STORM-INDUCED  EVENT  DEPOSITS  IN THE  AREA OF  GRUND  FORMATION                                87

GEOLOGICA CARPATHICA, 55, 2, BRATISLAVA, APRIL 2004

87–102

STORM-INDUCED EVENT DEPOSITS IN THE TYPE AREA OF THE

GRUND FORMATION (MIDDLE MIOCENE, LOWER BADENIAN)

IN THE MOLASSE ZONE OF LOWER AUSTRIA

REINHARD ROETZEL

1

 and PETER PERVESLER

2

1

Geological Survey of Austria, Rasumofskygasse 23, A-1031 Wien, Austria;  rroetzel@geolba.ac.at

2

Department of Paleontology, University of Vienna, Althanstrasse 14, A-1090 Wien, Austria;  peter.pervesler@univie.ac.at

(Manuscript received June 5, 2003; accepted in revised form December 16, 2003)

Abstract: Excavations in the type area of the Grund Formation (Middle Miocene, Lower Badenian) in Lower Austria

showed four different lithofacies. Sandy beds with typical vertically arranged sedimentological features like erosive

base, basal concentrations of coarse shell debris, mud-clasts and clast-horizons, normal graded beds, horizontal lamina-

tion of the upper plane bed, concentrations of plant and wood debris, asymmetrical ripples at the top, and synsedimentary

deformation structures point to storm-induced event deposits. The sands were mainly deposited as tabular to slightly

wedge-shaped sand-sheets; only extreme events produced channel-shaped sediment bodies. Pelitic layers at the top of

such  event-strata  represent  fair-weather  conditions.  The  basal  shell  debris  mainly  contains  mixed,  synchronous-

allochthonous, highly fragmented but determinable marine faunas from shallow to moderately deep environments. To-

gether with land snails and bones of terrestrial vertebrates bottom currents transported the shelly fauna from shallow-

marine to offshore areas. Paleocurrent data from groove marks, gastropod orientation, asymmetrical ripples and small

dunes point to a transport towards ESE–E–NE, from a coastal area at the margin of the Bohemian Massif. The various

lithofacies clearly reflect a proximal–distal trend from the shoreface to the offshore area. The development from the

Skolithos to the proximal Cruziana ichnofacies to the proximal–archetypical Cruziana ichnofacies indicates an upward

deepening from middle shoreface to upper offshore environments. The role of the Early Badenian transgression versus

extreme storm events responsible for the proximal–distal trend and the lithological and ichnological development is

discussed.

Key words: Neogene, Miocene, Molasse Zone, Grund Formation, storm deposits, ichnofacies.

Introduction

Since  the  19

th

  century  the  Middle  Miocene  Grund  Beds

(“Grunder Schichten”: Rolle 1859), north of Hollabrunn, in the

Molasse Zone of Lower Austria have been famous for their fos-

sil content. Especially their diverse and well preserved mollus-

can faunas led to numerous taxonomic studies (e.g. M. Hörnes

1851,  1870;  M.  Hörnes  &  Partsch  1856;  R.  Hoernes  &

Auinger  1879–1891;  Kautsky  1928,  1936,  1940;  Sieber

1937a,b, 1947a,b, 1949, 1952, 1956, 1960; Schultz 2001). Al-

though  the  Grund  Beds  had  considerable  and  country-wide

importance for Miocene stratigraphical correlations (history of

investigation cf. Rögl et al. 2002; Æoriæ et al. 2004) not much

detailed geological work was done until the end of the 20

th

 cen-

tury. Geological mapping and investigations have been done by

Prinzinger  (1852),  E.  Suess  (1866),  Vetters  (1914),  Stiny

(1928),  Holy  (1939),  Grill  (1947,  1958,  1960)  and  Weinhandl

(1953, 1954, 1957a,b, 1959). However no detailed sedimentologi-

cal and taphonomic studies have been carried out. New geologi-

cal mapping of map-sheets Retz, Hollabrunn and Hadres since

1990 (cf. Roetzel 1998; Roetzel et al. 1999a) revealed in detail

the occurrence of the Grund Formation (Roetzel et al. 1999b)

and  its  varying  lithology.  The  lack  of  outcrops  inhibited  de-

tailed facies investigations and sedimentological studies so far.

Therefore in the summers of 1998 and 1999 two field cam-

paigns were organized by the Department of Paleontology of

the University of Vienna to study the sedimentology, paleon-

tology and ichnology of the Grund Formation in its type area

in artificial outcrops (e.g. Roetzel et al. 1999c). In 1998, about

900 m north of the village of Grund near the wine cellars, 5

trenches (section A, B, C, D, E) were excavated on the plots of

land numbers 896 and 894. In the next year, about 400 m to the

West and East of the wine cellars along the main road to Znoj-

mo, another 3 trenches (section F, G, H) were opened on plot of

land number 755 in a higher topographic position (Figs. 2, 3).

Altogether  about  13  meters  of  predominantly  sandy  sedi-

ments of the Grund Formation could be studied. Contempo-

rary  investigations  on  micro-  and  nannofossils  (Cicha  1999;

Rögl  et  al.  2002;  Æoriæ  &  Švábenická  2004;  Spezzaferri

2004), molluscs (Harzhauser et al. 1999; Pervesler & Zuschin

2002, 2004; Mandic 2004; Zuschin et al. 2001, 2002, 2004),

ichnofossils (Pervesler et al. 1998, 1999; Pervesler & Roetzel

2002;  Pervesler  &  Uchman  2004)  and  vertebrates  (Daxner-

Höck 2003; Daxner-Höck et al. 2004; Göhlich 2003; Miklas-

Tempfer 2003; Nagel 2003; Schultz 2003; Ziegler 2003) have

been carried out. This paper deals with sedimentological and

ichnological investigations and environmental reconstructions

in the type area of the Grund Formation.

Geological setting

In  the  Molasse  Zone  (Alpine-Carpathian  Foredeep)  of

Lower Austria, which is a part of the Central Paratethys, the

88                                                                             ROETZEL  and  PERVESLER

first marine transgression started during the Egerian (Late Oli-

gocene to Early Miocene). North of the Danube shallow-water

sediments  associated  with  the  Early  Miocene  marine  trans-

gression (Eggenburgian–Ottnangian) are confined, on the sur-

face, to the eastern margin of the Bohemian Massif in the sur-

roundings of Eggenburg. The following Karpatian transgression

in the uppermost Early Miocene led to sedimentation of the

Laa Formation, which has the largest regional surface distribu-

tion of Miocene sediments (Fig. 1).

Middle  Miocene  (Lower  Badenian)  marine  sediments  are

mainly  restricted  to  the  surroundings  of  Hollabrunn  and

Krems.  In  the  Hollabrunn  area,  they  mostly  overlie  the

Karpatian, wheras in the Krems area they rest on Egerian and

Ottnangian sediments (Fig. 1).

The Grund Formation occurs in the Hollabrunn area; to-

wards the West it passes laterally into the Gaindorf Forma-

tion.

Recent geological and paleontological investigations of the

Grund  Formation  were  carried  out  among  others  by  Cicha

Fig. 1. Geological map of the Molasse Zone north of the Danube in Lower Austria (modified after Roetzel et al. 1999b).

(1999),  Cicha  &  Rudolský  (1991,  1993,  1995,  1996,  1997,

1998,  2000),  Ètyroký  (1996,  1997),  Novák  (2000),  Roetzel

(2003a), and Stráník (1992, 2000).

The largest interconnected distribution area of the Grund For-

mation is the flat to slightly hilly landscape northwest to north-

east of Hollabrunn. There the type area of the Grund Formation

is situated between the villages Grund and Guntersdorf, just east

of the main road to Znojmo (Fig. 2), where a number of wine

cellars were built within the Grund Formation. A smaller occur-

rence of the Grund Formation exists south of Znojmo, close to

the Austrian-Czech border, in the vicinity of Unterretzbach and

Hnanice (cf. Roetzel et al. 1999a).

South of the main area of the Grund Formation, Sarmatian

marine to brackish sediments of the Ziersdorf Formation and

fluvial  sediments  of  the  Pannonian  Hollabrunn-Mistelbach

Formation overlie the Grund Formation. To the East and West

the  contact  with  the  underlying  Karpatian  Laa  Formation  is

clearly  concordant,  whereas  to  the  North  a  tectonic  contact

can be assumed (cf. Fig. 1).

STORM-INDUCED  EVENT  DEPOSITS  IN THE  AREA OF  GRUND  FORMATION                                89

Fig. 2. Position of the sections from the excavations 1998 and 1999 in the type area at Grund.

The  estimated  total  thickness  of  the  Grund  Formation  is

about 450 m, the main portion of which does not crop out.

The OMV-drilling Roggendorf-1, about 5.5 km southeast of

Grund (Fig. 1; cf. Æoriæ & Rögl 2004) revealed the thickest

continuous section of Lower Badenian sediments of altogether

358  m.  This  section  comprises  the  lower  part  of  the  Grund

Formation. The depth interval 2–255 m reveals light brown to

greenish grey, silty to sandy, micaceous marly shales interca-

lated with grey, micaceous, mostly fine, sometimes medium to

coarse  sands  and  gravels.  Basal  clastics  with  sandy  gravels,

sandstones  and  conglomerates  occur  at  255  to  360 m  depth.

The clast petrography comprises sandstone, limestone, dolo-

mite, quartz, crystalline rocks and chert.

It can be assumed that much of the Grund Formation, crop-

ping out at the surface, belongs to the upper part of the forma-

tion. Similarly to the drilling Roggendorf-1 they consist of 2

to 20 cm thick clayey to sandy and marly silt-beds, alternating

with fine- to medium-, rarely coarse-grained sand-beds in the

same range of thickness. Locally clayey silts with thin sandy

layers occur. Between Grund and Wullersdorf and north of the

villages  of  Guntersdorf,  Kalladorf  and  Immendorf,  at  least

two, several tens of meters thick sandy intercalations occur.

