www.geologicacarpathica.sk

GEOLOGICA CARPATHICA, OCTOBER 2010, 61, 5, 393—418                                           doi: 10.2478/v10096-010-0024-1

Introduction

The Late Eocene was a transitional period between the Middle
Eocene  Climatic  Optimum  and  the  Oligocene  icehouse
(Fig. 1).  By  the  Oligocene,  the  climate  system  tended  to  an
“icehouse”  world.  Gradual  cooling  of  the  Earth’s  climate  re-
sulted in the expansion of Antarctic glaciation. Climatic dete-
rioration  already  began  from  the  Middle/Late  Eocene
boundary (Oberhänsli 1996), and was followed by the major
cooling event in the Early Oligocene (Biolzi 1985; Kennet &
Barker 1990; Diester-Haass 1991; Miller et al. 1991; Zachos
et al. 1993, 1996; Prothero 1994; Diester-Haass & Zahn 1996,
2001; Salamy & Zachos 1999; Wade & Pälike 2004; Tripati et
al.  2005,  etc.).  This  climatic  cooling  led  to  significant  pale-
oenvironmental  changes  in  the  Carpathian  Paleogene  basins
(Fig. 2).  From  the  Early  Oligocene,  the  Carpathian  basins
provided the first records of the isolation from the open sea
(Early  Paratethys  –  Báldi  1980,  1984,  1986;  Protoparat-
ethys  –  Russu  1988),  which  enhanced  gradually  during  the
Late Oligocene and Miocene (Eoparatethys—Mesoparatethys—
Neoparatethys,  see  Seneš  &  Marinescu  1974;  Nagymarosy
1990;  Popov  et  al.  1993;  Rögl  1998,  1999;  Kováč  2000;
Steininger  &  Wessely  2000,  etc.).  Therefore,  the  Carpathian
Paleogene basins mirrored the paleoenvironmental changes of
climatic  cooling  and  Paratethyan  isolation  quite  sensitively.
Their sedimentary records, like the Globigerina Marls, Meni-
lite Beds, Tylawa Marls, Dynow Marls etc., occurred near the
Eocene-Oligocene  boundary  in  practically  all  the  Carpathian

Paleoenvironmental changes across the Eocene-Oligocene

boundary: insights from the Central-Carpathian

Paleogene Basin

JÁN SOTÁK

Geological Institute, Slovak Academy of Sciences, Ďumbierska l, 974 11 Banská Bystrica, Slovak Republic;  sotak@savbb.sk

(Manuscript received February 1, 2010; accepted in revised form June 10, 2010)

Abstract: The sedimentary sequence of the Central-Carpathian Paleogene Basin provides proxy records of climatic changes
related to cooling events at the Eocene/Oligocene boundary (TEE). In this basin, climatic deterioration is inferred from the
demise of the carbonate platform and oligotrophic benthic biota in the SBZ19 and from the last species of warm-water
planktonic foraminifers in the E14 Zone. Upper Eocene formations already indicate warm-temperate to cool-temperate
productivity  and  nutrient-enriched  conditions  (Bryozoan  Marls,  Globigerina  Marls).  Rapid  cooling  during  the  earliest
Oligocene (Oi-1 event) led to a temperature drop ( ~ 11 °C), humidity, fresh water influx and continental runoff, water mass
stratification, bottom water anoxia, eutrofication, estuarine circulation and upwelling, carbonate depletion, sapropelitic
and biosiliceous deposition, H

2

S intoxication and mass faunal mortality, and also other characteristics of Black Sea-type

basins. Tectonoeustatic events with the interference of TA 4.4 sea-level fall and the Pyrenean phase caused basin isolation
at the beginning of the Paratethys. The Early Oligocene stage of Paratethyan isolation is indicated by a stagnant regime,
low tide influence, endemic fauna development, widespread anoxia and precipitation of manganese deposits. The episodic
rise in the sea-level, less humid conditions and renewed circulation is marked by calcareous productivity, nannoplankton
blooms and the appearance of planktic pteropods and re-oxygenation. Paleogeographic differentiation of the Carpatho-
Pannonian Paleogene basins resulted from plate-tectonic reorganization during the Alpine orogenesis.

Key words:  Paratethys, Central Western Carpathians, Terminal Eocene Event, platform drowning, climatic cooling,
productivity changes, estuarine circulation, anoxia, eutrophication, semi-isolation.

Paleogene  basins  (Fig. 2).  Previous  studies  provided  an  im-
portant insight into paleoenvironmental changes in the Outer
Carpathian  basins  (Van  Couvering  et  al.  1981;  Krhovský
1981a,b,  1995;  Hanzlíková  1981;  Roth  &  Hanzlíková  1982;

Fig. 1.  Climatostratigraphic  development  of  the  Paleogene  Period
from  the  Paleocene/Eocene  Thermal Maximum  (PETM),  following
by the Middle Eocene Climatic Optimum (MECO), climatic deterio-
ration during the Late Eocene and culminating in the climatic cooling
of the Terminal Eocene Event (TEE) and during the Early Oligocene.

394

SOTÁK

Krhovský 

& 

Djurasinovič 

1992;

Krhovský  et  al.  1993;  Leszczyński  1996,
1997;  Oszczypko  1996;  Oszczypko-
Clowes  1998;  Gedl  1999;  Gedl  &
Leszczyński  2005;  Puglisi  et  al.  2006;
Švábenická  et  al.  2007;  Miclaus  et  al.
2009, etc.). The purpose of this study is to
review the Eocene/Oligocene events, pro-
viding  their  paleoenvironmental  and  cli-
matic  proxies  in  the  Central-Carpathian
Paleogene Basin (CCPB – Fig. 3).

Eocene/Oligocene transition in the

CCPB

The  CCPB  accommodates  a  forearc

basinal  system  of  the  West  Carpathian
Mountain  chain  (Soták  et  al.  2001;
Kázmer et al. 2003). The general litholo-

Fig. 2.  Lithostratigraphic  scheme  of  the  Paleogene  formations  of  the  Central  and  Outer  Western  Carpathians.  The  Eocene/Oligocene
boundary is marked by the Globigerina Marls and Menilite Beds,  which form a marker horizon dividing the lower deep-water turbidite
complex  (Paleocene—Upper  Eocene)  from  the  Supra-Menilite  formations  (Upper  Kiscellian—Lower  Miocene).  These  marker  horizons  of
high-rate productivity and subsequent sapropelitic deposition occur in almost all the Carpathian basins.

Fig. 3.  Paleogene  basins  of  the  Carpatho-
Pannonian area. The Central-Carpathian Pa-
leogene Basin is accomodated in the Central
Western Carpathians.

