cross-bedded  units  form  a  vertical  stacking  pattern,  which

could  be  explained  as  a  consequence  of  the  repetitive

activation  of  presumed  basin  marginal  fault  (sensu  Colella

1988; Massari & Colella 1988; van der Straaten 1990).

Marls with intercalations of biocalcarenites

This facies association appears at the top of the succession

(Figs. 4, s. C, and 11) with an apparent thickness of 4 m.

The marls are massive and occur in 2 levels, with thickness-

es of 1.5 and 0.5 m. Within the marls tightly bounded irregular

clusters of skeletal grains are common. A rich microfossil as-

sociation was found (Fig. 4, s. C, mfa 5), containing benthic

and planktonic foraminifers. The entire association indicates a

Lower Badenian age (Lagenid zone) and outer shelf as the en-

vironment. Spines of sea-urchins, fragments of bryozoans and

pelecypods are also common.

Three  beds  of  biocalcarenites  are  intercalated  within  the

marls (Figs. 4, s. C, and 11). They range in thickness between

30 and 105 cm, show normal grading in the lower part, and are

terminated  with  horizontal  lamination.  The  lower  bedding

planes  are  erosional.  Biocalcarenites  are  fine-  to  coarse-

grained sandstones and contain abundant densely packed skel-

etal material: fragments of echinoderms, bryozoans, Corallina-

cea, pelecypods, benthic and planktonic foraminifers. Pebbles

and cobbles up to 10 cm in diameter also occur in the base and

the cement is sparry calcite.

Interpretation

These  mar ls  were  deposited  from  suspension  in  a  calm

environment  as  indicated  by  their  massive  appearance  and

great  thickness.  Abundant  planktonic  foraminifers  indicate

deposition  on  the  outer  shelf.  Concentrations  of  skeletal

grains in the form of cemented irregular aggregates can be

explained as the consequence of bioturbation.

Fig. 5.  Lithostratigraphic representation of section B. For legend

see Fig. 4.

The beds of normally graded biocalcarenites (Fig. 3, s. C)

can be interpreted as a T

a,b

 Bouma sequence (Bouma 1962).

These  biocalcarenites  were  resedimented  from  the  shallow

sea and have been deposited by turbidity currents that could

have been generated by catastrophic storms. This is support-

ed by the presence of numerous fragments of shallow marine

benthic fauna in the sediment and relatively large terrigenous

pebbles and cobbles (up to 10 cm in diameter). Since no trace

of wave action have been found, it can be concluded that the

biocalcarenites  were  deposited  beneath  the  fair-weather

wave  base,  while  their  association  with  the  marls  locates

them on the outer shelf.

440                                                                       PAVELIÆ, MIKNIÆ and SARKOTIÆ ŠLAT

Discussion

Alluvial sediments, that are overlain by lacustrine deposits,

are the oldest Neogene deposits in Mt. Papuk, Mt. Psunj, Mt.

Požeška, and Mt. Krndija, and belong to the Early Miocene.

Based on the fresh-water fauna (Congeria fuchsi Pilar, C. zoisi

Andrusov,  Dreissena  cf.  polymorpha  (Pallas),  Amplocypris

sp., and Characeae), as well as the stratigraphic position of the

lacustrine sediments underlying Karpatian deposits, give their

age  as  Ottnangian  (Jamièiæ  et  al.  1987,  1989;  Šparica  et  al.

1980;  Šparica  &  Buzaljko  1984;  Korolija  &  Jamièiæ  1989).

The  transition  into  the  marine  Karpatian  offshore  sediment

(Jamièiæ et al. 1987) relates to the reopening of the Paratethys

seaways (Rögl & Steininger 1983).