They  contain  the  famous,  well-preserved  molluscan  fauna.

One of these sandy intercalations also occurs in the type area

of the Grund Formation.

In the northern- to northeasternmost part of the Grund For-

mation, west of Mailberg, upward thickening lenticular inter-

calations of biogenic limestones appear in the sandy and silty

sediments.  These  limestones  form  the  hilltops  of  the  Buch-

berg,  Galgenberg,  Haidberg,  Steinberg  and  Blickenberg  and

constitute a separate formation, called the Mailberg Formation

(cf. Prinzinger 1852; Vetters 1914; Stiny 1928; Sieber 1952;

Weinhandl 1953, 1957b; Ètyroký 1996, 1997; Novák 2000).

This formation is up to 25 m thick. Main biogenic components

are coralline algae, molluscs, balanids, foraminifers, bryozo-

ans, serpulids and sea urchin spines. Mainly thick-walled mol-

luscs are often concentrated in coquinas (Sieber 1952). Thin

pelitic  layers  within  the  limestones  contain  a  rich  and  well-

preserved micro- and nannofauna, typical of the Lower Bade-

nian (Achuthan 1967).

To the west and southwest the Grund Formation passes into

a sandier to gravelly facies, called the Gaindorf Formation (cf.

Roetzel et al. 1999b). It is possible, that the Gaindorf Forma-

tion is connected to the south and southwest below younger

formations with Lower Badenian sediments in the Krems area.

The district south to southeast of Krems contains Lower Bade-

nian submarine delta conglomerates with pelitic intercalations

belonging  to  the  Hollenburg-Karlstetten  Formation  (Grill

1957). In the distal part to the north and west, in the Krems

bight and the Wachau Valley, they interfinger with pelitic sed-

iments.

The Gaindorf Formation occurs in this area between Gain-

dorf and Mühlbach am Manhartsberg and in the Schmida Val-

ley between Ziersdorf and Sitzendorf an der Schmida. An arti-

ficial  outcrop  in  the  Gaindorf  Formation  at  Mühlbach  (cf.

Roetzel 2003b) allowed the correlation of terrestrial and ma-

rine biostratigraphy in the Middle Miocene Molasse Basin by

a fairly rich fossil assemblage (Harzhauser et al. 2003).

According  to  Daxner-Höck  (2003)  the  rodent  fauna  of

Mühlbach is representative for the late  mammal Zone MN5

and  is  definitely  older  than  the  Ries  event,  which  is  dated

roughly at about 14.9 Ma. This observation points to an abso-

lute age of the Gaindorf Formation of about 15.1 Ma, corre-

sponding to the top of the planktonic foraminiferal Zone M5b/

Mt5b (Rögl & Spezzaferri 2003).

A  direct  correlation  of  the  Gaindorf  Formation  with  the

Grund  Formation  is  based  upon  foraminifers  (Rögl  et  al.

2002; Rögl & Spezzaferri 2003; Spezzaferri 2004), ostracods

90                                                                             ROETZEL  and  PERVESLER

Fig. 3. Excavations at Grund-type area. Left side: excavation 1998, section B1-B2. Right side: excavation 1999, section F.

(Zorn 1999, 2003, 2004) and micro-mammals (Daxner-Höck

2003; Daxner-Höck et al. 2004) (cf. also Roetzel et al. 1999b;

Harzhauser et al. 2003).

According to these results and in correspondence with Papp

et al. (1978) the Grund Formation and the Gaindorf Formation

biostratigraphically belong to the Lower Lagenidae Zone of

the  regional  ecostratigraphical  foraminiferal  zonation.  This

points to an Early Badenian age of the studied sediments, thus

correlatable to the Langhian of the international timescale (cf.

Rögl et al. 2002; Rögl & Spezzaferri 2003; Spezzaferri 2004;

Æoriæ & Rögl 2004).

Lithofacies

About 13 m of predominantly sandy sediments of the Grund

Formation were studied in eight excavated sections (Figs. 3,

4b–d).

Quaternary sediments covered the Neogene sediments in all

sections. Because of a morphological depression, in sections

A to D this Quaternary cover was up to 3 m thick. Sections E

to H, situated at a higher elevation, mostly showed a thinner

Quaternary cover. The basal portions of these Quaternary sed-

iments  mostly  consist  of  fine  to  medium  sands,  sometimes

laminated or cryoturbated and with reworked Neogene mol-

luscs. The sandy material is reworked from the Neogene and

probably fluvial and eolian in origin. On top of these sands,

Quaternary loess and loam was deposited, which is capped by

the Holocene soil.

Four different lithofacies have been recognized in the Mi-

ocene sediments of the Grund Formation (Table 1). They will

be described in detail.

Fig. 4a. Legend to sections A to H (Fig. 4b–4d).

STORM-INDUCED  EVENT  DEPOSITS  IN THE  AREA OF  GRUND  FORMATION                                91

Fig. 4b. Sections A, B1, and B2 from the type area of the Grund Formation at Grund (position cf. Fig. 2).

Fig. 4c. Sections C, D, and E from the type area of the Grund Formation at Grund (position cf. Fig. 2).

92                                                                             ROETZEL  and  PERVESLER

Fig. 4d. Sections F, G and H from the type area of the Grund Formation at Grund (position cf. Fig. 2).

Table 1: Main characteristics of the lithofacies in the type area of the Grund Formation.

LITHOFACIES 

LITHOLOGY 

ICHNOLOGY 

 

 

A 

60 to 120 cm thick, medium to fine sandy beds, normal graded, basal coquinas, mud-clasts. At the top 

horizontal  lamination  (upper  plane  bed)  and  plant  debris.  Sometimes  highly  erosive  lower  bedding 

planes  and  multiple  intersecting  of  sandy  beds,  basal  groove  marks.  Water  escape  structures,  load-

structures  and  ball  and  pillow  structures.  Rarely  pelitic  layers,  mostly  as  relics,  laterally  passing  over 

into layers of mud-clasts. 

Trace fossils absent  

 

 

B 

20 to 45 cm thick, medium to fine sandy beds, normal graded. Shell-debris and mud-clasts finer-grained 

than  in  A.  Horizontal  lamination  (upper  plane  bed)  and  plant  debris  in  the  top  portion  of  beds, 

sometimes  with  asymmetrical  ripples  at  the  very  top.  Tabular  to  slightly  wedge-shaped  sand  bodies. 

Erosive structures rare. Thin pelitic layers frequent. 

Monospecific  bioturbation  in  sandy  layers 

close  below  pelitic  layers  (Asterosoma). 

Steep  shafts  connect  the  Asterosoma 

clusters  from  subsequent  sendimentary 

sand-pelite successions 

 

 

 

C 

Frequent  alternation  of  sands  and  silts.  20  to  50  cm  thick,  medium  to  fine  sandy  beds  with horizontal 

lamination.  Normal  grading,  basal  shell  debris  and  mud-clasts  less  frequent  than  in  A  and  B.  Small 

dunes  or  asymmetrical  ripples  at  the  top.  Intercalated  thick  (5  to  20  cm)  pelitic  layers  and  beds  with 

horizontal  lamination  or  undulatory  bedding,  sometimes  thin  sandy  layers  or  asymmetrical  ripples 

inside. Bedding often destroyed by bioturbation. 

Diverse  trace  fossil  assemblage  (Areni-

colites,  Diplocraterion,  Ophiomorpha, 

Zoophycos,  Saronichnus)  starting  from 

pelitic  beds  downwards  into  sandy 

sediments  or  spreading  within  the  pelitic 

layers (Thalassinoides, Scolicia)  

D 

Thick, massive clayey silt beds, few sandy layers and lenses. 

No distinct structures visible but possibly 

thoroughly bioturbated 



STORM-INDUCED  EVENT  DEPOSITS  IN THE  AREA OF  GRUND  FORMATION                                93

Fig. 5. Lithofacies A. (A) Fining-upward sandy bed with basal shell debris and erosive base. Note ball and pillow structures at the top (ar-

row). (B) Small channel-shaped sediment-body with shell debris of marine and terrestrial molluscs and mud-clasts (arrow). (C) Compos-

ite sand body consisting of multiple erosive channelized sand-beds. Note partly eroded pelitic layer at right side (arrow) and mud-clasts

at left side (arrows). (D) Densely packed, matrix-supported clast-horizon with shell debris in the matrix. (E) Synsedimentary deformation

structure below a pelitic layer close to an erosive margin.

Lithofacies A

Lithofacies A mostly consists of 60 to 120 cm thick sandy

beds with distinct normal grading of coarse-grained to medi-

um- or fine-grained sands and sharp, sometimes erosive bases

(Fig. 5A). Occasionally such sandy beds are multiply inter-

secting  each  other,  only  preserving  the  basal  portion  of  the

normal graded beds and forming up to 50 cm thick composite

sediment bodies (Fig. 5C). Frequently coquinas occur at the

base of the normal graded beds, forming beds or lenses con-

taining  a  mixed  allochthonous  fauna,  mainly  of  marine  bi-

valves  and  gastropods  and  subordinately  scaphopods  (tusc

shells),  chitons  (polyplacophores),  corals,  crabs,  serpulids,

balanids,  bryozoans,  echinids  and  different  vertebrates

(Fig. 5A,B). In some shell beds additionally land snails and

bones  of  terrestrial  vertebrates  like  rhinos,  small  carnivores

and micro mammals point to a terrestrial supply. According to

the terminology of Kidwell et al. (1986) the molluscan shells

are  mostly  orientated  concordant  to  oblique  and  show  a

densely packed, bioclastic-supported biofabric.