395

PALEOENVIRONMENTAL CHANGES ACROSS EOCENE—OLIGOCENE BOUNDARY (CENTRAL CARPATHIANS)

gy  of  the  CCPB  around  the  Eocene/Oligocene  transition  is
compiled  in  type-section  (Fig. 4).  The  sedimentary  sequence
is  developed  from  the  Lutetian  formations,  continued  across
the  Eocene/Oligocene  boundary  and  terminated  to  the  Late
Oligocene/Miocene? formations. The initial phase of deposi-
tion  is  represented  by  conglomerates,  boulder  breccias  and
poorly sorted sandstones, representing the sediments of rock-
fall  avalanches,  alluvial  fans  and  delta-fed  fans.  These  sedi-
ments  are  overlain  by  the  Lutetian  transgressive  formations,
composed  mostly  of  sandstones  and  nummulitic  limestones.
Their  stratigraphic  age  ranges  within  the  SBZ16—19  (Köhler
1998;  Bartholdy  et  al.  1999).  Apart  from  the  carbonate  plat-

Fig. 4. Composite section of the transitional formations through the Eocene/Oligocene boundary
in the Central-Carpathian Paleogene Basin. Successive changes in lithology and life environments
reflect the changes in climatic conditions during the deposition. Abbreviations: NL – nummulit-
ic  limestones,  BM  –  bryozoan  marls,  GL  –  Globigerina  limestones,  GM  –  Globigerina
marls, FSH – fish shales, SOC – sapropelitic organic-rich claystones, NCH – nannochalks,
MCH – menilitic cherts.

form  facies,  Middle  Eocene  pelagic  sediments  are  also  pre-
served.  These  contain  late  Ypresian  fauna  with  a  dominance
of subbotinid species, early Lutetian fauna dominated by acar-
ininid species, mid-Lutetian fauna with a dominance of moro-
zovellid  species  and  late  Lutetian  to  Bartonian  fauna  with
morozovelloid  and  truncorotaloid  species.  Biostratigraphic
determination  of  the  Middle  Eocene  formations  is  based  on
the foraminiferal index species, such as Turborotalia frontosa
(late Ypresian – Biozone E7/P9), Acarinina cuneicamerata,
A. praetopilensis, Morozovella aragonensis, M. gorondatxensis
(early to middle Lutetian – Biozone E8—10/P10—P12), Acari-
nina  (T.)  topilensis,  Morozovella  spinulosa  (late  Lutetian  –

Biozone  E10—11/P12)  and  Moro-
zoveloides  crassata,  Truncorota-
loides rohri (Bartonian – Biozone
E12—13/P13—P14,  biostratigraphic
classification sensu Soták 2007).

The sedimentary sequence of the

CCPB graded up to the Priabonian—
Rupelian  formations  (Fig. 5),  be-
longing  to  the  E14—O3  Biozones
(Soták  et  al.  2007).  The  sequence
started with the Globigerina Marls,
the  basal  part  of  which  belongs  to
the E14/P15 Biozone, marked by its
nominate  taxon  Porticulasphaera
semminvoluta  and  associated  spe-
cies,  like  Globigerinatheka  index,
Globigerinatheka  aff.  subconglo-
bata,  Subbotina  linaperta  and  S.
corpulenta.  The  zonal  boundary
P15/P16  is  shown  by  the  LAD  of
Porticulasphaera 

semminvoluta,

followed by the significant increase
in  the  abundance  of  globigerin-
athekids. The mid-Priabonian micro-
fauna  is  dominated  by  large-sized
tests  of  Globigerinatheka  index,
and  their  acme  clearly  denotes  the
E15/P16  Biozone  (after  Gonzalvo
&  Molina  1992).  Associations  in
this zone are very rich in large sub-
botinids,  comprising  species  of  S.
corpulenta,  S.  cryptomphala,  S.
gortani,  S.  pera  and  S.  praeturrili-
na. Stratigraphically important spe-
cies of Turborotalia cerroazulensis
lineage  are  represented  by  T.
pomeroli  and  T.  cerroazulensis.
The  distribution  of  these  species
indicates  the  subdivision  between
the upper part of the E15 Biozone
(=  the  lower  part  of  the  P16)  and
the lower part of the E16 Biozone
(=  the  upper  part  of  the  P16).  The
succesive formation contains more
planoconvex  species  of  turboro-
taliids,  resembling  T.  cocoaensis.
The  presence  of  this  species  pro-

396

SOTÁK

vides  evidence  of  the  uppermost  Upper  Eocene  biozone
(E16/P17). These intervals are considerably richer in benthic
foraminifers  similar  to  those  recognized  in  the  Buda  Marls
(microfauna  with  Tritaxia  szaboi  or  Cylindroclavulina  rud-
ilosta – e.g. Hantken 1875; Sztrákos 1987). Close to the E/O
boundary,  the  Turborotalia  cerroazulensis  lineage  disap-
peared  and  its  last  species  T.  cunialensis  occurred  together
with the first appearance of the new species T. ampliapertura
(FAD 33.8 Ma). Based on the dinocysts, the Late Eocene age

of the lower part of the marly sequence is indicated by the FAD
of Reticulatosphaera actinocoronata and by the lack of the Ear-
ly Oligocene taxa (e.g. Chropteridium spp.). Boundary intervals
are  very  rich  in  volcanic  biotite,  similar  to  the  biotite-bearing
layers  at  the  Massignano  section  (e.g.  Coccioni  et  al.  2000),
Eocene/Oligocene sections in Hungary (Báldi 1984), etc.

The Eocene/Oligocene boundary is indicated in the upper-

most part of the Globigerina Marls. The Oligocene marls and
superimposed  Menilite-type  formations  are  strongly  reduced

Fig. 5. Biostratigraphic determination of the Eocene/Oligocene boundary in the Central-Carpathian Paleogene Basin showing the vertical
distribution of the foraminiferal index species (data adapted from Soták et al. 2007).

397

PALEOENVIRONMENTAL CHANGES ACROSS EOCENE—OLIGOCENE BOUNDARY (CENTRAL CARPATHIANS)

in  the  quantity  and  diversity  of  foraminiferal  microfauna.
They  are  dominated  by  small-size  globigerinids  of  the  G.
praebulloides—G.  officinalis  plexus.  The  small  globigerinids
contain  paragloborotaloids,  tenuitellids  and  chiloguembellin-
ids, which are considered to be the index fossils of the early
Rupelian. Most of these species, like Dentoglobigerina tapu-
riensis,  D.  tripartita,  Turborotalia  ampliapertura,  Para-
globorotalia  opima  nana,  Tenuitella  gemma,  T.  liverovskae,
Chiloguembelina  cubensis,  Ch.  gracillima,  etc.,  exhibit  the
FAD or ACME within the O1/P18 Biozone. Some of the asso-
ciated species already indicated the O2/P19 Zone (e.g. Dento-
globigerina selli,  Paragloborotalia opima pseudocontinuosa,
P. semivera, Parasubbotina carpathica, etc.). The mid-Rupe-
lian formation is barren in content of foraminiferal fauna, but
it contains the endemic nannofossil species of  Reticulofenes-
tra  ornata  (NP23  Zone).  In  this  part  of  the  sedimentary  se-
quence,  the  Menilitic  shales  are  associated  with  tuffaceous
horizons, Tylawa-type limestones and biosilicite horizons.

