GEOLOGICA  CARPATHICA, 51, 1, BRATISLAVA, FEBRUARY  2000

7–17

THE CYCLICITY OF THE LOWER MIOCENE DEPOSITS

OF THE SW PART OF THE CARPATHIAN FOREDEEP

AS THE DEPOSITIONAL RESPONSE TO SEDIMENT SUPPLY

AND SEA-LEVEL CHANGES

SLAVOMÍR NEHYBA

Department of Geology and Paleontology, Faculty of Science, Masaryk University, Kotláøská 2, 611 37 Brno, Czech Republic

(Manuscript received January 18, 1999; accepted in revised form December 8, 1999)

Abstract: The Lower Miocene deposits of the SW part of the Carpathian Foredeep show a recurrent cyclic arrange-

ment. These cycles are typical transgressive/regressive cycles. Among many factors causing cycle stacking patterns

two  played  a  leading  role:  sea-level  changes  and  the  rate  of  sediment  supply.  The  Eggenburgian  and  Ottnangian

sedimentary record of the basin can be subdivided into several sequence stratigraphic units. Two sequences have been

recognized within the studied area. Sequence I is formed by a succession of sediments forming segments A, B and C

with their parasequence sets. Deposits of segment A are interpreted as lowstand/early transgressive deposits, segment

B is formed by transgressive deposits and segment C by highstand deposits. Deposits of the falling stage were not

described in the area under study but are traced more basinward. Within sequence II only one segment that is segment

D (transgressive and highstand deposits) with its parasequence sets has been recognized. The morphology and differ-

ent  subsidence  rate  of  various  parts  of  the  basin  basement  strongly  influenced  the  thickness  and  development  of

recognized sequence stratigraphic units.

Key words: sequence stratigraphy, transgressive-regressive cycles, shoreline migration, sediment supply, basement

morphology.

Introduction

The SW part of the Carpathian Foredeep (CF) is formed pre-

dominantly  by  Eggenburgian  and  Ottnangian  (Lower  Mi-

ocene) deposits. Various opinions exist about their detailed

stratigraphy  (Cícha  1995;  Ètyroký  1991;  Jiøíèek  1995  and

other authors). The substantial differences among them are

contingent on the lack of biostratigraphical data for the cor-

relation of various lithofacies in different parts of the basin.

This  fact,  together  with  the  preservation  of  a  relic  of  the

Lower  Miocene  coastal  depositional  systems,  leads  to  the

absence of an accepted lithostratigraphic subdivision of the

infill of the CF in the area of the Czech Republic.

The aim of this article was to contribute to the solution of

the  regional  stratigraphic  problems  by  attempts  to  recon-

struct the depositional environments and by a general model

of their development. The area under study is presented in

Fig.  1.  The  structural  pattern  and  general  geological  situa-

tion are presented in Fig. 2.

Regional framework

The formation of the CF was the result of flexural down-

buckling of the passive North European Plate margin in the

foreland  of  the  Alpine-Carpathian  orogene  belt  due  to  the

load exerted by the accretionary wedge thrust stack (Kováè

et al. 1993). The passive North European Plate margin is rep-

resented  by  the  Bohemian  Massif  (BM)  in  the  area  under

study. The CF, as the sedimentary basin lying between the

front of a mountain chain and the adjacent stable block, is a

type of foreland basin (Allen et al. 1986). The palinspastic

reconstruction of the broader area under study is presented in

Fig. 3.

The behaviour of the basin was above all influenced by the

reaction of the BM to the collision with overthrusted Alpine-

Carpathian blocks. This reaction was not uniform in all parts

of the newly formed basin. The rate and extent of formation

of accommodation space was locally different because of the

varied behaviour of basement blocks bordered by fault zones

in mainly NW-SE, NE-SW or N-S directions (Dudek & Špiè-

ka 1975). The importance of such blocks having varied sub-

sidence activity, is confirmed by the highly different preser-

vation of Neogene deposits. The Variscan consolidate block

(crystalline rocks and Paleozoic deposits) are locally deeply

buried  under  extensive  deposits  of  Mesozoic  or  Paleogene

age.  The  differences  in  subsidence  activity  are  connected

with various factors — the actual thickness of deposits, the

location of the investigated site during the evolution of the

basin, its distance from the fold-and-thrust belt and from the

hinge line, the orientation of thrust progradation, various af-

fects on the basement by Mesozoic rifting activity (Cloetingh

et al. 1997; Cogan et al. 1993; De Celles & Giles 1986; Ein-

sele  1993;  Allen  et  al.  1986;  Kominz  &  Bond  1986).  The

highest  sediment  accommodation  potential  is  presumed  to

have been formed in the area of the Vranovice and Nesvaèil-

ka troughs. The importance of these bedrock tectonic struc-

tures was recognized even in the thrusted flysch belt (Krejèí

& Stráník 1992). Marine deposits of Egerian age were recog-

nized in the Vranovice Trough (Ètyroký 1993).

8                                                                                                   NEHYBA

Methods of study and terminology

A standard sedimentological study, detailed recognition of

lithofacies and correlational and architectural studies are rather

complicated in the CF because of the absence of extensive out-

crops and the lack of samples from drill holes. Sedimentologi-

cal studies of outcrops and drill cores were only possible in the

part of the basin close to the crystalline rocks of the BM. This

area represents the most landward part of the preserved basin

fill.  Coastal,  deltaic  and  fluvial  environments  of  deposition

were recognized within this area. The results of sedimentolog-

ical field study and observation were published in Nehyba et

al. (1994, 1995) and Nehyba & Leichmann (1997).

The sedimentological studies were supported by the results

of tephrostratigraphy, paleontology and palynology (Nehyba et

al. 1994, 1995). The recognition of two tephra horizons within

the  Lower  Miocene  sedimentary  succession  (Nehyba  1995,

1997; Nehyba & Roetzel 1999) gave us a new way to correlate

the CF deposits with deposits of the Molasse Zone in Lower

Austria. The following published results: Batík et al. (1977),

Cícha et al. (1957), Ètyroký (1991), Hladilová (1985), Kalabis

(1970), Krystek & Tejkal (1968), Molèíková (1968, 1976), Te-

jkal  (1958)  etc.  were  further  sources  of  information  about

former outcrops and drill holes.

An  attempt  was  made  to  subdivide  the  Lower  Miocene

(Eggenburgian, Ottnangian) rocks into genetic packages based

on bounding unconformities and discontinuities. The sedimen-

tary succession was interpreted according to the concept of se-

quence stratigraphy (Helland-Hansen & Gjelberg 1994; Hel-

land-Hansen & Martinsen 1994; Posamentier & James 1993;

Van Wagoner et al. 1988).

As a consequence of confusion over terms existing in recent

sequence  stratigraphy  literature,  the  terms  which  are  used

should be defined. Parasequence is a relatively conformable

succession of genetically related beds or bedsets bounded by

marine flooding surfaces or their correlative conformities (Van

Wagoner  et  al.  1988).  Posamentier  &  James  (1993)  use  the

term parasequence as a descriptive term, unrelated to the scale

of the depositional unit or the frequency of sea-level change.