The marine sediments can be clearly divided into two dep-

ositional  sequences  (Fig. 12).  In  the  first  sequence,

offshore  sediments  of  the  Karpatian  age  overlying  fresh-

water  Ottnangian  beds  (the  upper  part  of  the  laminated

siltstones  and  intercalated  sandstones  facies  association)

belong to a transgressive systems tract. The relative sea-level

rise was connected with the opening of a Paratethyan seaway

to  the  Mediterranean  along  the  middle  Slovenian  corridor

(Rögl & Steininger 1983; Rögl 1998) and can be correlated

with  the  global  sea-level  rise  (Haq  et  al.  1988).  The

highstand systems tract is composed of horizontally bedded

sandstones facies, deposited in the offshore area, close to the

storm  wave  base,  and  of  cross-bedded  sandy  to  pebbly

shoreface and stacked Gilbert-type fan deltas deposits. The

coarsening upward sequence indicates a rapid progradation

and  shallowing  of  the  environment  from  offshore  to  upper

shoreface  and  stacked  Gilbert-type  fan  delta  although  the

genus Amphistegina found in the upper shoreface (Fig. 12 in

the level of 24 m) suggests the beginning of Early Badenian

marine  transgression  (sensu  Rögl  1998).  The  progradation

and  relative  sea-level  fall  at  the  end  of  the  first  sequence

could be explained by a high rate of sediment supply due a

local  decrease  of  tectonic  subsidence  (sensu  Blair  &

Bilodeau 1988; Gawthorpe & Colella 1990; Heller & Paola

1992; summarized in Frostick & Steel 1993).

The beginning of the second sequence is characterized by a

change into aggradational parasequence stacking pattern. Ac-

cording to Posamentier et al. (1988) and Posamentier & Vail

(1988), at the transition from rapid progradation to aggradation

the shelf margin systems tract is found bounded by a type 2 se-

quence boundary. Thus the shelf margin systems tract is built

up mostly of facies units of trough cross-bedded sandstones

and  horizontally  laminated  biocalcarenites,  and  horizontally

bedded conglomerates with lenses of cross-bedded conglomer-

ates, and trough cross-bedded conglomerates.

Due the increase of tectonic subsidence the rate of sediment

supply  became  low.  This  Early  Badenian  event  resulted  in

deposition  of  marls  with  intercalations  of  biocalcarenites,

composing a transgressive systems tract. These marls include

benthic and planktonic species of foraminifers. The bathymet-

ric estimation of these species indicates deposition in the outer

shelf (Table 2, mfa 5). This sea-level rise can be correlated

with the base of the TB 2,3 cycles of global sea level changes

(Haq et al. 1988).

A  similar  situation  in  the  Styrian  Basin  was  described  by

Friebe (1993). However, he explained the rapid sea-level fall at

the end of the Karpatian as a consequence of uplift, which was

caused by block tilting within the crustal wedge in the eastern

Alps east of the Tauern Window. In the Vienna Basin northeast-

ern  part,  Kováè  &  Hudáèková  (1997)  suggest  a  tectonically

controlled “costal onlap” on the Karpatian/Badenian boundary.

The  vertical succession of alluvial-lacustrine-marine envi-

ronments plus significant deepening of the sea towards the end

of the succession, suggest subsidence of the basin. The subsid-

ence model in this region is further elaborated by Pamiæ et al.

Fig.  6.  Facies  association  of  laminated  siltstones  with  sandstone

intercalations.  Horizontal  lamination  is  very  well  developed  in

siltstones. Sandstone intercalations are at the level of the hammer

(the hammer lenght is 31.5 cm).

Fig.  7.  Mud  “rip-up”  clasts  concentrated  in  the  upper  part  of  a

sandstone  bed  (facies  association  of  laminated  siltstones  with

sandstone intercalations). The diameter of the lens cap is 5.5 cm.

Fig. 8. Trough cross-bedded sandstones, large forms.

EARLY TO MIDDLE MIOCENE FACIES SUCCESSION IN LACUSTRINE AND MARINE ENVIRONMENTS              441

(1992/1993),  who  pointed  out  that  Lower  Miocene  tra-

chyandesites  (shoshonites)  of  neighbouring  Mt.  Krndija,

have a postsubduction character and are related to the initial

phase of extension. Ottnangian volcanic activity during the

lacustrine  sedimentation  in  the  studied  area  (Jamièiæ  et  al.

1987), corresponds to the conclusion of Horváth (1995) that

the general “rifting” in the Pannonian Basin System began

by the appearance of the first tuff horizon of early Ottnangian

age. Taking into account the age of these events (Ottnangian–

Karpatian–Early Badenian), they could generally fit into the

evolution of the Pannonian Basin System, which started to

form by extension in the Early and Middle Miocene (Sclater

et al. 1980; Horváth & Royden 1981; Horváth 1984, 1995;

Royden et al. 1983; Royden 1988; Royden & Dövényi 1988;

Kókai & Pogácsás 1991; Tari et al. 1992; Csató 1993).