94                                                                             ROETZEL  and  PERVESLER

Fig. 6. Lithofacies B. (A) Fining-upward sandy beds with basal fine-grained shell debris and pelitic layers at the top. From the pelitic lay-

ers monospecific bioturbation of Asterosoma reaches downwards into sandy beds. (B) Small runnel filled with mud-clasts, cutting into a

series of fining-upward sandy beds. Subdivisions of the scale: 20 cm. (C) Form sets (arrows) of asymmetrical ripples at the top of hori-

zontally laminated sands.

Flat-shaped,  angular  to  well-rounded  mud-clasts  also  are

common in these beds (Fig. 5B,C,D). The clasts measure up

to 20 cm in diameter, may show internal lamination and bio-

turbation and are armed by shell debris. Outcrops in neigh-

bouring wine cellars occasionally show clasts up to 1.2 meter

in size, with internal bedding preserved. In some cases, these

clasts can form up to 40 cm thick, densely packed, but usually

still  matrix-supported  clast-horizons  with  a  high  amount  of

shell debris in the matrix (Fig. 5D). The top and base of these

horizons are generally irregular and wavy and show snout-like

lateral boundaries.

Most biogenic particles of the coquinas are highly fragment-

ed and show signs of abrasion and bio-erosion. Nevertheless,

they can be readily determined. Most of the fauna is synchro-

nous-allochthonous. Only a small portion, predominantly her-

bivorous gastropods from the eulittoral, show obviously strong

abrasion  and  striking  limonitic staining,  being  most  probably

heterochronous-allochthonous  and  reworked  from  Karpatian

deposits  below  (Harzhauser  et  al.  in  Roetzel  et  al.  1999c;

Zuschin et al. 2001, 2004). Analogous to the grain-size trend,

the shell-debris shows declining particle-size as well as particle-

density from base to top within the sandy beds (Fig. 5A).

The beds are often massive at the base and show horizontal

lamination towards the top. Concentrations of plant and wood

debris  are  frequently  present  in  the  top  portion,  which  is

sometimes covered by thin, nearly non-bioturbated pelitic lay-

ers. In most cases, however, these layers are preserved only as

relics (Fig. 5C) or completely eroded. Occasionally they pass

laterally  into  a  horizon  of  mud-clasts.  In  one  case,  small

groove marks, probably caused by dragged off fragments of

molluscs, were visible at the upper bedding plane of a pelitic

bed (Fig. 10). In rare cases a mud drape was deposited on an

erosive surface, before the next sandy bed was laid down.

In some cases, when pelitic layers overlie the sandy beds,

deformational structures like convolute bedding, ball and pil-

low  structures,  and  water-escape  structures  (Fig.  5A)  have

been observed. Below a thick pelitic sequence of lithofacies D

in section A (cf. Fig. 4b) the sands of lithofacies A show in-

tensive synsedimentary deformational structures, which most

likely can be interpreted as a combination of load- and water-

escape structures. Another case of synsedimentary deforma-

tion in sandy sediments below a pelitic layer, close to an ero-

sive margin, can be interpreted as folding and sliding due to

undercutting (Fig. 5E).

Due to the limited extent of the excavation trenches it is diffi-

cult to estimate the dimension of erosive depressions. However,

in neighbouring wine cellars channel-shaped sand bodies with

singular normal grading, at least 7–8 m wide and 0.5–1 m thick,

STORM-INDUCED  EVENT  DEPOSITS  IN THE  AREA OF  GRUND  FORMATION                                95

Fig. 7. Lithofacies C. (A) Alternation of horizontally laminated sandy beds and pelitic layers. Small cross-bedded dune (arrow) on top of

the lower sandy bed. (B) Zoophycos starting from thick pelitic bed and reaching downwards into horizontal laminated sand.

were observed. In an outcrop west of Nexenhof, a composite

channel-shaped sediment body was traceable for at least 100 m.

Lithofacies B

In lithofacies B the 20 to 45 cm thick sandy beds are much

thinner  than  in  lithofacies  A,  but  also  show  distinct  normal

grading from coarse to medium or fine sands (Fig. 6A). Shell-

debris and mud-clasts at the base of the beds are finer-grained

than in lithofacies A and decline rapidly towards the top in

grain-size  and  density.  The  sandy  beds  usually  show  upper

plane bed horizontal lamination, but can also be massive in

their lower portion. Sometimes asymmetrical ripples at the top

of  the  beds,  which  may  occasionally  be  developed  as  form

sets, indicate a reduction of current velocity at the end of the

depositional event (Fig. 6C). The sandy beds are covered by

thin (1–3 cm)  pelitic  layers  in  nearly  all  cases  (Fig.  6A).  A

dense,  but  monospecific  bioturbation  (Asterosoma)  reaches

3 cm downwards from these pelitic layers into the sandy beds

(Fig. 6A, Fig. 12). In neighbouring wine cellars the thickness

of these sandy beds and pelitic layers is laterally very stable.

The  sand  bodies  are  mostly  tabular,  sometimes  slightly

wedge-shaped. In rare cases, small and narrow runnels, 60 to

80 cm wide and 10 to 25 cm deep, with erosive base and filled

with mud-clasts, cut into the sandy beds (Fig. 6B). In a three-

dimensional  outcrop,  the  long  axis  of  such  a  runnel  had  a

NW–SE orientation. Lithofacies B is the predominate type in

the wine cellars in the type area.

Lithofacies C

Significant  for  lithofacies  C  is  a  frequent  alternation  of

sandy  and  pelitic  beds  and  strong  bioturbation  originating

from  the  latter.  Like  lithofacies  B,  it  contains  horizontally

laminated, 20 to 50 cm thick, coarse to fine sandy beds (Fig.

7A), but fining-upward, small mud-clasts, and plant debris at

the  top  are  less  frequent  than  in  lithofacies  A  and  B.  Beds

without basal shell debris can also occur. Rarely asymmetrical

ripples  and  small  dunes  with  low-angle,  sigmoidal  foresets

were recognized at the top of sandy beds (Fig. 7A). In contrast

to lithofacies A and B, the pelitic layers and beds are much

thicker and more frequent. Besides that they show frequent al-

ternation  with  sandy  beds.  Sometimes  the  5  to  20 cm  thick

pelitic  beds  show  horizontal  lamination  or  undulatory  bed-

ding, rarely with thin sandy layers or lenses of asymmetrical

ripples.  In  most  cases  the  bedding  is  nearly  completely  de-

stroyed  by  intense  bioturbation.  Starting  from  these  pelitic

layers a diverse trace fossil community reaches down into the

sandy beds (Fig. 7B).  Diplocraterion,  Ophiomorpha,  Areni-

colites  and  Zoophycos  are  very  frequent  structures.  Scolicia

and Thalassinoides can be observed in thicker pelitic layers.

As an exclusively autochthonous inhabitant of these beds the

chemosymbiotic  burrowing  bivalve  Thyasira  michelottii  oc-

curs (Harzhauser et al. 1999; Zuschin et al. 2001; Pervesler &

Zuschin 2002, 2004). The Thyasira-shells are sometimes con-

nected with deep shafts, but in most cases with ventral probes

from the Saronichnus abeli type.

Lithofacies D

Lithofacies D was recognized only once in section A (cf.

Fig. 4b). It consists of at least 1.5 m, mostly massive, possibly

thoroughly bioturbated clayey silts with only a few sandy lay-

ers and lenses. At its base this pelitic package and the sandy

sediment below were strongly affected by synsedimentary de-

formational structures, which most likely can be interpreted as

a combination of load- and water-escape structures. No dis-

tinct bioturbation was visible in these pelites.

Interrelation of lithofacies

In the excavated sections of 1998 and 1999 (Fig. 4b–d) the

recognized lithofacies show distinct successions in a vertical

direction (Fig. 8). In the lower sections A to E (Fig. 4b–c) the

lithofacies A to C consequently follow one another from base

to top. Only in section A exceptionally lithofacies D follows

above lithofacies A. Section B proves that lithofacies A is also

present in a lateral position to lithofacies D. Another lateral

change of lithofacies A to B can be recognized between sec-

tions B2 and C. A lateral change from lithofacies B to C oc-

curs between sections D and E. In sections F to H the basal

portions  of  the  profiles  belong  to  lithofacies  B–C,  whereby

96                                                                             ROETZEL  and  PERVESLER

Fig. 8. Interrelation of lithofacies in sections A to H (A to D —  litho-

facies of the Grund Formation; Q —  Quaternary sediments).

Fig. 9. Results of grain-size analysis of samples from the excavation

Grund plotted in a ternary sand (2 mm–63 µm) — silt (63 µm–2 µm) —

clay (< 2 µm) diagram (after Füchtbauer 1959 and Müller 1961).

Fig.  10.  Pelitic  surface  with  groove  marks  (arrows)  reflecting  the

paleocurrent direction from West (lower left) to East (upper right).

the  lower  parts  of  sections  G  and  H  lithologically  resemble

lithofacies B and the upper parts show more characteristics of

lithofacies C. Section E reveals lithofacies A on top of lithofa-

cies C, the first of which taking a position laterally to lithofa-

cies B–C in section F. In sections F and H, as in section E,

lithofacies B–C is overlain by lithofacies A, whereas in sec-

tion G a transitional lithofacies A–B is present on the top (cf.

Fig. 4b–d).

Summarizing these observations it can be stated that there is

a threefold, vertical succession of lithofacies A to C, but later-

al shifts and transitional types of lithofacies are also evident

(Fig. 8).

Granulometric data

From the excavation at Grund the grain size of 70 samples

was analysed by sieving and sedigraph-analysis.

