GEOLOGICA CARPATHICA, JUNE 2005, 56, 3, 273–284

www.geologicacarpathica.sk

Magnetostratigraphy of Badenian evaporite deposits

(East Slovak Basin)

IGOR TÚNYI

1

, DIONÝZ VASS

2,7

, STANISLAV KAROLI

3

, JURAJ JANOÈKO

4

, EVA HALÁSOVÁ

5

,

ADRIENA ZLÍNSKÁ

6 

and BORIS BELÁÈEK

2

1

Geophysical Institute SAS, Dúbravská cesta 9, 845 28 Bratislava, Slovak Republic; geoftuny@savba.sk

2

Technical University, Department of Natural Environment Masarykova 24, 960 53 Zvolen, Slovak Republic

3

Geological Survey of Slovak Republic, branch Košice, Jesenského 9, 040 01 Košice, Slovak Republic

4

Technical University, Department of Geology and Mineralogy, Park Komenského 15, 043 84 Košice, Slovak Republic

5

Department of Geology and Paleontology, Faculty of Natural Sciences, Comenius University, Mlynská dolina, 842 15 Bratislava,

Slovak Republic

6

Geological Survey of Slovak Republic, Mlynská dolina 1, 817 04 Bratislava, Slovak Republic

7

Geological Institute SAS, branch Banská Bystrica, Severná 5, 974 01 Banská Bystrica, Slovak Republic

(Manuscript received February 5, 2004; accepted in revised form September 29, 2004)

Abstract: The Zbudza Formation of the East Slovak Basin is a consequence of major salinity crisis in Central Paratethys

(Central Europe) in the Badenian age. The magnetostratigraphic investigation results of the P-3 borehole (NW of village

Zbudza, Michalovce district, East Slovakia) were used to correlate the  Zbudza Formation with  magnetic time-scale

(Berggren et al. 1995). From the most probable variant of correlation follows that the Zbudza Formation is coeval with

Chrons C5ADr p.p., C5ADn, C5ACr, C5ACn, C5ABr, C5ABn and its numerical age is = 14.7–13.3 Ma (1.4 m.yr.). This

time interval corresponds to planktonic biozone Globorotalia peripheroacuta Lineage Zone, lower and middle part and

to  calcareous  nannoplanktonic  Zone  NN5  upper  part  and  NN6  lower  part.  Thick  delta  and  prodelta  formations  (ca.

2000 m) covering the Zbudza Formation originated in a relatively short time 13.3–13.0 Ma (0.3 m.yr.) during the upper-

most Badenian.

Key words: Badenian, Central Paratethys, Western Carpathians, magnetostratigraphy, evaporites.

Introduction

In geology and related scientific branches the opinion prevails

that the formation periods of the economic accumulations and/

or thick bodies of evaporites are specific synergic activity pe-

riods  of  climatic  and  paleogeographic  factors  extremely

favourable for evaporization. The evaporites are considered to

be an excellent time correlation marker. For example, this ap-

plies to the Messinian evaporites of the Mediterranean. Like-

wise, the salt of the Central Paratethys Middle Miocene have

been  considered  contemporaneous  —  Middle  Badenian  and

the  name  of  Middle  Badenian  substage  Wieliczkian  comes

from  a famous  salt  mine  —  Wieliczka  in  the  Western  Car-

pathian  Foredeep  in  Poland.  Of  course  the  Middle  Miocene

was not a unique period of evaporite formation in the Central

Paratethys.  At  least  two  salinity  crises  occurred  during  the

Early Miocene. One of them during late Eggenburgian–early

Ottnangian  (evaporites  of  the  Vorotyshcha  Formation  of

Borislav-Pokuty  Zone;  Andreyeva-Grigorovich  et  al.  1997,

and their equivalents in the Eastern Carpathians of Romania;

Micu  1982).  The  second  crisis  was  during  the  Karpatian

(So¾ná  Baòa  Formation  in  the  East  Slovak  Basin,  Buday  in

Matìjka (Ed.) 1964; Vass & Èverèko 1985). Older evaporites

originated at the end of Paleogene and at the early begining of

Miocene in the Central Western Carpathians (Krupina Forma-

tion; Marková et al. 1972; Vass 1995).

The  Badenian  evaporites  have  the  largest  areal  extent

among other evaporitic formations of the Central Paratethys.

Their area of extension begins at Opava and Kobìrice towns

in the Upper Silesia and it continues in the foredeep of the

Western, Eastern and Southern Carpathians. Evaporites also

extend  southward  of  the  Outer  Flysch  Carpathians  in  the

Transcarpathian Basin (East Slovak Basin and its continua-

tion in the Ukrainian Zakarpatie–Solotvino Basin) and in the

Transylvanian Basin (compare Steininger et al. in Papp et al.

1978, Fig. 10).

In recent years the Middle Badenian age of the important

salinity  crisis  of  the  Paratethys  has  begun  to  be  doubted

(Gazdzicka  1994;  Peryt  1997;  Oszczypko  1998;  Andreye-

va-Grigorovich et al. 2003a, a.v.) and/or the doubts about

the  synchronicity  of  the  Middle  Miocene  evaporites  have

arisen.

The Middle Miocene evaporite Zbudza Formation (Vass &

Èverèko  1985;  in  older  papers  informally  described  as  2

nd

Salt Formation, Gypsum Horizon, Albinov Salt Sequence —

Janáèek 1959; Slávik 1967) of the East Slovak Basin was the

object of investigation. By finding the paleomagnetic polari-

ty of the sampled rocks we tried to correlate the Zbudza For-

mation with the magnetostratigraphic scale and by cross cor-

relation  with  the  marine  biostratigraphic  scales  to  obtain  a

more precise chronostratigraphic and numerical age for the

formation.