Fig.  9.  Horizontally  laminated  biocalcarenites  are  clearly  defined

at  the  level  of  the  hammer.  A  high  content  of  shallow  marine

skeletons  produces  the  white  colour  of  biocalcarenites.  (Beds  are

inclined due to the tectonics.)

Fig. 10. Facies association of planar cross-bedded sandstones and

conglomerates. Tangential cross-bedding is well developed. Total

thickness of the outcrop is approximately 5 m.

Fig.  11.  Bed  of  massive  marl  overlain  by  biocalcarenite  inter-

calations.

Fig. 12. Sections B (see Fig. 5) and C (see Fig. 4), and depositional

sequences related to marine sediments.

442                                                                       PAVELIÆ, MIKNIÆ and SARKOTIÆ ŠLAT

Conclusion

In  the  Paratethys  during  the  Karpatian,  the  isolated  lake

which evolved in the Ottnangian, was gradually transformed

into  a  marine  environment  due  to  relative  sea-level  rise.

Although  the  salinity  and  biota  changed,  sedimentation

continued  under  the  influence  of  the  same  depositional

processes,  most  probably  in  the  offshore  area.  With  the

proximity  of  land,  grain  size  increases.  The  63.5  m  thick

succession  of  sediments  belonging  to  the  upper  shoreface

indicates  that  sedimentation  kept  pace  with  the  increase  of

accommodation space. The analyzed succession is terminated

by sediments deposited in the offshore area.

In the study area, marine sediments are divided into two

depositional sequences. Offshore sediments which belong to

the Karpatian, represent a transgressive systems tract of the

first  sequence.  From  offshore  to  stacked  Gilbert-type  fan

deltas, due the local decrease of tectonic subsidence on the

Karpatian/Early  Badenian  boundary  rapid  progradation

occurred, which is interpreted as a highstand systems tract.

The following shoreface sediments are interpreted as a part

of the shelf margin systems tract of the second sequence. The

offshore sediments at the end of the succession represent a

transgressive systems tract, as a result of the Early Badenian

sea-level  rise  in  the  Paratethys,  and  the  increase  of  the

tectonic subsidence.

The  vertical  succession  from  the  Ottnangian  to  the  Early

Badenian, suggests subsidence of the basin. It corresponds to

the  initial  phase  of  the  evolution  of  the  Pannonian  Basin

System.

Acknowledgments: This paper is based on research for the

leading author’s Master’s Thesis, carried out under the super-

vision of Jožica Zupaniæ, for whose suggestions the authors

are deeply indebted. The review of the manuscript by Frank

Horváth is gratefully acknowledged. We would like to thank

the  journal  reviewers,  Orsolya  Sztanó,  Ivan  Baráth  and  an

anonymous  reviewer  for  their  careful  revision  of  the  manu-

script.  The  research  of  which  this  paper  forms  a  part,  was

funded by the Ministry of Science and Technology of the Re-

public of Croatia.

References

Allen  P.A.  &  Collinson  J.D.,  1989:  Lakes.  In:  Reading  (Ed.):

Sedimentary Environments and Facies. Blackwell, 63–94.

Ashley  G.M.,  Symp.Chp.,  1990:  Classification  of  large-scale

subaqueous bedforms: a new look at an old problem. J. Sed.

Petrology, 60, 160–172.

Blair  T.C.  &  Bilodeau  W.L.,  1988:  Development  of  tectonic

cyclothemes in rift, pull-apart, and foreland basins: Sedimen-

tary response to episodic tectonism. Geology, 16, 517–520.

Bouma  A.H.,  1962:  Sedimentology  of  some  Flysch  Deposits:  A

graphic approach to facies interpretation. Elsevier, 1–168.

Clifton H.E., 1973: Pebble segregation and bed lenticularity in wave-

worked versus alluvial gravel. Sedimentology, 20, 173–187.

Clifton H.E., 1981: Progradational sequences in Miocene shoreline

deposits,  southeastern  Caliente  Range,  California.  J.  Sed.

Petrology, 51, 165–184.

