GEOLOGICA CARPATHICA, 49, 6, BRATISLAVA, DECEMBER  1998

445–458

LATE MIOCENE PALEOENVIRONMENTS AND SEQUENCE

STRATIGRAPHY:  NORTHERN VIENNA BASIN

MICHAL KOVÁÈ

1

, IVAN BARÁTH

2

, MARIANNA KOVÁÈOVÁ-SLAMKOVÁ

1

,

RADOVAN PIPÍK

1

, IVAN HLAVATÝ

3

 and NATÁLIA HUDÁÈKOVÁ

1

1

Department of Geology and Paleontology, Faculty of Science, Comenius University, Mlynská dolina,

842 15  Bratislava, Slovak Republic

2

Geological Institute of  the Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, 842 26  Bratislava, Slovak Republic; geolbara@savba.savba.sk

3

Nafta Gbely a. s., 908 45  Gbely, Slovak Republic

(Manuscript received June 18, 1998; accepted in revised form November 3, 1998)

Abstract: Late Miocene sedimentary environments were related to the shallow brackish- to fresh-water lake in the

Slovak part of the Vienna Basin. During the Pannonian time, the geological  settings gradually changed from deltaic-

dominated in Papp’s A–C zones, through offshore-dominated (D–E zones), up to coal-bearing, limnic-dominated (F–

H zones). The variation in sediment supply, eustatic sea-level oscillations and the subsidence influenced the formation

of  accommodation  space  and  related  geometry  and  lithology  of  sedimentary  bodies.  The  sedimentary  cycles  were

characterized by seismostratigraphic, sedimentological methods, well-log data and fossils content and interpreted in

terms of sequence-stratigraphic concept. The Pannonian A, B zones of the recognized sedimentary cycle represents a

duration of approximately 0.5 Ma, with possible further subdivision into two higher-order cycles. These cycles are

regarded as parasequences within the late stage of the 3

rd

-order sequence, which continued from the Sarmatian. In the

Pannonian sediments of the C–H zones, a further four full sequences were determined. The definition of the sequences

is based on the recognition of lowstand, transgressive and highstand systems tracts. Erosional surfaces were recognized

on seismic sections, and in the sedimentary record they are marked by redeposited older fauna in the lowstand deposits.

During the sea-level rise a backstepping reflectors termination pattern is visible on seismic sections and during the

transgressions rapid changes of faunal assemblages were also determined. The highstand deposits are often represented

by condensed sections and low-aerated conditions in the Vienna Basin centre. The maximum flooding surface within

the D zone represents the initial highstand stage and can be indicated by a dinoflagellates-rich horizon.

Key words: Vienna Basin, Late Miocene, sequence stratigraphy, paleoenvironments.

Introduction

The  Vienna  Basin  is  situated  within    the  Alpine-Carpathian

mountain  chain,  between  the  Eastern  Alps  and  the  Western

Carpathians. It represents a polyhistoric basin with Neogene to

Quaternary  sedimentary  fill,  deposited  in  various  types  of

basins  in  relation  to  the  paleotectonic  development  of  the

orogen.

The Eggenburgian to Ottnangian sedimentation took place

in a system of piggy-back basins and intramontane wrench-

fault  furrows,  developing  in  a  compressive  tectonic  regime,

due to the collision of  the orogen with the North European

Platform (Kováè et al. 1989; Kováè et al. 1997). During the

Karpatian and the Early Badenian times the Vienna pull-apart

basin was formed, following the lithospheric displacement of

the  Western  Carpathians  northeastwards  (Royden  1988;

Ratschbacher et al. 1991a,b). From the Middle Badenian to the

Sarmatian  the  basin  subsidence  was  controlled  by  back-arc

synrift extension. The post-rift stage of  the basin development

represents the Pannonian and Pontian evolution of the Vienna

Basin, which gradually changed into the tectonic inversion of

the area during the Pliocene and Quaternary times (Kováè et

al. 1997).

The aim of this paper is to clarify the sequence stratigraphy

of the Pannonian basin fill, of the basis of new results obtained

by sedimentological and paleontological study of surface out-

crops and boreholes, as well as by reinterpretation of seismic

sections and well-log data in the Slovak part of the Vienna Ba-

sin (Fig. 1).

Stratigraphy

The Late Miocene radiometric dating of the Neogene stage

boundaries,  carried  out  on  volcanic  rocks  of  the  Western

Carpathians  (Vass  et  al.  1985)  determined:  the  Sarmatian/

Pannonian boundary as 11.5 ± 0.5 Ma, the Pannonian/Pontian

boundary as 8.5 ± 0.5 Ma and the Pontian/Pliocene boundary as

5.6 ± 0.2 Ma. According to new data, the boundary between the

Pannonian and the Pontian was shifted to 7.1 Ma (Rögl 1996).

The  Late  Miocene  sedimentary  environment  changes  are

well reflected in faunal changes in the Vienna Basin deposits.