The sandy sediments of lithofacies A to C have nearly simi-

lar grain size distribution. Generally they can be classified as

medium to fine sands with a mean between 2.14 and 3.90 Phi

(Fig. 9). Rarely silty fine sands or gravelly and coarse sands

occur and particles of coarse sand- or fine gravel-size are ex-

clusively biogenic in origin.

The pelitic sediments show larger differences from clayey-

silty sand, clayey silt-sand and sand-silt-clay to sandy clay-

silt, sandy silt-clay and silt-clay (Fig. 9). The content of silt

and clay is quite the same, but the content of sand strongly

varies. The mean varies between 5.00 and 10.23 Phi.

Most of the pelitic layers of lithofacies A have a lower con-

tent  of  sand-sized  particles  than  the  pelites  of  lithofacies  B

and C. The sorting of the pelites is generally very bad to ex-

tremely bad. The high portion of sand in pelites of lithofacies

B and C is most probably due to the admixture of sand by bio-

turbation.

The pelitic samples of lithofacies D show similar grain-size

distributions as the other pelites, but they contain the highest

amounts of silt among all samples (Fig. 9).

Paleocurrent data

Meaningful  data  for  paleocurrent  analysis  are  rare  in  the

outcrops at Grund. In one case in section F, the upper bedding

plane  of  a  pelitic  bed  displayed  small,  parallel-arranged

groove marks (Fig. 10). Most probably these were caused by

fragments of molluscan shells being dragged over the mud-

surface  by  strong  currents.  The  orientation  of  these  groove

marks  in  a  WNW–ESE-direction  (Fig.  11)  roughly  corre-

sponds to the dip-direction of the foresets of a single asym-

metrical current ripple (080/10) in a sandy bed directly above.

The long-axis of the gastropod Turritella in the lower por-

tion  of  a  bipartite  coquina  of  the  same  section  (Fig.  4d,  at

STORM-INDUCED  EVENT  DEPOSITS  IN THE  AREA OF  GRUND  FORMATION                                97

Fig. 11. Paleocurrent data from groove marks and long axis from Turritella in section F. Arrows show current direction, dotted area: stan-

dard deviation.

2.9 m  in  section  F)  were  orientated  roughly  parallel  to  the

groove marks (Fig. 11 — Turritella 1). The orientation of Tur-

ritella in the upper part of the coquina (Fig. 4d, at 3.2 m in

section F) pointed to a current direction from SW (Fig. 11 —

Turritella 2).

The orientation of the groove marks and Turritella 1 rough-

ly matches the foreset direction of a few small asymmetrical

current  ripples  (R

H

:  2–2.5 cm,  R

L

:  15–16 cm)  in  section  G,

dipping towards SSE (140/15, 145/20, 150/18). The long axis

of a small runnel in section C (Fig. 6B) also displayed a NW–

SE orientation.

Data from the foreset direction of small asymmetrical cur-

rent ripples (R

H

: 1.5–1.8 cm, R

L

: 11–12 cm) and dunes in sec-

tions D and E (015/20, 040/20, 060/10) point to a transport

from SW to NE, analogous to that deduced for Turritella 2.

Considering all these data a transport from approximately

WNW–W–SW towards ESE–E–NE can be assumed.

Ichnofacies

Trace fossils from the Skolithos and the Cruziana ichnofa-

cies  dominate  the  Grund  Formation  in  the  investigated  sec-

tions,  but  traces  typical  of  the  Zoophycos  ichnofacies  were

also identified.

Skolithos ichnofacies

The Skolithos ichnofacies in Grund was found in sections G

and H. Both occurrences are intercalations within lithofacies

A  or  A–B  and  related  to  high-energy  events.  The  Skolithos

ichnofacies contains the trace fossils Ophiomorpha, Diplocra-

terion and Arenicolites all of them being typical of higher en-

ergy environments. These vertical structures represent a post-

event community and are related to opportunistic colonization

of  the  storm  beds.  Arenicolites  occurs  in  different  environ-

ments,  but  is  typical  of  shallow-marine  settings  (Crimes

1977). Diplocraterion is common in event beds, where it doc-

uments  the  opportunistic  post-event  colonization  (Frey  &

Goldring  1992).  Ophiomorpha  nodosa  produced  mostly  by

callianassid shrimps is one of the most common shallow-ma-

rine trace fossils. It typically occurs in the Skolithos ichnofa-

cies, but also in deeper shelf tempestites (Frey 1990; Frey &

Goldring 1992).

Skolithos to proximal Cruziana ichnofacies

In the sections C and D Asterosoma was documented in the

lithofacies B, in section F, G and H in a transitional type of

lithofacies B–C. The trace makers of Asterosoma settled the

transitional zone between the Skolithos and the proximal Cru-

ziana ichnofacies during short periods of quiet conditions. As-

terosoma  is  interpreted  as  a  selective-feeding  burrow  of  a

worm (Pemberton et al. 2001). The main portions of the clus-

ters are located in the sands directly below the overlying pelit-

ic  layers.  Steep  shafts  connect  the  clusters  from  subsequent

sedimentary  sand-pelite  successions  and  are  interpreted  as

equilibrium-structures (Fig. 12). Asterosoma occurs in the up-

per lower shoreface in soft substrates.

Cruziana ichnofacies

The archetypical Cruziana ichnofacies in the Grund Forma-

tion  was  recognized  in  the  sections  E,  F  and  H  and  corre-

sponds mostly to the lithofacies C, or to a transitional type of

lithofacies  B–C.  The  archetypical  Cruziana  ichnofacies  oc-

curs in more distal storm deposits and contains trace fossils

from the Cruziana ichnofacies as well as additional elements

from the Zoophycos ichnofacies.

Mostly horizontal components of the Cruziana ichnofacies

are the trace fossils Scolicia and Thalassinoides representing

fair-weather conditions. These structures were constructed in

thick semi-consolidated mud layers and mostly truncated by

later  erosion.  The  chemosymbiotic  structures  Saronichnus

(produced by the chemosymbiotic bivalve Thyasira michelot-

tii)  and  Zoophycos  are  a  record  of  trophic  competition  that

pressures trace makers to deeper and more complex feeding

than simple deposit feeding (Pervesler & Uchman 2004).  The

horizontal and chemosymbiotic trace fossils represent the resi-

dent community.

98                                                                             ROETZEL  and  PERVESLER

Fig. 12. Several subsequent generations of Asterosoma connected

by steep shafts interpreted as equilibrium-structures. Lithofacies B

in section C.

Interpretation and conclusions

The lithology and sedimentary structures of  lithofacies  A

document a rapid alternation of deposition and erosion and a

high amount of reworking. Especially the well-developed nor-

mal grading in thick sandy beds points to short-term, high-en-

ergy current events followed by rapid deceleration of current

velocity. The basal concentration, fining-upward, and declin-

ing density of coarse shell debris in single beds support this

interpretation. Rapid alternation of erosion and deposition is

also demonstrated by the frequent occurrence of highly ero-

sive, channel-shaped lower bedding planes of sandy beds, dis-

playing a relief of up to half a meter deep. Continuous out-

crops  in  wine  cellars  show  channel-shaped  sediment  bodies

up to 7–8 m wide and 0.5–1 m thick. However, a still larger

outcrop  near  the  type  area  exhibited  a  composite,  channel-

shaped sediment body with a length of at least 100 m. This

sediment body can be interpreted as a multi-storey filling of a

shallow submarine channel.

Synsedimentary deformation structures caused by dewater-

ing,  such  as  water-escape  structures,  convolute  bedding  and

ball  and  pillow  structures,  also  indicate  quick  deposition  of

the sands above beds with such structures and generally high

sediment input. Also the groove marks on the surface of a pel-

itic  bed,  most  probably  caused  by  fragments  of  molluscan

shells,  which  were  dragged  over  the  mud-surface  by  strong

currents, reflect the high transport energy.

Horizontal  lamination  mostly  in  the  upper  part  of  sandy

beds is due to sediment transport under conditions of the up-

per-flow  regime,  causing  lamination  of  the  upper  plane  bed.

Concentrations of plant and wood debris at the top of such beds,

sometimes  overlain  by  small  asymmetrical  ripples,  indicate  a

rapid decrease of current velocity after high-energy events.

Rare, thin pelitic layers between the thick sandy beds reflect

deposition  during  low  energy  conditions  (fair-weather  paus-

es). The nearly complete absence of bioturbation in pelitic lay-

ers  points  to  only  short-time  intervals  of  mud  deposition.

However, these layers are mostly preserved as relics, which is

demonstrated by the frequent lateral passing into horizons of

mud-clast.

Clast-horizons with densely packed but usually still matrix-

supported mud-clasts, irregular wavy top and base and snout-

like lateral boundaries indicate transport as debris flows. Ob-

served clast-sizes up to more than 1 meter reflect high matrix

strength of these debris flows. Investigations of the foramin-

iferal fauna of such mud-clasts prove their origin and rework-

ing  from  synchronous  Badenian  sediments  (pers.  comm.  F.

Rögl).

The mixed allochthonous fauna of the basal shell debris ho-

rizons is indicative of a marine, shallow to moderately deep,

sub-littoral, soft bottom environment (Harzhauser et al. in Ro-

etzel et al. 1999c; Zuschin et al. 2001, 2004).