The parasequence is similar in scale and concept to the facies

(sequence) succession (Walker 1990). The systems tract is de-

fined by its position within the sequence and by the stacking

patterns of the parasequences or parasequence sets. Often the

term cycle-segment is similarly used. A systems tract/segment

is a unit/body of deposits defined only by its position within a

depositional cycle resulting from changes in relative sea-level

and sediment supply (Helland-Hansen & Gjelberg 1994; Hel-

land-Hansen & Martinsen 1994). Relative sea level-change is

defined as the change in water depth at a certain location in the

basin and is controlled by the rates of subsidence, sediment ac-

cumulation, and the rise or the fall of sea level. Systems tracts

form the sequence, which is bounded by unconformities and

Fig. 1. Location map of the SW part of the Carpathian Foredeep showing the location of important drill holes.

THE CYCLICITY OF MIOCENE DEPOSITS AS DEPOSITIONAL RESPONSE TO SEDIMENT SUPPLY                     9

their correlative conformities. The varying space available be-

tween sea level and the subsiding basin floor is called the sedi-

ment accommodation potential (Einsele 1993).

The  recognition  of  parasequences,  systems  tracts  or  se-

quences is connected with the definition of bounding surfaces

(key surfaces). These correlable surfaces can be important in

reconstructing  the  depositional  history  of  the  basin  and  for

mapping and correlational studies. They allow us to bracket

the  sedimentary  successions  into  packages  of  genetic  and

stratigraphic importance. Recognition of these surfaces is both

a practical (outcrops, seismic, core samples) and a theoretical

problem and a subject of discussions. These surfaces reflect

processes connected with relative sea-level changes or the in-

teraction of sea-level changes with sediment supply (Helland-

Hansen & Martinsen 1994).

The area under study represents a marginal part of the basin,

that  is  the  coastal  depositional  system.  For  that  reason  the

study  of  shoreline  behaviour  (Helland-Hansen  &  Gjelberg

1994) can be effectively used for the recognition of sea-level

changes.  As  the  shoreline  migrates  in  various  directions

through  time,  various  surfaces  of  erosion  or  non-deposition

have been produced. This premise is complicated in the stud-

ied area by the repeated migration of the shoreline on the crys-

talline basement and so the key surfaces in many places follow

almost the same depositional plane. For that reason any inter-

calation  or  traces  of  terrestrial  deposits  within  the  sediment

succession are very important.

The shoreline migration patterns consist of recurring motifs

and are therefore cyclic. This cyclicity is produced by alternat-

ing  regressions  and  transgressions.  The  shoreline  migration

could be a product of either allocyclic changes or autocyclic

changes. In the studied area both changes played their role, so

that a different hierarchy of cycles could be traced. Sedimenta-

ry cycles connected with sea-level changes and tectonic activi-

ty on the active margin of the studied basin (foreland basin)

form the higher level of cycles with a greater areal extent. Cy-

cles connected mainly with changes in sediment input usually

have more local importance and could be recognized within

the higher level of cycles. For that reason the local shoreline

migration must be combined to give the composite stacking

patterns with the average and long term migration of the shore-

line. This reflects the temporary and repeated changes between

the available accommodation space and sediment supply rates

but still maintains an overall long term directional trend. The

recognized progradational, aggradational and retrogradational

parasequence sets (Van Wagoner et al. 1988) are examples of

such stacked shoreline patterns.

Because the presented model of the basin development is

based on the study of its proximal parts, it needs correlation

with more distal parts of the basin. But only restricted data

from distal parts of the CF are available. The number of cy-

cles which can be identified in vertical profiles generally dif-

fers along the cross-section of the basin and the true number

of cycles cannot be found at the very edge of the basin (U-

Fig. 2. Schematic general geological situation of the broader surroundings of the area under study.

10                                                                                                   NEHYBA

lièný & Špièáková 1996). For that reason the presented model

may reflect mainly local conditions and development which

could be, at least partly, different from the development of the

whole basin.

The recognized parasequences are limited by bounding dis-

continuities, and hence can be formally named in an allostrati-

graphic scheme (Walker 1990). Such an allostratigraphy could

be a substitute for the lacking lithostratigraphy of the CF in the

studied area or could at least be a subject for such a discussion.

The development of the depositional environment

of the SW part of the Carpathian Foredeep in the

Eggenburgian and Ottnangian

The Eggenburgian and Ottnangian sedimentary record of the

CF can be subdivided into several sequence stratigraphic units.

Some  of  them  are  preserved  as  erosional  remnants  and  were

actually recognized only in a restricted part of the basin. The

recognized units very probably have a more complex internal

organization. Their further subdivision or change of presented

unit scheme depends on the quality and abundance of reliable

data.  The  proposed  sequence  stratigraphic  schema  of  the

Lower Miocene deposits of the CF is presented in Fig. 4.

Cycles recognized in the studied part of the basin are typical

transgressive/regressive cycles. Among many factors causing

cycle stacking patterns two played a leading role, that is sea-

level changes and the rate of sediment supply. The recognized

cycles belong to the third-order and fourth-order cycles (Ein-

sele 1993). The transgressive and regressive cycles, tectonic

activity and climatic changes within the Neogene basins of the

Alpine-Carpathian realm are presented in Fig. 5. Eustatically

and tectonically controlled regional changes of sea level were

in  addition  strongly  influenced  by  the  morphology  of  the

flooded area and by both the quality and rate of sediment sup-

ply into the basin (Schlager 1993). Local morphology played a

significant role for both the development and preservation of

sequence stratigraphic units.

Sequence I

This sequence is assigned as sequence I according to the po-

sition within the sedimentary record of the CF. It consists of a

succession of sediments forming segments A, B and C with

their parasequence sets (see Fig. 4). These sediments were de-

posited during one cycle of relative sea-level rise and fall and

so form one depositional sequence (Vail et al. 1991).

The  combination  of  the  Savian  orogenic  phase  together

with sea-level rise led to the Eggenburgian marine transgres-

sion  (see  Figs.  4  and  5)  which  inundated  the  studied  area

through the Alpine Molasse Zone mainly from the S or SE

(Brzobohatý & Cícha 1994). Prior to the transgression, the

crystalline  basement  was  deeply  weathered  and  modelled

into depressions and ridges. The highly varied morphology

led to the complicated depositional condition. The complex

shape of the transgressive trajectory is still visible in geolog-

ical maps as the highly complicated contact between the BM

and the Miocene deposits. The relics of Eggenburgian depos-

its are preserved on the BM many kilometers away from the

continuous extent of the CF deposits.

Segments A and B are mutually connected because their for-

mation is predominantly or absolutely connected with marine

transgression. The recognition of these segments is considered

predominantly in terms of the main environmental settings —

fluvial channels and floodplains vs. coastal plain.

Fig.  3. Palinspastic reconstruction of the Alpine-Carpathian junction and of depositional environments in adjacent molasse basins (ac-

cording to Seifert 1992).