The Upper Rupelian sequence became flysch-like in charac-

ter,  since  it  contains  poor  microfauna.  Planktonic  foramini-
fers suggest their possible attribution to the O2—O3/P19—P20
Biozones and this is based on the presence of younger spe-
cies such as Tenuitellinata angustiumbilicata, Tenuitellinata
postcretacea, Tenuitella brevispira, Tenuitella evoluta, etc.,
and abundance of chiloguembelinids. Superimposed units of
the Sub-Tatras Group are stratigraphically shifted to the late
Rupelian (LAD of chiloguembelinids in the basal part of the
Huty Formation related to the NP23/NP24 boundary – Van
Simaeys et al. 2004), early Chattian (FAD of “Globigerina” ci-
peroensis angulisuturalis in the Zuberec Formation – O4/P21a
Biozone) and late Chattian to early Aquitanian (FAD of Dis-
coaster  drugii  and  Helicosphaera  scissura  in  the  topmost
part of the Biely Potok Formation = Ostrysz Beds). The bio-
stratigraphy  of  the  CCPB  was  updated  by  Molnár  et  al.
(1992), Vass et al. (1993), Olszewska & Wieczorek (1998),
Soták (1998a,b), Starek et al. (2000), Gedl (2000a,b), Soták
et al. (2001, 2007), Garecka (2005), etc.

Proxies and methods

Paleoenvironmental changes in the CCPB are indicated by

various  proxies.  Their  identification  is  based  mostly  on  the
foraminiferal microfauna, using climatic index taxa, species
abundance and diversity, life-mode strategies, habitat-groups,
morphotypes,  trophic  preferences,  dissolved-oxygen  index,
coiling directions and paleobathymetry (e.g. Premoli Silva &
Boersma 1988; Spezzaferri & Premoli Silva 1991;  Keller et
al. 1992; Spezzaferri 1995; Van Eijden 1995; Spezzaferri et al.
2002;  Bicchi  et  al.  2003;  Molina  et  al.  2006;  Wade  et  al.
2007; Wade & Pearson 2008, etc.). Besides foraminifers, the
paleoenvironmental  conditions  have  also  been  inferred  from
calcareous  nannofossils,  organic-walled  dinoflagellates,  dia-
toms,  moluscs,  pteropods  and  fish  fauna  (e.g.  Rusu  1995;
Diester-Haas  &  Zahn  1996;  Monechi  et.  al.  2000;  Pross  &
Schmiedl 2002; Van Simayes et al. 2004). Geochemical prox-
ies  have  been  used  to  approximate  the  isotopic  paleotempera-
tures  (after  Craig  1965  –  T = 16.9—4.2  [

18

O

c

—

18

O

w

] + 0.13

[

18

O

c

—

18

O

w

]

2

),  atmospheric  CO

2

  concentration,  high-rate

productivity  (trace  metals),  organic-rich  deposition,  trophic
conditions and low-oxygen environments (e.g. Zachos et al.
1996;  Murphy  et  al.  2000;  Van  Breugel  2006;  Vetö  et  al.
2007).

Eocene/Oligocene events in the CCBP

The  multiproxy  study  allows  us  to  interpret  the  paleoenvi-

ronmental  changes  of  platform  drowning,  climate  cooling,
biomass productivity, eustatic events, CCD deepening, conti-
nental  run-off  and  riverine  input,  eutrophication,  widespread
anoxia, water-mass stratification, sapropelitic deposition, vol-
canogenic activity and semi-isolation in the CCPB.

Demise of the carbonate platform

      The  carbonate  platform  –  or  ramp-type  basin  –  (cf.

Wright  &  Burchette  1998)  was  established  by  the  sea-level
rise  during  the  Middle  Eocene  Climatic  Optimum.  Climatic
control of nummulid-rich production implies the tropical-type
carbonate  ramps  in  the  CCPB  (cf.  Schlager  2003).  Their  de-
velopment in the CCPB culminated during the SBZ17 Zone.
Sedimentary units of the carbonate ramp are formed by keep-
up cycles of nummulitic bank, back-bank, lagunar, rubble-flat
and fore-bank facies.

Nummulitic  ecosystems  were  adapted  to  clear-water  and

oligotrophic  conditions,  requiring  temperatures  above  20 °C
(Sarangi et al. 2001). Such temperatures dominated during the
late  Lutetian—early  Priabonian  time,  which  is  regarded  as
a thermochron in global climate (Rusu 1995). The oxygen iso-
topic composition of the nummulitic limestones in the CCPB
(

18

O = —2 ‰)  indicates  a  seawater  temperature  of  around

22 °C.  This  isotopic  temperature  corresponds  to  the  tempera-
ture derived from nummulitic tests in Hungary using the Ca/Mg
method (21.4—25 °C, see Berlin et al. 1976). As well as tem-
perature,  the  nummulitids  were  highly  sensitive  to  even  a
small increase in nutrient availability and primary productivity
(Hottinger  1983).  Their  life  strategy  was  strongly  dependant
on a trophic regime, which had to be oligotrophic, due to their
algal-bearing symbionts. Therefore, the nummulitids were not
competitive  in  more  nutrient-rich  waters  (Hallock  1987;
Hallock et al. 1991). Open-marine microfossils from the num-
mulitic  formations  in  the  CCPB,  such  as  porticulosphaerids
and discoasterids, belong to the warm-water and low-nutrient
taxa  (Figs. 6,  7).  Nummulitic  facies  are  barren  in  dinoflagel-
lates,  which  were  not  favoured  by  oligotrophic  waters  (Gedl
2000a).  The  mollusc  fauna  of  the  Lutetian  formations  in  the
CCPB consists of thermophile forms, such as spondylids, pec-
tinids, ostreids, etc. (Papšová in Gross & Köhler et al. 1980).

Nummulitic  fauna  of  the  CCPB  began  to  disappear  in

stressful  conditions,  inferred  in  climatic  cooling  and  nutrient
excess. Cooler and mesotrophic conditions are indicated from
the Bartonian (EBi 1 shift to lower temperatures sensu Abreu
& Anderson 1998), when the sequence increases in the abun-
dance  of  orthophragminids  and  heterosteginids  (Fig. 6,  after
Bartholdy et al. 1999). The early Priabonian transgression re-
newed growth production on carbonate ramps. Their re-estab-
lishment occurred during the last warm-temperate conditions

398

SOTÁK

of the SBZ19 Zone. The eustatic rise during the early Priabon-
ian is well documented by aggradation of carbonate ramp over
structural highs and this is recognized by the incipient flood-
ing  surfaces  on  the  Mesozoic  strata  (e.g.  in  Western  High
Tatra  sections).  This  transgressive  phase  reached  maximum
flooding  in  formations  with  Nummulites  millecaput  (Köhler
1998),  which  as  giant  nummulitids  benefitted  from  the  low
energy environment with lower light intensity and fewer nutri-
ents  (Hallock  &  Glenn  1986).  A  major  turnover  to  climatic
cooling  occurred  around  the  demise  of  the  nummulitids  (cf.
Geel 2000). The nummulites-bearing formation of the CCPB
reveals the deepening-upward tendency in basin paleobathym-
etry (e.g. in the Jobová Rázstoka section, Važec-Priepady sec-
tion).  Platform  drowning  is  demonstrated  by  the  distribution
of benthic foraminifers in the Borové Formation, showing the
gradual decrease in shallow-water taxa (Elphidium, Parrellina,

Fig. 6.  Productivity  changes  in  the  Central-Carpathian  Paleogene  Basin.  The  Late  Eocene—Oligocene  sequence  exhibits  the  upward  de-
crease in carbonate productivity, increase in organic-rich productivity with episodical blooms of calcareous plankton and after it the pre-
dominance  of  biosiliceous  productivity  (results  derived  from  foraminiferal,  coccolithophorid,  dinoflagellate  and  diatom-based  data).
Abbreviations see Fig. 4.