In  lithofacies  B  the  fining-upward  sandy  beds  are  still  a

clear  reference  to  episodic,  short-term,  high-energy  deposi-

tional  events.  But  decreasing  thickness  of  the  beds,  smaller

size of the biogenic components and only rare occurrence of

beds with an erosive base clearly reflect a decline of transport-

energy  compared  to  lithofacies  A.  Horizontal  lamination  of

the sandy beds indicates sediment transport under conditions

of the upper-flow regime, analogous to lithofacies A. The re-

duction of the current velocity towards the top of the sandy

beds again is signified by the concentration of plant debris,

but also by asymmetrical ripples at the top of the beds. The

sandy  beds  are  predominantly  tabular  to  slightly  wedge-

shaped, sheet-like bodies, which could be traced in wine cel-

lars for several tens of meters. Frequently occurring, several

cm-thick  pelitic  layers  at  the  top  of  sandy  beds  contain  a

monospecific bioturbation of Asterosoma trace makers, which

point to relatively longer calm periods of pelitic sedimenta-

tion  between  numerous  subsequent  events  providing  the

coarser  sediments.  Equilibrium  structures  connect  several

subsequent Asterosoma clusters indicating that the Asteroso-

ma producers could survive the events and settle close below

the new seabottom-surface. Periods of at least several weeks

or months between the events can be assumed for a new gen-

eration of trace makers to bioturbate the sediments in the ob-

served intensity.

A further decrease of the hydrodynamic energy level is re-

flected by the lithology and ichnofacies of lithofacies C. This

is primarily expressed by an increasing thickness of the pelitic

beds. Quick, short-term deposition of sandy beds is less fre-

quent than in lithofacies A and B. Fining-upward successions

are mostly lacking within the sandy beds, but horizontal lami-

nation of the upper plane bed is still frequent. Asymmetrical

ripples and small dunes at the top of sandy beds are more fre-

quent, indicating rapid decline of current velocity during dep-

osition.

Long periods of benthic recovery after events of physical

disturbances led to an increase of bioturbation rate, burrowing

depth  and  trace  fossil  diversity.  The  variegated  trace  fossil

community is rich in individuals and is characterized by de-

posit  feeders  (Scolicia)  and  chemosymbiotic  strategies

(Saronichnus, Zoophycos).

The most complex Zoophycos trace fossil systems are com-

posed of planar helical spreite structures, which in their lower

part  change  into  numerous  Rhizocorallium-like  long  lobes.

The  upper,  helical  part  is  interpreted  as  a  deposit-feeding

STORM-INDUCED  EVENT  DEPOSITS  IN THE  AREA OF  GRUND  FORMATION                                99

structure, the lobes as sulphide wells for chemosymbiotic bac-

teria. The steep and deep lobes were probably produced in an-

oxic sediment. The spreite laminae in the lobes were produced

when  the  trace  maker  exploited  the  sediment  to  obtain  the

bacteria.

Compared with lithofacies A to C the massive pelitic litho-

facies D shows a clearly different lithology. With the excep-

tion of a few thin sandy layers and lenses the pelites are very

uniform,  showing  no  bedding  or  distinct  bioturbation  struc-

tures. However, it can be speculated, that the massive struc-

ture of this pelite is not of primary origin, but that it is due to

thorough  bioturbation.  Synsedimentary  deformation  struc-

tures  at  the  base,  mostly  load-structures  and  water-escape

structures, affect both the pelites and the underlying sands and

are due to the sediment load of the pelites.

Lithofacies A and B are closely related, reflecting sedimen-

tation during short-term intervals of high-energy events with a

rapidly declining current velocity in a shallow-marine, sub-lit-

toral  environment.  Most  probably  the  observed  event  strata

can be attributed to storms.

Typical features of storm-generated sandy beds, given, for

example, by Aigner & Reineck (1982), Johnson & Baldwin

(1996: p. 248) and Wanless et al. (1988) are 1. sharp erosive

base;  2.  basal  lag  of  mud-clasts,  shells,  plant  debris  and/or

rock fragments; 3. normal graded beds (reflecting deposition

from  suspension);  4.  horizontal  or  low-angle  lamination,

which,  in  three  dimensional  outcrops,  can  turn  out  to  be  a

hummocky-type cross-stratification (deposition from suspen-

sion pulse); 5. wave-ripple cross-lamination (abating or post-

storm  bedload  movement);  6.  a  mud  blanket  at  the  top;  7.

post-event  burrowed  interval.  Most  of  these  characteristics,

part of which are similarly developed in Bouma-sequences of

turbidite  beds  (Aigner  &  Reineck  1982;  Nelson  1982),  are

present  in  lithofacies  A  and  B.  During  such  storm  events

strong erosion and reworking by offshore directed bottom cur-

rents takes place in nearshore areas (Allen 1982, p. 471 ff.)

and sand is transported offshore (Gadow & Reineck 1969). As

the current velocity increases, the sea floor is eroded, but as

the current wanes, the sediment is deposited as a graded bed

(cf. Niedoroda et al. 1989; Swift & Thorne 1991). Fining-up-

ward and erosively bounded beds with horizontal lamination

of the upper plane bed and ripples at the top are typical fea-

tures of storm (cf. Nelson 1982; Johnson & Baldwin 1996: p.

249; Rice 1984). The parallel to low angle lamination of the

sandy beds reflects the shooting flow conditions of the upper-

flow regime during storms. The overlying asymmetrical rip-

ples or small dunes reflect rapid decrease of transport capacity

during waning storms and display a good tool for the recon-

struction of the transport direction of the wind induced bottom

current (Allen 1982).

The paleocurrent data at Grund point to current directions

from WNW–W–SW towards ESE–E–NE. As shown by the

molluscan assemblage of the shell-debris horizons, the sedi-

ments were transported from nearshore to offshore areas, oc-

casionally with biogenic material from terrestrial sources be-

ing  involved.  These  observations  correspond  to  the

paleogeographical model, which assumes a coastal area of the

Molasse-sea along the margin of the Bohemian Massif, west

of Grund.

The highly erosive bases of sandy beds in lithofacies A in-

dicate a high amount of sediment cannibalism. The surviving

beds are the truncated basal portions of extreme-event depos-

its. Pelitic low-energy deposits of fair-weather conditions are

thin or even reworked as mud-clasts. These features point to a

proximal  environment  on  the  upper  shoreface  (Swift  et  al.

1991: p. 100).

In lithofacies B the graded sandy beds rarely show an ero-

sive base and they are regularly separated from each other by

mud intercalations. Therefore they are interpreted as single-

event beds. According to Swift et al. (1991: p. 101) the pres-

ervation of such pelitic layers is indicative of a distal environ-

ment on the lower shoreface and inner shelf, where the mud

caps,  deposited  during  the  last  stage  of  waning  storm  flow,

survive through the accumulation process. In the offshore ar-

eas  the  storm  layers  were  normally  deposited  as  tabular  to

slightly wedge-shaped sand-sheets, only extreme event beds

show a channel-like geometry.

Abrasion and fragmentation of molluscan shells in the basal

coquinas  indicate  wave  influence  in  a  shallow-marine  envi-

ronment, however their graded appearance suggests that the

final transport and deposition of the skeletal elements is due to

short-term, high-energy events such as storm flows (cf. Für-

sich & Oschmann 1993). The characteristics of the shell con-

centrations  of  lithofacies  A,  like  signs  of  transport,  a  sharp

erosive base and grading are comparable with those described

by Fürsich (1995) for proximal tempestites. In lithofacies B

the  smaller  size  of  shell-debris  components  points  to  distal

tempestites (cf. Fürsich 1995).

The nearly complete absence of bioturbation within the sur-

viving mud-layers of lithofacies A implies a short recurrence

time of storm events, whereas the monospecific bioturbation

of Asterosoma in lithofacies B can be interpreted as an indica-

tion  for  relatively  long-lasting  fair-weather  periods  and/or  a

more distal environment.

Lithofacies  C  is  still  influenced  by  storms,  however,  the

lesser thickness of sandy storm beds and much thicker, highly

bioturbated pelitic beds point to a deeper and hydrodynami-

cally  quieter  environment.  The  larger  colonization  windows

allowed the construction of complex trace fossils like Zoophy-

cos.  In  Upper  Pleistocene  and  recent  sediments,  Zoophycos

occurs at depths below 1000 m (Löwemark & Schäfer 2003).

The Zoophycos from the Grund Formation is one of the shal-

lowest (upper offshore–lower shoreface) occurrences of this

ichnogenus after the Jurassic (Olivero 2003).

The predominance of horizontal lamination but without grad-

ing of the sandy beds is also an indication of a more distal envi-

ronment, where the energy of storm flows is less effective.

Lithofacies C is connected with the regionally predominant

lithofacies of the Grund Formation, which generally consists

of clayey to sandy and marly, frequently intensively biotur-

bated silts, alternating with fine to medium sands in intervals

of 2 to 20 cm. Such a distal lithofacies type, quite similar to

lithofacies D in section A, appears, for example, west of Grund

at the Windmühlberg, in a slightly higher position than in the

type area. The mud-dominated lithofacies D in section A can

probably be interpreted as a local relic of this muddy facies,

which is still widespread in the neighbourhood of the sandy

facies at Grund.

100                                                                             ROETZEL  and  PERVESLER

At first sight the lithological succession from lithofacies A

to B and C to D would imply a development from a proximal

to a distal marine environment (cf. Aigner & Reineck 1982)

typical for a transgressive system. However, a threefold repe-

tition of these lithofacies was met in the excavated sections

and also a lateral change and transitional types of lithofacies

are  evident.  Therefore  it  can  be  assumed  that  not  only  the

transgression  of  the  Early  Badenian  sea  towards  the  West,

onto the Bohemian Massif is responsible for that proximal–

distal  trend  and  the  lithological  and  ichnological  develop-

ment.  Autocyclic  driving  forces,  like  extreme  storm  events,

also  additionally  influenced  the  lithological  development  in

the Grund Formation. The distribution of the trace fossil as-

semblages seem to support this interpretation. Lateral and ver-

tical changes of hydrodynamic energy seems to be the main

factor influencing the development and distribution of the dif-

ferent trace fossil assemblages in the Grund Formation (Per-

vesler  &  Uchmann  2004).  The  frequency  of  sedimentary

events and the period of recovery between subsequent events,

providing colonization windows of different size, controlled

the diversity and intensity of the trace fossil distribution.