The  oldest  division  of  these  rocks  was  based  on  study  of

molluscs  (Papp  1951,  1985)  and  subdivided  the  Pannonian

strata into the lower part, containing small Congeria of the A,

B and C biozones, overlain by a sedimentary succession with

large Congeria of the D and E biozones. Besides the brackish-

water fauna of zone F, the Pontian was characterized by the

fresh-water fauna of  the G and H biozones (Rögl & Steininger

1990) (Table1, Pl. I).

446                                                                                              KOVÁÈ et al.

Fig. 1. Situation of the Vienna Basin within the Alpine-Carpathian mountain chain, thickness of the  Pannonian strata in the northern part of

the basin. The studied boreholes are marked: M — Malacky, J — Jakubov, S — Suchohrad, Z — 1-Suchohrad; outcrops: G — Gbely, BSJ —

Borský Svätý Jur.

LATE MIOCENE PALEOENVIRONMENTS AND SEQUENCE STRATIGRAPHY: NORTHERN VIENNA BASIN             447

Table 1: Neogene chronostratigraphy and sequence boundary ages.

The first appearance of Hipparion is recorded from the base

of Pannonian zone C (Papp 1951; Rögl et al. 1993; Steininger et

al. 1996). This appearance is correlated throughout Europe with

the base of the MN 9 mammal zone (Mein 1975; Rögl et al.

1993;  Rögl  1996).  The  finding  of  Hipparion  sp.,  Ictitherium

viverrinum,  Perunium  ursogulo,  Monosaulax  sp.  and

Lagomerix sp. in deposits of the Papp´s zone E at Borský Svätý

Jur indicate the presence of the MN 10 to MN 11 zones (Lupták

1995a,b; Pipík & Holec 1998).

According  to  micromammals  the  boundary  between  the

zones MN 9 and MN 10 (Mein 1975; Steininger et al.1990,

1996)  is  based  on  the  first  appearance  of  murids.  The  first

Progonomys  is  recorded  from  the  locality  Neusiedl  am  See

from fluvial sands of the “zone G“ (sensu Papp 1951) and the

famous  freshwater  section  of  the  Eichkogel  at  the  western

border of the Vienna Basin has a very rich fauna of the MN 11

zone (Mein 1975; Steininger et al. 1990, 1996).

Deposits of the G–H zones (Papp et al. 1985) represented in

the northern part of the Vienna Basin by the Gbely Fm., were

correlated with the Early Pliocene (Bartek 1989). We incline

to the opinion, that the formation represented a deposition be-

low the boundary of 7.1 Ma, during late Pannonian times (Ta-

ble 2). The Pliocene sedimentation started with deposition of

the Brodské Fm. (Bartek 1989).

Paleoenvironments and sea-level oscillations

The  end  of  the  Middle  Miocene  (Late  Sarmatian)  was

characterized by sea-level fall in the Vienna Basin. A shal-

low brackish-marine environment in the basin is documented

by the Elphidium hauerinum biozone (Grill 1943). The re-

sults of pollen analysis indicate a subtropical, warm and hu-

mid climate of the MF-9  biozone (Planderová et al. 1993).

At the beginning of the Pannonian stage — A zone (11.5–

11? Ma)  (Papp 1951, 1985), the higher-order lowstand sea-

level fall led both to the erosion of older sediments and to

deposition of a prograding lowstand wedge (Table 2). In the

study area it is documented by an unconformity between the

Sarmatian and Pannonian strata (Jiøíèek 1985a), above which

448                                                                                              KOVÁÈ et al.

Table 2: Late Miocene biozones, lithology and sequence stratigraphy of the Vienna Basin.

LATE MIOCENE PALEOENVIRONMENTS AND SEQUENCE STRATIGRAPHY: NORTHERN VIENNA BASIN             449

Fig. 2. Seismic sequence stratigraphy from the Jakubov area.

a delta front facies was deposited. The sandstones of the del-

ta front contain water-escape structures and synsedimentary

slump deformations and become finer upwards into laminat-

ed sandy-clayey prodelta facies (Pl. II). The heavy minerals

association indicates a transport mostly from the Outer Car-

pathian Flysch zone.

A brackish-water sedimentary environment with decreased

salinity (15–10 ‰) is documented by ostracods, e.g. Cypri-

deis pannonica Mehes, C. tuberculata Mehes, Hungarocyp-

ris  auriculata  (Reuss)  etc.  The  erosion  of  older  sediments

and their transport basinwards is reflected by the redeposited

Sarmatian, Badenian and Karpatian macro- and microfauna

during this time.

The offshore facies consists of hemipelagic laminated and

homogenous clays and silty clays with abundant plant debris

and infaunal bioturbation.

The arctotertiary elements of geoflora, predominantly Abies,

Tsuga, Picea and Cedrus, indicate a temperate and humid cli-

mate at the Sarmatian/Pannonian boundary. The lowstand pe-

riod with marshes and lagoons at the basin margins caused the

increased  pollen  portion  of  Chenopodiaceae  and  Taxodium,

less Myrica and Nyssa (swamp vegetation elements) in the pa-

lynospectra. The increased pollen portion of Ericaceae points

to a fluvial influence. The accumulation of Chenopodiaceae in

the interfluve areas probably indicates a local saline swampy

environment during the sea level fall (Pl. III).