Calcarina,  etc.)  and  the  increase  in  deep  neritic  to  shallow
bathyal taxa (e.g. Uvigerina, Bolivina, etc.). As a consequence
of  cooling,  nutrification  and  drowning,  the  warm-water  car-
bonate deposition in the CCPB ceased with the latest nummu-
lites in the P16 Zone = SBZ20 Zone (Köhler 1998), or in the
SBZ21 Zone (Buček & Filo 2004).

Paleoenvironmental  changes  in  the  CCPB  are  apparent

from the development of the temperate-type carbonate ramp
with foramol or foralgal facies in the Priabonian (sensu Car-
annante et al. 1988). Unlike the tropical-type carbonates, the
foramol facies of the CCPB (e.g. in Hybica section) are poor
in nummulitids and rich in skeletal grains, benthic foramini-
fers, crustose algae and bryozoans. Widespread foramol-type
carbonates  in  the  Priabonian  also  resulted  from  progressive
eutrophication of the CCPB, since cooler waters are usually
richer  in  nutrients.  The  large  foraminifers  are  represented

399

PALEOENVIRONMENTAL CHANGES ACROSS EOCENE—OLIGOCENE BOUNDARY (CENTRAL CARPATHIANS)

mainly by orthophragminids (e.g. Discocyclina), which toler-
ated lower temperature and higher dispersion, and preferred a
lower energy environment, greater depth and a soft substrate
(Rasser et al. 1999). In addition to orthophragmids, the Pria-
bonian carbonates are also rich in bryozoans, which are recog-
nized  as  the  most  abundant  organisms  on  the  cool-water
shelves  (Surlyk  1997;  Light  &  Wilson  1998).  The  CCPB
shelves were bypassed by the Bryozoan Marls, consisting of
numerous species and various growth forms (Zágoršek 1992,
2000).  The  mass  abundance  of  bryozoans  indicates  temper-
ate  cool-water  and  mesotrophic  growth  conditions  (Fig. 6),
and these also facilitated the bryozoan reef expansion in gla-
cial  periods  during  the  Quaternary  (cf.  James  et  al.  2000;
James  &  Bone  2000).  Prosperity  of  bryozoan  fauna  usually
indicates elevated resources of land-derived nutrients, or the
availability  of  nutrients  via  upwelling  (e.g.  Light  &  Wilson

Fig. 7. Climatic index taxa of the planktonic foraminiferal microfauna from the Central-Carpathian Paleogene Basin. Temperature indices
of planktonic foraminifers provide evidence of three-fold cooling, marked by increased colour intensity, which culminated in cold and high-
latitude climatic conditions in the Middle Oligocene.

1998).  The  Late  Eocene  was  a time  of  widespread  appear-
ance  of  bryozoan-rich  sediments,  as  in  the  Buda  Basin
(Kázmer  et  al.  1993),  North  Apennine  Basin  (Braga  &
Barbin 1988), Adriatic Basin (Marjanac et al. 1988), Alpine
Foreland  Basin  (Rasser  et  al.  1999),  Australian  basins
(James  &  Bone  2000),  etc.  Therefore,  the  Bryozoan  Marls
imply  similar  paleoenvironmental  conditions  of  deposition
(climatic cooling, nutrification, upwelling, etc.).

High productivity rate of planktonic foraminifers

Progressive  cooling  in  the  CCPB  induced  changes  in  the

productivity  rate  and  temperature  preferences  of  planktonic
foraminifers. During the Middle to Late Eocene, the plankton-
ic foraminiferal productivity decreased in warm-water species
and  increased  in  bloom-forming  globigerinids  (Fig. 6).  Lu-

400

SOTÁK

tetian pelagic sedimentation resulted mostly from the warm-
water  productivity,  which  is  indicated  by  muricate  species,
that is foraminifers heavily calcified due to a high content of
dissolved carbonates. Muricate morphotypes, such as moro-
zovellids, acarininids and truncorotaloids, are the most com-
mon  foraminifers  in  the  Lutetian  microfauna  of  the  CCPB.
Warm-water  productivity  of  calcareous  nannoplankton  is
documented  by  Discoaster-dominated  associations.  Muri-
cate  foraminifers  and  discoasterids  are  oligotrophic  organ-
isms  (Monechi  et  al.  2000;  Poletti  et  al.  2004),  which
benefited  under  the  nutrient-poor  conditions  during  the  Lu-
tetian—Bartonian.

Foramimiferal  microfauna  indicate  a  gradual  impoverish-

ment  of  paleoenvironmental  conditions  following  the  Barto-
nian/Priabonian  boundary  (Fig. 7).  In  the  CCPB,  the  last

muricates  disappeared  between  the  P14/P15  Zones.  Priabon-
ian  associations  of  foraminifers  differ  markedly,  with  an  in-
creasing content of porticulasphaerids and later prevalence of
globigerinathekids.  The  early  Priabonian  species  of  Porticu-
lasphaera semiinvoluta is still considered to represent warm-
temperate  habitats,  such  as  the  species  of  the  “mexicana”
group  (Bolli  1972).  On  the  contrary,  the  globigerinathekids
were interpreted as subtropical and cooler water forms, which
inhabited  middle-latitude  sites  (Blow  1969;  Premoli  Silva  &
Boersma 1988; Boersma & Premoli Silva 1991). The most re-
cent studies of globigerinathekids (Spezzaferri et al. 2002; Ga-
leotti et al. 2002; Payros et al. 2006) point to their temperate to
cold-temperate  preferences  and  mesotrophic  character
(Fig. 7).  The  abundant  increase  in  globigerinathekids  in  the
middle Priabonian marls provided the first indication of pro-

Fig. 8. Impoverishment and test-size reduction of foraminiferal microfauna in the
Central-Carpathian Paleogene Basin (Pucov section, Orava region – Soták et al.
2007).  Such  abrupt  change  from  the  large-sized  to  small-sized  globigerinids  is
known as the Lilliput event at the Eocene/Oligocene boundary (MacLeod 2006).

gressive  climatic  cooling  in  the
CCPB.  Consequently,  warm-
water  species,  such  as  those  of
the  Turborotalia  cerroazulensis
group, became less common, and
truly  tropical  forms  are  missing
here (e.g. tubulospinose hantken-
inids). Globigerinathekids disap-
peared abruptly in the middle of
the P16 Zone, and they were re-
placed by cooler  late Priabonian
foraminiferal  microfauna  in  the
Globigerina Marls.