From mapping in the distribution-area of the Grund Forma-

tion  a  belt-like  distribution  of  a  sandy  facies  in  a  direction

from WSW to ENE can be recognized clearly on the surface.

This observation is also confirmed by a number of drillings

(cf. drilling Roggendorf-1: Æoriæ & Rögl 2004; but also the

drillings at Immendorf and Gottlhof: cf. Fig. 1). That sandy

facies within the Grund Formation (including the type area at

Grund) can be regarded as an exceptionally thick, sand-rich

intercalation of extreme-event deposits, among a number of

analogous  intercalations  within  a  generally  mud-dominated

succession.

Acknowledgments: Project 13743-BIO (Temporal  and  spa-

tial changes of microfossil associations and ichnofacies in the

Austrian marine Miocene) and Project P 13745-BIO (Evolu-

tion Versus Migration: Changes in Austrian marine Miocene

Molluscan Paleocommunities) of the Austrian Science Fund

and  the  Department  of  Palaeontology  at  the  University  of

Vienna supported this study. For their help during the excava-

tions  we  thank  Barbara  Becker,  Hans  Behawetz  †,  Harald

Bichler,  Gudrun  Daxner-Höck,  Hubert  Domanski,  Anton

Englert,  Manfred  Fritz,  Sigrid  Gmoser,  Alexander  Hodac,

Nadja  Kavcik,  Markus  Lebmann,  Martina  Marinelli,  Tom

Masselter, Franz Mayer, Gerhard Reiner, Fred Rögl, Manfred

Schmitzberger, Johann Stutz, Thomas Suttner, Petra Tempfer

and Franz Topka. For help with the evaluation of paleocurrent

data  we  thank  Manfred  Schmitzberger  and  Johann

Hohenegger 

(University 

Vienna, 

Department 

of

Palaeontology). For discussion and critical remarks we thank

Hans  Georg  Krenmayr  (Geological  Survey  Vienna),  Martin

Zuschin  (University  Vienna,  Department  of  Paleontology)

and Fred Rögl (Museum of Natural History, Vienna). For the

review  of  the  manuscript  we  thank  Nicolaas  Molenaar

(Lyngby, Denmark), Tadeusz Peryt (Warszawa, Poland) and

Szczepan Porêbski (Krakow, Poland). Thomas Suttner (Uni-

versity  of  Vienna,  Department  of  Paleontology)  and  Jacek

Ruthner (Geological Survey Vienna) did parts of the graphical

work.

References

Achuthan M.V. 1967: Mikro-Fauna und Nannoflora vom Buchberg

bei Mailberg in Niederösterreich (Miozän, Molassezone) (Eine

stratigraphisch-ökologische Studie).  Unpubl. Thesis Phil. Fak.

Univ. Wien, Inst. of Palaeontology, Wien, III + 1–114.

Aigner T. & Reineck H.-E. 1982: Proximialitiy [sic!] trends in mod-

ern  storm  sands  from  the  Helgoland  Bight  (North  Sea)  and

their  implications  for  basin  analysis.  Senckenberg.  Marit.  14,

5–6, 183–215.

Allen  J.R.L.  1982:  Sedimentary  structures.  Their  character  and

physical  basis.  Vol.  II.  Developments  in  sedimentology.

Elsevier, Amsterdam-Oxford-New York, 30B, XIII + 1–663.

Cicha I. 1999: Beitrag zur Auswertung der miozänen Foraminifer-

enfaunen  im  westlichen  Weinviertel  auf  Blatt  22  Hollabrunn.

In:  Roetzel  R.  (Ed.):  Arbeitstagung  Geol.  Bundesanst.  1999,

Retz-Hollabrunn,  3.–7.  Mai  1999.  Geol.  Bundesanst.,  Wien,

55–59.

Cicha  I.  &  Rudolský  J.  1991:  Bericht  1990  über  geologische

Aufnahmen  in  Miozän-  und  Quartärsedimenten  im  Nordost-

Teil  auf  Blatt  22  Hollabrunn.  Jb.  Geol.  Bundesanst.  134,  3,

460–461.

Cicha  I.  &  Rudolský  J.  1993:  Bericht  1992  über  geologische

Aufnahmen  im  Tertiär  und  Quartär  auf  Blatt  22  Hollabrunn.

Jb. Geol. Bundesanst. 136, 3, 553–554.

Cicha  I.  &  Rudolský  J.  1995:  Bericht  1994  über  geologische

Aufnahmen  im  Tertiär  auf  den  Blättern  21  Horn,  22  Holla-

brunn und 23 Hadres. Jb. Geol. Bundesanst. 138, 3, 480–481.

Cicha  I.  &  Rudolský  J.  1996:  Bericht  1995  über  geologische

Aufnahmen  im  Tertiär  und  Quartär  auf  Blatt  23  Hadres.  Jb.

Geol. Bundesanst. 139, 3, 295–296.

Cicha  I.  &  Rudolský  J.  1997:  Bericht  1996  über  geologische

Aufnahmen  im  Tertiär  und  Quartär  auf  Blatt  23  Hadres.  Jb.

Geol. Bundesanst. 140, 3, 282–283.

Cicha  I.  &  Rudolský  J.  1998:  Bericht  1997  über  geologische

Aufnahmen  im  Tertiär  und  Quartär  auf  Blatt  23  Hadres.  Jb.

Geol. Bundesanst. 141, 3, 246–247.

Cicha  I.  &  Rudolský  J.  2000:  Bericht  1999  über  geologische

Aufnahmen  im  Tertiär  und  Quartär  auf  Blatt  23  Hadres.  Jb.

Geol. Bundesanst. 142, 3, 335–336.

Æoriæ  S.,  Harzhauser  M.,  Hohenegger  J.,  Mandic  O.,  Pervesler  P.,

Roetzel  R.,  Rögl  F.,  Scholger  R.,  Spezzaferri  S.,  Stingl  K.,

Švábenická  L.,  Zorn  I.  &  Zuschin  M.  2004:  Stratigraphy  and

correlation  of  the  Grund  Formation  in  the  Molasse  Basin,

northeastern  Austria  (Middle  Miocene,  Lower  Badenian).

Geol. Carpathica 55, 2, 207–215.

Æoriæ S. & Rögl F. 2004: Roggendorf-1 borehole, a key-section for

Lower  Badenian  transgressions  and  the  stratigraphic  position

of the Grund Formation (Molasse Basin, Lower Austria). Geol.

Carpathica 55, 2, 165–178.

Æoriæ  S.  &  Švábenická  2004:  Calcareous  nannofossil  biostratigra-

phy of the Grund Formation (Molasse Basin, Lower Austria).

Geol. Carpathica 55, 2, 147–153.

Crimes  T.P.  1977:  Trace  fossils  of  an  Eocene  deep-sea  sand  fan,

northern  Spain.  In:  Crimes  T.P.  &  Harper  J.C.  (Eds.):  Trace

fossils  2.  Geol.  J.,  Special  Issue  9.  Seel  House  Press,  Liver-

pool, 71–90.

Ètyroký  P.  1996:  Bericht  1995  über  geologische  Aufnahmen  im

Tertiär und Quartär auf Blatt 23 Hadres. Jb. Geol. Bundesanst.

139, 3, 296–297.

Ètyroký  P.  1997:  Bericht  1996  über  geologische  Aufnahmen  im

Tertiär und Quartär auf Blatt 23 Hadres. Jb. Geol. Bundesanst.

140, 3, 283–286.

Daxner-Höck  G.  2003:  Cricetodon  meini  and  other  rodents  from

Mühlbach  and  Grund,  Lower  Austria  (Middle  Miocene,  late

MN5). Ann. Naturhist. Mus. Wien 104A, 267–291.

STORM-INDUCED  EVENT  DEPOSITS  IN THE  AREA OF  GRUND  FORMATION                                101

Daxner-Höck G., Miklas-Tempfer P.M., Göhlich U.B., Huttunen K.,

Kazár  E.,  Nagel  D.,  Roessner  G.E.,  Schultz  O.  &  Ziegler  R.

2004: Marine and terrestrial vertebrates from the Middle Miocene

of Grund (Lower Austria). Geol. Carpathica 55, 2, 191–197.

Frey  R.W.  1990:  Trace  fossils  and  hummocky  cross-stratification,

Upper Cretaceous of Utah. Palaios 5, 203–218.

Frey R.W. & Goldring R. 1992: Marine event beds and recoloniza-

tion  surfaces  as  revealed  by  trace  fossil  analysis.  Geol.  Mag.

129, 325–335.

Füchtbauer H. 1959: Zur Nomenklatur der Sedimentgesteine. Erdöl

u. Kohle 12, 8, 605–613.

Fürsich F.T. 1995: Shell concentrations. Eclogae Geol. Helv. 88, 3,

643–655.

Fürsich  F.T.  &  Oschmann  W.  1993:  Shell  beds  as  tools  in  basin

analysis: the Jurassic of Kachchh, western India. J. Geol. Soc.,

London 150, 169–185.

Gadow  S.  &  Reineck  H.-E.  1969:  Ablandiger  Sandtransport  bei

Sturmfluten. Senckenberg. Marit. 1, 63–78.

Göhlich U.B. 2003: The avifauna of the Grund Beds (Middle Mi-

ocene,  Early  Badenian,  (northern  Austria).  Ann.  Naturhist.

Mus. Wien 104A, 237–249.