THE CYCLICITY OF MIOCENE DEPOSITS AS DEPOSITIONAL RESPONSE TO SEDIMENT SUPPLY                     11

Segment A — lowstand/early transgressive deposits

The  terrestrial  red  bed  deposits  form  the  basal  segment

(segment A) of the Lower Miocene sedimentary succession

(see  Fig.  4)  and  rest  unconformable  on  pre-Neogene  bed-

rock. They are generally assigned as „Žerotice Beds” (ŽB)

and can be defined according to their terrestrial depositional

environment,  more  precisely  as  alluvial,  fluvial  or  even

lake/lagoonal  deposits  (Ètyroký  1991;  Dlabaè  1969,  1976;

Krystková  &  Krystek  1981;  Prachaø  1970).  Their  occur-

rence, thickness and deposition were strongly influenced by

the  morphology  of  the  basement  and  by  the  character,

amount and the rate of sediment supply. Very variable petro-

graphical content and grain size is typical.

Segment  A  may  be  absent  in  some  parts  of  the  studied

area, especially in the places where topographical highs orig-

inally  existed.  The  existence  of  valleys  (incised  valleys  ?)

with  fluvial  deposition  and  some  interfluve  „paleohighs”

without preserved deposits can be supposed. The valley fill

systems generally developed in response to a relative fall in

baselevel  (Dalrymple  et  al.  1994;  Zaitlin  et  al.  1994).  The

valley  was  cut  by  fluvial  processes  and  so  the  segment  A

basal surface is erosional and irregular and can be classified

as a subaerial unconformity surface. The base of segment A

marked  a  sequence  boundary.  Initial  fluvial  aggradation

within the valleys started during a lowstand period, but the

bulk  accumulated  during  base  level  rise  is  connected  with

the early transgressive stage (Koss et al. 1994). The forma-

tion of segment A deposits is connected with the generation

of the accommodation space genetically related to the trans-

gression.  Start  of  transgression  can  be  reflected  by  the

change in fluvial style (Shanley & McCabe 1994). Recogni-

tion of such a surface is very difficult in this case, because

only  restricted  subsurface  data  are  available.  The  upper

bounding surface of segment A (the base of segment B) is

connected  with  marine  transgression  and  can  be  classified

as  a  ravinement  surface.  This  surface  is  produced  as  the

shoreline  migrates  over  a  subaerial  surface  during  relative

sea-level rise. According to the subdivision of incised valley

fills (Dalrymple et al. 1994; Zaitlin et al. 1994), the studied

segment  A  belongs  predominantly  to  the  seaward  reach,

Fig. 4. Schematic sequence stratigraphic schema of the Lower Miocene deposits of the Carpathian Foredeep.

Fig.  5.  Transgressive-regressive  cycles,  tectonic  activity  and  cli-

matic  changes  of  West-Carpathian  basins  (according  to  Hudáè-

ková et al. 1996).

12                                                                                                   NEHYBA

characterized by backstepping lowstand to transgressive flu-

vial deposits overlain by transgressive sands.

The  ravinement  surface  is  diachronous  because  it  was

formed  progressively  as  the  shoreline  gradually  moved

landward (Nummedal et al. 1993) and is not a chronostrati-

graphic  surface.  A  varied  stratigraphical  position  of  seg-

ment A sedimentary fill is known. In the wider surroundings

of Miroslav it has Late Eggenburgian age (Nehyba 1997), be-

cause  the  volcaniclastic  horizon  1  was  recognized  within

them.  The  same  tephra  horizon  was  recognized  within  the

biostratigraphically  defined  Upper  Eggenburgian  marine

and  shoreline  deposits  (segment  B  see  further)  in  the  sur-

roundings of Znojmo. For this reason, the sediments of seg-

ment A are of Egerian/Eggenburgian age in this area. In the

studied area, the isochronous tephra layer time line is cut by

the diachronous upper bounding surface of segment A. The

terrestrial  deposits  are  also  interfingered  with  biostrati-

graphically  defined  Eggenburgian  deposits  in  some  drill

holes  (HV-603  Jezeøany,  HV-301  Èejkovice,  HV-303

Božice, HV-305 Slup, etc.). A diochronous position of this

surface  is  even  obvious,  when  we  look  at  the  area  of  the

Molasse Zone in Lower Austria. Here in the southern part of

the  crystalline  margin  of  the  BM  the  marine  transgression

started  in  the  Lower  Eggenburian  (Steininger  &  Roetzel

1991). All these data show that the transgression continued

generally  from  the  S  towards  the  N,  NW  and  NE  where

stratigraphically younger deposits reflect this process.

Segment B — transgressive deposits

The deposits of segment B show transgressive onlap onto

the lower segment boundary. They rest on the upper surface

of segment A or sit directly on the pre-Neogene basement.

The  base  of  the  sedimentary  fill  of  segment  B  represents

deposition  on  the  coastal  plain.  This  marine  flooding  con-

nected with change of depositional environment enables us

to recognize the base of this segment within the cores. An

important  landward  shift  of  the  facies  belt  was  recognized

within segment B (see Fig. 4). The backstepping geometry

reflects an excess of accommodation over sediment supply.

The  basal  bounding  surface  of  segment  B  can  be  classi-

fied  as  a  ravinement  surface,  transgressive  surface  or  ero-

sional  marine  flooding  surface  according  to  the  position

within the basin. The slope of this surface (controlled by the

rate  of  relative  sea-level  rise,  sediment  supply  and  local

morphology of slope) played an important role for preserva-

tion and development of „back-barrier” deposits (Thorne &

Swift 1991) and also for the type of transgression (Helland-

Hansen & Martinsen 1994). The margins of the BM formed

by  highly  various  bedrocks  provide  the  possibility  for  the

study of variable development and preservation of aggrada-

tional  coastal  plain  and  valley  fill  deposits  behind  a  trans-

gressing shoreline, because of varied rates of sediment sup-

ply and subsidence. A wide range of deep or shallow valleys

had been formed during the pre-transgression period of time.

Various  types  of  transgressive  systems  tract  development

(transgressive deposits) have been recognized in the area un-

der study.

The situation in the wider surroundings of Znojmo (pre-

dominantly  „marginal  development”  of  Eggenburgian  de-

posits according to Ètyroký 1991), where the transgressive

deposits  often  rest  directly  on  the  pre-Neogene  basement,

could  be  explained  by  non-accretionary  transgression  (see

Fig. 6). This type of transgression implies that the trajectory

of the retreating shoreline was close to the subaerial surface,

which existed landward of the shoreline at the onset of trans-

gression. The overall angle of facies migration is determined

by the slope of the transgressed surface. Accommodation is

not generated at the landward side of the shoreline, but may

be present during the initial stage of transgression (segment

A). A low-gradient, high rates of relative sea-level rise and

low sediment input rates are usually typical for these types of

transgression  (Helland-Hansen  &  Martinsen  1994).  In  the

area under study these deposits are characterized by the im-

portant role of the redeposition of older pre-transgressive de-

posits often with Cretaceous microfauna.

But in some other areas (NE, E of Znojmo, surroundings of

Miroslav, etc.) the transgression can be documented as accre-

tionary  (see  Fig.  6).  Accretionary  transgression  implies  that

the  transgressing  shoreline  position  climbs  stratigraphically

upwards  and  landwards.  Accommodation  is  continuously

generated and filled behind the retreating shoreline (Helland-

Hansen  &  Martinsen  1994).  Further  evidence  for  the  accre-

tionary transgression is the frequently documented repetition

of cycles of the alternation of marine and brachyhaline facies

(Ètyroký 1991, 1993). The abundant oscillations and instabil-

ity of depositional environment conditions (depth, water dy-

namics, salinity, etc.) were recognized. Palynological studies

(Zdražílková  1992;  Doláková-Zdražílková  1996;  Nehyba  et

al. 1995) documented both a saline and a coal swamp envi-

ronment in the backshore.