During  the  Late  Eocene,  the

productivity  of  the  CCPB  in-
creased  considerably  in  re-
sponse 

to 

bloom-forming

globigerinids. So-called “Globi-
gerina Marls” are considered as
prima  facie  (Van  Couvering  et
al.  1981),  which  denotes  a
prominent  increase  in  biopro-
ductivity  around  the  Eocene/
Oligocene  boundary.  Their  mi-
crofauna consists of “globigerin-
ids” with cool-water preferences
(cf.  Olszewska  1983).  In  the
CCPB,  the  Globigerina  Marls
are  dominated  by  subbotinids,
which  attained  large  growth
size,  high  population  density
and  lower  diversity  (Fig. 8).
Subbotinids  represented  the
cold-temperate  habitats  of  the
Eocene  microfauna  (Boersma
& Premoli Silva 1991; Pardo et
al.  1999;  Spezzaferri  et  al.
2002,  etc.).  Therefore,  their
mass 

productivity 

at 

the

Eocene/Oligocene 

boundary

was related to climatic cooling,
since  the  cold  waters  were  su-
persaturated  with  nutrients.
This  increase  in  trophic  re-

401

PALEOENVIRONMENTAL CHANGES ACROSS EOCENE—OLIGOCENE BOUNDARY (CENTRAL CARPATHIANS)

sources led to a proliferation of spinose taxa, such as subbot-
inids (Boersma et al. 1995).

Globigerina  Marls  lack  an  original  isotopic  record  of  sea-

water  temperature  due  to  their  common  recrystallization  and
reequilibrium  during  diagenesis.  Therefore,  their  bulk-sedi-
ment isotopic composition attains the more negative 

18

O val-

ues  (—5 ‰).  The  carbon  isotopic  composition  of  the
Globigerina Marls ranges within normal 

13

C values for ma-

rine  carbonates  (0  to  0.  8 ‰),  thus  exhibiting  no  diagenetic
overprint or vital effect.

Paleoenvironmental conditions of the Globigerina Marls are

also reflected by changes in bottom-water productivity. Benthic
foraminiferal  frequency  varied  significantly  (P/B = 4—35 %)
and tended towards peak abundance and diversity in the Tri-
taxia szaboi horizons. These benthic-rich horizons of the Glo-
bigerina  Marls  imply  an  enhanced  organic  matter  flux,  and
bottom-water  ventilation  with  a  preference  for  epifaunal  and
shallow-infaunal species (e.g. Lenticulina cultratus, Marginuli-
nopsis  fragaria,  Vulvulina  haeringensis,  Gemellides  eocae-
nus,  Eponides  umbonatus,  Cibicides  ungerianus,  Hanzawia
ammophila,  Gyroidinoides  soldani,  Lagena  gracilicosta  and
Uvigerina  rippensis).  Seafloor  oxygenation  by  cold  water  is
also expressed by occasional red colouring of the Globigerina
Marls, and by their common bioturbation (mainly Chondrites-

type  burrows).  In  some  horizons  of  the  Globigerina  Marls,
there  are  no  planktonics,  and  the  benthic  foraminifers  are
dominated  by  agglutinated  taxa  (e.g. Ammodiscus  polygyrus,
Rhabdammina  discreta  and  Glomospira  charoides).  The
changing ratios between calcareous and agglutinated foramin-
ifers within the Globigerina Marls indicate the vertical fluctua-
tions  of  the  CCD  in  the  dependance  on  the  productivity,
temperature and CO

2 

concentration (Fig. 9).

The  Calcite  Compensation  Depth  (CCD)  declines  in  the

conditions of enhanced productivity like those in the Globige-
rina  Marls,  which  correspond  to  a  peak  of  productivity  near
33.5 Ma  (Diester-Haass  &  Zahn  1996),  and  this  caused  the
CCD  drop  near  the  Eocene/Oligocene  boundary  (Thunell  &
Corliss  1986;  Tripati  et  al.  2005).  Following  the  downslope
excursion of the CCD, the Globigerina Marls occur suddenly
in carbonate-free deep-water sediments of the Carpathian ba-
sins  (e.g.  the  Terchová  Formation  in  the  CCPB).  Carbonate
depletion of the Oligocene sediments in the Carpathian basins
could have resulted from shoaling of the CCD due to a higher
saturation  of  cold  bottom-water  by  CO

2

.  As  a  consequence,

the seawater became more acid and corrosive to the calcareous
components.  The  acidification  led  to  a  high  solubility  of  the
calcitic  microfossils,  which  disappeared  in  some  horizons  of
the  Globigerina  Marls.  Small-scale  intercalations  of  non-cal-

Fig. 9. Productivity driven fluctuation of the CCD during the deposition of the Globigerina Marls (9a – loc.
Údol, scale bar = 1 m).  High-rate productivity led to the CCD drop  (9c), which corresponds to CCD
deepening across the Eocene/Oligocene transition (9b – Tripati et al. 2005). Productivity (P) decrease
caused a higher rate of dissolution (D), which tend to the CCD rise (9d).

careous black shales with the
Globigerina  Marls  provide
evidence  of  the  vertical
fluctuations  of  the  CCD,
CO

2

 concentration and acid-

ification,  resulted  from  the
productivity  changes,  cli-
matic  deteriorations  and
precessional  cyclicity  (cf.
Krhovský 1995; Leszczyńs-
ki  1997).  Above  the  Globi-
gerina  Marls,  the  carbonate
dissolution  increased  con-
siderably,  leading  to  a  non-
calcareous deposition of the
Menilite Formation.

Biotic  crises  and  rapid
cooling

Climatic  changes  culmi-

nated  in  the  “Terminal
Eocene Event”, which corre-
sponds to the global cooling
and  glacio-eustatic  regres-
sion  related  to  the  Antarctic
cryosphere  expansion.  Since
the  Late  Eocene,  a  cold  cli-
matic  phase  followed  (cryo-
chron  sensu  Russu  1995)
and  the  ocean  temperature
fell  about  2—5 °C  world-
wide (Shackleton & Kennett
1975;  Pomerol  &  Premoli
Silva  1986).  In  the  CCPB,

402

SOTÁK

the  paleotemperature  drop  is  indicated  by  the  appearance  of
cool-water molluscs, such as Nucula and Glycymeris (e.g. in the
Odorín  Limestones,  Ví az  locality  –  Marschalko  &  Volfová
1960;  Volfová  1964a).  The  Late  Eocene—Early  Oligocene
cooling  is  also  manifested  in  land  flora  and  palynoassocia-
tions,  recording  the  onset  of  Arctotertiary  taxa  (Snopková
1980; Konzalová et al. 1993). The cool-water influence in the
CCPB is also documented by pteropods Spiratella (e.g. ptero-
pod shells from the Blatná dolina locality – Orava, Szaflary
Beds  –  Olszewska  1998),  which  as  the  polar  epiplanktonic
fauna  expanded  to  the  Paratethyan  basins  from  the  Boreal
area, the so-called Spiratella Sea (cf. Báldi 1984).