Grill R. 1947: Über erdölgeologische Arbeiten in der Molassezone

von Österreich. Verh. Geol. Bundesanst. 1945, 1–3, 4–28.

Grill  R.  1957:  Die  stratigraphische  Stellung  des  Hollenburg-Karl-

stettener Konglomerats (Niederösterreich). Verh. Geol. Bundes-

anst. 1957, 2, 113–120.

Grill  R.  1958:  Über  den  geologischen  Aufbau  des  Außeralpinen

Wiener Beckens. Verh. Geol. Bundesanst. 1958, 1, 44–54.

Grill R. 1960: Untergrenze und Gliederung des Miozäns im Wiener

Becken. Mitt. Geol. Gesell. 52(1959), 125–132.

Harzhauser M., Mandic O., Zuschin M., Pervesler P. & Roetzel R.

1999:  Allochthone  Mollusken-Schille  aus  der  Grund-Forma-

tion (Unteres Badenium) in einer Thyasiridae-Fazies. In: Roet-

zel  R.  (Ed.):  Arbeitstagung  Geol.  Bundesanst.  1999,

Retz-Hollabrunn,  3.–7.  Mai  1999.  Geol.  Bundesanst.,  Wien,

223–224.

Harzhauser  M.,  Daxner-Höck  G.,  Boon-Kristkoiz  E.,  Æoriæ  St.,

Mandic  O.,  Miklas-Tempfer  P.,  Roetzel  R.,  Rögl  F.,  Schultz

O.,  Spezzaferri  S.,  Ziegler  R.  &  Zorn  I.  2003:  Paleoecology

and biostratigraphy of the section Mühlbach (Gaindorf Forma-

tion,  lower  Middle  Miocene,  Lower  Badenian,  Austria).  Ann.

Naturhist. Mus. Wien 104A, 323–334.

Hörnes  M.  1851:  Die  fossilen  Mollusken  des  Tertiär-Beckens  von

Wien. Jb. Geol. Reichsanst. 2, 4, 93-134.

Hörnes M. & Partsch P. 1856: Die fossilen Mollusken des Tertiaer-

Beckens von Wien. I.Bd.: Univalven. Abh. K.-Kön. Geol. Reichs-

anst. 3, 1–736.

Hoernes M. 1870: Die fossilen Mollusken des Tertiaer-Beckens von

Wien. II.Bd.: Bivalven. Abh. Geol. Reichsanst. 4, 1–479.

Hoernes  R.  &  Auinger  M.  1879–1891:  Die  Gasteropoden  der

Meeres-Ablagerungen der ersten und zweiten miocänen Medi-

terran-Stufe  in  der  Österreichisch-Ungarischen  Monarchie.

Abh. Geol. Reichsanst. 12, 1–3, 1–382.

Holy H. 1939: Aufnahmsbericht für 1938 von Dr. Hans Holy über

Blatt  Hollabrunn  (4556/1  und  2)  und  Blatt  Znaim  (4456/3).

Verh. Geol. Bundesanst. 1939, 1–3, 51–53.

Johnson H.D. & Baldwin C.T. 1996: Shallow clastic seas. In: Read-

ing  H.G.  (Ed.)  Sedimentary  environments:  Processes,  facies

and stratigraphy. 3

rd

 Edition. Blackwell Science, 232–280.

Kautsky F. 1928: Die biostratigraphische Bedeutung der Pectiniden

des  niederösterreichischen  Miozäns.  Ann.  Naturhist.  Mus.

Wien 42, 245–273.

Kautsky  F.  1936:  Die  Veneriden  und  Petricoliden  des  niederöster-

reichischen Miozäns. Bohrtechniker-Z. 1936, 1–28.

Kautsky F. 1940: Die Erycinen des niederösterreichischen Miocaen.

Ann. Naturhist. Mus. Wien 50(1939), 584–671.

Kidwell  S.M.,  Fürsich  F.T.  &  Aigner  T.  1986:  Conceptual frame-

work  for  the  analysis  and  classification  of  fossil  concentra-

tions. Palaios 1, 3, 228–238.

Löwemark  L.  &  Schäfer  P.  2003:  Ethological  implications  from  a

detailed X-ray radiograph and 

14

C study of the modern deep-

sea Zoophycos. Palaeogeog. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 192,

101–121.

Mandic  O.  2004:  Pectinid  bivalves  from  the  Grund  Formation

(Lower  Badenian,  Middle  Miocene,  Alpine-Carpathian  Fore-

deep)  —  taxonomic  revision  and  stratigraphic  significance.

Geol. Carpathica 55, 2, 129–146.

Miklas-Tempfer P.M. 2003: The Miocene Herpetofaunas of Grund

(Caudata; Chelonii, Sauria, Serpentes) and Mühlbach am Man-

hartsberg (Chelonii, Sauria, Amphisbaenia, Serpentes), Lower

Austria. Ann. Naturhist. Mus. Wien 104A, 195–235.

Müller G. 1961: Das Sand-Silt-Ton Verhältnis in rezenten marinen

Sedimenten. Neu. Jb. Mineral., Monatsh. 1961, 148–163.

Nagel D. 2003: Carnivores from the Middle Miocene deposits of Grund

(Lower Austria). Ann. Naturhist. Mus. Wien 104A, 297–305.

Nelson C.H. 1982: Modern shallow-water graded sand layers from

storm surges, Bering shelf: a mimic of Bouma sequences and

turbidite systems. J. Sed. Petrology 52, 2, 537–545.

Niedoroda A.W., Swift D.J.P. & Thorne J.A. 1989: Modeling shelf

storm  beds:  controls  of  bed  thickness  and  bedding  sequence.

In: Shelf Sandstones, Shelf Depositional Sequences and Petro-

leum Accumulation: a Symposium. Seventh Annual Res. Conf.

Proceedings. SEPM 15–39.

Novák Z. 2000: Bericht 1999 über geologische Aufnahmen im Ter-

tiär  und  Quartär  auf  Blatt  23  Hadres.  Jb.  Geol.  Bundesanst.

142, 3, 337–338.

Olivero  D.  2003:  Early  Jurassic  to  Late  Cretaceous  evolution  of

Zoophycos  in  the  French  Subalpine  Basin  (southeastern

France). Palaeogeog. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 192, 59–78.

Papp A., Cicha I. & Seneš J. 1978: M4. Badenien (Moravien, Wiel-

icien,  Kosovien).  Chronostratigraphie  und  Neostratotypen  6.

VEDA, Bratislava, 1–594.

Pemberton S.G., Spila M., Pulham A.J., Saunders T., MacEachern

J.A., Robbins D. & Sinclair I.K. 2001: Ichnology and sedimen-

tology of shallow to marginal marine systems. Geological As-

sociation of Canada, Short Course Notes 15, 1–343.

Pervesler P., Roetzel R., Mandic O. & Harzhauser M. 1998: Distri-

bution  of  trace  fossil  assemblages  in  the  Grund  formation

(Lower Badenian). In: Nagel D. (Ed.): Abstractband 5. Jahre-

stagung ÖPG Lunz/See, Wien, 23.

Pervesler P., Roetzel R., Mandic O. & Harzhauser M. 1999: Lebens-

spuren-Vergesellschaftungen  der  Grund-Formation  (Unteres

Badenium). In: Roetzel R. (Ed.): Arbeitstagung Geol. Bundes-

anst.  1999,  Retz-Hollabrunn,  3.–7.  Mai  1999.  Geol.  Bundes-

anst., Wien, 237–238.

Pervesler P. & Roetzel R. 2002: Environmental significance of bio-

turbations in the Grund Formation (Miocene, Lower Badenian)

in  northern  Lower  Austria.  Pangeo  Austria,  28.–30.  6.  2002,

Salzburg. Kurzfassungen, Salzburg, 130.

Pervesler P. & Uchman A. 2004: Ichnofossils from the type area of the

Grund Formation (Miocene, Lower Badenian) in Northern Lower

Austria (Molasse Basin). Geol. Carpathica 55, 2, 103–110.

Pervesler P. & Zuschin M. 2002: Chemosymbiosis, fossil lucinoid

bioturbations  and  the  Chondrites  enigma.  Molasse-Treffen

2002,  Wien,  5.–7.  April  2002.  Kurzfassungen,  Geol.  Bundes-

anst., Wien, 24–25.

Pervesler P. & Zuschin M. 2004: A lucinoid bivalve trace fossil Sa-

ronichnus  abeli  igen.  et  isp.  nov.  from  the  Miocene  molasse

deposits of Lower Austria, and its environmental significance.

Geol. Carpathica 55, 2, 111–115.

Prinzinger  H.  1852:  Uebersicht  der  geologischen  Verhältnisse  des

Viertels  unter  dem  Mannhardsberge  in  Oesterreich  unter  der

102                                                                             ROETZEL  and  PERVESLER

Enns. Jb. Geol. Reichsanst. 3, 4, 17–24.

Rice  D.D.  1984:  Widespread,  shallow  marine,  storm-generated

sandstone  units  in  the  Upper  Cretaceous  Mosby  Sandstone,

Central Montana. In: Tillman R.W. & Siemers C.T. (Eds.): Si-

liciclastic shelf sediments. SEPM Spec. Publ. 34,  143–161.

Roetzel R. [Bearbeitung] 1998: Geologische Karte der Republik Ös-

terreich 1:50,000 — 22 Hollabrunn. Geol. Bundesanst., Wien.

Roetzel  R.  2003a:  Bericht  1998,  2000  und  2001  über  geologische

Aufnahmen  im  Tertiär  und  Quartär  auf  Blatt  23  Hadres.  Jb.

Geol. Bundesanst. 143, 3, 397–404.