A highly varied thickness of the aggradational coastal plain

(thick and thin back-barrier wedge see Thorne & Swift 1991)

has been recognized within the studied area. More condensed

facies successions were documented generally in the SW part

of the studied area and closer to the edges of the BM. At a

greater  distance  from  the  crystalline  basement  the  develop-

ment  of  a  thick  back-barrier  wedge  was  recognized.  These

deposits  are  represented  especially  by  the  sedimentary  suc-

cessions studied in parts of the cores HV-301 Èejkovice, HV-

302 Pravice, HV-303 Božice and HV-304 Hrušovany nad Jevi-

šovkou  as  so  called  „pelitic  complex”  (Ètyroký  1991).  The

succession  from  open  marine  to  shallow  marine  conditions,

then  repeated  isolation  of  the  basin  with  higher  evaporation

and finally again shallow marine conditions were documented

(Ètyroký 1991; Hladilová 1985, 1988; Zdražílková 1992). The

thicker  back-barrier  wedge  was  recognized  also  in  the  sur-

roundings  of  Miroslav  within  PMK  cores.  These  deposits

could be interpreted as lagoonal deposits, that is coming from

an  environment  periodically  protected  from  the  action  of

waves  and  storms.  Periodical  changes  of  depositional  envi-

ronment  confirm  the  important  role  of  mainly  sea-level

changes, but several thin intercalations of red beds also docu-

ment the important role of sediment supply.

The  principal  role  in  the  development  and  thickness  of

segment B deposits was played by varied rates of sediment

supply and subsidence. The areal distribution of recognized

THE CYCLICITY OF MIOCENE DEPOSITS AS DEPOSITIONAL RESPONSE TO SEDIMENT SUPPLY                     13

types of transgressive systems tract development reflects the

higher sediment supply and subsidence generally in the NE

and  E  part  of  studied  area.  It  shows  on  locally  restricted

source to the N and also important role of bedrock tectonic

structures. The physical relation of marine systems tract to

coeval coastal plain deposits (McCarthy et al. 1999; Plint et

al. 1999) is areally restricted in this case. It reflects the fact

that only part of sedimentary fill of segment A can be con-

nected with the early transgressional stage.

The upper bounding surface of segment B forms the maxi-

mum  transgressive  surface.  This  surface  marks  the  change

from landward migration and upbuilding of the sedimentary

unit into a basinward-prograding wedge.

The upper part of segment B has varied sedimentary content

according  to  the  depositional  environment  (open  marine  vs.

coastal plain). The first scenario can be traced in the surround-

ings of Znojmo. Here the bed of rhyolite volcaniclastics of ho-

rizon 1 (Nehyba 1997) described above the paleontologically

proved Upper Eggenburgian marine deposits (segment B) was

thought to be the highest member of Eggenburgian (Ètyroký

1991). Above this tephra horizon mainly sandy deposits with-

out marine fauna have been found, occasionally with boring

traces. S and SW of Znojmo sterile pelitic lithofacies or quartz

sands  have  been  described  as  Eggenburgian-Ottnangian  de-

posits. These deposits can be interpreted as condensed section

facies reflecting the time of maximum regional transgression

of the shoreline. Such facies are deposited within the marine

environment (Loutit et al. 1988).

The impact of maximum flooding on the coastal plain can

be  traced  in  the  broader  surroundings  of  Miroslav.  Here  a

molluscan  fauna  has  been  found  in  the  PMK  drill  holes

above the volcaniclastic horizon 1. Study of the fauna (Èty-

roký & Ètyroká 1989; Nehyba et al. 1994, 1995) proved the

slow  transition  from  marine  to  brachyhaline  conditions  or

their alternation within the core profile.

Segment B reflects a generally gradual transgression with

local  progradational  and  retrogradational  phases  (relative

sea-level changes). Within segment B a lower retrograding

parasequence set and an upper aggrading-retrograding para-

sequence set can be recognized. The repeated occurrence of

lagoonal deposits above foreshore sediments, horizontal and

vertical interfingering of alluvial-fluvial, shallow marine and

deltaic deposits confirm this situation which generally leads

to the aggrading stacking patterns. Individual cycles within

the segment were affected mainly by the rate and character of

material transported into the basin. The role of sediment sup-

ply became more and more important throughout the sedi-

ment profile. The distance of the studied area from the mar-

gins  of  the  basin,  the  local  basement  morphology  (slope

gradient) and character of the basement played also impor-

tant roles.

Segment C — highstand deposits

Highstand deposits represent the late part of eustatic sea-

level rise, its stillstand and the early part of its fall. Usually a

lower aggradational unit is succeeded by a seaward progra-

dational unit with downlap onto the top of the transgressive

deposits (Einsele 1993). The deposits of this segment have

been recognized up to now predominantly in the surround-

ings of Miroslav and are products of delta deposition. They

are arranged in an aggradational to predominantly prograda-

tional pattern.

Facial succession shows the continuous development of the

depositional  environment  from  marine/prodeltaic  conditions

towards the delta front and finally to the delta plain (Nehyba

1995). The delta plain deposits make up the main part of the

studied sediment succession with the final delta abandonment

facies  development  (Reading  1995).  This  facies  succession

shows the progradation of the delta into the basin. Prograding

clinoform  downlaps  onto  the  maximum  flooding  surface,

which is the basal bounding surface of segment C. Delta depo-

sition produced an almost flat surface gradient (Nehyba et al.

1994). The preservation of the delta deposits and the position

of the delta body is very probably connected with the subsid-

ence activity of the Vranovice Trough because these deposits

were only recognized on the western margins of this structure.

Fig. 6. Different shoreline trajectory classes according to Helland-

Hansen & Gjelberg (1994). Arrangement of segment B can be ex-

plained  by  processes  connected  with  both  non-accretionary  and

accretionary  transgression.  The  actual  type  of  transgression  was

different in various part of the basin and depended mainly on the

slope  of  the  transgressive  surface  and  sediment  supply.  Arrange-

ment of segment C can be connected with normal regression. S.L.

— indicates sea level and its change.

14                                                                                                   NEHYBA

The  areal  position  of  the  delta  deposits  and  the  Vranovice

Trough is presented on Fig. 7.

The  point  of  reversion  in  the  development  of  the  basin

from  transgressive  (higher  role  of  accommodation)  to  re-

gressive  condition  (higher  role  of  sediment  supply)  is

placed close to the base of segment C. It corresponds to the

time of turnover of the shoreline in a maximum landward po-

sition. Whereas the position of this surface is clearly defined

beneath the delta deposits, in the southern part of the basin

the situation is more complicated. But even in these parts of

CF the increasingly important role of sediment supply can be

recognized up to the top of segments B and C.

Èejkovice Sands (ÈS) could also be preliminarily connected

with segment C. But whereas the deltaic deposits show clear

evidence for progradation, ÈS are more probably connected

with aggradation. They have been recognized further to the SE

of Miroslav (more basinward), where they lie directly above

the  marine  to  brachyhaline  pelitic  complex  (Krystek  1983).