In  the  Early  Pannonian  strata  —  B  zone  (11.5?–11  Ma)

(Papp  1951),  two  horizons  of  prodeltaic  and  basinal  sedi-

ments are separated by delta-front sandy and gravelly facies

with an erosive base. The prograding delta-front facies can

be  interpreted  as  deposited  during  a  higher  order  lowstand

period within the lower frequency transgressive systems tract

(Fig. 2). The clastic material was transported from the north-

west, as it is visible in seismic sections.

The offshore facies is represented by grey calcareous clays

with  typical small congerias (Congeria ornithopsis Brusina)

and gastropods Melanopsis impressa bunellii Manyoni, Mel-

anopsis impressa posterior Papp. The ostracods Cyprideis,

Amplocypris sp. and Hungarocypris auriculata (Reuss) doc-

ument a still brackish-water sedimentary environment with

the salinity of 15–10 ‰ (Tables 1, 2, Pl. IV).

The vegetation assemblage of MF-9 biozone (Planderová

et al. 1993) (Pl. III) with dominating Pinus and  Alnus–Ul-

mus–Myrica subdominance on the basin margin indicates a

temperate climate. The near-shore facies at the base of the

Pannonian zone B is represented besides brackish-water also

by freshwater lagoonal coal bearing sediments (Kyjov Mb.),

representing the initial transgressive stage (Table  2).

 During the Middle Pannonian — C zone (11–10.5? Ma)

(Papp 1951; Rögl et al. 1993), the shelf-margin wedge (or

lowstand  wedge)  development  was  followed  by  transgres-

sion. Incised valleys in deposits of the A and B zones were

filled by conglomerates, passing upwards into coarse-grained

sands (Fig. 2). During this time a sandy sedimentary body up

to 150 m thick was deposited, containing a rich mollusc fau-

na with Melanopsis fossilis Martini-Gmelin, M. bouei Ferus-

sac,  Dreissena  turislavica  Jekelius,  Theodoxus  intracar-

pathicus Jekelius,  Congeria  hoernesi  Brusina.  Basinwards,

the upper part of the sands passes into calcareous clays with

Congeria partschi Papp, documenting still brackish environ-

ment with the salinity of 15–10 ‰.

 During the  Pannonian — D zone (10.5?–9.7? Ma) (Papp

1951; Rögl et al. 1993), the basin subsidence accelerated and

about 100 m of grey calcareous clays were deposited, contain-

ing large congerias Congeria partschi partschi Czjzek, C. glo-

bosatesta  Papp  (Pl.  I),  as  well  as  Melanopsis  fossilis

pseudoimpressa  Papp  and  Limnocardium  ornatum  ornatum

Pavlovic (Jiøíèek 1985a). The marginal sandy facies contains

Melanopsis fossilis coaequata Handmann and M. fossilis con-

stricta Handmann. The rapid change of the faunal assemblage

is considered to be related to the 3

rd 

-order eustatic-controlled

transgression (Table 2).

HST
TST
LST

HST
TST
LST

700

700

600

600

500

500

400

400

300

300

200

200

S

N

J-14

B

C

D

E

A

B

C

D

E

twt

time

twt

time

zone

zone

450                                                                                              KOVÁÈ et al.

Plate I: Fig. 1. Ervilia dissita Eichwald and fragments of small congeria,  S-38

borehole. Large congeria: Figs. 2, 3. Congeria subglobosa subglobosa Partsch.

Fig. 4. Congeria ungulacaprae Münster.

 The deposition of fine-grained prodeltaic sedi-

ments continued in the study area. Synsedimenta-

ry siltstone intraclasts in clays point to sea-level

fall  in  the  upper  part  of  the  D  zone.  Ostracods

Amplocypris  recta  (Reuss),  A.  abscissa  (Reuss)

point out to the lowered salinity of sedimentary

environment ranging from 15–10  ‰ (Pl. IV).

  Pollen  analysis  data  with  prevailing  Alnus–

Betula–Myrica–Nyssa coastal vegetation on the

basin margin, indicate a temperate climate dur-

ing the lower part of the MF-10 biozone (Pland-

erová et al. 1993) (Pl. III).

 During the Pannonian — E zone (9.7?–9? Ma)

(Papp 1951; Rögl 1996; Sacchi et al. 1997), the

accelerated sea-level rise is reflected  by blooms

of  the  dinoflagellate  species  Spiniferites  bentori

oblongus Suto & Szemlai, with which enrichment

indicates  an  increased  depth  of  sedimentation

(maximum flooding surface) (Pl. VI). The ostra-

cods also indicate the best migration conditions.

Approximately  20  of  the  57  Upper  Pannonian

species  found  in  Mt.  Medvednica  (Croatia)  are

present  in  the  Vienna  Basin.  Rundiæ  (1991)  de-

scribed  very  similar  ostracods  from  the  area

around Belgrade (Yugoslavia). During the high-

stand  stage,  a  retreat  of  deltaic  sedimentation

from the study area is visible, being followed by

an onset of shallow-water basinal facies of biotur-

bated clays.