Clifton  H.E.,  Hunter  R.E.  &  Phillips  R.L.,  1971:  Depositional

structures and processes in the non-barred high-energy near-

shore. J. Sed. Petrology, 41, 651–670.

Colella A., 1988: Pliocene-Holocene fan deltas and braid deltas in

the  Crati  Basin,  southern  Italy:  a  consequence  of  varying

tectonic  conditions.  In:  Nemec  W.  &  Steel  R.J.  (Eds.):  Fan

Deltas: Sedimentology and Tectonic Settings. Blackie, 50–74.

Csató  I.,  1993:  Neogene  sequences  in  the  Pannonian  basin,

Hungary. Tectonophysics, 226, 377–400.

Elliott  T.,  1986:  Siliclastic  shorelines.  In:  Reading  H.G.  (Ed.):

Sedimentary Environments and Facies. Blackwell, 155–188.

Friebe  J.G.,  1993:  Sequence  stratigraphy  in  a  mixed  carbonate-

siliciclastic  depositional  system  (Middle  Miocene;  Styrian

Basin, Austria). Geol. Rdsch., 82, 281–294.

Frostick L.E. & Steel R.J., 1993: Sedimentation in divergent plate-

margin basins. In: Frostick L.E. & Steel R.J. (Eds.): Tectonic

Controls  and  Signatures  in  Sedimentary  Successions.  Spec.

Publs. IAS, 20, 111–128.

Gawthorpe R.L. & Colella A., 1990: Tectonic controls on coarse-

grained  delta  depositional  systems  in  rift  basins.  In:  Colella

A. & Prior D.B. (Eds.): Coarse-grained Deltas. Spec. Publs.

IAS, 10, 113–127.

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

chronostratigraphy  and  cycles  of  sea-level  changes.  In:

Wilgus  C.K.,  Hastings  B.S.,  Kendall  C.G.StC.,  Posamentier

H.W.,  Ross  C.A.  &  van  Wagoner  J.C.  (Eds.):  Sea  level

changes:  An  integrated  Approach.  Soc. Econ.  Paleont.  Min-

er., Spec. Publ., 42, 71–108.

Heller P.L. & Paola C., 1992: The large-scale dynamics of grain-

size variation in alluvial basins, 2: Application to syntectonic

conglomerate. Basin Research, 4, 91–102.

Horváth  F.,  1984:  Neotectonics  of  the  Pannonian  basin  and  the

surrounding mountain belts: Alps, Carpathians and Dinarides.

Ann. Geophys., 2, 2, 147–154.

Horváth F., 1993: Towards a mechanical model for the formation

of the Pannonian basin. Tectonophysics, 226, 333–357.

Horváth F., 1995: Phases of compression during the evolution of

the  Pannonian  Basin  and  its  bearing  on  hydrocarbon

exploration. Mar. Petrol. Geol., 12, 837–844.

Horváth  F.  &  Royden  L.,  1981:  Mechanism  for  formation  of  the

Intra-Carpathian basins: a review. Earth Evol. Sci., 1, 307–316.

Howard J.D. & Reineck H.E., 1981: Depositional facies of high-

energy beach-to offshore sequence, comparison with low en-

ergy  sequence.  Amer.  Assoc.  Petrol.  Geologists  Bull.,  65,

807–830.

Jamièiæ  D.  &  Brkiæ  M.,  1987:  Basic  Geological  Map  1:100,000,

Sheet  Orahovica.  Geol.  zavod,  Zagreb,  Sav.  geol.  zavod,

Beograd (in Croatian).

Jamièiæ D., Brkiæ M., Crnko J., & Vragoviæ M., 1987: Explanatory

notes for sheet Orahovica. Basic Geological Map 1:100,000.

Geol.  zavod,  Zagreb,  Sav.  geol.  zavod,  Beograd,  72  (in

Croatian, English summary).

Jamièiæ  D.,  Vragoviæ  M.  &  Matièec  D.,  1989:  Explanatory  notes

for  sheet  Daruvar.  Basic  Geological  Map  1:100,000.  Geol.

zavod,  Zagreb,  Sav.  geol.  zavod,  Beograd,  55  (in  Croatian,

English summary).

Kókai  J.  &  Pogácsás  Gy.,  1991:  Hydrocarbon  plays  in  Mesozoic

nappes,  Tertiary  wrench  basins  and  interior  sags  in  the  Pan-

nonian Basin. First Break, 9, 315–334.