They are of Late Eggenburgian (Brzobohatý & Cícha 1993) or

Eggenburgian age (Ètyroký 1993) and have formerly been in-

terpreted  as  beach  sands  (Krystek  1983).  ÈS  are  formed  by

almost monotone deposits of fine-grained quartz sands, with

rare coarse layers. The thickness of ÈS (in the core HV-301

Èejkovice more than 90 m), and the thin intercalations of red

beds  within  them,  indicate  a  more  complicated  depositional

history. They can be preliminary classified as an aggradational

parasequence set. The Èejkovice Sands reflect both the shore-

line position and the high rate of sediment supply. They could

be connected with deposition processes within the wave-domi-

nated delta.

The upper horizon of volcaniclastics (horizon 2) has often

been  recognized  within  the  basal  part  of  deltaic  deposits.

These volcaniclastics were correlated with the bentonite and

smectite clay beds in the surroundings of Ivanèice, Višòové,

Plaveè and Horní Dunajovice, with some terrestrial red beds

on  the  most  NW  margins  of  the  foredeep  (Nehyba  1997)

and  with  volcaniclastics  recognized  in  the  Zellerndorf  and

Langau  formations  within  the  Lower  Austrian  Molasse

Zone (Nehyba & Roetzel 1999). The deposits of the Zellern-

dorf Formation are open marine pelites and are interpreted

as the deep water deposits. The Langau Formation is formed

by brackisch facies with lignite deposits (Steininger & Ro-

etzel 1991). Both these formations reflect the greatest extent

of the transgression to the west in the area of the Molasse

Zone (Roetzel et al. 1999). The correlation with Zellerndorf

Formation implies that segment C could be at least partly of

Ottnangian age. The study also shows that the migration of

the shoreline during the deposition of segment C was proba-

bly different in various parts of the basin. Because of the re-

stricted  areas  with  a  higher  input  of  sediment  (deltas)  the

shoreline migration was, at least locally, basinward, where-

as  in  the  rest  of  the  basin  landward  and  upward  migration

continued.  Continuous  sea-level  rise  was  a  uniform  factor

for the whole basin.

The deposits of segment C are connected with normal re-

gression  (see  Fig.  6)  according  to  the  presented  data.  This

type of regression is connected with conditions of a steady

or rising sea level and with a greater rate of sediment supply

than is the accommodation space generated at the shoreline.

Consequently in this case, the shoreline will be built up sea-

wards  (Helland-Hansen  &  Martinsen  1994).  Regression

during rising sea level also generates accommodation space

behind the shoreline, giving space for the net aggradation of

non-marine deposits. If the sea level is rising, water depths

will increase in front of the advancing shoreline, the steep

profile  of  shoreline  migration  develops  and  the  effect  of

deepening  is  more  evidently  seaward  (see  Zellerndorf  vs.

Langau Formation).

The  base  of  segment  C  is  formed  by  the  surface  of  the

maximum  transgression.  The  upper  surface  is  connected

with subaerial nonconformity because of the presence of del-

ta abandonment facies (subaerial part of delta) and a coeval

terrestrial depositional environment. This surface also forms

upper sequence boundary in the studied area.

Highstand  deposits  are  generally  very  widespread  in  the

marginal areas of the shallow basins and have high preser-

vation  potential  (Einsele  1993).  The  relic  preservation  of

such deposits in the studied part of the CF confirm the high

degree of erosion and redeposition during the following sea-

level falls and rises.

Sequence II

This sequence is assigned as sequence II according to the po-

sition within the sedimentary record of the CF. This succession

of sediments and parasequence sets was deposited during one

cycle of relative sea-level rise and fall and so it can be classified

as one depositional sequence (Vail et al. 1991).

Segment D — transgressive and highstand deposits

Shallow-marine  deposits  forming  segment  D  have  been

found  in  the  superposition  of  highstand  deposits  (segment

C) of sequence I. The occurrence of transgressive deposits

above subaerial unconformity is explained as the beginning

of  a  new  sedimentary  transgressive-regressive  cycle  i.e.  a

new depositional sequence (see Fig. 4).

Fig. 7. The areal position of deltaic deposits (segment C) and the

location of the Vranovice Trough.

THE CYCLICITY OF MIOCENE DEPOSITS AS DEPOSITIONAL RESPONSE TO SEDIMENT SUPPLY                     15

The subaerial unconformity is explained by a seaward shift

of facies which resulted from the deposition processes of the

highstand systems tract. Sediments deposited during the suc-

ceeding  relative  sea-level  fall  (forced  regressive  systems

tract — see Helland-Hansen & Gjelberg 1994 or falling stage

systems tract — see Plint 1988) have not been recognized in

the area under study. These deposits have a high preservation

potential  basinwards  (offshore  deposits).  Deposits  of  this

falling  stage  systems  tract  could  include  the  highly  mica-

ceous  sandstones  of  the  Køepice  Formation  (Pouzdøany

Unit). An erosive nonconformity separates the Køepice For-

mation from the underlying Boudky Formation (Krhovský et

al. 1995; Stráník et al. 1981). In the Vienna Basin the sea-

level fall could have led to the deposition of the Hodonín and

Lednice  Sands  between  the  Eggenburgian  and  Ottnangian

part of the Lužice Formation. The sea-level fall also influ-

enced the communication with the open sea as is evidenced

by the dramatic changes in fauna content. This has been de-

scribed from the beginning of the Ottnangian by many au-

thors (Ètyroký 1991).

The Rzehakia Beds (RB) were recognized within segment

D (Nehyba 1995). The occurrence of the RB (Ottnangian) is

connected  with  the  invasion  of  cooler  waters  (Ètyroký

1991).  This  marine  ingression  is  explained  and  correlated

with the early Miocene global sea-level rise (Haq et al. 1988

in Kováè et al. 1993; Krhovský et al. 1995). The fluctuation

in salinity and the highly variable sedimentary content of the

RB  and  their  correlative  deposits  in  the  Pouzdøany  and

Ždánice  units  have  been  explained  by  climatic  oscillations

(Krhovský et al. 1995).

The start of the deposition of segment D is connected with

transgression (non-accretionary transgression see Fig. 6). The

delta abandonment facies at the top of segment C were inun-

dated by shallow marine deposits at the base of segment D.

The  basal  bounding  surface  of  segment  D  was  affected  by

erosion  and  redeposition  during  both  sea-level  fall  and  rise.

The  presence  of  beds  of  pebbly  sandstones,  conglomerates

and  pebbly  mudstones  on  the  base  of  segment  D  was  often

recognized  (Ètyroký  1991;  Nehyba  1995).  This  surface  re-

flects  redeposition  and  erosion  during  transgression  (ravine-

ment surface) because of the occurrence of shoreface deposits

above.  Facies  succession  allows  us  to  subdivide  segment  D

into two units (parasequence sets ?). The lower unit — pre-

liminarily denominated as the retrograding parasequence set

— often shows repeated FU cycles several meters thick. The

upper  unit  —  preliminarily  denominated  as  the  aggrading/

prograding parasequence set — is formed by an almost uni-

form sandstone deposition. These sets are separated by a bed

with a higher accumulation of coarse clasts and debris of mac-

rofauna. The necessity of subdividing of segment D into sever-

al units is also indicated by its thickness (60 m in some drill

holes). The setting patterns through the sedimentary succes-

sion can mainly be explained by sediment supply. The upper

part of segment D could be a product of highstand (Ainsworth

& Pattison 1994). Further data from drill holes are necessary

to solve this problem.