274                                                                                              TÚNYI et al.

Geological characteristics of the Zbudza Formation

The  Zbudza  Formation  is  composed  of  salt  clays  and

evaporites  represented  dominantly  by  halite,  in  lesser  extent

by anhydrite and gypsum, and/or by salt breccias and anhy-

dritic sandstones. The formation does not outcrop anywhere,

but it was penetrated by numerous boreholes for the oil explo-

ration.

According  to  the  boreholes  the  Zbudza  Formation  lies  on

the siliciclastic Vranov Formation formed by marine grey cal-

careous siltstone and sandstone with layers of acid tuff. The

Vranov Formation originated on the shelf of the sea with nor-

mal salinity.

The overlying formations of the Zbudza Formation are the

Lastomír and Klèovo Formations. Both formations represent

a delta complex. The Klèovo Formation is a delta fan and the

Fig. 1. Situation sketch of the borehole P-3 and seismic reflection profiles (700/92, XI-160).

Lastomír Formation is a prodelta body. The thickness of the

Zbudza Formation reaches approximately 300 m and the for-

mation  is  spread  in  the  northeastern  and  central  part  of  the

East Slovak Basin. Towards the east in the Zakarpatie (Tran-

scarpathia, West Ukraine) the equivalent of the Zbudza For-

mation is the upper part of the Tereblya Formation (Vialov in

Muratov  &  Nevesskaya  1986;  Andreyeva-Grigorovich  et  al.

1997).

In the borehole P-3, situated NNW of the village Zbudza,

close  to  the  Laborec  river  (Fig. 1)  the  Zbudza  Formation

thickness  is  about  100 m  (506.1–610.70 m,  Fig. 2).  The  P-3

well core interval 380.0–627.1 m was paleomagnetically mea-

sured including the whole Zbudza Formation. The lower por-

tion of the formation is characterized by fine-bedded siltstone

and sandstone with crystalline aggregates, and/or nodules of

the anhydrite, its amount increases from the bottom to the top.

MAGNETOSTRATIGRAPHY OF BADENIAN EVAPORITE DEPOSITS                                          275

Fig. 2. Geological profile of the borehole P-3 (Zbudza) with the pa-

leomagnetic  polarity  measured.  1  —  siltstone/claystone,  2  —  sand/

sandstone, 3 — conglomerate, 4 — halite, 5 — salt breccia, 6

—  halite  fragments,  7  —  anhydrite  crystalic  aggregates  and  nod-

ules,  8  —  secondary  fibrous  halite,  9  —  coal,  coalified  wood,

10 — lamines and thin layers of anhydrite, 11 — parallel lamina-

tion, 12 — fine bedding, 13 — massive structure, 14 — sampling.

Black — normal polarity; white — reversal polarity.

276                                                                                              TÚNYI et al.

To the top of the basal portion the siltstone and sandstone rep-

resent only the matrix of anhydrite agregates or nodules. Up-

ward the grey sandstone with pelitic intercalations and frag-

ments  of  coalified  wood  follows.  The  sandstone  is

fine-grained,  laminated  to  fine-bedded,  locally  massive  with

the clasts of fine-crystalline anhydrite (mean size of clasts is

0.5–2 cm)  and  with  anhydrite  veins  filling  the  fissures  (2–

3 mm  thick).  The  following  layer  as  much  as  20 m  thick  is

composed  by  white-grey,  and/or  white  coarse-grained  halite

with variable admixture of grey claystone and siltstone repre-

senting the matrix of the halite body, and/or thin layers or lam-

inas 1 to 30 mm thick. In the halite body there are grains (2–

10 mm) and nodules (up to 5 cm) of white-grey anhydrite. In

the whole halite body there are inclusions and veins of sec-

ondary  fibrous  halite.  The  process  of  halite  evaporation  and

deposition was not continuous, the deposition was interrupted

many times, as is documented by the erosional surfaces within

the halite body, by the presence of halitorudite layers, the lay-

ers of primary halite are locally dissolved (Figs. 3 and 4). The

Fig. 3. Borehole P-3 corn from the depth 525.1 m. In the lower part

there is salt breccia. Above is a 0.3 cm thick layer of siltstone with

anhydrite, indicating a break in deposition and/or a break in evapo-

ration as the consequence of a salinity drop in the salt pan. Above

there  is  a  layer  of  primary  salt  composed  of  fine  crystals  resulting

from a salinity increase and the rejuvenation of the primary precipi-

tation from the salt brine. The salt layer 4.5 cm thick is covered by

the  redeposited  salt  breccia,  probably  a  part  of  a  slump  body.  The

sliding was triggered by tectonic movements. The marginal parts of

salt  pan  raised,  the  primary  salt  was  destroyed  and  redeposited  by

sliding  towards  the  salt  pan  centre.  The  sedimentary  structures

shown on the photo clearly indicate the discontinuous halite precipi-

tation with the periods without precipitation.

Fig. 4. The laminated halite (alternation of dark halite laminae with

white  laminae).  The  lamination  is  interrupted  by  fine-  to  medium

grained salt breccia. The lower breccia consists small nodules of an-

hydrite.  The  breccia  layers  indicate  the  interruption  of  evaporation

as a consequence of tectonic disturbance.

following set of layers is 17 m thick. It is build up by fine si-

liciclastics,  mostly  by  siltstone  with  veins  of  secondary  fi-

brous halite.

The next bank of medium grained crystaline halite is 5 m

thick. In the halite there are fragments und laminas of clay-

stone and silstone. The halite is covered by more than 20 m of

a composite layer of grey siltstone with nodules of anhydrite,

clasts of halite, and layers of salt breccia. In the basal part of

the layer there is a 2 m thick bank of crystalline salt with frag-

ments of coalified wood.

A bench of breccia 5 m thick is composed of fragments of

halite, claystone and siltstone.