Korolija B. & Jamièiæ D., 1989: Explanatory notes for sheet Na-

šice.  Basic  Geological  Map  1:100,000.  Geol.  zavod,  Zagreb,

Sav. geol. zavod, Beograd, 40 (in Croatian, English summary).

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

bidity  currents  and  the  deposition  of  thick  massive  sands.

Sedimentology, 42, 607–616.

Kováè M. & Hudáèková N., 1997: Changes of paleoenvironment

as  a  result  of  interaction  of  tectonic  events  with  sea  level

EARLY TO MIDDLE MIOCENE FACIES SUCCESSION IN LACUSTRINE AND MARINE ENVIRONMENTS              443

changes  in  the  northeastern  margin  of  Vienna  Basin.  Zbl.

Geol. Paläont. Teil I, 1996, 5/6, 457–469.

Kumar  N.  &  Sanders  J.E.,  1976:  Characteristics  of  shoreface

storm deposits: modern and ancient examples. J. Sed. Petrol-

ogy, 46, 145–162.

Leithold  E.L.  &  Bourgeois  J.,  1984:  Characteristics  of  coarse-

grained  sequences  deposited  in  nearshore,  wave-dominated

environments  —  examples  from  the  Miocene  of  south-west

Oregon. Sedimentology, 31, 749–775.

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

with  special  reference  to  the  deposits  of  high-density

turbidity currents. J. Sed. Petrology, 52, 279–297.

Lowe  D.R.,  1988:  Suspended-load  fallout  rate  as  independet

variable  in  the  analysis  of  current  structures.  Sedimentology,

35, 765–776.

Massari  F.  &  Colella  A.,  1988:  Evolution  and  types  of  fan-delta

systems  in  some  major  tectonic  settings.  In:  Nemec  W.  &

Steel  R.J.  (Eds.):  Fan  Deltas:  Sedimentology  and  Tectonic

Settings. Blackie, 103–122.

Massari  F.  &  Parea  G.C.,  1988:  Progradational  gravel  beach

sequence  in  a  moderate-  to  high-energy,  microtidal  marine

environments. Sedimentology, 35, 881–913.

Pamiæ J., Belak M. & Slovenec D., 1992/1993: Lower Miocene tra-

chyandesites (shoshonites) from Mt. Krndija in Slavonia (north-

ern  Croatia).  Rad  HAZU,  Zagreb,  463,  27–47  (in  Croatian,

English summary).

Posamentier H.W., Jervey M.T. & Vail P.R., 1988: Eustatic controls

on  clastic  deposition  I  —  conceptual  framework.  In:  Wilgus

C.K.,  Hastings  B.S.,  Kendall  C.G.StC.,  Posamentier  H.W.,

Ross C.A. & Van Wagoner J.C. (Eds.): Sea-level changes: An

integrated  approach.  Spec.  Publ.  Soc.  Econ.  Paleont.  Miner.,

42, 109–124.

Posamentier H.W. & Vail P.R., 1988: Eustatic controls on clastisc

deposition II — sequence and systems tract models. In: Wilgus

C.K.,  Hastings  B.S.,  Kendall  C.G.StC.,  Posamentier  H.W.,

Ross  C.A.  &  Van  Wagoner  J.C.  (Eds.):  Sea-Econ.  Paleont.

Miner., 42, 125–154.

Reineck  H.-E.  &  Singh  I.B.,  1973:  Depositional  Sedimentary

Environments. Springer, 1–493.

Roep TH. B., Beets D.J., Dronkert H. & Pagnier H., 1979: A prograd-

ing coastal sequence of wave-built structures of Messinian age,

Sorbas, Almeria, Spain. Sed. Geol., 22, 135–163.

Rögl F., 1996: Stratigraphic correlation of the Paratethys Oligocene

and Miocene. Mitt. Gesell. Geol.- u. Bergb.- studenten Österr.,

41, 65–73.

Rögl F., 1998: Palaeogeographic considerations for Mediterranean

and  Paratethys  Seaways  (Oligocene  to  Miocene).  Ann.

Naturhist. Mus. Wien, 99 A, 279–310.

