background image

GEOLOGICA CARPATHICA, FEBRUARY 2009, 60, 1, 59—70                                            doi: 10.2478/v10096-009-0006-3

www.geologicacarpathica.sk

Introduction

The development of the Vienna Basin (part of the epicontinen-
tal  sea,  called  Central  Paratethys)  was  mainly  influenced  by
local geotectonic movements and global sea-level fluctuations
(Hudáčková & Kováč 1997; Kováč 2000; Kováč et al. 2007).
The most distinctive changes occurred in the Middle Miocene.
These processes caused the formation of marine and terrestrial
phases in the Paratethys area with occasional connections with
the Mediterranean and Eastern Paratethys. The closing and re-
activating  of  seaways,  especially  during  the  Miocene,  pro-
duced  changes  of  environmental  conditions  (see  Rögl  1998).
A significant  global  change  affecting  the  Paratethys  was  the
gradual temperature decline, which followed the warm period
of  Miocene  Climatic  Optimum  occurring  between  17  and
15 Ma (Gonera et al. 2000; Ivanov et al. 2002; Böhme 2003;
Bicchi  et  al.  2003;  Hudáčková  et  al.  2003a;  Báldi  2006).  A
cooling  event  in  the  Central  Paratethys  was  observed  first  in
the Late Badenian (Early Serravallian) marine microfauna as-
semblages (Hudáčková & Spezzaferri 2002; Spezzaferri et al.
2004).  Usually,  this  cooling  step  reflects  the  formation  of  a
permanent ice cap on Antarctica around  ~ 14 Ma (late Mid-
dle Badenian, Upper Langhian) and is well documented from
the  deep-sea  records  (e.g.  Shackleton  &  Kennett  1975a;
Berger et al. 1981; Savin et al. 1985; Miller et al. 1991; Pa-
gani et al. 2000; Zachos et al. 2001; Billups & Schrag 2002).

Late Badenian foraminifers from the Vienna Basin

(Central Paratethys): stable isotope study

and paleoecological implications

PATRÍCIA KOVÁČOVÁ

1* 

and NATÁLIA HUDÁČKOVÁ

1

1

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

Slovak Republic;  *patriciakovacova@yahoo.com;  hudackova@fns.uniba.sk

(Manuscript received November 8, 2007; accepted in revised form June 12, 2008)

Abstract: Paleoecological interpretations based on stable isotope study of benthic (Uvigerina semiornata) and planktonic
(Globigerina bulloides, Globigerinoides trilobus) foraminiferal shells from the Paratethys Vienna Basin (southwestern
Slovakia) are presented. The study was performed on sediments of the Devínska Nová Ves-clay pit deposited during the
Middle and Late Badenian (Middle Miocene). Our 

δ

13

C data show an enhanced nutrient input to the water column and the

organic matter accumulation at the bottom of the Vienna Basin. The remineralization of accumulated organic matter on the
sea floor resulted in the formation of oxygen-depleted zones, where no oxic indicators but the oxygen-deficiency tolerant
species were found. Positive benthic 

δ

18

O signal can be attributed to the influence of the global cooling recognized in the

world-ocean during the Middle Miocene. At the same time, variations observed in the water column are interpreted as
reflecting the local temperature and salinity changes resulting from the fluvial and rain inflow. The differences between
surface and bottom water temperature reflect the stratification of the water column. Such stratification might be related to
the isolation process of Central Paratethys in the Badenian. This study confirms that 

δ

13

C and 

δ

18

O are not always in

isotopic equilibrium with the ambient water but are also influenced by vital effects (respiration, symbiont photosynthe-
sis ...). The vital effects led to the incorporation of isotopically light metabolic CO

2

 into Globigerina bulloides resulting in

high similarity between 

δ

13

C values of Uvigerina and Globigerina. It has been shown that the extremely high 

δ

13

C and

very low 

δ

18

O of Globigerinoides trilobus clearly imply the influence of algal photosymbionts.

Key words: Middle Miocene, Central Paratethys, Vienna Basin, paleoecology, stable isotopes, planktonic and benthic
foraminifers.

During the time span considered in the present work (Bade-
nian, 16.3—12.7 Ma; Kováč et al. 2007) the Paratethys region
became more and more isolated due to tectonic movements
in the Carpathian Arc. The Late Badenian (13.6—12.7 Ma) is
regarded as the last period of marine connection between the
Paratethys and Mediterranean Tethys.

Stable  oxygen  and  carbon  isotope  records  of  foraminifers

are  essential  proxies  for  the  paleoceanographic  and  paleocli-
matic evaluation of the sedimentary record. The interpretation
of paleoecological conditions from isotope analyses of shells
is based on the assumption that the isotopic signal of foramin-
iferal tests should reflect the isotopic composition of ambient
water where the organism was growing. In general, 

δ

13

C and

δ

18

O are independent of each other and reflect rather different

environmental  conditions.  The  oxygen  isotope  ratio  mainly
reflects fluctuations of global ice volume and sea-surface and
deep-water temperature changes (e.g. Shackleton 1967, 1987;
Shackleton  &  Opdyke  1973;  Shackleton  &  Kennett  1975b).
The 

13

C  signal  of  foraminifers  provides  information  on  the

carbon cycling and the origin of organic matter in the oceans
and is widely used to reconstruct past changes of marine-water
properties and organic matter fluxes (e.g. Emrich et al. 1970;
Kroopnick et al. 1970; Duplessy 1972; Renard 1986; Zahn et
al.  1986;  McConnaughey  et  al.  1997;  Corliss  et  al.  2002).
There are several isotope studies that were performed on Mio-
cene foraminifers in the Paratethys region (Šutovská & Kan-

background image

60

KOVÁČOVÁ and HUDÁČKOVÁ

tor  1992;  Durankiewicz  et  al.  1997;  Hladilová  et  al.  1998;
Gonera  et  al.  2000;  Hudáčková  &  Krá   2002;  Báldi  2006).
Some  other  isotope  studies  in  the  Paratethys  area  were  ori-
ented  towards  gastropod  (Latal  et  al.  2004,  2006a,b),  pec-
tinid and brachiopod (Bojar et al. 2004) research.

In  the  present  work,  we  focus  on  the  stable  isotope  (

δ

13

C,

δ

18

O)  composition  of  planktonic  and  benthic  foraminiferal

shells from Devínska Nová Ves-clay pit (DNV) because it has
the  most  complete  profile  of  Badenian  age  outcrops  in  the
Vienna Basin. A few stable isotope measurements on foramin-
iferal shells from this area were performed first in the work of
Hudáčková et al. (2003a). In our previous study (Kováčová et
al. 2008), we did geochemical research on foraminifers from
several  localities  in  the  Vienna  Basin,  including  DNV.  The
present  study  focuses  on  confirming  paleoecological  and
paleoclimatological trends indicated on the basis of the previ-
ous data from the profile. For the more detailed stable isotope
analyses  on  foraminiferal  tests  more  than  60  new  samples
were evaluated from the uppermost part of the DNV profile,
using the most modern measuring technology.

Geological setting

The  Vienna  Basin  (Fig. 1)  represents  a  typical  pull-apart

basin  situated  within  the  Alpine-Carpathian  mountain  belt,
between the Eastern Alps and Western Carpathians. The ba-
sin  Neogene  fill  comprises  Early  to  Late  Miocene,  and
Pliocene-Quaternary  deposits.  The  Early  and  Middle  Mio-
cene  sediments  were  mostly  deposited  in  marine  environ-
ments. The uppermost Middle Miocene and Upper Miocene
sediments  were  deposited  in  brackish  water  conditions  and

the  youngest  ones  in  the  freshwater,  limnic  to  fluvial  envi-
ronments (Kováč 2000).