The Zbudza Formation is topped by massive or laminated

grey siltstone with the laminae, thin beds and nodules of anhy-

drite.

The siltstones of Zbudza Formation contain well expressed

traces  of  halite  dissolution  and  less  frequent  milky  and  dim

“hopper” crystals of halite, then there are layers of haliterudite

with nests of vibrous secondary halite. The rudites testify to

the redeposition of the primary halite beds and/or an intrafor-

mational cannibalism.

Position of Zbudza Formation in the stratigraphic

framework

The chronostratigraphic Middle Miocene Stage Badenian of

the Central Paratethys (before the 1970s described as Torto-

MAGNETOSTRATIGRAPHY OF BADENIAN EVAPORITE DEPOSITS                                          277

nian) was subdivided by Grill (1943) on the basis of differenc-

es  in  foraminiferal  assemblages  into  biozones  (from  base  to

top): Lagenide Biozone (Early Badenian), biozone of aggluti-

nance or Spiropolectamina Zone (Middle Badenian), biozone

with  Bolivina–Bulimina  and  biozone  of  Rotalia  (Late  Bade-

nian).

The Zbudza Formation was correlated with the lower part of

the Bolivina and Bulimina Biozone (Janáèek 1960; Buday et

al.  in  Matìjka  (Ed.)  1964).  Gašpariková  (1963)  studied  the

foraminiferal assemblage directly in the Zbudza salt deposit.

Beneath and above the salt body Gašpariková (l.c.) described

a foraminiferal assemblage containing the species Globigerina

aff. bulloides, Globorotalia ex gr. scitula, Globigerinoides tri-

lobus,  Uvigerina  aff.  acuelata  and  Bulimina  sp.,  and  in  the

frame  of  the  Bolivina–Bulimina  Biozone  she  defined

a subzone  of  Globigerina  and  Globorotalia.  According  to

Gašparikova’s opinion  the  Zbudza  salt  deposit  main  compo-

nent of later defined Zbudza Formation is inside of the Bolivi-

na–Bulimina Biozone.

On  the  basis  of  lateral  and  superpositional  relationship  of

the sedimentary sequences in the East Slovak Basin Èverèko

& Ïurica (1967) considered the sequence of the Zbudza For-

mation as part of the Spiroplectamina Biozone. Vass & Èverè-

ko (1985) in the definition of the Zbudza Formation accepted

the same opinion. Seneš (1989) in accordance with the conclu-

sions of the IGCP Project 25 concerning the age of Badenian

salinity  crisis  in  the  Central  Paratethys,  put  the  Badenian

evaporites into the upper part of the Spiroplectamina Biozone.

Later, in the 1990s, the efforts to make younger the age of the

Badenian salinity crisis appeared. The reasons for such efforts

were  the  new  biostratigraphic  data  based  on  the  calcareous

nannoplankton coming from the Polish/Ukrainian Carpathian

Foredeep  (Gazdzicka  1994;  Peryt  1997;  Oszczypko

1997, 1998; Andreyeva-Grigorovich et al. 2003a,b).

The biostratigraphic age of the Zbudza Formation penetrat-

ed by the borehole P-3 has been revised by the new studies of

calcareous nannoplankton and foraminifers (Halásová & Zlín-

ská in this paper).

The nannoplankton associations studied are crowded by the

Paleogene redeposited forms (up to 99 %). Sphenolithus het-

eromorphus  Deflandre  a typical  species  of  NN5  Zone  has

been found among the biostratigraphically significant Middle

Miocene  taxa  in  the  samples  coming  from  the  base  of  the

Zbudza  Formation  (depth  interval  608.70–594.20 m).  The

samples from the middle and upper part of the formation were

found to be sterile.

In  the  Lastomír  Formation  laying  directly  on  the  Zbudza

Formation in the depth interval of 494.0–477.90 m beside the

isolated  occurrence  of  Sphenolithus  heteromorphus,  species

such  as  Helicosphaera  carteri  var.  wallichii  (Lohman)  The-

odoridis, H. walbersdorfensis Müller, Sphenolithus abies De-

flandre  and  Reticulofenestra  pseudoumbilica  (Gartner)  Gart-

ner appear (the size of last species is larger as 7 ηm).

From the above mentioned it follows that the lower part of

Zbudza Formation corresponds to the upper part of NN5 Zone

(occurrence  of  the  index  taxa  Sphenolithus  heteromorphus).

Similarly  the  lower  part  of  the  salt-bearing  formation  in  the

salt mine of Wieliczka is correlated with the upper part of the

Zone  NN5  (Andreyeva-Grigorovich  et  al.  2003b).  The  Las-

tomír Formation and/or its lower part in the borehole P-3 is

most probably the equivalent of NN6 Zone because the above

mentioned  species  such  as  Helicosphaera  carteri  var.  valli-

chii,  H.  walbersdorfensis,  Sphenolithus  abies  and  Reticu-

lofenestra pseudoumbilica occur in the upper part of the NN5

Zone (NN5c, Andreeva-Grigorovich et al. 2001) but they oc-

cur also in NN6 Zone, where they are not accompanied by the

Sphenolithus  heteromorphus.  Sphenolithus  heteromorphus

occurs  very  sporadically  (one  exemplar  in  a sample)  in  the

Lastomír Formation and may be considered to be redeposited.

Besides the common Miocene species the foraminiferal as-

semblages from the Lastomír Formation (depth interval in the

borehole P-3: 504.40–384.50 m) include the typical Badenian

forms such as Globoquadrina altispira (Cushman et Jarvis),

Uvigerina  aculeata  Orb.,  Globigerinoides  quadrilobatus

(Orb.),  Globoturborotalia druryi (Akers), Orbulina suturalis

Broenn.  The  Late  Badenian  species  Pappina  neudorfensis

(Toula)  has  been  found  approximately  in  the  middle  of  the

Lastomír Formation at a depth of 437 m. The Late Badenian

ostracods  Phlyctenophora  farkasi  (Zalányi)  and  Cytheridea

arcuata Jiøíèek occur beside it in the Lastomír Formation.