The palynospectrum corresponds  to the  MF-

10  biozone  (Planderová    et  al.  1993)  and  con-

tains a dominance of coniferous woody plants of

mountain  vegetation  (Pinus,  Picea,  Abies,

Tsuga) (Pl. V) and Salix. The mountain vegeta-

tion may document a sea-level rise and a flood-

ing of the basin coastal plain. The subdominance

of  various herb species in the upper part of the E

zone can be regarded as a consequence of sea-

level fall and widening of steppe environment on

the basin margins.

  The  offshore  clays  of  the  E  zone  are  rich  in

large  Congeria  (Congeria  subglobosa  Partsch,

Congeria pancici Pavlovic), as well as in Conge-

ria zsigmondyi Halavats, Psilunio atavus Partsch,

Melanopsis  vindobonensis  Fuchs,  Dreissenomya

piriformis  Papp,  Limnocardium  conjungens

Partsch, L. brunnense Andrusov. The salinity of

the sedimentary environment can be determined

as 3–15 ‰, on the basis of the presence of the os-

tracods Cyprideis heterostigma (Reuss), C. obesa

(Reuss) and a large number of Candoninae (e.g.

Candona  unguicula  (Reuss),  Candona  mutans

Pokorný).

 During the Pannonian — F zone (9?–8.5? Ma)

(Papp 1951; Rögl 1996; Sacchi et al. 1997), the

sedimentary succession of the Èáry Fm. was de-

posited.

  The  succession  started  by  the  Sekule  Beds

(Bartek 1989) transgressive sandy-clayey deposits

LATE MIOCENE PALEOENVIRONMENTS AND SEQUENCE STRATIGRAPHY: NORTHERN VIENNA BASIN             451

Plate II: Soft-sediment deformations in the delta front facies from the boreholes Z-1 and S-23.

452                                                                                            KOVÁÈ et al.

Plate III: All photographs enlarged 

×

1000. Fig. l. Caryapollenites simplex (Potonié) Raatz, G outcrop. Fig. 2. Carpinipites carpinoides

(Pflug) Nagy, G outcrop. Fig. 3. Pterocaryapollenites stellatus (Potonié) Thiergart, S-32 borehole. Fig. 4. Alnipollenites verus Potonié,

S-32 borehole. Fig. 5. Myricipites rurensis (Pflug & Thomson) Nagy, S-38 borehole. Fig. 6. Betulaepollenites betuloides (Pflug) Nagy, S-

32 borehole. Fig. 7. Salixipollenites sp., S-32 borehole. Fig. 8. Ulmipollenites undulosus Wolff, S-38 borehole. Fig. 9. Liquidambarpolle-

nites sp., G outcrop. Fig. 10. Ilexpollenites margaritatus (Potonié) Raatz, G outcrop. Fig. 11. Cichoreacidites sp., G outcrop. Fig. 12.

Chenopodipollis multiplex (Weyland & Pflug) Krutzsch, S-32 borehole.

                                                                                             453

LATE MIOCENE PALEOENVIRONMENTS AND SEQUENCE STRATIGRAPHY: NORTHERN VIENNA BASIN

Plate IV: Fig. 1. Loxoconcha muelleri (Mehes), Lv, outside, 107

×

, M-16 borehole. Fig. 2. Loxoconcha kochi (Mehes), Rv, outside, 111

×

,

M-16 borehole. Fig. 3. Cyprideis tuberculata (Mehes), Rv, outside, 81

×

, S-32 borehole. Fig. 4. Cyprideis tuberculata (Mehes), Lv, inside,

70

×

, S-32 borehole. Fig. 5. Cyprideis pannonica (Mehes), Rv, outside, 81

×

, M-16 borehole. Fig. 6. Cyprideis pannonica (Mehes), Lv, in-

side, 70

×

, M-16 borehole. Fig. 7. Cyprideis heterostigma (Reuss), Rv, outside, 57

×

, J-54 borehole. Fig. 8. Hemicyteria reniformis (Re-

uss), Rv, outside, 67

×

, J-54 borehole. Fig. 9. Amplocypris recta (Reuss), Rv, inside, 73

×

, BSJ outcrop. Lv — left valve. Rv — right valve.

454                                                                                              KOVÁÈ et al.

Plate V: All photographs enlarged 

×

1000. Fig. 1. Abiespollenites maximus Krutzsch, G outcrop. Fig. 2. Tsugaepollenites rueterbergensis

(Krutzsch) Nagy, G outcrop. Fig. 3. Inaperturopollenites cf. hiatus (Potonié) Thomson & Pflug, S-32 borehole.

with  coquinas  of  Congeria  zahalkai  Spalek,  Congeria  neu-

mayri Andrusov and Limnocardium, as well as molluscs Dre-

issena and Valvata (Tables 1, 2). Later the Dubòany lignite

beds were deposited, being than overlain by fine-grained sand-

stones  with  coquinas.  The  ostracods  Cyprideis  seminulum

(Reuss), Cypria abbreviata (Reuss), Candona neglectan Sars,

Darwinula stevensoni Brady & Robertson document the 0–15

‰ salinity of the sedimentary environment (Pl. IV). The east-

Serbian  ostracod  assemblages  determining  the  Novorossian

and  Portaferian  stages  (Krstiæ  &  Stancheva  1989)  have  no

analogy in the Vienna Basin. The only  common species seems

to  be  Caspiolla  venusta  (Zalanyi).  The  paleobotanical  data

point to swamp vegetation with Glyptostrobus, Nyssa, Phrag-

mites (Knobloch 1963).