The studied area near the Devínska Nová Ves (DNV, Fig. 1)

represents the Slovak part of the Vienna Basin, situated at the
foothills of the Devínske Karpaty (subunit of the Malé Kar-
paty  Mts).  DNV  profile  uncovers  several  stages  of  the  late
Middle/Late Badenian sedimentary sequence. The studied in-
terval consists of over 15 meters thick sequence of laminated
grey  clays  to  claystones  and  green-grey  marls  to  marlstones
rich in fossil remnants: calcareous nannoplankton, planktonic
and  benthic  foraminifers,  molluscs,  fish  skeletons  and  otho-
lites as well as a rare flora fragments. The lower part of section
(15 m—12.2 m)  belongs  to  the  Middle  Badenian  CPN8  Glo-
boturborotalita  druryi-Globoturborotalita  decoraperta
  Zone
(Cicha et al. 1975). The Late Badenian age of the Studienka
Formation was determined in the middle and upper part (from
12.2 m up to top) by the foraminiferal assemblages belonging
to  the Bulimina/Bolivina  Zone  (Grill  1941)  and  nannofossils
of  NN6  Zone  (Hudáčková  &  Kováč  1997;  Hudáčková  et  al.
2003a). The Upper Badenian (13.54 Ma) in the upper part of
the  transect  at  7 m  has  been  documented  by 

87

Sr/

86

Sr  age

based on Pappina neudorfensis (Toula) shells (Hudáčková &
Krá  2000; Hudáčková et al. 2003b). The fauna support sedi-
mentation in middle-outer neritic environment (Hudáčková et
al. 2003a).

Materials and methods

For  the  paleoecological  and  paleoclimatological  interpre-

tation 108 samples were taken from the DNV profile, in gen-
eral every 10 cm in the upper 9 m. In the lower part, the in-
terval  used  was  40 cm.  In  sample  preparation  we  followed
the  standard  laboratory  methods  adopted  at  the  Department
of  Geology  and  Paleontology  at  Comenius  University  in
Bratislava to separate foraminiferal shells from the sediment.
About two hundred grams of sediment for each sample were
soaked in water and diluted hydrogen peroxide (3%) for sev-
eral  hours  to  desegregate  the  sediments  without  damaging
the specimens and to retain the original faunal composition.
Samples  were  then  washed  under  running  water  through
200 µm,  125 µm  and  71 µm  mesh  sieves.  Approximatelly
200—300 specimens for each sample were picked, identified
with a binocular microscope and counted. The raw data were
transformed  into  percentages  over  the  total  abundance  and
percent abundance curves were plotted (Fig. 2 for planktonic
taxa, Fig. 3 for benthic taxa). Species with phylogenetic af-
finities and similar environmental significance were grouped
to better interpret their distribution patterns.

The  best-preserved  planktonic  and  benthic  foraminiferal

shells  were  picked  for  stable  isotope  measurements.  The
benthic stable isotope data were obtained from individuals of
Uvigerina  semiornata  (Fig.  4.21).  In  some  cases,  several
species of uvigerinids (e.g. U. semiornataU. aculeata) oc-
cupying the same environment were used for analyses. In gen-
eral, the representatives of these taxa inhabit the upper 0—2 cm
in the sediment and are believed to precipitate their tests in
oxygen  isotopic  equilibrium  with  the  ambient  water  (Woo-
druff  et  al.  1980).  The  planktonic  stable  isotope  data  were

Fig. 1. Location of the Vienna Basin and the investigated Devínska
Nová Ves-clay pit (DNV) in the Central Paratethys.

background image

61

 STABLE ISOTOPE STUDY OF LATE BADENIAN FORAMINIFERS (CENTRAL PARATETHYS)

achieved  from  analysis  of  the  intermediate-water  dweller
Globigerina  bulloides  (Fig. 4.1,2),  in  some  samples  mixed
with  G.  diplostoma  (Fig. 4.4)  or  G.  praebulloides.  In  two
samples (65 and 71) the isotope ratio were measured on pre-
vailing  tests  of  Globigerinoides  trilobus  (Fig. 4.10).  This
species  occupies  predominantly  the  surface-water  layers.
G. trilobus hosts photosymbionts whereas G. bulloides is an
algal

 

symbiont-barren  species  (Bé  &  Tolderlund  1971).  In

the uppermost two meters of profile, only the planktonic for-
aminifers have been analysed because of scarcity of benthic
specimens.

The  use  of  stable  oxygen  isotopic  measurements  as  a

proxy  for  past  paleothermometry  began  with  Urey’s  (1947)
theoretical prediction that the 

18

O/

16

O ratio in calcite varies

as a function of the temperature in which the mineral precipi-
tated. Since that time, various forms of the paleotemperature
equation have been generated (e.g. Erez & Luz 1983) but all

generally  follow  Epstein  et  al.’s  (1953)  original  determina-
tion. In the present work, we used the adapted version of pa-
leotemperature  equation  as  modified  by  Shackleton  (1974)
for calculation of the surface and bottom water temperature:

= 16.9—4.38 (

δ

18

O

c

δ

18

O

w

) + 0.10 (

δ

18

O

c

δ

18

O

w

)

2

where  T  is  the  paleotemperature  (°C), 

δ

18

O

c

=

δ

18

O  of  the

carbonate and 

δ

18

O

w

 is the isotopic composition of the sea-

water where the carbonate was precipitated.

The first one is relative to the Vienna-PDB (VPDB – Vien-

na  PeeDee  Belemnite)  standard,  while  the  water  value  in
which the carbonate precipitated is on Standard Mean Ocean
Water (SMOW) scale. The later must be further corrected by
—0.27 ‰ (see in Hut 1987 or Bemis et al. 1998). If 

δ

18

O

of

—0.24 ‰ is applied for Middle Miocene seawater (Lear et al.
2000) the above equation can be rewritten as follows:

Fig. 2. Relative abundance (percent value) of planktonic foraminifers with estimation of the CPN8/CPN9 planktonic Zones (according to
Cicha et al. 1975) boundary. Absolute age according to Hudáčková & Krá  (2002).

background image

62

KOVÁČOVÁ and HUDÁČKOVÁ

Fig. 3.  Relative  abundance  (percent  value)  of  benthic  foraminifers  with  estimation  of  the  CPN8/CPN9  planktonic  Zones  (according  to
Cicha et al. 1975) boundary.

background image

63

 STABLE ISOTOPE STUDY OF LATE BADENIAN FORAMINIFERS (CENTRAL PARATETHYS)

= 16.9—4.38 [

δ

18

O

c

—(—0.51)] + 0.10 [

δ

18

O

c

—(—0.51)]

2

The VPDB standard replaced after intercalibration the older,

no longer available standard PDB, which refers to the Creta-
ceous belemnite formation at PeeDee in South Carolina, USA.

When  using  Shackleton’s  equation  with  the  above  men-

tioned  corrections,  the  final  temperature  values  are  about
2.2 °C lower than the results without any corrections.

The isotope measurements were performed on a Finnigan

MAT 251 mass spectrometer at the GSM laboratory of Ber-
gen University, Norway, adapting the standard method used
in  that  laboratory.  The  number  of  specimens  analysed  at  a
single  measurement  varied  between  1  and  3  for  benthic
shells ( ~ 85 µg) and between 6 and 10 for planktonic individ-
uals  ( ~ 70 µg).  Foraminiferal  tests  were  ultrasonically
cleaned  in  ethanol  for  10 s.  Gas  for  isotope  measurements
was  produced  by  reaction  with  orthophosphoric  acid  at
70 °C  in  an  automated  on-line  system,  where  the  acid  was
added to the sample in individual reaction chambers. Results
are reported with respect to the VPDB standard through cali-
bration  against  CM03  standards.  The  reproducibility  of  the
system is  ± 0.06 ‰ for 

δ

13

C and  ± 0.07 ‰ for 

δ

18

O, based on

replicate measurements of an internal carbonate standard.

Results

On the basis of the 89 identified foraminiferal taxa – (39

planktonic  ones)  from  108  samples  we  suggest  that  water
depth  during  the  sedimentation  fluctuated  from  the  inner  to
outer shelf.

The planktonic assemblages indicate a paleoclimatic trend

from warm to more temperate conditions from the bottom to
the top of the section, based on lower abundance of the Glo-
bigerinoides
 and Orbulina-Praeorbulina group (Fig. 2).

The  benthic  foraminiferal  assemblages  suggest,  indeed,

that the sea floor was characterized by suboxic episodes, as
indicated by positive excursions in the abundance of the Uvi-
gerina
 group (Fig. 3). Suboxic and dysoxic episodes also oc-
curred, documented by drastic decrease in the abundance of
benthic foraminifers.