Pappina neudorfensis was also found in the lower part of

the Zbudza Formation (depth 601.7 m). The Vranov Forma-

tion (depth 624.3 m) contains Globigerinopsis grilli (Schmid)

and uvigerinas as U. venusta Franzenau, U. semiornata adol-

phina Daniels et Cicha, species of the Middle Badenian.

Paleomagnetic measurements

The 183 specimens from 47 block samples from the core of

borehole  P-3  were  studied.  Each  specimen  was  subjected  to

thermal  magnetic  cleaning.  Paleomagnetic  measurements

were carried out in the Paleomagnetic Laboratory of the Geo-

physical Institute of the Slovak Academy of Sciences, Brat-

islava. The demagnetization step of 50

o

 from the natural stage

up to 650 

o

C was used. The remanent magnetization as well as

volume magnetic susceptibility were measured after each de-

magnetization  step.  Thermal  cleaning  was  performed  by  the

Magnetic  Vacuum  Control  System,  magnetization  was  mea-

sured on the spinner magnetometer JR-5 and volume magnetic

susceptibility  on  Kappabridge  KLY-3  (all  instruments  come

from  the  AGICO  Comp.  of  Brno).  The  demagnetization

graphs, so-called Zijderveld diagrams of the XY and XZ com-

ponents and stereographic projection of the remanent magneti-

zation, were analysed. Each block sample represented a spe-

cific  depth  of  the  borehole.  From  2  to  6  specimens  were

prepared from it. It means that characteristic polarization for

magnetostratigraphy was stated from 2–6 specimens. Because

the borehole core was not horizontaly oriented, we could point

only  polarity  of  Z-component  of  magnetization  without  the

spatial orientation of specimens.

The characteristic polarity of measured sample was chosen

according to demagnetization graphs. Two ways were used for

analysis of paleomagnetic data. In the first we considered the

vectors of remanent magnetization. In the second we took vec-

tor  differences  between  the  steps  of  demagnetization,  which

means the change of direction of magnetization during heating

from  temperature  T

(i)

  to  temperature  T

(i+1)

.  The  division  of

278                                                                                              TÚNYI et al.

thermal steps into three intervals, 20–200 °C, 200–400 °C

 

and

400–650 °C,  was  performed  and  used  in  both  analyses.  The

characteristic parameters were chosen from the results of six

items (2 ways, 3 thermal intervals).

Figure 5 presents the results of thermal demagnetization, in-

cluding the graphs of the change of magnetic susceptibility of

samples with the temperature. The results show a substantial

growth of magnetic susceptibility beyond 350 °C during heat-

ing of the samples (Fig. 5 samples 2b, 21b). This effect corre-

sponds to an alternation of the Fe-sulphide in favour of the Fe-

oxide  —  magnetite.  Very  low  values  of  bulk  magnetic

susceptibility (–15 to 514×10

–6

 SI units), low values of inten-

sity  of  remanent  magnetization  of  samples  (0.015  to  49 nT)

and  the  above  mentioned  effects  of  the  change  of  magnetic

susceptibility with the temperature have shown that the domi-

nant  magnetism  carriers  in  sandstones,  siltstones/claystones

under study are the Fe-sulphides.

Interpretation of the magnetostratigraphic

measurements

The magnetostratigraphic investigation of samples coming

from the borehole P-3 at the village of Zbudza point out that

Fig. 5. Graphs of thermal demagnetization of the samples from borehole P-3 (2b — sandstone, 21d — siltstone/claystone). Top — stere-

oprojections of directions of remanent magnetizations (N — north) after each demagnetization step; the biggest point means the beginning

of demagnetization. Full points — downward, empty points — upward direction of remanent magnetization. Bottom — thermal behaviour of

magnetization (curve J; J=J

t

/J

0

, where J

o

 is magnetiztion at laboratory temperature (ca. 20 °C) and J

t 

magnetization after thermal step t °C)

and magnetic bulk susceptibility (curve K; K=K

t

/K

0

, where K

o

 is magnetic susceptibility at laboratory temperature (ca. 20 °C) and K

t 

after

thermal step t °C). Zijderveld diagrams of XY and XZ elements of remanent magnetization (Mc Elhinny & Mc Fadden 2000).

Zbudza  Formation  originated  under  conditions  of  prevailing

normal magnetic polarity. From 19 samples 11 samples have

normal  polarity  and  8  of  them  have  reversed  polarity.  The

samples  of  normal  polarity  have  been  grouped  from  2  to  4

samples meanwhile the samples having a reverse polarity were

single.

In  contrast  the  sediments  laying  above  Zbudza  Formation

corresponding to Lastomír and Klèovo Formations originated

under condition of prevailing reverse polarity. From 26 sam-

ples only 6 were of normal polarity and 20 were of reversed

polarity.

According to paleomagnetic polarity the Zbudza Formation

taking in consideration other circumstances as areal relation-

ship  with  other  Badenian  formations  and  radiometric  time-

scale of the Central Paratethys Neogene (Vass et al. 1987) as

well  as  the  cross  correlation  of  the  Neogene  magnetostrati-

graphic scale and marine biozones (Berggren et al. 1995) the

Zbudza Formation may be correlated with the magnetostrati-

graphic time-scale in two variants.