The  overlying  Jánske  Beds  are  composed  of  grey  clays,

sandy clays with plant debris, sands and thin lignite seams in

the lower part (Table 2). The beds were deposited partly in a

fresh-water environment, which is documented by the mol-

lusc fauna, e.g. Unio sp., Planorbis confusus Soos, Planorbis

grandis (Halavats), Viviparus and Anodonta.

                                                                                              455

LATE MIOCENE PALEOENVIRONMENTS AND SEQUENCE STRATIGRAPHY: NORTHERN VIENNA BASIN

Plate  VI:  All  photographs  enlarged 

×

1000.  Fig.  1.  Spiniferites  ben-

torii oblongus Suto Szentai, G outcrop. Fig. 2. Spiniferites sp., G out-

crop. Fig. 3. Achomosphaera cf. andalusiense, G outcrop.

The  Pannonian  G–H  zones  (8.5?–7.1?  Ma)  (Papp

1951;  Rögl  et  al.  1993)  are  represented  by  fresh-water

sediments of the Gbely Fm.

 The G zone is represented by sands, sandy clays with

plant debris and typical blue clays. A fresh water environ-

ment is documented by the mollusc fauna e.g. Viviparus,

Valvata and ostracod fauna Darwinula stevensoni Brady

&  Robertson,  Candona  candida  (O.  F.  Müller),

Pseudocandona marchica Hartwig etc.

  The  H  zone  is  represented  by  variegated  clays  and

fresh-water limestones with Valvata, Planorbis, Pisidium

and Characeae orogens.

The overlying  Pliocene Brodské Fm. was deposited in

a  fluvial  environment  and  consists  of  gravels,  sandy

clays  and  sands  with  redeposited  lignite  fragments

(Jiøíèek 1975; Bartek 1989).

Sedimentary cycles and sequence stratigraphy

On the basis of detailed reflection-seismic data with inter-

preted reflectors-termination patterns, completed by origi-

nal  and  regionally  correlatable  electric  well-log  data

(such as SP and R curves), sedimentological  well-core

interpretations  and  paleontological  environmental  and

biostratigraphic  analysis  from  both  wells  and  outcrops

we  interpreted  sedimentary  cycles  in  terms  of  the  se-

quence-stratigraphic concept (Figs. 2, 3, 4, Table 2).

The seismostratigraphic interpretation (Fig. 2) enabled

us to recognize four sedimentary cycles within the Pan-

nonian A–E zones. The younger cyclicity (Pannonian E–

H) was interpreted from sedimentological and paleonto-

logical results.

The geological settings changed upwards from deltaic-

dominated (A–C zones), through offshore-dominated (D,

E  zones),  up  to  coal-bearing,  limnic-dominated  (F–H

zones).  The  paleoenvironmental  transformation  is  con-

sidered to be caused by eustacy and later by gradual ex-

tinction of sedimentary accommodation place in the Vi-

enna Basin during the Late Miocene and Pliocene times.

The first Pannonian sedimentary cycle has a duration

of 0.5 Ma (Pannonian A, B zones) and represents proba-

bly the 4

th

-order parasequence (Table 2). It can be further

subdivided into two higher-frequency parasequences (PS

1, PS 2), based on the seismostratigraphic record (Fig.

2). These fine-scale cycles probably belong to the late 3

rd

-order  highstand  systems  tract  or  falling-stage  systems

tract.

The  higher-order  parasequences  originated  under  the

influence of  changing sediment supply and related avail-

able accommodation space in the deltaic-dominated set-

ting (Jiøíèek 1985b).

The PS 1 parasequence has an erosive base, correlated

with the Sarmatian/Pannonian boundary. The delta-front

progradation and  redeposition of sediments with older

fauna into the basin centre created a lowstand wedge and

basin-floor fans during the Pannonian A zone. The delta-

front facies is covered by backstepping sandy facies of

the transgressive systems tract with characteristic filling

456                                                                                          KOVÁÈ et al.

Fig. 4. Sequence stratigraphic interpretation of the well logs (SP and R curves)  data from the Jakubov and Suchohrad boreholes.

Fig. 3. Sequence stratigraphic interpretation of the well logs (SP and R curves)  data from the Jakubov boreholes.

J14

J39

5 + 4

7

6

3

2

1

8

7

6

5

4

3-1

8

TST

HST

LST

TST

HST

LST

TST

LST

B

C

D

E

F

A(?)

Sa

rm

at

ia

n

P

anno

nia

n

res

sp

res

sp

res

sp

B

C

D

E

F

A

Sa

rm

at

ia

n

Pa

nn

on

ia

n

9

8

7

6

4 +  5

3 - 1

res

sp

res

sp

8

7

6

5

4

3 - 1

res

sp

9 ?