105 stable isotope measurements on benthic and plankton-

ic  foraminiferal  shells  from  DNV  profile  have  been  pro-
duced.  The  stable  isotope  results  are  shown  in  Table 1.
Changes in the isotope ratios of planktonic and benthic fora-
miniferal tests along the profile are shown in Fig. 5 for both
carbon and oxygen stable isotopes.

The benthic 

δ

18

O values are between  + 1.7 ‰ and  + 2.3 ‰

with  an  average  of  + 1.9 ‰.  The  curve  records  a  slight  in-
creasing trend towards the upper part of the studied section.
The 

δ

13

C values demonstrate a narrow range of values from

—1.06 ‰  to  —0.05 ‰  (averaging  —0.64 ‰).  The  record  is
well balanced and no distinct variances were observed.

The 

δ

18

O values measured in the shells of planktonic Globi-

gerina  taxa  range  from  —1.11 ‰  to  + 1.39 ‰  (mean  value
+ 0.25 ‰)  and  the 

δ

13

C  values  range  from  —1.37 ‰  to

+ 0.20 ‰ (mean value —0.65 ‰). The 

δ

18

O values show larger

variations with a negative trend towards the top in contrast to
δ

13

C data, which tend to have positive values, most visible in

Table 1: Stable isotope results of oxygen (

δ

18

O) and carbon (

δ

13

C)

of analysed planktonic and benthic foraminiferal shells in the DNV
section.  G.b.  –  Globigerina  bulloides,  G.tr.  –  Globigerinoides
trilobus
U – Uvigerina semiornata.

background image

64

KOVÁČOVÁ and HUDÁČKOVÁ

Fig. 4. SEM pictures of the most frequent species in DNV. 1 – Globigerina bulloides d’Orbigny, spiral side, 70

×, 80 cm. 2 – Globigerina

bulloides d’Orbigny, apertural side, 72

×, 80 cm. 3 – Globigerina ex. gr. bulloides d’Orbigny, apertural side, 75×, 40 cm. 4 – Globigerina

diplostoma Reuss, 62

×, 120 cm. 5 – Globigerina concinna Reuss, 75×, 80 cm. 6, 7 – Globigerina concinna Reuss, 77.5×, 95×, 40 cm. 8 –

Globigerinoides cf. bulloideus Crescenti, 110

×, 1420 cm. 9 – Globigerina concinna Reuss, 87×, 80 cm. 10 – Globigerinoides trilobus (Re-

uss), 55

×, 1520 cm. 11 – Globigerinella obesa (Bolli), 75×, 120 cm. 12 – Globigerinella cf. obesa (Bolli), 77.5×, 120 cm. 13 – Pavonitina

styriaca Schubert, 31

×, 1125 cm. 14 – Valvulineria complanata (d’Orbigny), 52.5×, 1125 cm. 15 – Valvulineria complanata (d’Orbigny)

with  microbial  cover,  72.5

×,  1125 cm.  16  –  Detail  of  microbial  cover  on  the  V.  complanata  test,  350×,  1125 cm.

background image

65

 STABLE ISOTOPE STUDY OF LATE BADENIAN FORAMINIFERS (CENTRAL PARATETHYS)

Continued  from  previous  page: 

    17  –  Uvigerina  venusta  Franzenau  with  microbial  cover,  45

×,  1125 cm.  18  – Budashevaella  wilsoni

(Smith), 77.5

×, 1125 cm. 19 – Hanzawaia crassiseptata (Łuczkowska) umbilical side, with microbial cover, 85×, 1125 cm. 20 – Spirolocu-

lina  badenensis  d’Orbigny,  72.5

×, 1125 cm.  21 – Uvigerina semiornata d’Orbigny, 57×, 1125 cm. 22 – Cassidulina carinata Silvestri,

142

×, 320 cm. 23 – Uvigerina bellicostata Łuczkowska, 65×, 420 cm. 24 – Uvigerina accuminata Hosius, 62.5×, 420 cm. 25 – Uvigerina

venusta Franzenau, 47

×, 380 cm. 26 – Bolivina viennensis Marks, 77×, 740 cm. 27 – Bolivina pokornyi Cicha et Zapletalova, 60×, 740 cm.

28 – Bolivina dilatata maxima Cicha et Zapletalova, 60

×, 740 cm. 29 – Bolivina dilatata maxima Cicha et Zapletalova, 57.5×, 720 cm.

30 – Bulimina elongata d’Orbigny, 50

×, 980 cm. 31 – Uvigerina venusta Franzenau, wall detail, 450 cm. 32 – Uvigerina venusta Fran-

zenau, wall detail, 450 cm. 33 – Pappina neudorfensis (Toula), wall detail, 450 cm. 34 – Sediment microlayer structure, 520 cm. 35 – Sed-
iment  microlayer  structure,  535 cm.  36  –  Uvigerina  venusta  Franzenau,  wall  detail,  450 cm.  37  –  Uvigerina  venusta  Franzenau,  50

×,

450 cm. 38 – Pappina neudorfensis (Toula), 50

×, 450 cm. 39 – Sediment microlayer structure, 740 cm. The scale bars = 100 µm.

the middle and upper part of the section. On samples 65 and 71,
planktonic  isotope  measurements  were  carried  out  on  the  pre-
dominant species Globigerinoides trilobus. The measured val-
ues of this taxon reached ~ + 1.10 ‰ for 

δ

13

C and  ~ —1.41 ‰

for 

δ

18

O. Considering the 

δ

18

O differences between Globigeri-

na and Globigerinoides taxa, it was observed that the deeper-
water dweller  Globigerina gives a more positive 

δ

18

O  signal

than  the  shallow  living  Globigerinoides.  Towards  the  top  of
the  section  increasing  differences  between  the 

δ

18

O  data  of

planktonic and benthic taxa are recorded.

The calculated paleotemperature (Fig. 6) of bottom waters

(benthic Uvigerina) ranges from 5.2 °C to 7.7 °C (averaging
at 6.8 °C). Planktonic Globigerina bulloides indicate quite a
large  temperature  range  from  a  minimal  value  of  9 °C  to  a
maximal  value  of  19.4 °C  (average  13.7 °C).  The  near-sur-
face  living  Globigerinoides  trilobus  has  been  analysed  in
two samples where the values of 19.7 °C and 21.6 °C (aver-
age 20.6 °C) were obtained.

Discussion

Carbon isotopes

The 

δ

13

C  values  recorded  in  foraminiferal  tests  reflect  the

δ

13

C  values  of  dissolved  inorganic  carbon  (DIC)  of  ambient

water  masses  in  the  ocean.  Foraminiferal 

δ

13

C  values,  there-

fore, are usually used as the major tracer for nutrients (Sarn-
thein et al. 1994). The 

δ

13

C in the ocean is inversely correlated

to nutrient concentration; the higher nutrient concentration in
seawater  produces  more  depleted 

δ

13

C  of  calcareous  shells.

When  the 

12

C-rich  organic  matter  is  transported  to  the  sea

floor, its remineralization causes release of 

12

C and depletion

of 

13

C in water. Consequently, the ambient water exhibits nu-

trient enriched values and causes low 

δ

13

C values in foramin-

iferal shells. However, the carbon isotopic composition often
deviates from equilibrium (Mulitza et al. 1999). These offsets
have been attributed to “vital effects” involving biologically,
physically  and  chemically  controlled  processes,  which  cause
disequilibrium between the 

δ

13

C

DIC

 and 

δ

13

C of foraminiferal

shells (Peters 2000).

Our benthic and planktonic 

δ

13

C data indicate that the nutri-

ent-rich water conditions occurred in the investigated Vienna
Basin during the late Middle/Late Badenian (Late Langhian/
Early  Serravallian).  The 

δ

13

C  measurements  on  foraminifers

show  that  the  subsurface  species  of  Globigerina  recorded
lighter  values  of  ~ 1.73 ‰  than  the  near-surface  Globige-
rinoides
 (Fig. 5, Table 1). In many cases it is also lighter than

benthic 

δ

13

C, even if the mean values are very close (—0.65 ‰

for  Globigerina,  —0.64 ‰  for  Uvigerina).  G.  bulloides  is  a
typical high biological productivity indicator (Naidu & Niitsu-
ma 2004). When the specimens of G. bulloides calcify in fer-
tile  waters,  their 

δ

13

C  signal  should  be  lower  resulting  from

the fractionation pattern of carbon isotopes. The negative 

δ

13

C

values of Globigerina, thus, imply an increasing nutrient input
to the water column of the Vienna Basin.