Roetzel  R.  2003b:  Zur  Geologie  der  mittelmiozänen  Fossilfund-

stelle  Mühlbach  am  Manhartsberg  (Niederösterreich).  Ann.

Naturhist. Mus. Wien 104A, 3–13.

Roetzel R., Fuchs G., Batík P. & Ètyroký P. [Bearbeitung] 1999a:

Geologische  Karte  der  Republik  Österreich  1:50,000 — 9

Retz. Geol. Bundesanst., Wien.

Roetzel R., Mandic O. & Steininger F.F. 1999b: Lithostratigraphie

und Chronostratigraphie der tertiären Sedimente im westlichen

Weinviertel  und  angrenzenden  Waldviertel.  In:  Roetzel  R.

(Ed.):  Arbeitstagung  Geol.  Bundesanst.  1999,  Retz-Holla-

brunn, 3.–7. Mai 1999. Geol. Bundesanst., Wien, 38–54.

Roetzel R., Pervesler P., Daxner-Höck G., Harzhauser M., Mandic O.,

Zuschin M. & Cicha I. 1999c: C4 Grund — Kellergasse. In: Ro-

etzel R. (Ed.): Arbeitstagung Geol. Bundesanst. 1999, Retz-Hol-

labrunn, 3.–7. Mai 1999. Geol. Bundesanst., Wien, 328–334.

Rögl  F.,  Spezzaferri  S.  &  Æoriæ  S.  2002:  Micropaleontology  and

biostratigraphy  of  the  Karpatian-Badenian  transition  (Early-

Middle  Miocene  boundary)  in  Austria  (Central  Paratethys).

Cour. Forsch.-Inst. Senckenberg 237, 47–67.

Rögl F. & Spezzaferri S. 2003: Foraminifera paleoecology and bio-

stratigraphy  of  the  Mühlbach  section  (Gaindorf  Formation,

Lower Badenian). Ann. Naturhist. Mus. Wien 104A, 23–75.

Rolle F. 1859: Über die geologische Stellung der Horner Schichten

in  Nieder-Österreich.  Sitz.-Ber.  K.  Akad.  Wiss.,  Math.-Natur-

wiss. Kl. 36(1859), 13–16, 37–84.

Schultz  O.  2001:  Bivalvia  neogenica  (Nuculacea-Unionacea).  Vol.

1/part 1. Catalogus Fossilium Austriae. I–XLVIII. Verl. Österr.

Akad. Wiss., Wien, 1–379.

Schultz  O.  2003:  The  Middle  Miocene  fish  fauna  (excl.  otolithes)

from Mühlbach am Manhartsberg and Grund near Hollabrunn,

Lower Austria. Ann. Naturhist. Mus. Wien 104A, 185–193.

Sieber  R.  1937a:  Neue  Beiträge  zur  Stratigraphie  und  Faunenge-

schichte des österreichischen Jungtertiärs. I. Das niederösterrei-

chische Mittelmiozän. Petroleum 33, 13, 1–8.

Sieber  R.  1937b:  Neue  Beiträge  zur  Stratigraphie  und  Faunenge-

schichte des österreichischen Jungtertiärs II. Petroleum 33, 18,

17–26.

Sieber  R.  1947a:  Die  Grunder  Fauna  von  Braunsdorf  und  Groß-

Nondorf in Niederösterreich (Bezirk Hollabrunn). Verh. Geol.

Bundesanst. 1945, 1–3, 46–55.

Sieber  R.  1947b:  Die  Fauna  von  Windpassing  bei  Grund  in  Nied-

erösterreich (Bez. Hollabrunn). Verh. Geol. Bundesanst.

 

1945,

7–9, 155–163.

Sieber R. 1949: Eine Fauna der Grunder Schichten von Guntersdorf

und Immendorf in Niederösterreich (Bezirk Hollabrunn). Verh.

Geol. Bundesanst. 7–9, 107–122.

Sieber R. 1952: Die Leithakalkfauna des Buchberges bei Mailberg

(N.–Ö.). Verh. Geol. Bundesanst. 3, 119–122.

Sieber  R.  1956:  Die  mittelmiozänen  Carditidae  und  Cardiidae  des

Wiener Beckens. Mitt. Geol. Gesell. 47(1954), 183–233.

Sieber R. 1960: Die miozänen Turritellidae und Mathildidae Oester-

reichs. Mitt. Geol. Gesell. 51(1958), 229–280.

Spezzaferri  S.  2004:  Foraminiferal  paleoecology  and  biostratigra-

phy of the Grund Formation (Molasse Basin, Lower Austria).

Geol. Carpathica 55, 2, 155–164.

Stiny J. 1928: Geologisches vom Buchberg bei Mailberg, Niederös-

terreich. Verh. Geol. Bundesanst. 1928, 11, 227–229.

Stráník Z. 1992: Bericht 1990/1991 über geologische Aufnahmen auf

Blatt 22 Hollabrunn. Jb. Geol. Bundesanst. 135, 3, 679–680.

Stráník Z. 2000: Bericht 1999 über geologische Aufnahmen im Ter-

tiär  und  Quartär  auf  Blatt  23  Hadres.  Jb.  Geol.  Bundesanst.

142, 3, 338–339.

Suess E. 1866: Untersuchungen über den Charakter der österreichi-

schen Tertiärablagerungen. I. Über die Gliederung der tertiären

Bildungen  zwischen  dem  Mannhart,  der  Donau  und  dem

äusseren  Saume  des  Hochgebirges.  Sitz.-Ber.  K.  Akad.  Wiss.,

Math.-Naturwiss. Kl., Abt. I 54, 6, 87–149.

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

gins.  I.  A  general  model  for  shelf  sedimentation.  In:  Swift

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

sand and sandstone bodies. Spec. Publ. Int. Ass. Sedimentolo-

gists 14, 3–31.

Swift D.J.P, Phillips S. & Thorne J.A. 1991: Sedimentation on con-

tinental  margins.  IV.  Lithofacies  and  deposition  systems.  In:

Swift D.J.P., Oertel G.F., Tillman R.W. & Thorne J.A. (Eds.):

Shelf sand and sandstone bodies. Spec. Pub. Int. Ass. Sedimen-

tologists 14, 89–152.

Vetters  H.  1914:  Mitteilungen  aus  dem  tertiären  Hügellande  unter

dem Manhartsberge. Verh. Geol. Reichsanst. 1914, 2, 65–74.

Wanless  H.R.,  Tedesco  L.P.  &  Tyrrell  K.M.  1988:  Production  of

subtidal  tubular  and  surficial  tempestites  by  hurricane  Kate,

Caicos Platform, British West Indies.  J. Sed. Petrology 58, 4,

739–750.

Weinhandl R. 1953: Aufnahmen 1952 auf den Blättern Hollabrunn

(4556) und Eisenstadt (4857). Verh. Geol. Bundesanst. 1953, 1,

73–76.

Weinhandl R. 1954: Aufnahmen 1953 auf den Blättern Hollabrunn

(22)  und  Hadres  (23),  (früher  Blatt  Hollabrunn,  4556,

1:75,000). Verh. Geol. Bundesanst. 1954, 1, 83–87.

Weinhandl R. 1957a: Bericht 1956 über Aufnahmen auf Blatt Ha-

dres (23). Verh. Geol. Bundesanst. 1957, 1, 90–92.

Weinhandl R. 1957b: Stratigraphische Ergebnisse im mittleren Mi-

ozän des Außeralpinen Wiener Beckens.  Verh.  Geol.  Bundes-

anst. 1957, 1, 120–130.

Weinhandl R. 1959: Bericht über geologische Aufnahmen 1958 auf

den  Blättern  Hollabrunn  (22)  und  Hadres  (23).  Verh.  Geol.

Bundesanst. 1959, 3, A99–A101.

Ziegler  R.  2003:  Insektenfresser  (Lipotyphla)  aus  dem  Mittel-Mi-

ozän von Mühlbach am Manhartsberg und Grund, Niederöster-

reich. Ann. Naturhist. Mus. Wien 104A, 251–265.

Zorn  I.  1999:  Neogene  Ostracoden  des  ÖK50-Blattes  22  (Holla-

brunn) und angrenzender Gebiete. In: Roetzel R. (Ed.): Arbeits-

tagung  Geol.  Bundesanst.  1999,  Retz-Hollabrunn,  3.–7.  Mai

1999. Geol. Bundesanst., Wien, 254–255.

Zorn I. 2003: Ostracoda from the Gaindorf Formation (Middle Mi-

ocene, Lower Badenian) of Mühlbach (Molasse Basin, Lower

Austria). Ann. Naturhist. Mus. Wien 104A, 77–84.

Zorn  I.  2004:  Ostracoda  from  the  Lower  Badenian  (Middle  Mi-

ocene)  Grund  Formation  (Molasse  Basin,  Lower  Austria).

Geol. Carpathica 55, 2, 179–189.

Zuschin M., Mandic O., Harzhauser M. & Pervesler P. 2001: Fossil

evidence for chemoautotrophic bacterial symbiosis in the  thya-

sirid  bivalve  Thyasira  michelottii  from  the  Middle  Miocene

(Badenium) of Austria. Historical Biology 15, 123–134.

Zuschin M., Harzhauser M. & Mandic O. 2002: The molluscan fau-

na  of  the  tempestitic  shell  beds  at  Grund  (Lower  Badenian,

Austria). Molasse-Treffen 2002, Wien 5.–7. April 2002. Kurz-

fassungen, Geol. Bundesanst., Wien, 37.

Zuschin M., Harzhauser M. & Mandic O. 2004: Taphonomy and pa-

leoecology of the Lower Badenian (Middle Miocene) mollus-

can assemblages at Grund (Lower Austria).  Geol.  Carpathica

55, 2, 117–128.