8

7

6

5

4

3 - 1

res

sp

                                                                                                 457

LATE MIOCENE PALEOENVIRONMENTS AND SEQUENCE STRATIGRAPHY: NORTHERN VIENNA BASIN

of  increased  accommodation  place,  passing  upwards  into

downlapping highstand systems tract (Fig. 2).

During  the  Pannonian  zone  B  an  onlapping  sandy  and

gravelly sedimentary body  represents the lowstand wedge at

the base of  the PS 2 parasequence. The wedge is covered by

finer-grained prodeltaic and basinal facies.

The sedimentary succession of this parasequence is locally

deeply eroded and covered by a thick deltaic sand body of

the  next-sequence  lowstand  systems  tract,  stratigraphically

correlated with the Pannonian C zone (Fig. 2).

A minor erosive surface within the Pannonian D zone repre-

sents the base of the next sequence. The lowstand prodeltaic

sediments  pass  upwards  into  basinal  transgressive  and  thick

highstand clays of the E zone. The upper surface of prograding

highstand  deposits  is  truncated  by  a  major  erosive  surface

(Fig. 2), thus marking the 3

rd 

-order sequence boundary.

The sedimentary succession of the E zone was described

also  from  outcrops  in  the  Hodonín  brick-yard  (Jiøíèek

1985a).  These  sandy-clayey  sediments  can  be  divided  into

three parts (E1, E2 and E3).

E1 consists of transgressive facies with a thin coal seam on

the basis, passing upwards into dark gray clays with Limno-

cardium schedelianum and L. conjugens. E2 is built by varie-

gated (yellowish) clays with very poor fauna content, repre-

senting the highstand low-aerated conditions. The overlying

sandy  sediments  of  the  E3  part  containing  coquinas  with

Congeria  spatulata,  alternate  with  calcareous  clays  with

Congeria  subglobosa,  Limnocardium  brunnense,  Dreisse-

nomya primiformis, Caspiolla unguicula and Cyprideis, and

represent deposition under lowstand conditions. These data

are in a good correspondence with the seismostratigraphic di-

vision (Fig. 2).

The  sedimentary  succession  of  the  F  zone  contains  four

coal-bearing  cyclothemes  (Jiøíèek  1985a).  They  consist  of

lignite, overlying sands and clays.

  F1  —  Dubòany  lignite  seams  and  clays  with  Congeria

neumayri were interpreted as transgressive deposits,  F2 —

Jánske lignite seams 1 and clays with Congeria zahalkai, as

well as F3 — Jánske lignite seams 2 and clays with Congeria

zahalkai represent highstand deposits. F4 — Jánske lignite

seams 3 and clays with Congeria neumayri were regarded as

lowstand deposits.

The limnic Gbely Fm. (G, H zones) can be interpreted as

an individual sequence with an erosive base and  eroded up-

per part (Table 2). The highstand stage is considered to be

correlatable with the anoxic blue clays without faunal rem-

nants.

Discussion and conclusions

The Late Miocene sedimentary environment in the North-

ern Vienna Basin was a shallow brackish- to fresh-water in-

land sea to lake at the northwestern margin of the Pannonian

basin system.

The geological settings were changed upwards from delta-

ic-dominated  during  Papp’s  A–C  zones,  through  offshore-

dominated (D, E zones), up to coal-bearing, limnic-dominat-

ed  (F–H  zones).  The  overlying  Pliocene  deposits  show  an

alluvial dominance during sedimentation. The dominant geo-

logical settings have a strong influence on the rate of deposi-

tion,  due  to  the  sediment  supply  and  related  formation  of

available accommodation place.

From the sequence-stratigraphical point of view, Pogácsás

& Seifert (1991) considered relating the Late Sarmatian sedi-

ments to the lowstand period of sedimentation. On the basis

of  sedimentological  studies,  a  3

rd

-order  transgressive  sys-

tems represented by typical limestone facies was identified,

at the beginning of the Late Samartian (Nagy et al. 1993).

 

Its

continuation  is  represented  by  fining-upwards  sandy  and

clayey facies of a highstand systems tract. According to cor-

relation with another study of Plint & Nummedal (in press)

the partial erosion at the Sarmatian/Pannonian boundary can

be explained also during the late 3

rd

-order highstand period,

thus representing a falling stage systems tract.

The  finer-scale  parasequences,  recognized  in  the  Early

Pannonian strata (A, B zones), are interpreted as local  rela-

tive sea-level variations during the late 3

rd

-order highstand

systems tract or falling-stage systems tract, which continued

from the Sarmatian (Table 1).

On  the  base  of  Papp’s  C  zone  a  distinct  erosive  surface

marks  the  next  3

rd

-order  sequence  boundary,  covered  by  a

thick delta-front-related lobatic system, representing a low-

stand systems tract. The following transgression influenced

the new faunal migration and significant faunal change from

the small congerias to the large congerias at the base of zone

D. The following highstand deposits show a gradual decrease

of thickness basinwards (to the SE), which can be related to

the synsedimentary normal tectonics on the western margin

of the basin (Table 2).

A minor erosive surface within the D zone indicates the

base  of  the  next  sequence  with  lowstand-related  prodeltaic

sediments,  passing  upwards  into  zone  E,  where  the  thin

transgressive systems tract is covered by a thick highstand-

related silty-clayey facies. The maximum flooding surface is

well indicated by a horizon, rich in dinoflagellates (Table 1).