An accessible reservoir of light carbon 

12

C is represented

mainly  by  continental  organic  matter  (Berger  et  al.  1981).
Therefore, the most probably nutrient source bringing the or-
ganic matter to the water column of the Vienna Basin was pro-
vided  by  terrestrial  input.  During  the  Middle  Miocene,  an
important paleogeographical change in the Vienna Basin was
the  formation  of  a  new  drainage  pattern  resulting  in  a  wide
deltaic  system  of  the  paleo-Danube  on  the  northern  edge  of
the  basin  (Jiříček  1990).  Thus,  we  suppose  that  the  paleo-
Danube river inflow might have increased the productivity in
the  surface  waters  of  the  Vienna  Basin  and  have  caused  the
δ

13

C-depleted  values  in  planktonic  shells  (Kováčová  et  al.

2008).  At  this  time,  the  marine  connection  of  Central  Parat-
ethys was closing and the river input was probably the only pos-
sible source providing the nutrient supply to the water column.

The negative carbon isotopic ratio (—0.64 ‰) extracted from

benthic Uvigerina shells indicates an increased organic carbon
supply to the sea floor. The benthic 

δ

13

C curve exhibits a neg-

ative trend towards the top (Fig. 5), which is probably related
to enhanced benthic eutrophication, especially pronounced in
the Late Badenian, first recognized by Báldi (2006). Such con-
ditions can arise when the remaining organic matter, not con-
sumed by the microorganisms or bigger faunal elements in the
water column, falls down to the bottom. Accumulated organic
matter, rich in 

12

C, on the sea floor and within the sediment is

subject  to  decomposition,  which  depletes  the  carbon  isotope
ratio of ambient water (McCorkle et al. 1990).

The  Uvigerina  species  analysed  in  the  DNV  are  consid-

ered to be shallow-infaunal and so are influenced by the iso-
topic composition of pore water (Schmiedl et al. 2004). Un-
der the nutrient-rich conditions, the pore water DIC, even in
the upper millimeter, may be depleted in 

13

C relative to that

of  the  bottom  water.  Thus,  the  negative 

δ

13

C  of  Uvigerina

analysed in DNV might reflect the nutrient-rich and 

13

C de-

pleted  pore  water  conditions  in  the  Vienna  Basin.  At  the
same time, the remineralization of accumulated organic mat-
ter at the bottom can produce oxygen-depleted zones. In the
Vienna Basin, an insufficient oxygenation of the sea floor is
indicated  by  abundance  of  low-oxygen  benthic  foraminiferal
indicators, dominated by the following taxa: Uvigerina (Uve-

background image

66

KOVÁČOVÁ and HUDÁČKOVÁ

nusta, Fig. 4.31,32,36,37; U. bellicostata, Fig. 4.23; U. semi-
ornata
, Fig. 4.21), Bolivina (B. dilatata maxima, Fig. 4.28, 29;
B.  pokornyi,  Fig. 4.27)  and  Bulimina  (B.  elongata,  Fig. 4.30;
B. subulata). The sub/dysoxic conditions are also reflected by
absence of oxic indicators reported in previous studies (Fig. 3;
Kováč & Hudáčková 1993; Hudáčková & Kováč 1997). Our
benthic 

δ

13

C  data  correspond  to  the  observations,  based  on

benthic  foraminiferal  species  distribution,  and  support  the
high nutrient and low oxygen concentrations at the bottom of
the Vienna Basin during the late Middle/Late Badenian.

Multi-species measurements of fossil and recent foramini-

fers revealed that the stable isotope composition of calcare-
ous tests of many species exhibits deviations from the calcite
precipitated  in  equilibrium  with  the  ambient  water  (Gross-
man 1987; Spero & Lea 1996; Peeters et al. 2002; Naidu &
Niitsuma 2004; Schmiedl et al. 2004). These deviations are
most expressed in the 

δ

13

C signal and are called vital effects.

Vital effects include the incorporation of metabolic CO

2

 into

the shells during calcification, calcification rate rising, phys-
iological changes during ontogenesis, kinetic effects and the
photosynthetic  activity  of  symbionts  (Erez  1987;  McCon-
naughey 1989; McConnaughey et al. 1997). The high simi-
larity between the 

δ

13

C values of Uvigerina and Globigerina

from DNV can be regarded as a vital effects implication for
G.  bulloides.  The  increased  productivity  in  surface  water
evocates a higher calcification rate and consequently higher
respiration of CO

2

 (Berger et al. 1978) in the eutrophic spe-

cies  G.  bulloides.  CO

2

  comprises  the  light  carbon  isotope

12

C.  Under  the  favourable  conditions,  which  apparently  oc-

curred in the Vienna Basin, G. bulloides could involve more
CO

enriched in 

12

C (Naidu & Niitsuma 2004). Consequent-

ly, this process led to slightly more negative 

δ

13

C compared

to benthic Uvigerina from the same area.

Another process affecting foraminifer 

δ

13

C is algal photo-

symbiosis. Planktonic foraminifers with photosymbionts dis-
play  higher 

δ

13

C  values  than  nonsymbiotic  species  (e.g.

Spero  &  Williams  1988;  McConnaughey  1989).  This  could
be the case of the analysed symbiont-bearing species Globi-
gerinoides trilobus
, whose carbon isotope results are surpris-
ingly  positive  (~ + 1.10 ‰).  The  difference  between
Globigerina  and  Globigerinoides  is  about  1.5 ‰.  During
photosynthesis,  the  algal  symbionts  preferentially  use  the
lighter  version  of  carbon  isotope  (

12

C)  and  so  elevate  the

13

C/

12

C  ratio  in  the  ambient  water.  The  production  rate  of

symbionts  and  the  degree  of 

δ

13

C  increase  in  foraminifers

vary directly as a function of light intensity (see Spero et al.
1991).  Consequently,  the  near-surface  dweller  G.  trilobus
with  photosymbionts  should  yield  the  heaviest  carbon  iso-
tope values. The results from DNV show a distinctive sym-
biotic  influence  on  the 

δ

13

C  signal  of  G.  trilobus.  The

analysed foraminiferal taxa Uvigerina and Globigerina do not
host any symbiotic algae in the cytoplasm and their stable iso-
tope carbon signal is not changed by photosynthetic activity.

Oxygen isotopes

The ratio of the stable oxygen isotopes 

18

O and 

16

O is one of

the most important tools in paleoceanography and paleoclima-
tology. In marine sediments, the oxygen isotopic composition

of foraminiferal shells is used as a proxy for the temperature
(e.g. Emiliani 1954; Erez & Luz 1983; McConnaughey 1989;
Bemis et al. 1998). In addition to temperature, sea surface sa-
linity changes also affect foraminiferal 

δ

18

O distribution. The

benthic  foraminifer 

δ

18

O  is  controlled  by  water  temperature

because  salinity  seems  to  be  constant  in  deeper  parts  of  the
oceans (Cheng et al. 2004). On the other hand, the planktonic
δ

18

O appears to have been controlled by both, temperature of

surface waters and salinity (Kennett 1986).

Water  temperature  decreases  with  increasing  water  depth

and this trend is observed by the foraminiferal 

δ

18

O data in

this  work  (Fig. 5,  Table 1).  As  expected,  the  most  positive
oxygen isotope values have been recorded from benthic Uvi-
gerina
 (average  + 1.9 ‰). It has been shown that the oxygen
isotopic composition of Uvigerina is in equilibrium with the
surrounding  seawater  (Shackleton  1973).  Thus,  we  can  as-
sume that the oxygen isotope signal of shallow-infaunal Uvi-
gerina
 reflects the 

δ

18

O conditions of pore water in the Vien-

na  Basin  during  the  late  Middle  to  Late  Badenian.  The
benthic 

δ

18

O  from  DNV  is  comparable  to  results  of  many

cores from the Pacific and Atlantic oceans during 14—13 Ma
(e.g.  Shackleton  &  Kennett  1975b;  Woodruff  et  al.  1981;
Savin et al. 1981; Kennett 1986; Boersma 1986). The mean
values  from  those  studies  range  approximately  between
+ 1.9 ‰  and  + 2.6 ‰.  Our  benthic  data  from  DNV  are  also
positive  ranging  between  + 1.7 ‰  and  + 2.3 ‰  and  are  ap-
parently very close to the open ocean signal.