The transgressive deposits (base of segment D) rest on the

upper surface of segment C and begin with the transgressive

surface  (ravinement  surface).  The  upper  bounding  surface

forms  the  subaerial  nonconformity  described  by  Ètyroký

(1991). This nonconformity is followed by the transgressive

surface of younger Karpatian deposits. The locally restrict-

ed  preservation  of  segments  C  and  D  in  the  area  with  the

highest  rate  of  formation  of  accommodation  space  in  the

studied area supports the idea that they are preserved only

as erosional relics. The erosion could mainly be connected

with the sea-level falls. The importance and variety of inten-

sity of the erosion is supported by the fact that Karpatian de-

posits rest locally on various segments and sequences. Kar-

patian deposits form the next sequence — sequence III.

The extent of transgressions

Comparison of the areal extent of shoreline deposits during

two succeeding transgressions (segment B versus basal part

of  segment  D)  shows,  that  the  former  progression  of  the

shoreline  onto  the  BM  during  the  Ottnangian  (segment  D)

can be documented at least locally. The coastal onlap of the

transgressive  phase  varies  with  the  changing  amplitude  of

sea-level oscillations. If the time period of the transgressive-

regressive cycles is long enough, a considerable part of the

coastal onlap sediments is removed on the landward side by

mechanical and chemical denudation during the subsequent

regressive  phase,  unless  it  is  protected  by  overlying  conti-

nental sediments. Some part of the segment is eroded by the

storm wave base during the next transgressive phase. Vertical

sections from this region often show sharply based shoreface

deposits within coastal plain deposits (lagoonal, deltaic, flu-

vial deposits).

Conclusions

The Eggenburgian and Ottnangian sedimentary record of

the SW part of the Carpathian Foredeep can be subdivided

into several sequence stratigraphic units. Some of them are

preserved  as  erosional  remnants  and  were  actually  recog-

nized only in a restricted part of the basin.

Two  sequences  have  been  recognized  within  the  studied

area. Sequence I was deposited during one cycle of relative

sea-level rise and fall and is formed by a succession of sedi-

ments  forming  segments  A,  B  and  C  with  their  parase-

quence  sets.  Segment  A  represents  lowstand/early  trans-

gressive  deposits,  segment  B  represents  transgressive

deposits and segment C represents highstand deposits. De-

posits of the falling stage were not described in the area un-

der study but are traced more basinward. Within the trans-

gressive deposits a lower retrograding parasequence and an

upper aggrading-retrograding parasequence sets can be rec-

ognized. Various types of transgressive systems tract devel-

opment (transgressive deposits) have been recognized in dif-

ferent  parts  of  the  area  under  study.  The  accommodation

space was not generated at the landward side of the shore-

line  during  non-accretionary  transgression,  but  may  have

been  present  at  the  initial  stage  of  transgression.  Whereas

during accretionary transgression the accommodation space

was continuously generated and filled behind the retreating

16                                                                                                   NEHYBA

shoreline  (thick  and  thin  back-barrier  wedge).  Within  the

highstand deposits a progradational parasequence set and an

aggradational parasequence set can be described. The high-

stand  deposits  are  connected  with  normal  regression.  This

type of regression is connected with conditions of a steady

or rising sea level and with a greater rate of sediment supply

than is the accommodation space generated at the shoreline.

Regression during rising sea level also generates accommo-

dation space behind the shoreline, giving space for the net

aggradation of non-marine deposits.

Within sequence II only one segment (segment D) with its

parasequence  sets  has  been  recognized.  This  segment  can

be subdivided into two parasequence sets. The lower one is

denominated as the retrograding parasequence set and rep-

resents transgressive deposits and the upper unit is denomi-

nated  as  the  aggrading/prograding  parasequence  set  and

preliminary represents highstand deposits.

The  deposition  of  Lower  Miocene  deposits  was  strongly

influenced by the rate and character of sediment input, sub-

sidence  characteristics,  sea-level  changes  and  by  the  bed-

rock morphology especially by its slope angle. Local varia-

tions  in  sediment  supply  and  the  location  of  the  sections

investigated  within  the  basin  play  a  significant  role  in  the

recognition  and  dating  of  the  sedimentary  cycles.  The  in-

creasing  role  of  sediment  input  within  the  sequence  sedi-

mentary infill has been recognized.

In the studied area the most complete succession of Lower

Miocene can be found within the Vranovice Trough. This is

where the next research activity for solving the stratigraphic

problems of the region should be placed.

Acknowledgement: This study was sponsored by the grant

of Grant Agency of the Czech Republic 205/98/0694.

References

Ainsworth  E.B.  &  Pattison  S.A.J.  1994:  Where  have  all  the  low-

stand  gone?  Evidence  for  attached  lowstand  systems  tracts  in

the  Western  Interior  of  North America. Boulder,  Geology  22,

415–418.

Allen P.A., Homewood P. & Williams G.D. 1986: Foreland basins:

an introduction. Spec. Publs. Int. Ass. Sediment 8, 3–12.

Batík P. et al. 1977: Explanations to the geological map 1:25,000,

34–131 Šatov. Manuscript, GÚ Praha (in Czech).

Brzobohatý R. & Cícha I. 1993: Carpathian Foredeep. In: Pøichystal

A., Obstová V. & Suk M. (Eds.): Geology of Moravia and Sile-

zia, MZM, PF MU Brno, 123–128 (in Czech).

Cant D.J. 1991: Geometric modelling of facies migration: theoreti-

cal development of facies successions and local unconformites.

Basin Res. 3, 51–62.

Cícha  I.,  Paulík  J.  &  Tejkal  J.  1957:  Some  comments  to  Miocene

stratigraphy  of  SW  part  of  Intracarpathian  basin  in  Moravia.

Sbor.  Ústø.  Úst.  Geol.,  Odd.  Paleont.  XXIII,  307–364  (in

Czech).

Cícha I. 1995: New data to the development of Neogene of Central

Paratethys. New results in Tertiary of Western Carpathians II.

67–73 (in Czech).

Cloething S., Van Balen R.T., Ter Voorde M., Zoetemeijer B.P. &

Den Bezemer T. 1997: Mechanical aspects of sedimentary ba-

sin  formation:  development  of  integrated  models  for  lithos-

pheric and surface processes. Geol. Rdsch. 86, 226–240.

Cogan J., Lerche I., Dorman J.T. & Kanes W. 1993: Flexural plate

inversion:  application  to  the  Carpathian  Foredeep,  Czechoslo-

vakia. Mod. Geol. 17, 355–392.

Ètyroký P. 1991: Division and correlation of the Eggenburgian and

Ottnangian in the S of Carpathian Foredeep in southern Mora-

via. Západ. Karpaty, Sér. Geol. 15, 67–109.

Ètyroký P. 1993: The Tertiary of Bohemian Massif in South Mora-

via. Jb. Geol. B.-A. 136, 4, 707–713 (in German).