In the upper part of Papp’s E zone an erosive surface with

distinct hiatus at the basin margin points to a significant rela-

tive sea-level fall. The lowstand deposits are passing upwards

into the coal-bearing transgressive deposits at the basin mar-

gins during the F zone in which a 4

th

-order relative sea level

change was observed. The transgression caused a change in

the ostracod faunal assemblages and appearance of  their di-

naric forms. The highstand deposits at the northwestern mar-

gin of the basin are also coal-bearing and gradually disappear,

due to the decreasing accommodation place and at the end of

the F zone deposits of falling stage to lowstand systems tracts

are preserved (Table 2).

After  a  hiatus  the  Pannonian  fresh-water  sediments  of

zones G–H (Rögl et al. 1993) were interpreted as a succes-

sion of transgressive, highstand and lowstand systems tracts,

where the highstand stage is correlated with the anoxic blue

clays without faunal remnants.

Acknowledgements:  This  research  was  supported  by  the

scientific grants VEGA 4076, 4080 and Grant No. 1305296.

For making available their technical database grateful thanks

is owing to Nafta Gbely Oil Company. We also express our

458                                                                                               KOVÁÈ et al.

thanks  to  reviewers  F.  Rögl,  A.  Nagymarosy,  G.  Pogácsás

and J. Soták for helpful comments.

References

Bartek  V.,  1989:  New  lithostratigraphic  subdivision  of  the  Upper

Pannonian and Pontian sediments in the Slovakian part of the

Vienna basin. Miner. slovaca, 21, 275–281.

Grill  R.,  1941:  Stratigraphische  Untersuchungen  mit  Hilfe    von

Mikrofaunen in Wiener Becken und den benachtbarten Molas-

se-Antailen. Öl u. Kohle, 37, 595–602.

Haq B.U., 1991: Sequence stratigraphy, sea-level change and signif-

icance for the deep sea. Spec. Publ. Int. Ass. Sed., 12, 3–39.

Jiøíèek R., 1975: Stratigraphy of the coal bearing sequences from

the Kúty depression. Manuscript, Nafta Gbely (in Slovak).

Jiøíèek R., 1983: Redefinition of the Oligocene and Neogene Ostra-

cod Zonation of the Paratethys. Knihovnièka ZPN, 4, 195–236.

Jiøíèek R., 1985a: Wiener Becken. In: Papp A., Jámbor Á. & Stein-

inger  F.  (Eds.):  Chronostratigraphie  und  Neostratotypen,  Pan-

nonien. Budapest, 63–65.

Jiríèek R., 1985b: Deltaic development of the early Pannonian in

the southern part of the Vienna Basin. Zemní Plyn  Nafta, 31,

2,  161–186 (in Czech).

Knobloch  E.,  1963:  Pliocene  plant  assemblages  of  the  Moravian

part of the Vienna Basin. Zpr. geol. výsk., ÚÚG, Praha, 271–

272 (in Czech).

Kováè M., Baráth I., Holický I., Marko F. & Túnyi I., 1989: Basin

opening  in  the  Lower  Miocenen  strike-slip  zone  in  the  SW

part of the Western Carpathians. Geol. Zbor. Geol. Carpath.,

40, 1, 37–62.

Kováè  M.,  Baráth  I.  &  Nagymarosy  A.,  1997:  The  Miocene  col-

lapse  of  the  Alpine-Carpathian-Pannonian  junction,  an  over-

view. Acta Geol. Hung., 40, 3, 241–264.

Krstiæ  N.,  1985:  Ostrakoden  im  Pannonien  der  Umgebung  von

Belgrad. In: Papp A. (Ed.): Chronostratigraphie und Neostra-

totypen, M

6

, Pannonien. Budapest, 103–143.

Krstiæ N. & Stancheva M., 1989: Ostracods of Eastern Serbia and

Northern  Bulgaria  with  notices  on  a  Northern  Turkey  assem-

blage and some Mediterrannean assemblages. In: Malez M. &

Stevanoviæ P. (Eds.): Chronostratigraphie und Neostratotypen,

Pliozän Pl

1

, Pontien. JAZU & SANU, Zagreb, 753–819.

Lupták P., 1995a: First evidence of the Turolian carnivorous spe-

cies  Perunium  ursogulo ORLOV,  1948  from  Slovakia. Slov.

Geol. Mag., 2, 171–174.

Lupták P., 1995b:  Ictitherium  viverrinum  (Carnivora,  Hiaenidae)

from Upper Miocene of Western Slovakia. Geol. Carpathica,

46, 6, 349–356.

Mein  P.,  1975:  Résultats  du  Groupe  de  travail  des  vetébrés.  In:

Seneš J. (Ed.): Repost on activity of RCMNS working group.

Reg. Comm. Med. Neog. Stratigraphy, 78–81.

Nagy A., Baráth I. & Ondrejíèková A., 1993: Karlova Ves Member-

Sarmatian  marginal  sediments  of  the  Vienna  Basin  eastern

margin. Geol. Práce, Spr., 97, 69–72 (in Slovak).