Foraminiferal  microfauna  of  the  CCPB  indicates  a  step-

wise  cooling  from  the  Eocene/Oligocene  boundary.  Never-
theless, the earliest Rupelian microfauna still contains some
temperate-water  foraminifers,  such  as  dentoglobigerinids,
globoquadrinids  and  also  the  last  turborotaliids  (Fig. 7).
These  are  already  associated  with  cold-temperate  and  cold-
preferring  taxa  (e.g.  paragloborotallids,  pseudohastigerinids
and chiloguembelinids). Acceleration of cooling in the middle
Rupelian is marked by cold-water species (e.g. tenuitellids and
globigerinids).  The  cooling  response  to  the  planktonic  fora-
minifers is most evident from their size reduction, reaching al-
most 80 % in the latest Eocene—Early Oligocene (Fig. 8). This
size reduction is know as a dwarfing or Lilliput effect (MacLe-
od  2006;  Wade  et  al.  2007).  Moreover,  the  Early  Oligocene
associations  of  planktonic  foraminifers  were  dominated  by
sinistral forms (Salaj 1998), and this is a coiling mode of fora-
minifers in the cold-water environment of high-latitude oceans
(Norris & Nishi 2001). Considering this, the Early Oligocene
foraminiferal microfauna of the CCPB reveals a dramatic size

reduction, oligotaxic character, S coiling mode and an oppor-
tunistic  life-mode  strategy  (bloom  of  chiloguembelinids),
which is most likely related to cold-water environments.

Early Rupelian cooling in the CCPB reduced the carbonate

productivity by elimination of calcareous nannofossils, which
occur  only  as  cool-water  taxa  (e.g.  Isthmolithus  recurvus,
Zigrhablithus  bijugatus  and  Reticulofenestra  lockeri).  Later,
the carbonate productivity changed to phytoplankton and bio-
silicite  productivity,  and  this  represented  the  productivity
maximum  in  the  earliest  Oligocene  (Diester-Haass  &  Zahn
2001).  Phytoplankton  of  the  Lower  Oligocene  formations  of
the CCPB dominated by Wetzelielloideae, whose large-sized
dinocysts imply cool-water conditions (Gedl 2000a).

Late Rupelian microfauna became almost monospecific, and

limited to globigerinid species of G. praebulloides—G. officina-
lis plexus. The small species of Globigerina praebulloides is
considered  to  represent  the  subpolar  planktonic  foraminifers
(Kennett 1982; Pak & Kenett 2002; Bicchi et al. 2003, etc.), or
the upwelling-type foraminifers proliferated from the tempera-
ture  drop  and  nutrient  availability  (Boersma  et  al.  1995).  In
times  of  flysch-type  deposition  in  the  CCPB  (late  Rupelian—
Chattian),  the  planktonic  foraminiferal  productivity  almost
ceased due to water-mass turbidity, low oxygen concentration
and a high sedimentation rate.

The paleotemperature decline in the Early Oligocene is also

recorded  in  the  oxygen  isotopic  composition  of  the  lime-
stones,  interposed  between  the  Globigerina  Marls  and  Meni-
lite Shale Formations. Oxygen isotopes exhibit a positive shift
of  the 

18

O  values  from  —2 ‰  in  the  Middle  Eocene  lime-

stones to 0.4 ‰ in the laminated limestones, implying a sharp
temperature  drop  of  seawater  from  22 °C  to  about  11 °C

Fig. 10.  Paleotemperatures  calculated  from  isotopic  composition  of  the
Nummulitic  Limestones  and  the  Globigerina  Marlstones  by  use  of  Craig’s
equation (Craig 1965). Isotope values 

18

O indicate a sea-surface tempera-

ture  drop  between  the  Late  Middle  Eocene  (Nummulitic  Lmst)  and  upper-
most Eocene (Globigerina Mrls) from about 22 °C to 11 °C.

(Fig. 10).  An  identical 

18

O  signal  was  recorded  by

high-resolution  isotope  stratigraphy  at  the  Eocene/
Oligocene boundary in the ODP Sites (Diester-Haass
&  Zahn  1996)  and  type  localities  (Oberhänsli  et  al.
1984). The positive 

18

O excursion links with the Oi-1

shift  to  cooler  temperatures  (see  Abreu  &  Anderson
1998),  which  corresponds  to  maximum  productivity
increase  of  surface  waters  (Salamy  &  Zachos  1999;
Diester-Haas  &  Zahn  2001),  eustatic  sea-level  fall
and tefrostratigraphic events at the Eocene/Oligocene
boundary  (Fig. 11).  The  carbon  isotopic  values  of
laminated  limestones  (—4 ‰ 

13 

C)  indicate 

12

C-en-

riched CO

2 

due to respiration and planktonic foramin-

iferal metabolism (mainly Globigerina praebulloides).
The higher respiration rate of these foraminifers result-
ed in the incorporation of more 

13

C-depleted metabolic

CO

2 

during calcification (Bemis et al. 2000).

From  the  Eocene/Oligocene  transition,  the  rapid

cooling and high nutrient supply inhibited calcium car-
bonate production in the Carpathian Paleogene basins.
Low  activity  of  CO

3

2— 

resulted  in  lower  seawater  pH

and  a  high  organic  carbon  concentration  (Lyle  et  al.
2005).  Therefore,  the  organic-rich  sediments  of  the
overlying beds indicate the conditions of carbonate un-
dersaturation,  high  solubility  of  the  silicid  acid  (e.g.
bloom of silicoflagellates, presence of silicified woods,
etc.), sulphate reduction of organic matter, mobility of
the  redox-sensitive  elements  (e.g.  Mn,  P,  Ba)  and

403

PALEOENVIRONMENTAL CHANGES ACROSS EOCENE—OLIGOCENE BOUNDARY (CENTRAL CARPATHIANS)

Fig. 11. Correlation of isotopic signals from the CCPB with global isotopic curve, eustatic curve and tafrostratigraphic events. This inte-
grated approach allows us to approximate the Eocene/Oligocene boundary. Oxygen isotope curves after Zachos et al. (1993), Diester-Haass
& Zahn (1996), etc.; eustatic curves after Vail et al. (1977) and Haq et al. (1988). Abbreviations see Fig. 4.

methanogenesis.  These  processes  could  produce  HCO

3

—

,  in-

creasing  the  seawater  alkalinity  and  resulting  in  the  forma-
tion of the methan- and sulphate-derived carbonates (so-called
pelocarbonates).

Anoxia and eutrophication

The Early Oligocene period was a time of widespread an-

oxia and eutrophication in the Carpathian Paleogene basins,
and this led to sapropelitic and biosiliceous deposition of the
Menilite facies (cf. Roth & Hanzlíková 1982). Similarly, wa-
ter-column anoxia, eutrophication, dinoflagellate- and diatom-
based  productivity,  high  export  flux,  elevated  chemocline,
monsoonal precipitation, interface cycles of coccolithophorid-
rich productivity, reduced precipitation and continental influx
(Fig. 13) also occurred in the CCPB.

The basin-wide anoxia in the CCPB is indicated both in bot-

tom-water and surface-water environments. Poorly oxygenat-
ed bottom sediments were inhabited only by deeper infauna of
benthic  foraminifers,  such  as  Virgulinella  (Loxostomum)
chalkophilla, Chilostomella tenuis, Ch. cylindroides, Fursen-
koina acuta and Bulimina pyrula, etc. The benthic productivi-
ty  of  flysch  sediments  increased  temporarily  during  the
recolonization of the sea-bottom by tubular morphogroups of

agglutinated foraminifers, such as Dendrophrya-Rhabdammina
type associations in the sedimentary formations of the CCPB
(Benešova 1962; Blaicher 1973; Samuel in Gross et al. 1999,
etc.). Oxygenation of the CCPB improved up to the Huty For-
mation  (NP24),  which  represents  a  highstand  phase  of  mud-
rich  deposition  with  higher  calcareous  precipitation  and
appearance  of  trace  fossils  (e.g.  Zoophycos  ichnoceonoses).
The shelfal sediments above the oxygen minimum zone OMZ
(e.g.  in  Horehronská  kotlina  Depression)  are  much  richer  in
benthic meiofauna (Samuel 1975; Zlinská et al. 2001).