An increase in 

δ

18

O values of benthic foraminifers may re-

flect  several  processes:  a  cooling  of  ocean  water  tempera-
ture, an increase in global ice volume, an increase in salinity,
or  some  combination.  The  Middle  Miocene 

δ

18

O  increase

between  16.5  and  13.2 Ma  (Kennett  1986)  has  generally
been accepted as representing a major permanent buildup of
the East Antarctic ice sheet (Savin et al. 1975; Shackleton &
Kennett  1975a).  Our  positive  benthic 

δ

18

O  record,  suggest-

ing colder bottom-water temperature, might be interpreted as
result of global cooling influence recognized in world ocean
and also affecting the Central Paratethys. Benthic 

δ

18

O val-

ues between approximately  + 1.9 ‰ and +3 ‰ are interpret-
ed as ice periods (see Williams et al. 1988) and we believe
that  our  results  of  + 1.7 ‰ — + 2.3 ‰  represent  the  influence
of ice-buildup. Because the Vienna Basin was an intramoun-
tain  shallow  (neritic)  basin,  the  bottom-water  environment
was evidently warmer than in the open ocean. Therefore the
benthic oxygen isotope data from DNV are lower and do not
show  strong  variations.  However,  in  the  DNV  oxygen  iso-
tope profile we cannot see the distinct positive trend. We sup-
pose that this is caused by the fact that the investigated profile
from DNV represents only a small part of cooling phase.

The  oxygen  isotope  results  of  Globigerina  from  DNV

show  a  wide  range  between  —1.11 ‰  and  + 1.39 ‰  (Fig. 5,
Table 1).  In  general,  we  observe  two  directions  of  oxygen
isotope  signal:  a  tendency  to  more  positive  data  (averaging
+ 0.6 ‰)  in  the  lower  part  of  the  profile  up  to  7 m;  and  a
trend to more negative values (average  + 0.04 ‰) from 7 m
to the top of DNV. The planktonic 

δ

18

O data obtained from

the Middle Miocene show that the most positive/coolest val-
ues between  + 0.6 ‰ and  + 1.9 ‰ were observed in the Pa-
cific  (Shackleton  &  Kennett  1975a;  Kennett  1986);  slightly

background image

67

 STABLE ISOTOPE STUDY OF LATE BADENIAN FORAMINIFERS (CENTRAL PARATETHYS)

less positive data of —0.2 ‰ to  + 1.5 ‰ were observed in the
Atlantic  (Keigwin  1983;  Vergnaud-Grazzini  1985)  and  the
most  negative/warmest  values  ranging  between  —1 ‰  and
+ 0.6 ‰  were  obtained  in  the  Mediterranean  Sea  (Van  der
Zwaan & Gudjonsson 1986).

Our values from DNV are close to the Mediterranean level

and  show  a  slight  negative  trend.  This  trend  could  imply
warming of surface water or slight decreasing of salinity or a

combination  of  both.  Since  the  Vienna  Basin  represents  a
shallow  environment,  the  water  temperature,  in  general,  is
expected  to  be  higher  than  in  the  open  ocean  area.  On  the
other  hand,  the  surface  water  in  the  basin  was  affected  by
isotopically  depleted  meltwater  arriving  from  the  paleo-
Danube delta. The frequent variations shown by 

δ

18

O signal

of planktonic taxa might thus reflect the temperature and sa-
linity changes caused by both, river and rain inflow. We sug-
gest  that  in  the  case  of  the  Vienna  Basin,  the  local  effects
played  an  important  role  and  the 

δ

18

O  signal  recorded  by

planktonic  foraminifer  Globigerina  is  influenced  by  both,
the local temperature and salinity changes.

The use of stable isotope ratios is limited by a number of

problems. 

δ

18

O measurements on living and laboratory cul-

tured  foraminifers  show  distinct  deviations  with  respect  to
the  isotopic  equilibrium  (e.g.  Grossman  1987).  These  devia-
tions  are  presumably  influenced  by  life  processes  including
the vital effects. A perfect example of taxa displaying a devia-
tion due to vital effect in this work is Globigerinoides trilobus
(as already shown from the carbon isotope signal). This spe-
cies exhibits the most negative 

δ

18

O values (average —1.41 ‰)

and  is  associated  with  dinoflagellate  symbionts  that  are  dis-
tributed  between  and  on  spines  in  a  halo  around  the  calcitic
shell (Wolf-Gladrow et al. 1999). The photosynthetic activity
of  algal  symbionts  affects  shell 

δ

18

O  values;  an  increase  in

symbiont photosynthetic activity results in a decrease in shell
δ

18

O values (e.g. Bemis et al. 1998). Species exhibiting vital

effects  generally  have  compositions  0.5—1.5 ‰  depleted  in

18

O relative to equilibrium (Grossman 1987). G. trilobus from

DNV displays a strong deviation of  ~ 1.7 ‰ compared to G.
bulloides
. Such difference between two planktonic species in-
habiting roughly the same environment, regarding the shallow
water environment of the Vienna Basin, clearly implies the in-
fluence  of  symbionts  in  the  case  of  G.  trilobus.  We  suppose
that the depleted oxygen isotope ratio and enriched 

δ

13

C sig-

nal observed at the same time in G. trilobus do not reflect the
isotopic composition of ambient water but represent the devia-
tion due to vital effects.

We  calculated  paleotemperature  from  our  benthic  and

planktonic 

δ

18

O  values  using  the  equation  of  Shackleton

(1974) described in the methodology part (Fig. 6). The bot-
tom water temperature records variations of about 2 °C and
represents relatively cold conditions averaging  ~ 6.8 °C. The
temperature of the water column calculated from 

δ

18

O values

of  G.  bulloides  recorded  bigger  variations  than  in  the  sea
floor. In general, we recognize two tendencies: a distinctive
trend to cooler temperature (shift of  ~ 6 °C) in the lower part
of the profile up to 11 m and the tendency to warmer temper-
atures (shift of  ~ 7 °C) from 11 m towards the top. However,
the temperature in the water column (mean value  ~ 13.7 °C)
was  very  variable  and  we  observe  a  lot  of  small  shifts  to-
wards  cooler  or  warmer  conditions.  According  to  our  as-
sumptions,  the  surface  water  was  more  influenced  by  the
temperature changes, related to the warmer fluvial and rain-
water input, than the sea bottom. Furthermore, the seasonal
temperature  changes  affecting  only  the  near-surface  layers
could play a role. In the Vienna Basin, temperature stratifica-
tion  has  been  reported  in  previous  paleoecological  works
(e.g.  Kováč  &  Hudáčková  1993;  Hudáčková  &  Kováč

Fig. 5.  The  Badenian  oxygen  and  carbon  stable  isotope  record  of
planktonic  and  benthic  foraminifers  from  the  Vienna  Basin.  Ma
ages  agree  with:  13.54 Ma  (radiometric  dating 

87

Sr/

86

Sr,  Hudáč-

ková & Krá  2002), 13.65 Ma (Middle/Late Badenian boundary ac-
cording to Kováč et al. 2007).

background image

68

KOVÁČOVÁ and HUDÁČKOVÁ

1997).  This  stratification  trend  is  probably  related  to  the
closing  of  the  Central  Paratethys  Sea,  which  culminated  in
the Late Badenian. The difference of  ~ 7 °C between the bot-
tom  and  surface  water  temperature  shown  in  this  study
agrees with previous observations.

The paleotemperature obtained from the oxygen isotope ra-

tio  of  symbiont-bearing  G.  trilobus  is  evidently  the  highest
(average at 20.6 °C), as we expected, since it is a near-surface
dwelling  species.  However,  as  has  been  previously  reported,
in  consideration  of  the  assumed  paleodepth  of  Vienna  Basin
(150—200 m),  a  difference  of  ~ 7.5 °C  between  the  G.  bul-
loides
 and G. trilobus is enormous. In the shallow basin, these
two  genera  are  supposed  to  have  roughly  the  same  habitat-
depth, and even in the stratified water, the temperature should
not  be  very  different.  There  are,  however,  also  suggestions
that a species like Globigerina bulloides may calcify as a ju-
venile at depth and migrate to shallower depths in later growth

stages  (Spero  &  Lea  1996;  Bemis  et  al.  1998).  This  opinion
could explain the strong contrast between the water tempera-
ture indicated by 

δ

18

O of G. bulloides and G. trilobus. Never-

theless, in this case, we believe that, as well as the 

δ

13

C signal,

the 

18

O/

16

O ratio was influenced and changed by the vital ef-

fect due to symbiotic algae, which depleted and consequently
suggested a higher temperature.