Variant No. 1 (Fig. 6)

The Zbudza Formation is coeval with the older part of the

chron C5Bn, that is the normal Subchron C5Bn.2n. Its numer-

MAGNETOSTRATIGRAPHY OF BADENIAN EVAPORITE DEPOSITS                                          279

ical age is 15.034–15.155 Ma. The overlying Lastomír Forma-

tion  is  coeval  with  the  reverse  Subchron  C5Bn.r  (14.888–

15.034 Ma), normal Subchron C5Bn.1n (14.800–14.888 Ma)

and with larger part of reverse Chron C5ADr. The lower part

of the Klèovo Formation, sampled in borehole P-3 is coeval

Fig. 6. Correlation of the magnetic polarity record from the bore-

hole P-3 with the magnetostratigraphic time-scale and marine bio-

zonation — variant No. 1.

with the upper part of Chron C5ADr and partly corresponds to

the normal Chron C5ADn. The numerical age of the Chrons

C5ADr and C5ADn boundary is 14.612 Ma.

Variant No. 1 is supported by the assumption that the sedi-

mentation of evaporites is relatively rapid. According to vari-

ant No. 1, the Zbudza Formation originated in a short time in-

terval  (15.034–15.155 Ma  =  0.121 m.yr.  i.e.  121 000 years).

This interval according to Neogene time-scale of Berggren et

al.  (1995)  is  within  nannoplanktonic  Zone  NN5  and  within

planktonic foraminiferal Zone M6 (interval zone of Orbulina

suturalis–Gl. peripheroronda).

Against the reliability of the variant No. 1 is especially the

fact, that the paleomagnetic properties of the samples taken

from Zbudza Formation are not consistent as they have to be,

if the formation is coeval with the relatively short C5Bn.2n

Subchron. Repeated intervals of the reverse polarity within

the Zbudza Formation compromise the reliability of the syn-

chronity  of  both  the  Zbudza  Formation  and  C5Bn.2n  Sub-

chron.

Variant No. 2 (Fig. 7)

According  to  variant  No. 2  the  Vranov  Formation  upper

part subjacent to Zbudza Formation is coeval with the Chron

C5Bn upper part, that is the younger part of the reverse Sub-

chron C5Bn.1r, more than with the normal Subchron C5Bn.2n

and with the lower part of the reverse Chron C5ADr. The nu-

merical age of the Vranov Formation p.p. according to Neo-

gene magnetostratigraphy is approximately 14.9–14.7 Ma cor-

responding to the nannoplanktonic Zone NN5 middle part and

planktonic foraminiferal Zone M6 (interval zone of Orbulina

suturalis–Gl. peripheroronda Berggren et al. 1995).

The Zbudza Formation itself was coeval with the upper part

of  the  reverse  Chron  C5ADr,  rather  than  with  the  Chrons

C5ADn,  C5ACr,  C5ACn,  C5ABr  and  C5ABn.  The  chrons

mentioned  correlate  with  the  lower  and  middle  part  of  the

planktonic Zone M7 (lineage zone of Gl. peripheroacuta with

the upper part of nannoplanktonic Zone NN5 and lower part

of the NN6 Zone. The numerical age of the Zbudza Formation

time interval is ≈ 14.7–13.3 Ma.

The Lastomír Formation (prodelta) and the lower part of the

Klèovo Formation (prograding delta fan) have predominantly

reverse  paleomagnetic  polarity  and  may  be  coeval  with  the

Chron C5AAr (13.302–13.139 Ma). The upper, paleomagneti-

cally not investigated part of the Klèovo Formation should be

coeval with the normal Chron C5AAn (13.139–12.991 Ma).

Because  the  Klèovo  Formation  is  unconformably  covered

by the Stretava Formation (Figs. 1, 8) with typical hyposaline

(brackisch) fossil assemblages (moluscs and foraminifers) of the

early Sarmatian it must be stated that the Klèovo Formation is

Late Badenian in age The numerical age 13 Ma may be accept-

ed for the Sarmatian/Badenian boundary (13.6±0.2 Ma — Vass

et al. 1987; 13.5–14.0 Ma — Chumakov et al. 1992; 13.0 Ma —

Rögl 1998; 12.8 Ma — Oszczypko 1997).

According  to  variant  No. 2  the  time  of  deposition  of  the

Lastomír and Klèovo Formations (from the beginning of delta

progradation  approximately  13.3 Ma  BP  to  the  Sarmatian

transgression 13 Ma BP) was short, approximately 0.3 m.yr.

The maximum thickness of the prodelta Lastomír Formation is

280                                                                                              TÚNYI et al.

about  2000 m  after  decompaction  2600 m  and  that  of  delta

(Klèovo  Formation)  is  about  1700 m,  after  decompaction

2150 m.  Both  formations  are  in  mutual  lateral  transition

Fig. 7. The same as Fig. 6, variant Nr. 2. *1 — Chronostratigraphy

after  Gašparíková  (1963),  Gazdzicka  (1994),  Peryt  (1997),  Rögl

(1998),  Andreyeva-Grigorovich  et  al.  2003a,b. *2  —  Subdivision

of  Late/Middle  Badenian  after  new  definition  of  the  Serravallian/

Langhian boundary (Sprovieri et al. 2002) and first appearance of

Velapertina  spp.  (Workshop  of  the  Stratigraphy  group  EEDEN

Program, Parma 2002; Hudáèková et al. 2003).

(Figs. 1, 9)  and  represent  one  delta–prodelta  complex.  The

mean sedimentation rate of prodelta formation was 866.7 cm ×

1000  y

–1

  and  of  delta  formation  736.7 cm ×  1000  y

–1

.  Both

mean  sedimentation  rates  are  reliable,  because  they  do  not

overpass the mean sedimentation rates of recent deltas includ-

ing  prodeltas  1500–2000 cm  ×  1000  y

–1

  (Kukal  1964).  Ap-

proximately 0.3 m.yr. is time of the both formation sedimenta-

tion enough to accumulate deposits of mentioned thickness.