Rögl  F.  &  Brandstätter  F.,  1993:  The  foraminifera  genus

Amphistegina  in  the  Korytnica  Clays  (Holy  Cross  Mts,

Central  Poland)  and  its  significance  in  the  Miocene  of  the

Paratethys. Acta Geol. Pol., 43, 122–146.

Rögl  F.  &  Steininger  F.F.,  1983:  Vom  Zerfall  der  Tethys  zu

Mediterran und Paratethys. Die neogene Paläogeographie und

Palinspastik  des  zirkummediterranen  Raumes.  Ann.

Naturhist. Mus. Wien, 85 A, 135–163.

Royden  L.H.,  1988:  Late  Cenozoic  Tectonics  of  the  Pannonian

Basin  System.  In:  Royden  L.H.  &  Horváth  F.  (Eds.):  The

Pannonian  Basin.  A  Study  in  Basin  Evolution.  Amer.  Assoc.

Petrol. Geol. Mem., 45, 27–48.

Royden  L.H.  &  Báldi  T.,  1988:  Early  Cenozoic  tectonics  and

paleogeography  of  the  Pannonian  and  surrounding  regions.

In: Royden L.H. & Horváth F. (Eds.): The Pannonian Basin.

A Study in Basin Evolution. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem.,

45, 1–16.

Royden L.H. & Dövényi P., 1988: Variations in extensional styles

at depth across the Pannonian basin system. In: Royden L.H.

& Horváth F. (Eds.): The Pannonian Basin. A Study in Basin

Evolution. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem., 45, 235–253.

Royden  L.H.,  Horváth  F.  &  Rumpler  J.,  1983:  Evolution  of  the

Houston.Pannonian  basin  system.  1.  Tectonics.  Tectonics,  2,

63–69.

Sclater J.G., Royden L.H., Horváth F., Burchfiel B.C., Semken S.

&  Stegena  L.,  1980:  The  formation  of  the  intra-Carpathian

basins  as  determined  from  subsidence  data.  Earth.  Planet.

Sci. Lett., 51, 139–162 .

Seneš J., 1971: Korrelation des Miozäns der Zentralen Paratethys

(Stand 1970). Geol. Zbor. Geol. Carpath., 22, 3–9.

Seneš  J.,  1979:  Correlation  du  Néogéne  de  la  Tethys  et  de  la

Paratethys.  Base  de  la  reconstitution  de  la  géodynamique

récente  de  la  region  de  la  Méditerranéé.  Geol.  Zbor.  Geol.

Carpath., 30, 309–319.

Swift D.J.P., Hudelson P.M., Brenner R.L. & Thompson P., 1987:

Shelf construction in a foreland basin: storm beds, shelf sand

bodies,  and  shelf-slope  depositional  sequences  in  the  Upper

Cretaceous  Mesaverde  Group,  Book  Clifs.  Utah.

Sedimentology, 34, 423–457.

Šparica M. & Buzaljko R., 1984: Explanatory notes for sheet Nova

Gradiška.  Basic  Geological  Map  1:100,000.  Geol.  zavod,

Zagreb,  Sav.  geol.  zavod,  Beograd,  54  (in  Croatian,  English

summary).

Šparica  M.,  Juriša  M.,  Crnko  J.,  Jovanoviæ  C.  &  Živanoviæ  D.,

1980:  Explanatory  notes  for  sheet  Nova  Kapela.  Basic

Geological  Map  1:100,000.  Geol.  zavod,  Zagreb,  Sav.  geol.

zavod, Beograd, 55 (in Croatian, English summary).

Tari  G.,  1993:  A  new  look  at  the  Tertiary  basins  of  the  Intra-

Carpathian region. Bull. Houston Geol. Soc., 35, 14–19.

Tari G., Horváth F. & Rumpler J., 1992: Styles of extension in the

Pannonian Basin. Tectonophysics, 208, 203–219.

Van  der  Straaten  H.C.,  1990:  Stacked  Gilbert-type  deltas  in  the

marine  pull-apart  basin  of  Abarán,  late  Serravallian-early

Tortonian,  southeastern  Spain.  In:  Colella  A.  &  Prior  D.B.

(Eds.): Coarse-grained Deltas. Spec. Publs. IAS, 10, 199–222.

Walker R.G., 1984: Facies models. Geol. Soc. Canada, 1–317.