Conclusions

The  stable  isotope  signal  of  foraminiferal  shells  from  the

Vienna  Basin  (Central  Paratethys)  was  influenced  by  the
global temperature changes, but the local factors also played
an  important  role.  Stable  isotope  analyses  were  done  on
planktonic  and  benthic  foraminiferal  shells  from  the  upper
Middle  to  Upper  Badenian  (Middle  Miocene)  sediments  of
the Devínska Nová Ves-clay pit (DNV) in the Vienna Basin
(in Slovakia). The most frequent foraminiferal taxa (benthic
Uvigerina semiornata and planktonic Globigerinoides trilo-
bus
 and Globigerina bulloides) have been selected for stable
isotope measurements.

A nutrient enrichment in the water column and in the sea

floor of the Vienna Basin was observed. The enhanced accu-
mulation  of  organic  matter  at  the  sea  floor  followed  by  de-
composition  produced  an  oxygen  deficiency  in  the  bottom
indicated by the low-oxygen tolerant taxa UvigerinaBolivi-
na
Bulimina and mainly by the absence of oxic indicators.

The  global  cooling  phase,  recognized  in  the  world  ocean

during the Middle Miocene, also affected the Vienna Basin.
Positive  benthic 

δ

18

O  values  represent  the  influence  of  ice-

buildup. The planktonic 

δ

18

O record is apparently influenced

by isotopically depleted freshwater arriving from the paleo-
Danube runoff.

Calculated  paleotemperatures  showed  the  differences  be-

tween  the  bottom  and  the  water  column.  The  bottom-water
temperature  indicates  stable  conditions  whereas  the  surface
water was apparently influenced by the temperature changes,
related to the warmer fluvial and rain input. We cannot ex-
clude the seasonal temperature changes affecting the surface
water. The difference between the bottom-water and surface-
water temperature could represent a stratification of the wa-
ter column, which might relate to the isolation process of the
Central Paratethys sea during the Badenian.

Acknowledgments:  We  thank  the  GMS  Laboratory  at  the
University  of  Bergen  (Norway)  for  running  the  mass  spec-
trometers.  We  are  grateful  to  ubomír  Sliva  for  comments
on sedimentology and technical help. We also thank our re-
viewers  Katalin  Báldi,  László  Kocsis  and  Otília  Lintnerová
for the useful comments and suggestions. This study was fi-
nancially supported by Slovak Grant Agency (Grants VEGA
1/2035/05, APVV-51-011305 and APVV-028007).

References

Báldi K. 2006: Paleoceanography and climate of the Badenian (Middle

Miocene  16.4—13.0 Ma)  in  the  Central  Paratethys  based  on  fora-

Fig. 6. Paleotemperature (°C)  curves  calculated  from 

δ

18

O  data  of

bottom  (Uvigerina  semiornata),  intermediate  (Globigerina  bul-
loides
) and surface water (Globigerinoides trilobus) foraminifers in
the  Vienna  Basin  (DNV).  The  equation  of  Shackleton  (1974)  was
used, assuming the 

δ

18

O of ambient water was —0.24 ‰ according

to  Lear  et  al.  (2000).  The  correction  of  —0.27 ‰  (Hut  1987)  from
the SMOW to PDB scale was used for 

δ

18

O

water

.

background image

69

 STABLE ISOTOPE STUDY OF LATE BADENIAN FORAMINIFERS (CENTRAL PARATETHYS)

minifera and stable isotope (

δ

13

C and 

δ

18

O) evidence. Int. J. Earth

Sci. 95, 119—142.

Bemis  B.E.,  Spero  H.J.,  Bijma  J.  &  Lea  D.W.  1998:  Reevaluation  of

the  oxygen  isotopic  composition  of  planktonic  foraminifera:  Ex-
perimental  results  and  revised  paleotemperature  equations.  Pale-
oceanography 
13, 150—160.

Berger  W.H.,  Killingley  J.S.  &  Vincent  E.  1978:  Stable  isotopes  in

deep-sea  carbonates:  box  core  ERDC-92  west  equatorial  Pacific.
Oceanologica Acta 1, 203—216.

Berger W.H., Vincent E. & Thierstein H.R. 1981: The deep sea record:

Major  steps  in  Cenozoic  ocean  evolution.  SEPM  Spec.  Publ.  32,
489—504.

Bé A.W.H. & Tolderlund D.S. 1971: Distribution and ecology of living

planktonic foraminifera in surface waters of the Atlantic and Indi-
an Oceans. In: Funnell B.M. & Riedel W.R. (Eds.): Micropaleon-
tology of Oceans. Cambridge University Press, London, 105—149.

Bicchi E., Ferrero E. & Gonera M. 2003: Palaeoclimatic interpretation

based  on  Middle  Miocene  planktonic  Foraminifera:  the  Silesia
Basin (Paratethys) and Monferrato (Tethys) records. Palaeogeogr.
Palaeoclimatol. Palaeoecol. 
196, 265—303.

Billups K. & Schrag D.P. 2002: Palaeotemperatures and ice volume of

the  past  27 Myr  revisited  with  paired  Mg/Ca  and 

18

O/

16

O  mea-

surements on benthic foraminifera. Paleoceanography 17, 1—11.

Boersma A. 1986: Biostratigraphy and biogeography of Tertiary bathy-

al  benthic  foraminifers:  Tasman  Sea,  Coral  Sea  and  on  the
Chatham Rise. In: Kennett J.P., von der Borch C.C. et al. (Eds.):
Init. Rep. DSDP 90, 961—1035.

Bojar  A.V.,  Hiden  H.,  Fenninger  A.  &  Neubauer  F.  2004:  Middle  Mi-

ocene seasonal temperature changes in the Styrian basin, Austria, as
recorded  by  the  isotopic  composition  of  pectinid  and  brachiopod
shells. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 203, 95—105.

Böhme M. 2003: The Miocene climatic optimum: evidence from ecto-

thermic vertebrates of Central Europe. Palaeogeogr. Palaeoclima-
tol. Palaeoecol. 
195, 389—401.

Cheng X., Huang B., Jian Z., Zhao Q., Tian J. & Li J. 2004: Foramin-

iferal isotopic evidence for monsoonal activity in the South China
Sea: a present-LGM comparison. Mar. Micropal. 54, 125—139.

Cicha  I.,  Čtyroká  J.,  Jiříček  R.  &  Zapletalová  I.  1975:  Principal  bio-

zones of the Late Tertiary in Eastern Alps and West Carpathians.
In: Cicha I. (Ed.): Biozonal division of the Upper Tertiary basins
of  the  Eastern  Alps  and  West  Carpathians.  IUGS  Proccedings  of
the VI
Congress Bratislava, 19—34.

Corliss B.H., McCorkle D.C. & Higdon D.M. 2002: A time series study

of the carbon isotopic composition of deep-sea benthic foramin-
ifera. Paleoceanography 17, 3, 1036, 10.1029/2001PA000664.

Duplessy J.C. 1972: La géochimie des isotopes stables du carbone dans

la  mer.  Th

è

se  doctorat  d’Etat 

è

s  Sc.  Physiques.  Ronéotyp.  Univ.

Paris VI, 196.

Durankiewitz T., Gonera M. & Peryt T. 1997: Oxygen and carbon iso-

topic changes in the Middle Miocene (Badenian) Foraminifera of
the Gliwice Area (SW Poland). Bull. Pol. Acad. Sci. Earth Sci. 45,
145—156.

Emiliani C. 1945: Temperatures of Pacific bottom waters and polar su-

perficial waters during the Tertiary. Science 119, 853—855.

Emrich  K.,  Ehhalt  D.H.  &  Vogel  J.C.  1970:  Carbon  isotope  fraction-

ation during the precipitation of calcium carbonate. Earth Planet.
Sci. Lett. 
8, 363—371.