According to Gašparíková (1963), Gazdzicka (1994), Peryt

(1997), Rögl (1998), Andreyeva-Grigorovich et al. (2003a,b),

the variant No. 2 results in the time correlation of the Zbudza

Formation with the Late Badenian.

The boundary NN6/NN5 of nannoplanktonic zone numeri-

cally calibrated to 13.6 Ma (Bergreen et al. 1995) is recently

preferred as the Late/Middle Badenian boundary (Sprovieri et

al.  2002).  In  this  case  the  Zbudza  Formation  in  the  variant

No. 2  is  an  equivalent  of  the  Middle  Badenian  upper  part

overstepping  into the Late Badenian (see Fig. 7).

The critical point of the variant No. 2 is the long duration of

the Zbudza Formation from 14.7 to 13.3 Ma, that is a total of

1.4 Ma.  The  Zbudza  Formation  is  a  sedimentary  record  of

a salinity crisis. The time interval of evaporitic sedimentation

is generally considered to be a short one. According to Ivanov

(1953,  1956  fide  Petránek  1963)  extremely  short:  6000  to

10 000 years. On the other hand, the Messinian Stage a typical

evaporitic stage of the Late Mediterranean Miocene indicates

an  important  salinity  crisis  lasting  1.75 Ma  (Berggren  et  al.

1995) which is comparable to the duration of the Badenian sa-

linity crisis in the Central Paratethys (1.4 Ma).

The Messinian Stage stratotype is composed of two partial

stratotypes  Capodaroso  representing  the  lower  part  of  the

Messinian and Presquasia representing the middle and upper

portion of the stage, including the evaporites (gypsum and/or

anhydrite) has a cumulative thickness of approximately 174 m.

The sedimentary sequence shows alternation of silty marl, mar-

ly diatomite (tripoli), gypsum (2 layers 67.9 m and 18.5 m thick

respectively) and evaporite limestone (Selli 1971).

Comparison of the Messinian stratotype cumulative thick-

ness with the thickness of the Zbudza Formation (104.6 m) as

well as the comparison of the both Messinian Stage and Zbud-

za Formation time of origin 1.75 Ma and 1.4 Ma, respectively

enables us to conclude that the time of the Zbudza Formation

is  origin  obtained  when  the  variant  No. 2  is  used  may  be

the real one.

Of  course  the  origin  of  the  evaporite  horizons  within  the

Messinian Stage and Zbudza Formation may be of relatively

short duration, but the duration of shallow marine sedimenta-

tion,  when  the  evaporation  was  interrupted  and  the  input  of

clastic material was moderate, has to lengthen the time of the

origin of the whole formation, up to 1–2 m.yr.

Discussion

The second more convenient variant for the magnetostrati-

graphic  interpretation  of  the  Zbudza  Formation  in  the  East

Slovak Basin results in some significant conclusions of gener-

al validity in the chronostratigraphy and numerical calibration

of the Central Paratethys Neogene:

MAGNETOSTRATIGRAPHY OF BADENIAN EVAPORITE DEPOSITS                                          281

Fig. 8. Seismic line 700/92 situated in the western part of the East Slovak Basin showing unconformity at the Klèovo Formation (Upper

Badenian) and Stretava Formation (Lower Sarmatian) boundary. Lenght of seismic line = 10 km.

1 — If we accept the huge evaporite accumulations as ex-

cellent  time  correlation  markers,  we  must  conclude  that  the

evaporites  of  the  Wieliczkian  substage  in  the  Central  Parat-

ethys, including the Zbudza Formation of East Slovak Basin,

are coeval. The numerical age of the Zbudza Formation result-

ing from the magnetostratigraphic investigation is from 14.7

to  13.3 Ma.  A  similar  age  may  be  assumed  for  the  whole

Wieliczkian (Andreyeva-Grigorovich et al. 2003a,b). The sub-

stage was defined as the substage of Middle Badenian (Cicha

& Seneš 1975; Papp et al. 1978). The magnetostratigraphic as

well as biostratigraphic data shows that the evaporite forma-

tions  grouped  into  the  Wieliczkian  substage  are  either  Late

Badenian  (Gašparíková  1963;  Gazdzicka  1994;  Peryt  1997;

Andreyeva-Grigorovich et al. 2003a,b) or Middle to Late Bad-

enian in age (after the Late/Middle Badenian boundary con-

cept compare Sprovieri et al. 2002; Workshop EEDEN Parma

2002; Hudáèková et al. 2003). Because of it we suggest can-

cellation of Wieliczkian as the name of the Middle Badenian

282                                                                                              TÚNYI et al.

substage and we recommend use of that name, derived from

the  famous  salt  main  at  Wieliczka,  as  the  lithostratigraphic

name of a group — Wieliczka Group consisting of several for-

mations such as the Zbudza Formation, Tereblya Formation,

upper  part  in  Transcarpathia,  Tyras  Formation  and  Kalush

Formation in the Carpathian Foredeep of Ukraine.

2 — The Sarmatian (Seuss 1866) in the East Slovak Basin is

of typical Central Paratethys biostratigraphic and/or biofacial

development with clearly recognizable foraminiferal zones of

Grill (1943). Many boreholes as well as seismic sections show

that the Lower Sarmatian in the basin represented by the Stre-

tava Formation (Vass & Èverèko 1985) disconformably lies

on the Klèovo and/or Lastomír Formations (Fig. 9). The nu-

merical age of the Sarmatian/Badenian boundary numerically

calibrated to 13.6 Ma (Vass et al. 1987) must be younger be-

cause  the  age  of  the  Zbudza  Formation  top  is  estimated  at

13.3 Ma  and  the  Lastomír  and  Klèovo  Formations  covering

the  Zbudza  Formation  and  being  subjacent  to  the  Stretava

Formation needed at least 0.3 m.yr. to be deposited. So, the

realistic numerical age of the Sarmatian/Badenian boundary

seems to be 13.0 Ma. Rögel (1998) suggests the identical nu-

merical date.