The expansion of the OMZ to surface-water is inferred from

the impoverishment of planktonic foraminifers, and in prolif-
eration  of  euryoxibiont  forms.  Lower  oxygen  conditions  are
expressed by blooms of chiloguembelinids, which occurred in
the CCPB during the early Rupelian. Chiloguembelina-domi-
nated assemblages are indicative of hypoxic to anoxic condi-
tions  (Pardo  et  al.  1999),  and  this  reveals  life  stress  in  the
productive zone (similar to the Guembelitria blooms near the
K/T boundary – Keller & Pardo 2004, etc.). Evidence of sim-
ilar conditions is provided by wetzeliellacean dinoflagellates,
diatoms and bacterioplankton.

Eutrophication  of  the  Carpathian  Paleogene  basins  led  to

replacement  of  calcareous  productivity  by  organic-rich  and
biosiliceous  productivity  (Fig. 6),  because  the  dinoflagel-

404

SOTÁK

Fig. 12. Chemostratigraphic data from the Central-Carpathian Paleogene sequence ploted in the TOC, TIC and isotopic curves. Abbrevia-
tions see Fig. 4.

Fig. 13. A model of sapropelitic deposition in the Carpathian Paleogene basins. Menilitic sapropelites were deposited under a high conti-
nental runoff, increased nutrients (eutrophication and elevated nutricline), dinoflagellate and diatom-based productivity, oxygen depletion
(anoxia and elevated chemocline), etc. Calcareous layers is considered to represent the nannofossil limestones, deposited under a high rate
of coccolithophorid productivity, mesotrophic conditions (deeper nutricline), weakening anoxia (deepened chemocline), etc.

405

PALEOENVIRONMENTAL CHANGES ACROSS EOCENE—OLIGOCENE BOUNDARY (CENTRAL CARPATHIANS)

lates and diatoms utilized nutrients more efficiently than for-
aminiferids  and  coccolithophorids.  Therefore,  the  eutrophi-
cation  in  the  CCPB  was  responsible  for  dinoflagellate
blooms  which  were  dominated  by  peridionids  (Gedl
2000a,b).  This  trend  culminated  in  catastrophic  eutrophica-
tion  and  the  mass  expansion  of  diatoms  (Menilite  cherts  in
upper NP23 – Nagymarosy 2000). The diatomite origin of
the  Menilite  cherts  was  documented  by  discoveries  of  frus-
tules  several  times  (e.g.  Kaczmarska  &  Kilarski  1979;
Krhovský  1981b,  etc.),  and  by  molecular  record  of  the  C

25

highly  branched  isoprenoids  (Rospondek  et  al.  1997).  Pyri-
tized diatoms are also frequently detected in the supra-meni-
lite  formations  of  the  CCPB  (e.g.  Šambron  Beds,  Huty
Formation,  Brzegi  Beds).  As  well  as  the  evidence  provided
by  diatoms,  the  increase  in  seawater  Si(OH)

4 

is  marked  by

the  appearance  of  spicules,  benthic  sponges  and  silicified
woods  in  sediments  of  the  Menilite  facies  (Starek  2001;
Soták  et  al.  2007).  Silica  availability  in  the  CCPB  resulted
from  the  riverine  input  of  nutrient-rich  water  from  adjacent
continents.  Consequently,  the  diatomites  from  the  Menilite
Formation  consist  predominantly  of  fresh-water  species,
such  as  Melosira  distant,  M.  islandica,  etc.  (Řeháková  in
Krhovský 1981a). The marine-continental interference in the
CCPB  is  documented  by  tidal-marsh  foraminifers  (mainly

Trochammina  species)  in  the  coastal  plain  sediments  of  the
Spiš area, abundant presence of land flora and riparian-type
vegetation (leaves, woody fragments) and even by rare avi-
fauna  (finding  of  a  bird  leg  at  the  Bystré  locality,  Eastern
Slovakia  –  Fig. 14).  Salinity  decrease  in  the  surface-water
layer is also indicated by Deflandrea-dominated associations
of  dinocysts  in  the  Early  Rupelian  sediments  of  the  CCPB
(Gedl 2000a). Nevertheless, the silica production from a vol-
canogenic  source  could  also  not  be  excluded,  because  the
Menilite Shales in the CCPB are occasionally intercalated by
tefra horizons (Gross 1981) or biotite-rich layers (Soták et al.
2007). The increase in primary productivity from volcanic-de-
rived  nutrients  is  considered  to  be  important  at  the  Eocene/
Oligocene boundary (e.g. Massignano section – Monechi et
al. 2000), Early/Middle Miocene boundary (e.g. Styrian Basin
– Spezzaferri et al. 2002, etc.). Therefore, the excess of nutri-
ents  may  have  also  been  responsible  for  the  impoverishment
of the Oligocene foraminiferal microfauna in the CCPB.

Primary  productivity  in  the  CCPB  culminated  in  hyper-

trophication and oxygen depletion. The euxinia of the photic
zone is considered to be an important factor in the deposition
of  organic-rich  sediments,  such  as  sapropels  (Koopmans  et
al.  1996;  Bosch  et.  al.  1998).  Sapropelitic  character  of  the
Menilite-type  facies  in  the  CCPB  is  indicated  by  lowered

Fig. 14. Rich fossil fauna of fishes (Pl. 12a,c), bird’s limb (Pl. 12b – first discovery) and leaves (Pl. 12d) from the Menilite shales of the
Central-Carpathian Paleogene Basin (Bystré locality). Excellent preservation of fossils is caused by bottom-water anoxia.

406

SOTÁK

TIC and elevated TOC contents (Fig. 12). They approach up
to 8 wt. % TOC, and the organic matter yields a high content
of bituminite and alginites (Kotulová 2004). Anaerobic con-
ditions in the photic zone prevented the expansion of bacteri-
oplankton, which required light and hydrogen sulphide. The
photosynthetic activity of green sulphur bacteria in the anoxic
sediments is revealed by isorenierante derivates (see Koopmans
et al. 1996; van Breugel et al. 2005), and their presence was
identified in the sediments of the Menilite facies (e.g. Schulz
et al. 2003). In the CCPB, the anoxygenic water column and
microbial photosynthesis is indicated by carbon isotope com-
position  of  the  Menilite  Shales,  which 

13

C  values  are  nega-

tive (—0.8 to —7.9 ‰) or extremely low close to isorenierante
(up to —21 ‰). Moreover, the abundance of pyrite framboids
in the Menilite Shales implies a sulphidic water column (see
Wilkin et al. 1997). Sulphate-reducing bacteria react with fer-
rous  iron  to  form  monosulphides  and  pyrite.  Anoxic  condi-
tions promoted bacterial decomposition of organic matter and
provided a source of N. Nitrification in the CCPB elevated the
ammonium  concentration  which  supported  phytoplankton
biomass and eutrophication.