Epstein S., Buchsbaum R., Lowenstam H. & Urey H.C. 1953: Revised

carbonate-water  temperature  scale.  Bull.  Geol.  Soc.  Amer.  64,
1315—1326.

Erez  J.  1978:  Vital  effect  on  stable-isotope  composition  seen  in  fora-

minifera and coral skeletons. Nature 273, 199—202.

Erez  B.  &  Luz  J.  1983:  Experimental  paleotemperature  equation  for

planktonic foraminifera. Geochim. Cosmochim. Acta 47, 1025—1031.

Gonera M., Peryt T.M. & Durakiewicz T. 2000: Biostratigraphical and

palaeoenvironmental implications of isotopic studies (

δ

18

O, 

δ

13

C)

of  Middle  Miocene  (Badenian)  foraminifers  in  the  Central  Para-
tethys. Terra Nova 12, 231—238.

Grill  R.  1941:  Stratigraphische  Untersuchungen  mit  Hilfe  von  Mikro-

faunen  im  Wiener  Becken  und  den  benachbarten  Molasse-An-

teilen. Oel u. Kohle, Berlin, 37, 595—602.

Grossman E.L. 1987: Stable isotopes in modern benthic foraminifera: a

study of vital effect. J. Foram. Res. 17, 48—61.

Hladilová S., Hladíková J. & Kováč M. 1998: Stable isotope record in

Miocene fossils and sediments from Rohožník (Vienna Basin, Slo-
vakia). Slovak Geol. Mag. 4, 2, 87—94.

Hudáčková  N.  &  Kováč  M.  1997:  Changes  of  paleoenvironment  as  a

result  of  interaction  of  tectonic  events  with  sea  level  changes  in
the northeastern margin of the Vienna Basin. Zbl.  Geol.  Paläont.
Teil1 H5/6
, Stuttgart, 457—469.

Hudáčková  N.  &  Krá   J.  2002:  Radiometric  dating,  Vienna  Basin.  In:

Kováč et al. (Eds.): Tectonogenese of sedimentary basins of West-
ern Carpathians (in Slovak). Viedenská panva 90.

Hudáčková N., Banasová M., Halásová E., Reháková D. & Lintnerová O.

2003a: Distribution of planktonic and benthic foraminifera in corre-
lation  with  calcareous  dinocysts  derived  from  the  Devínska  Nová
Ves clay pit and their evidence for environmental reconstruction se-
quence  and  Biostratigraphy.  In:  Birth  of  the  New  World,  Abstract
book  of  the  ESF—EEDEN  Conference  Bratislava,  Univerzita  Ko-
menského ISBN 80-223-1908-2, 41—43.

Hudáčková N., Halásová E., Fordinál K., Sabol M., Joniak P. & Krá  J.

2003b:  Biostratigraphy  and  radiometric  dating  in  the  Vienna  Ba-
sin Neogene (Slovak part). Slovak Geol. Mag. 9, 4, 233—236.

Hut  G.  1987:  Consultants  group  meeting  on  stable  isotope  reference

samples for geochemical and hydrological investigations. Rep.  to
Dir. Gen., Int. At Energy Agency
, Vienna, 42.

Ivanov D., Ashraf A.R., Mosbrugger V. & Palamarev E. 2002: Palyno-

logical evidence for Miocene climate change in the Forecarpathian
Basin (Central Paratethys, NW Bulgaria).  Palaeogeogr. Palaeocli-
matol. Palaeoecol. 
178, 19—37.

Jiříček R. 1990: Fluvial and deltaic systems of Neogene Paratethys. In:

Sedimentologické  problémy  Západných  Karpát.  Konferencie—
sympóziá—semináre, GÚDŠ,
 Bratislava, 79—88.

Keigwin  L.D.,  Jr.  1983:  Stable  isotopic  results  of  upper  Miocene  and

lower  Pliocene  foraminifera  from  Hole  552A.  Initial  Rep.  Deep
Sea Drill. Project 
81, 595—597.

Kennett  J.P.  1986:  Miocene  to  Early  Pliocene  oxygen  and  carbon  iso-

tope  stratigraphy  in  the  Southwest  Pacific,  Deep  Sea  Drilling
Project Lef90. In: Kennett J.P., Von der Borch C.C. et al. (Eds.):
Initial Rep. Deep Sea Drill. Project 90, 1383—1411.

Kováč M. 2000: Geodynamic, paleogeographic and structure develop-

ment  of  Carpatho-Pannonian  region  in  Miocene:  New  view  on
Neogene basins of Slovakia. VEDA, Bratislava, 1—204 (in Slovak).

Kováč M. & Hudáčková N. 1993: The changes of sedimentation area of

eastern  part  of  Vienna  Basin  in  the  Upper  Badenian  and  Sarma-
tian. Miner. Slovaca 25, 202—210 (in Slovak).

Kováč  M.,  Andreyeva-Grigorovich  A.,  Bajraktarevič  Z.,  Brzobohatý

R.,  Filipescu  S.,  Fodor  L.,  Harzhauser  M.,  Nagymarosy  A.,
Oszczypko N., Pavelic D., Rögl F., Saftic B., Sliva  . & Studenc-
ka B. 2007: Badenian evolution of the Central Paratethys Sea: pa-
leogeography,  climate  and  eustatic  sea-level  changes.  Geol.
Carpathica 
58, 6, 579—606.

Kováčová P., Emmanuel L., Hudáčková N. & Renard M. 2008: Central

Paratethys  paleoenvironment  during  the  Badenian  (Middle  Mio-
cene):  evidence  from  foraminifera  and  stable  isotope  (

δ

13

C  and

δ

18

O)  study  in  the  Vienna  Basin  (Slovakia).  Int.  J.  Earth  Sci.

10.1007/s00531-008-0307-2.

Kroopnick  P.M.,  Deuser  W.G.  &  Craig  H.  1970:  Carbon  13  measure-

ments  on  dissolved  inorganic  carbon  at  the  North  Pacific  (1969)
Geosecs station. J. Geophys. Res. 75, 7668.

Latal Ch., Piller W.E. & Harzhauser M. 2004: Palaeoenvironmental re-

constructions by stable isotopes of Middle Miocene gastropods of
the Central Paratethys. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol.
211, 157—196.

Latal  Ch.,  Piller  W.E.  &  Harzhauser  M.  2006a:  Small-scaled  environ-

mental  changes:  indications  from  stable  isotopes  of  gastropods
(Early Miocene, Korneuburg Basin, Austria). Int. J. Earth Sci. 95,
95—106.

Latal  Ch.,  Piller  W.E.  &  Harzhauser  M.  2006b:  Shifts  in  oxygen  and

carbon isotope signals in marine molluscs from the Central Para-

è

 

è

 

background image

70

KOVÁČOVÁ and HUDÁČKOVÁ

tethys  (Europe)  around  the  Lower/Middle  Miocene  transition.
Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 231, 347—360.

Lear  C.H.,  Elderfield  P.A  &  Wilson  P.A.  2000:  Cenozoic  deep-sea

temperatures and global ice volumes from Mg/Ca in benthic fora-
miniferal calcite. Science 287, 269—272.

McConnaughey T. 1989: 

δ

13

C and 

δ

18

O disequilibrium in biological car-

bonates: I patterns. Geochim. Cosmochim. Acta 53, 151—162.

McConnaughey T., Burdett J., Whelan J.F. & Paull C.K. 1997: Carbon

isotopes  in  biological  carbonates:  respiration  and  photosynthesis.
Geochim. Cosmochim. Acta 61, 611 —622.

McCorkle D.C., Keigwin L.D., Corliss B.H. & Emerson S.R. 1990: The

influence  of  microhabitats  on  the  carbon  isotopic  composition  of
deep-sea benthic foraminifera. Paleoceanography 5, 161—185.

Miller  K.G.,  Wright  J.D.  &  Fairbanks  R.G.  1991:  Unlocking  the  ice

house:  Oligocene—Miocene  oxygen  isotopes  eustasy  and  margin
erosion. J. Geophys. Res. 96, 6829—6848.