Fig. 9. Seismic line XI-160 situated NE of the town of Seèovce in the middle of the East Slovak Basin. The Klèovo Formation —

a delta fan, expressed by strong and continuous reflectors progrades. The Lastomír Formation — a prodelta, free of strong and continu-

ous  reflectors.  The  Zbudza  Formation  —  an  evaporitic  formation  conformably  covered  by  the  Lastomír  Formation  is  expressed  by

strong reflectors (after Hutman 2003). Length of seismic line = 7 km.

MAGNETOSTRATIGRAPHY OF BADENIAN EVAPORITE DEPOSITS                                          283

Fig. 10. Distribution of the Badenian evaporites in the Central Parat-

ethys (according to Steininger et al. in Papp et al. (Eds.) 1978).

Conclusion

The Zbudza Formation of the East Slovak Basin originated

as a consequence of a major salinity crisis during the Badenian

in the Central Paratethys. Paleomagnetic investigations were

used  to  correlate  the  Zbudza  Formation  with  the  magnetic

time scale (Berggren et al. 1995). The most probable variant

of the measured paleomagnetic data correlation shows that the

Zbudza  Formation  is  coeval  with  the  Chrons  C5ADr  p.p.,

C5ADn, C5ACr and C5ACn, C5ABr and C5ABn and its nu-

merical age is 14.7–13.3 Ma (1.4 m.yr.). The time interval cor-

responds to the planktonic Biozone M7: Globorotalia periph-

eroacuta  Lineage  Zone,  lower  and  middle  part  and  to

calcareous  nannoplanktonic  Zone  NN5  upper  part  and  NN6

lower  part.  The  thick  delta  and  prodelta  formations  (ca.

2000 m) covering the Zbudza Formation originated in the rel-

atively short time interval of 13.3–13.0 Ma (0.3 m.yr.) of the

Late Badenian.

The Badenian substage Wieliczkian comprising the evapor-

itic formations as the Zbudza Formation, after the original de-

scription considered to be a substage of the Middle Badenian,

is Middle to Late Badenian in age. We suggest transformation

of  the  chronostratigraphic  subunit  Wieliczkian  into  a  lithos-

tratigraphic one of the range of a group: Wieliczka Group. The

numerical age of the Sarmatian/Badenian boundary would be

conventionally calibrated 13.0 Ma.

Acknowledgments: The paper was supported by VEGA Slo-

vak Grant Agency Project No. 9263/02, 9264/02, 3178, 3179

and 2/1118/23. The authors acknowledge to P. Kotu¾ak, GSP

lim.  Spišská  Nová  Ves  for  the  samples  for  paleontological

analyses.

References

Andreeva-Grigorovich  A.S,  Kováè  M.,  Halásová  E.  &  Hudáèková

N.  2001:  Litho  and  biostratigraphy  of  the  Lower  and  Middle

Miocene sediments of the Vienna Basin (NE part) on the basis

of  calcareous  nannoflora  and  foraminifers.  Scr.  Fac.  Sci.  Nat.

Univ. Masaryk Brno 30, Geology 27–40.

Andreyeva-Grigorovich  A.S.,  Kulchytsky  V.O.,  Gruzman  A.D.,

Lozynjak  P.Y.,  Petrashkievich  M.I.,  Portyjagina  L.O.,  Ivanina

A.V.,  Smirnov  S.E.,  Trofimovich  N.A.,  Savitskaja  N.A.  &

Shvareva N.J. 1997: Regional stratigraphic scheme of Neogene

formation of the Central Paratethys in the Ukraine. Geol. Car-

pathica 48, 2, 123–136.

Andreyeva-Grigorovich A.S., Oszczypko N., Slaczka A., Savitskaya

N.A. & Trofimovich N.A. 2003a: The age of the Badenian salt

deposits  of  the  Wieliczka,  Bochnia  and  Kalush  areas.  Miner.

Slovaca 35, 1, 49–53.

Andreyeva-Grigorovich  A.S.,  Oszczypko  N.,  ªl¹czka  A.,  Savitskaya

N.A. & Trofimovich N.A. 2003b: Correlation of Late Badenian

Salts  of  the  Wieliczka,  Bochnia  and  Kalush  Areas  (Polish  and

Ukrainian Carpathian Foredeep). Ann. Soc. Geol. Pol. 73, 67–89.

Berggren W.A., Kent D.V., Aubry M.P. & Hardenbol J. (Eds.) 1995:

Geochronology,  time  scales  and  global  stratigraphic  correla-

tion. Soc. Sedim. Geol. Spes. Publ. 54, 1–386.

Cicha J. & Seneš J. 1975: Vorschlag zur Gliederung des Badenian

der Zentralen Paratethys. Proc. 6

th

 Congress R.C.M.N.S., Brat-

islava, 1, 241–246.

Èverèko J. & Ïurica D. 1967: Salt deposit Zalužice at Michalovce.

Spr. Geol. Výsk. r. 1965, Bratislava, (in Slovak).

Gašpariková V. 1963: Microbiostratigraphic relations of the Zbudza

deposit area. Geol. Práce, Spr. 29, 105–110 (in Slovak).

Gazdzicka E. 1994: Nannoplankton stratigraphy of the Miocene de-

posits  in  Tarnobrzeg  area  Northern  of  Carpathian  Foredeep.

Geol. Quart. 38, 553–570.

Grill R. 1943: Über micropaleontologische Gliderung möglichkeiten

im Miozän des Wiener Becken Mitt. Reichsamst Bodenforsch.

6, 33–44.