Ètyroký P. 1996: Occurrence of Rzehakia beds (Ottnangian) under

the nappes in SE Moravia. Sborník referátu, semináøi k 75. vý-

roèí narození B. Rùžièky, Ostrava, 7–8 (in Czech).

Ètyroký P. & Ètyroká J. 1989: Biostratigraphy of PMK drill holes in

the  Carpathian  Foredeep  in  Moravia.  Zpr.  Geol.  Výzk.  v  roce

1986, 35–37 (in Czech).

Dalrymple R.W., Boyd R. & Zaitlin B.A. (Eds.) 1994: Incised valley

systems: origin and sedimentary sequences.  SEPM Spec. Pub.

51, 203–210.

De Celless P.G. & Giles K.A. 1986: Foreland basin systems. Basin

Res. 8, 105–123.

Dlabaè  M.  1976:  Neogene  on  SE  edge  of  Czech-Moravian  High-

land. Výzk. Práce Ústø. Úst. Geol. 13, 7–22 (in Czech).

Dlabaè M. et al. 1969: Explanation to the geological map 1:25,000

sheet  M-33-117-C-a  Šatov.  Manuscript,  Geofond  Praha  (in

Czech).

Doláková-Zdražílková  N.  1996:  Preliminary  results  of  palynologi-

cal study of drill holes Šafov 12 a 13. Geol. Výzk. Mor. Slez. v r.

1995, 54–55 (in Czech).

Dudek A. & Špièka V. 1975: Geology of crystalline in the underlier

of Carpathian Foredeep and flysch napes in S Moravia. Sbor.

Geol. Vìd, ØG 27, 7–29.

Einsele G. 1993: Sedimentary Basins — Evolution, Facies, and Sed-

iment Budget. Springer Verlag, Berlin, 1–628.

Hamilton  &  Kucher  F.  1997:  The  depositional  environment  of  the

Oncophora Beds in the Altprerau Area/ Austria and its implica-

tions  for  the  future  exploration.  Abstracts,  A,  23  in:  Official

Program 1997 AAPG International Conference and Exhibition.

Vienna.

Helland-Hansen  W.  &  Gjelberg  J.G.  1994:  Conceptual  basis  and

variability  in  sequence  stratigraphy:  A  different  perspective.

Manuscript, Norsk Hydro Research Centre, Bergen, Norway.

Helland-Hansen  W.  &  Martinsen  O.J.  1994:  Shoreline  trajectories

and  sequences:  a  description  of  variable  depositional-dip  sce-

narios.  Manuscript,  Norsk  Hydro  Research  Centre,  Bergen,

Norway.

Hladilov᠊. 1985: Paleoecological study of Eggenburgian mollusca

of the SW part of Carpathian Foredeep in Moravia. Manuscript

Fac. of Science, MU, Brno (in Czech).

Hladilová  Š.  1988:  Paleoecology  of  Eggenburgian  mollusca  (Bi-

valvia,  Gastropoda)  from  the  drill  hole  HV-301  Èejkovice

(Moravia). Èas. Mineral. Geol. 33, 3, 299–309 (in Czech).

Hudáèková N., Kováè M., Sitár V., Pipík R., Zágoršek K. & Zlinská

A.  1996:  Neogene  tectono-sedimentary  megacycles  in  the

Western Carpathians basins, their biostratigraphy and paleocli-

matology. Slovak Geol. Mag. 3–4/96, 351–362.

Jiøíèek R. 1995: Stratigraphy and geology of Lower Miocene depos-

its  in  the  Carpathian  Foredeep  in  South  Moravia  and  Lower

Austria.  New  results  in  Tertiary  of  Western  Carpathians  II,

Hodonín, 37–66 (in Czech).

Kalabis V. 1970: Occurrence of Burdigalian „Pectuncula„ sands in

the surroundings of Znojmo. Zpr. Vlastivìd. Úst. 146, 1–3 (in

Czech).

Kominz A. & Bond G.C. 1986: Geophysical modelling of the ther-

mal history of foreland basins. Nature 320, 252–256.

Koss  J.E.,  Ethridge  F.G.  &  Schumm  S.A.  1994:  An  experimental

study of the effect of base-level change on fluvial, coastal and

shelf systems. J. Sed. Res. B64, 90–98.

THE CYCLICITY OF MIOCENE DEPOSITS AS DEPOSITIONAL RESPONSE TO SEDIMENT SUPPLY                     17

Kováè M., Nagymarosy A., Soták J. & Šutovská K. 1993: Late Ter-

tiary  paleogeographic  evolution  of  the  Western  Carpathians.

Tectonophysics 226, 401–415.

Krejèí  O.  &  Stráník  Z.  1992:  Tectogenesis  of  flysch  belt  in  south

Moravia. Knihovnièka ZPN 15, 21–32 (in Czech).

Krhovský  J.,  Bubík  M.,  Hamršmíd  B.  &  Štastný  M.  1995:  Lower

Miocene  of  the  Pouzdøany  unit,  the  West  Carpathian  flysch

belt, southern Moravia. Knihovnièka ZPN 16, 73–83.

Krystek  I.  1983:  Results  of  facial  and  paleogeographical  study  of

Younger  Tertiary  on  SE  slopes  of  Bohemian  Massif.  Folia

Univ. Purkyn. Brun., Geol. XXIV, 9, 1–47 (in Czech).

Krystek I. & Tejkal J. 1968: Contribution to lithology and stratigra-

phy of Miocene in SW part of Carpathian Foredeep in Mora-

via.  Folia  Univ.  Purkyn.  Brun.,  Geol.  IX,  16,  7,  1–31  (in

Czech).

Krystková L. & Krystek I. 1981: New data from hydrogeology drill

holes in SW part of Carpathian Foredeep in Moravia. Scr. Univ.

Purkyn. Brun., Geol. 11, 2, 73–80 (in German).

Loutit T.S., Hardenbol J. & Vail P.R. 1988: Condensed sections: the

key to age determination and correlation of continental margin

sequences. In: Wilgus C.K., Hastings B.S., Kendall C.G.St.C.,

Posamentier H.W., Ross C.A. & VanWagoner J.C. (Eds.): Sea

Level  changes:  An  Integrated  Approach.  SEPM,  Spec.  Publ.

42, 183–213.

McCarthy P.J., Faccini U.F. & Plint A.G. 1999: Evolution of ancient

coastal  plain:  palaeosols,  interfluves  and  alluvial  architecture

in a sequence stratigraphic framework, Cenomanina Dunvegan

Formation,  NE  British  Columbia,  Canasa.  Sedimentology  46,

861–891.

Molèíková V. 1968: New data about Lower Miocene in SW part of

Carpathian Foredeep in Moravia. Zpr. Geol. Výzk. v roce 1968

1, 223–225 (in Czech).

Molèíková V. 1976: New occurrence of Miocene microfauna in the

area of contanst of Carpathian Foredeep with Bohemian Mas-

sif. Výzk. Práce Ústø. Úst. Geol. 13, 23–32 (in Czech).

Nehyba  S.  1995:  Sedimentological  study  of  Miocene  deposits  in

SW part of Carpathian Foredeep in Moravia. Manuscript, PøF

MU, Brno (in Czech).