Mulitza S., Arz H., Kemle-von Mucke S., Moos C., Niebler H.-S., Pat-

zold J. & Segl M. 1999: The South Atlantic carbon isotope record
of planktonic foraminifera. In: Fisher G. & Wefer G. (Eds.): Use
of proxies in paleoceanography: Examples from the South Atlan-
tic. Springer—Verlag, Berlin, 427—445.

Naidu P.D. & Niitsuma N. 2004: Atypical 

δ

13

C signature in Globigeri-

na bulloides at the ODP site 723A (Arabian Sea): implications of
environmental  changes  caused  by  upwelling.  Mar.  Micropaleont.
53, 1—10.

Pagani M., Arthur M.A. & Freeman K.H. 2000: Variations in Miocene

phytoplankton  growth  rates  in  the  southwest  Atlantic:  Evidence
for change in ocean circulation. Paleoceanography 15, 486—496.

Peeters F. 2000: The distribution and stable isotope composition of living

planktonic foraminifera in relation to seasonal changes in the Arabi-
an Sea. PhD Dissertation, Vrije Universiteit, Netherlands, 1—175.

Peeters F.J.C., Brummer G.-J.A. & Ganssen G. 2002: The effect of up-

welling on the distribution and stable isotope composition of Globi-
gerina bulloides
 and Globigerinoides ruber (planktic foraminifera)
in modern surface waters of the NW Arabian Sea. Global and Plan-
etary Change 
34, 269—291.

Renard M. 1986: Pelagic carbonate chemostratigraphy (Sr, Mg, 

18

O, 

13

C).

Mar. Micropaleont. 10, 117—164.

Rögl  F.  1998:  Palaeogeographic  considerations  for  Mediterranean  and

Paratethys  Seaways  (Oligocene  to  Miocene).  Ann.  Naturhist.  Mus.
Wien 
99, 279—310.

Sarnthein M., Winn K., Jung S.J.A., Duplesy J.-C., Labeyrie L., Erlen-

keuser H. & Ganssen G. 1994: Changes in east Atlantic deep wa-
ter  circulation  over  the  last  30,000  year:  eight  time  slice
reconstructions. Paleoceanography 9, 209—267.

Savin  S.M.,  Douglas  R.G.  &  Stehli  F.G.  1975:  Tertiary  marine  pale-

otemperatures. Geol. Soc. Amer. Bull. 86, 1499—1510.

Savin S.M., Douglas R.G., Keller G., Killingley J.S., Shaughnessy L.,

Sommer M.A., Vincent E. & Woodruff F. 1981: Miocene benthic
foraminifera  isotope  records:  A synthesis.  Mar.  Micropaleont.  6,
426—450.

Savin S.M., Abel L., Barrera E., Hodell D., Keller G., Kennett J.P., Kill-

ingley J., Murphy M. & Vincent E. 1985: The evolution of Miocene
surface and near-surface marine temperature: Oxygen isotopic evi-
dence. In: Kennett J.P. (Ed.): The Miocene Ocean: paleocenography
and biogeography. Geol. Soc. Amer. Bull. 163, 49—82.

Schmiedl  G.,  Pfeilsticker  M.,  Hembelen  Ch.  &  Mackensen  A.  2004:

Environmental and biological effects on the stable isotope compo-
sition  of  recent  deep-sea  benthic  foraminifera  from  the  western
Mediterranean Sea. Mar. Micropaleont. 51, 129—152.

Shackleton N. 1967: Oxygen isotope analyses and Pleistocene tempera-

tures reassessed. Nature 215, 15—17.

Shackleton  N.J.  1973:  Attainment  of  isotopic  equilibrium  between

ocean water and the benthonic foraminifera genus Uvigerina: iso-
topic changes in the ocean during the last glacial. Coll. Int. CNSR
219, 203—209.

Shackleton  N.J.  1987:  Oxygen  isotopes,  ice  volume  and  sea-level.

Quart. Sci. Rev. 6, 183—190.

Shackleton N.J. & Kennett J.P. 1975a: Late Cenozoic oxygen and car-

bon  isotopic  changes  at  DSDP  site  284:  Implications  for  glacial
history of the northern hemisphere and Antarctica. In: Kennett J.P.
et  al.  (Eds.):  Initial  reports  of  the  Deep  Sea  Drilling  Project  29.
Washington DC, 801—807.

Shackleton N.J. & Kennett J.P. 1975b: Paleotemperature history of the

Cenozoic  and  the  initiation  of  antarctic  glaciation:  Oxygen  and
carbon analysis in DSDP sites 277, 279 and 281. In: Kennett J.P.
& Houtz R. (Eds.): Initial reports of the Deep Sea Drilling Project
29. Washington, DC., U.S. Government Printing Office.

Shackleton N.J. & Opdyke N.D. 1973: Oxygen isotope and paleomag-

netic stratigraphy of equatorial Pacific core V28-238: Oxygen iso-
tope  temperatures  and  ice  volume  on  a  105  and  106  year  scale.
Quart. Res.
 3, 39—55.

Spero H.J. & Lea D.W. 1996: Experimental determination of stable iso-

tope  variability  in  Globigerina  bulloides:  implications  for  pale-
oceanographic reconstrictions. Mar. Micropaleont. 22, 231—246.

Spero H.J. & Williams D.F. 1988: Extracting environmental information

from planktonic foraminiferal 

δ

13

C data. Nature 335, 717—719.

Spero  H.J.,  Lerche  I.  &  Williams  D.F.  1991:  Opening  the  carbon  iso-

tope vital effect black box. 2. Quantitative model for interpreting
foraminiferal carbon isotope data. Paleoceanography 6, 639—655.

Spezzaferri S., Rögl F., Ćorić S. & Hohenegger H. 2004: Paleoenviron-

mental  changes  and  agglutinated  foraminifera  across  the  Karpa-
tian/Badenian  (Early/Middle  Miocene)  boundary  in  the  Styrian
Basin  (Austria,  Central  Paratethys).  In:  Bubik  M.  &  Kaminski
M.A.  (Eds.):  Proceedings  of  the  sixth  International  Workshop  on
agglutinated foraminifera. Grzybowsky Foundation, Spec. Publ. 8,
423—459.

Šutovská K. & Kantor J. 1992: Oxygen and carbon isotopic analysis of

Karpatian  foraminifera  from  LKS  borehole  (Southern  Slovakian
Basin). Miner. Slovaca 24, 209—218.

Urey H.C. 1947: The thermodynamic properties of isotopic substances.

J. Chem. Soc. 562—581.

Van der Zwaan G.J. & Gudjonsson L. 1986: Middle Miocene-Pliocene

stable  isotope  stratigraphy  and  paleoceanography  of  the  Mediter-
ranean. Mar. Micropaleont. 10, 71—90.

Vergnaud-Grazzini  C.  1985:  Mediterranean  Late  Cenozoic  stable  iso-

tope  record:  Stratigraphic  and  paleoclimatic  implications.  In:
Stanley  D.J.  &  Wezel  F.C.  (Eds.):  Geological  evolution  of  the
Mediterranean Basin. Springer, New York, 413—451.

Williams  D.F.,  Lerche  I.  &  Full  W.E.  1988:  Isotope  chronostratigra-

phy: Theory and methods. Acad. Press, New York, 345.

Wolf-Gladrow D.A., Bijma J. & Zeebe R.E. 1999: Model simulation of

the  carbonate  chemistry  in  the  microenvironment  of  symbiont
bearing foraminifera. Mar. Chem. 64, 181—198.

Woodruff  F.,  Savin  S.M.  &  Douglas  R.G.  1980:  Biological  fraction-

ation  of  oxygen  and  carbon  isotopes  by  recent  benthic  foramin-
ifera. Mar. Micropaleont. 5, 3—11.

Woodruff F., Savin S.M. & Douglas R.G. 1981: Miocene stable isotope

record: A detailed deep Pacific Ocean study and its paleoclimatic
implications. Science 212, 665—668.

Zachos  J.C.,  Pagani  M.,  Sloan  L.,  Thomas  E.  &  Billups  K.  2001:

Trends  rhythms  and  aberrations  in  the  global  climate  65 Ma  to
present. Science 292, 686—693.

Zahn R., Winn K. & Sarnthein M. 1986: Benthic foraminiferal 

δ

13

C and

accumulation rates of organic carbon: Uvigerina peregrina group
and Cibicidoides wuellerstorfiPaleoceanography 1, 27—42.