Hudáèková  M.,  Halásová  E.,  Fordinál  K.,  Sabol  M.,  Joniak  P.  &

Krá¾ J. 2003: Biostratigraphy and radiometric dating in the Vi-

enna  Basin  Neogene  (Slovak  part).  Slovak  Geol.  Mag.  9,  4,

233–236.

Hutman P. 2003: Prospection and exploration of the gas on the play

Albinov–Višòov  in  East  Slovakian  Neogene  basin.  Diploma

Theses.  Fac.  Nat.  Sci.,  Comenius  University,  Bratislava,  (in

Slovak).

Chumakov I.S., Byzova S.Z. & Ganzey S.S. 1992: Geochronologia i

koreljatsia pozdnego Paratetisa. Nauka, Moskva, 1–96.

Janáèek  J.  1959:  Stratigraphy,  tectonics  and  paleogeography  of

Eastern Slovakia. Geol. Práce, Zoš. 52, 71–182 (in Slovak).

Janáèek J. 1960: Geology of the salt deposit of Michalovce, Eastern

Slovakia. Geol. Práce, Zpr. 20, 151–175.

Kukal Z. 1964: Geology of recent sediments. Naklad. Ès. Akad. Vìd,

Praha, 1–441  (in Czech).

Marková M., Planderová E. & Polák M. 1972: Oligocene evaporites

in Central West Carpathians. Geol. Zbor. Geol. Carpathica 23,

2, 263–280.

Matìjka A. (Ed.) 1964: Explanatory notes to General Geol. Map of

ÈSSR 1:200,000, sheet M-34-XXII, Zborov–Košice, in Slovak.

GÚDŠ, Bratislava, 1–254.

McElhinny M.W. & McFadden P.L. 2000: Paleomagnetism (Conti-

nents and Oceans). Academic Press , Sydney, 1–386.

Micu  M.  1982:  Explanatory  notes  to  lithotectonic  profiles  of  Mi-

ocene  molasse  from  Central  Moldavia.  In:  Lützner  H.  &

Schwab G. (Eds.): Tectonic regime of Molasse epochs. Veröff.

Zentralinst. Physic d. Erde 66, 117–136.

Muratov  M.V.  &  Neveskaja  L.A.  (Eds.)  1986:  Stratigraphy  of

USSR — Neogene System Period 1–2. Nedra, Moskva, 1–417

(in Russian).

Oszczypko N. 1997: The Early–Middle Miocene Carpathian periph-

eral foreland basin (W Carpathians, Poland). Przegl. Geol. 45,

10, 1054–l063.

284                                                                                              TÚNYI et al.

Oszczypko  N.  1998:  The  Westem  Carpathians  Foredeep  develop-

ment of the foreland basin in front of acretionary wedge and its

burial history (Poland). Geol. Carpathica 49, 6, 415–431.

Papp A., Cicha I., Seneš J. & Steininger F.P. (Eds.) 1978: Chronos-

tratigraphie  und  Neostratotypen,  Miozän  M

4

,  Badenien.  Veda,

Bratislava, 1–594.

Peryt D. 1997: Calcareous Nannoplankton stratigraphy of the Mid-

dle  Miocene  in  the  Gliwice  area,  Upper  Silesia,  Poland.  Bull.

Acad. Pol. Sci. Earth Sci. 45, 2–4.

Petránek J. 1963: Sedimentary rocks. Naklad. Ès. Akad. Vìd, Praha,

1–718 ( in Czech).

Rögl F. 1998: Paleogeographic consideration for Mediterranean and

Paratethys  seaways  (Oligocene  to  Miocene).  Ann.  Naturhist.

Mus. Wien 99A, 279–310.

Selli R. 1971: Messinian. In: Selli R. (Ed.): Stratotypes of Mediter-

ranean stages. G. Geol., Bologna, 37, 2, 121–133.

Seneš  J.  1989:  Evaporites  of  the  Mediterranean  Tethys  and  Parat-

ethys Neogene. Miner. Slovaca 21, 385–396.

Seuss E. 1866: Untersuchungen über den Charakter der Östereichis-

chen  Tertiarablagerungen  II.  Über  den  Charakter  der  brackis-

chen Stufe oder der Cerithienschichten. Sitzber. Österr.  Akad.

Wiss. Math.-Naturwiss. Kl. Wien, 54, 218–357.

Slávik J. 1967: Rock Salt, in raw materials of Slovakia in Slovak. In:

Slávik J. (Ed.): Naklad. Ústø. Ústav Geol., Praha, 264–296 (in

Slovak).

Sprovieri M., Caruso A., Foresi L.M., Bellanca A., Neri R., Mazzola

S. & Sprovieri R. 2002: Astronomical calibration of the Upper

Langhian/Lower  Serravallian  record  of  Ras  I1-Pellegrin  sec-

tion.  Malta  Island,  central  Mediterranean.  Riv.  Ital.  Paleont.

Stratigr., Luglio 108, 183–193.

Vass D. 1995: The origin and disappearance of Hungarian Paleo-

gene Basins and short-term Lower Miocene Basins in North-

em  Hungary  and  Southern  Slovakia.  Slovak  Geol.  Mag.  21,

95, 81–95.

Vass D. & Èverèko J. 1985: Lithostratigraphic units of East-Slova-

kian Neogene. Geol. Práce, Spr. 82, 111–126.

Vass  D.,  Repèok  I.,  Balogh  K.  &  Halmai  J.  1987:  Revised  Radio-

metric  time-scale  for  the  Central  Paratethyan  Neogene.  Pro-

ceedings  of  the  7

th

  RCMNS  Congress,  Ann.  Inst.  Geol.  Publ.

Hung.  70, 423–434.

Workshop of the Stratigraphy group, EEDEN program, “Paleogeog-

raphy and Stratigraphy” Parma, Italy 26.–29. September 2002.