Nehyba S. 1997: Miocene volcaniclastics of the Carpathian Foredeep

in the Czech Republic. Bull. of Czech Geol. Survey, Praha, 4.

Nehyba S., Hladilov᠊. & Zdražílková N. 1994: Results of study of

Lower Miocene deposits in sw. part of Carpathian Foredeep in

Moravia. Geol. Výzk. Mor. Slez. v r. 1993, 23–36 (in Czech).

Nehyba S., Hladilov᠊. & Zdražílková N. 1995: Deposits of Lower

Miocene  in  broader  surroundings  of  Miroslav.  Knihovnièka

ZPN 16, 85–95 (in Czech).

Nehyba S. & Leichmann J. 1997: Heavy mineral studies of Lower

Miocene in the SW part of the Carpathian Foredeep. Acta Mus.

Morav., Sci. Geol. 82, 51–61 (in Czech).

Nehyba  S.  &  Roetzel  R.,  1999:  Lower  Miocene  volcaniclastics  in

South Moravia and Lower Austria. Jb. Geol. Gesell. 141, 4.

Nummedal D., Riley G.W. & Templet R.L. 1993: High resolution

sequence  architecture:  a  chronostratigraphic  model  based  on

equilibrium  profile  studies.  In:  Posamentier  H.W.,  Summer-

hayes C.P., Haq B.U. & Allen G.P. (Eds.): Sequence stratigra-

phy and facies associations. IAS Spec. Publ. 18, 55–68.

Plint  A.G.  1988:  Sharp-based  shoreface  sequences  and  „offshore

bars„  in  the  Cardium  Formation  of  Alberta:  their  relationship

to relative changes in sea level. In: Wilgus C.K., Hastings B.B.,

Kendall C.G.St.C., Posamentier H.W., Ross C.A. & Van Wag-

oner  J.C.  (Eds.):  Sea-Level  Changes  —  An  Integrated  Ap-

proach. SEPM Spec. Pub. 42, 357–370.

Plint  A.G.,  McCarthy  P.J.  &  Faccini  U.F.  1999:  Nonmarine  se-

quence stratigraphy: Updip expression of sequence boundaries

and  systems  tracts  in  a  high-resolution  framework,  Cenoma-

nian  Dunvegan  Formation,  Alberta  basin,  Canada.  In:  Plint

A.G. & Ulièný D.: Sequence stratigraphy — emphasizing clas-

tic deposits. Short Course, UK Praha, 1–175.

Posamentier  H.W.  &  James  D.P.  1993:  An  overview  of  sequence

stratigraphic concepts: uses and abuses. In: Posamentier H.W.,

Summerhayes  C.P.,  Haq  B.U.  &  Allen  G.P.  (Eds.):  Sequence

Stratigraphy and facies Associations. IAS Spec. Publ. 18, 3–18.

Prachaø  I.  1970:  Results  of  drill  hole  investigation  in  Miocene  of

Carpathian Foredeep between Miroslav, Znojmo and Hrušova-

ny n. J. Manuscript, Geofond Praha (in Czech).

Reading  H.G.  1995:  Sedimentary  Environments:  Processes,  facies

and Stratigraphy. 3d ed., Oxford, 154–232.

Roetzel  R.,  Mandic  O.  &  Steininger  F.F.  1999:  Lithostratigraphy

and chronostratigraphy of Tertiary deposits in the west Weinvi-

ertel  and  adjacent  Waldviertel.  Beiträge  der  Arbeitstagung

GBA 1999, 38–54 (in German).

Seifert P. 1992: Palinspastic reconstruction of the Easternmost Alps

between Upper Eocene and Miocene. Geol. Carpathica 43, 6,

327–331.

Schlager W. 1993: Accommodation and supply — a dual control on

stratigraphic sequences. Sed. Geol. 86, 111–133.

Shanley K.W. & McCabe P.J. 1994: Perspectives on the Sequence

Stratigraphy of Continental Strata. AAPG Bull., 544–568.

Steininger F.F. & Roetzel R. 1991: Geology, Litostratigraphy, Bios-

tratigraphy and Chronostratigraphy of Molasse deposits on the

eastern edge of Boheman Massif. In: Roetzel R. (Eds.): Geolo-

gy  of  Molasse  deposits  on  the  am  eastern  edge  of  Boheman

Massif. Map Sheet 21 Horn., Wien, 102–108 (in German).

Stráník Z., Hanzlíková E. & Jurášová V. 1981: Stratigraphic posi-

tion of Boudky marls in Oligocene-Miocenne. Zemní Plyn Naf-

ta 26, 689–699 (in Czech).

Tejkal  J.  1958:  Lower  Miocene  (?)  sands  between  Šatov  and  Ch-

valovice and their fauna. Èas. Morav. Muz., Vìdy Pøír. 43, 85–

94 (in Czech).

Thorne J.A. & Swift D.J.P. 1991: Sedimentation on continental mar-

gins VI: a regime model for depositional sequences, their com-

ponent systems tracts, and bounding surfaces. In: Swift D.J.P.,

Oertel G.F., Tillman R.W. & Thorne J.A. (Eds.): Shelf Sand and

Sandstone Bodies. IAS Spec. Publ. 14, 189–255.

Ulièný D. & Špièáková L. 1996: Response to high frequency sea-

level change in a fluvial to estuarine succession: Cenomanian

palaeovalley  fill,  Bohemian  Cretaceous  Basin.  In:  Howell

J.A. & Aitken J.F. (Eds.): High Resolution Sequence Stratig-

raphy:  Innovations  and  Applications.  Geol.  Soc.  Spec.  Publ.

104, 247–268.

Vail P.R., Audemard F., Bowman S.A., Eisner P.N. & Perez-Cruz G.

1991:  The  stratigraphic  signatures  of  tectonics,  eustacy  and

sedimentation-an  overview.  In:  Einsele  G.,  Ricken  W.  &

Seilacher A. (Eds.): Cyclic Stratigraphy. Springer-Verlag, New

York, 617–659.

Van  Wagoner  J.C.,  Posamentier  H.W.,  Mitchum  R.M.,  Vail  P.R.,

Sarg J.F., Loutit T.S. & Hardenbol J. 1988: An overview of fun-

damentals  of  sequence  stratigraphy  and  key  definitions.  In:

Wilgus  C.K.,  Hastings  B.B.,  Kendall  C.G.St.C.,  Posamentier

H.W., Ross C.A. & Van Wagoner J.C. (Eds.): Sea-Level Chang-

es — An Integrated Approach. SEPM Spec. Pub. 42, 39–44.

Walker  R.G.  1990:  Facies  modeling  and  sequence  stratigraphy.  J.

Sed. Petrology 60, 5, 778–786.

Zaitlin B.A., Dalrymple R.W. & Boyd R. 1994: The stratigraphic or-

ganization  of  incised-valley  systems  associated  with  relative

sea level change. In: Dalrymple R.W., Boyd R. & Zaitlin B.A.

(Eds.):  Incised  valley  systems:  origin  and  sedimentary  se-

quences. SEPM Spec. Pub. 51, 203–210.

Zdražílková  N.  1992:  Palynology  of  drill  hole  Èejkovice  HV-301.

Knihovnièka ZPN 15, 83–93 (in Czech).