Papp A., 1951: Das Pannon des Wiener Beckens. Mitt. Geol. Ge-

sell. (Wien), 39–41.

Papp A., Jámbor Á. & Steininger F. (Eds.),  1985: Chronostratigra-

phie und Neostratotypen, Pannonien. Budapest, 1–952.

Pipík  R.  &  Holec  P.,  1998:  Pannonian  ostracods  and  vertebrates

from loam pit of the brick yard in Borský Svätý Jur. Miner.

slovaca, 30, 185–194.

Planderová  E.,  Ziembinska-Tworzydlo  M.,  Grabowska  I.,  Kohlman-

Adamska A., Konzálová M., Nagy E., Pantiæ N., Rylova T., Sad-

owska A., Stuchlik L., Sryabryaj S., Wazynska H. & Zdrazílková

N., 1993: Paleofloristic and Paleoclimatic Changes during Creta-

ceous  and  Tertiary.  Konferencie.  Sympóziá.  Semináre,  GÚDŠ,

Bratislava, 119–129.

Plint A.G. & Nummedal D.: The falling stage systems tract: Rec-

ognition  and  importance  in  sequence  stratigraphic  analysis.

In: Hunt D.R. & Gawthorpe R. (Eds.): Sedimentary responses

to forced regressions. Geol. Soc. London. Spec. Publ., in press.

Pogácsás Gy. & Seifert P., 1991: Vergleich der Neogenen Meer-

esspiegelschwankungen  im  Wiener  und  im  Pannonischen

Becken.  In:  Lobitzer  H.  &  Császár  G.  (Eds.):  Jubiläumss-

chrift 20 Jahre Geologische Zusammenarbeit Osterreich-Un-

garn. Teil 1, 93–100.

Ratschbacher L., Merle O., Davy Ph. & Cobbold P., 1991a: Later-

al extrusion in the Eastern Alps. Part 1. Boundary conditions

and experiments scaled for gravity. Tectonics, 10, 245–256.

Ratschbacher L., Frisch W., Lintzer H.G. & Merle O., 1991b: Lat-

eral extrusion in the Eastern Alps. Part 2.  Structural analysis.

Tectonics, 10, 257–271.

Royden L., 1988: Late Cenozoic tectonics of the Pannonian basin

system. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Mem., 45, 27–48.

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

and Miocene. Mitt. Gesell. Geol. Bergbaustud. Österr., 41, 65–73.

Rögl  F.  &  Steininger  F.,  1990:  Das  Pont  in  Österreich.  In:  Ste-

vanoviæ P., Neveskaja L.A., Marinescu F., Sokac A. & Jámbor

Á.  (Eds.):  Chronostratigraphie  und  Neostratotypen,  Pontien.

Beograd, 286–291.

Rögl  F.,  Zapfe  H.,  Bernor  L.R.,  Brzobohatý  R.L.,  Daxner-Höck

G.,  Draxler  I.,  Fejfar  O.,  Gaudant  J.,  Herrmann  P.,  Rabeder

G.,  Schultz  P.  &  Zetter  R.,  1993:  Die  Primatenfundstelle

Götzendorf an der Leitha (Obermiozän des Wiener Beckens,

Nieder-österreich), Jb. Geol. B-A, 136, 2, 503–526.

Rundiæ L., 1991: Upper Pannonian ostracods from the vicinity of

Maly Pozarevac. Ann. geol. Penins. Balk., 55, 1, 207–220 (in

Serbian).

Sacchi M., Horváth F., Magyar I. & Müller P., 1997: Problems and

progress  in  establishing  a  Late  Neogene  Chronostratigraphy

for the Central Paratethys. Neogene Newsletter, 4, 37–46.

Steininger F.F., Bernor R.L. & Fahlbusch V., 1990: European Neo-

gene  marine/continental  chronologic  correlations,  European

Neogene  Mammal  Chronology.  Plennum  Press,  New  York,

15–46.

Steininger F.F, Berggren W.A., Kent D.V., Bernor R.L., Sen S. &

Agusti J., 1996: Circum-mediterranean Neogene (Miocene and

Pliocene)  marine-continental  chronologic  correlations  of  Eu-

ropean mammal units and zones. In: Bernor R.L., Fahlbusch V.

& Mittmann H. (Eds): The evolution of Western Eurasian Neo-

gene mammal faunas. Columbia University Press (New York),

7–46.

Stevanoviæ  P.,  1989:  Discussion  on  the  Pontian  in  the  Pannonian

Basin of the Western (“Central“) Paratethys. In: Malez M. &

Stevanoviæ  P.  (Eds.):  Chronostratigraphie  und  Neostrato-

typen,  Pliozän Pl

1

, Pontien. JAZU & SANU, Zagreb, 31–38.

Vass D., Repèok I., Halmai J. & Balogh K., 1985:  Contribution to

the improvement of  numerical time scale for the central Parat-

ethys  Neogene,  VIIIth  Congress  of  RCMNS,  Symposium  on

European late Mineral Resources. Hung. Geol. Sur., Budapest,

423–434.