The nannofossil crisis in the Menilite facies was interrupt-

ed by episodes of coccolithophorid-rich productivity, which
is indicated by the presence of laminated pelagic limestones
(Tylawa  Limestone)  and  related  carbonates  with  an  almost
complete dissolution and overgrowth of coccoliths due to re-
crystallization  and  dolomitization.  The  increase  in  coccoli-
thophorid  productivity  was  connected  with  a  decrease  in
diversity  (Bubík  1978).  More  abundant  nannoplankton  spe-
cies  in  these  limestones  represent  high-nutrient  taxa  (e.g.
Cyclicargolithus floridanus) and Paratethys-endemic or even
salinity-reduced  taxa  (e.g.  Reticulofenestra  ornata,  Trans-
versopolis  fibula  and  T.  lata).  Their  monospecific  associa-
tions are recognized as Solenovian (Polbinian) nannoflora of
the Central and Eastern Paratethys (Nagymarosy & Voronina
1992;  Nagymarosy  2000;  Melinte  2005).  Nannoplankton
bloom  in  the  NP23  Zone  was  probably  prevented  by  short-
term  increase  in  eustasy,  salinity,  trophic  resources  and  re-
newed  circulation  (cf.  Krhovský  &  Djurasinovič  1992;
Nagymarosy  &  Voronina  1992;  Schulz  2003;  Schulz  et  al.
2004).  Calcareous  vs.  organic-walled  plankton  productivity
depends most likely on the salinity and precipitation. During
wet climates, the increased water runoff led to silicate con-
centration,  reduction  of  salinity  and  eutrophication  of  the
surface  water  in  the  CCPB.  These  conditions  proliferated  a
high productivity of diatoms and dinoflagellates in the Meni-
lite  Shales.  However,  drier  phases  with  reduced  runoff  and
enhanced  evaporation  were  responsible  for  nutrient  deple-
tion,  improvement  in  water  clarity,  an  increase  in  salinity
and the dense blooms of calcareous nannofossils (Fig. 13).

Sapropelitic  sediments  in  the  CCPB  (Menilite  Shales)  ex-

hibit the carbon and oxygen isotope lightening (

13

C —7.9 ‰,

18

O —7.5 ‰) probably due to bacterial oxidation of organic

matter. Such light carbon-isotope values in sediments of the
Menilite  Formation  can  also  suggest  a  strong  influence  of
fresh water (e.g. Schmiedl et al. 2002). Contrary to this, the
coccolithic  limestones  exceeded  the  background  values  of
the  Menilitic  formation,  attaining  a  more  positive  isotopic
values.  These  limestones  correspond  to  short-lived  positive

13

C  excursions  (—0.5  to  +3.4 ‰),  coupled  with  less  pro-

nounced positive shifts of 

18

O (—3.4 ‰). Calcareous nanno-

plankton  flourished  in  surface  water  with  a high  content  of
dissolved  inorganic  carbon  ( CO

2

).  Consequently,  the  car-

bon  isotopes  became  heavier  in  coccolith-rich  productivity,
and this led to a positive shift in surface-water 

13

C (Mitchell

et  al.  1996).  Coccolithophorid  productivity  depends  on  at-
mospheric  CO

2

,  availability  of  which  increased  during  the

greenhouse periods.

Widespread anoxia in the CCPB is also inferred from the

manganese  sedimentary  ores  considering  their  redox-con-
trolled deposition (Roy 2006). Manganese became a mobile
component  in  anoxic  deep-water  environments,  whereas
Mn-enriched waters precipitated in oxic environments on the
shallow  continental  shelves  (Nijenhuis  1999).  The  manga-
nese ore basins of the Paratethys spread over South Ukraine,
Georgia, Azerbayan, northwest Turkey, and northeast Bulgar-
ia, etc. (Stolyarov & Kochenov 1995; Öztürk & Frakes 1995;
Varentsov  2002;  Efendiyeva  2004,  etc.).  The  Early  Oli-
gocene deposition in the CCPB, like that in the Paratethyan
basins  (e.g.  Maikop  Basin,  Tard  Sea,  Ileada  Sea,  Melleta
Sea,  etc.),  took  place  under  basin-wide  anoxia,  which  pro-
duced  metalliferous  deposits  (e.g.  manganese  ore  beds  near
Kišovce and Švábovce in the CCPB).

The Menilite Shales of the CCPB contain rich ichthyofauna

(Clupeidae,  Serranidae  –  Chalupová  2000;  Gregorová  &
Fulín  2001)  –  Fig. 14.  Fish  mortality  resulted  most  likely
from the toxicity of H

2

S-rich water, which surfaced from the

Oxygen  Minimum  Zone  due  to  water-column  stratification
or via upwelling (such as “en masse” extinction of Spiratella
fauna – Báldi et al. 1984). H

2

S is known to be an extremely

potent neurotoxin causing a cessation of pulmonary function
(Oschmann 1995). The toxic crush of fish fauna in the Meni-
lite  Shales  is  indicated  by  their  curved  backbones,  unat-
tached mouths and mostly adolescent forms (Pokorný 1992).
The  alternation  of  fish  shales  with  barren  sediments  in  the
lamina scale points to seasonal changes in water circulation
or upwelling activity (cf. Vetö 1987).

Widespread anoxic and eutrophic conditions in the CCPB

most likely resulted from a high runoff and a positive water
balance similar to that in the Black-sea type basin (cf. Schulz
et  al.  2005).  Dissolved  silicate,  nitrate,  ammonium,  manga-
nese  may  have  been  supplied  from  continental  sources.
Trophic  resources  could  also  have  increased  via  upwelling,
which preferentially regenerated nutrients from organic mat-
ter under anoxic conditions (cf. Ingall & Jahnke 1997; Mur-
phy  et  al.  2000,  etc.).  Both,  this  runoff  and  upwelling
resulted  in  eutrophication  of  surface-waters.  Biomass  pro-
ductivity of surface waters in the Paratethyan basins resem-
bles  a  drifting  flora  and  conditions  similar  to  those  in  the
Sargasso  Sea  (Jerzmanska  &  Kotlarcyzk  1976;  Kvaček  &
Bubík  1990,  etc.).  This  algal  biocoenosis  is  dominated  by
Sargassum maikopicum (Efendiyeva 2004).

Eustatic and cyclostratigraphic events

Paleoenvironmental  changes  in  the  CCPB  could  corre-

spond to eustatic cycles of sea-level history (Haq et al. 1988)
– Fig. 15. The basin began to develop from the late Lutetian

407

PALEOENVIRONMENTAL CHANGES ACROSS EOCENE—OLIGOCENE BOUNDARY (CENTRAL CARPATHIANS)

transgression (SBZ16), and this was followed by two 3

rd 

or-

der  cycles  of  shallow-marine  deposition  (TA 3.5—TA 3.6).
Compositional changes of large foraminiferal associations in
the upper SBZ17 Zone indicate a relative cooling event near
the  TA 3/TA 4  boundary  (Bartholdy  et  al.  1999).  At  that
time,  the  sea-level  fall  resulted  in  channel  incision  and  for-
mation of fan delta systems (e.g. the Pucov Fan). New trans-
gression  of  the  TA 4.1  cycle  started  during  the  early
Priabonian climatic optimum (last nummulites in the SBZ19
Zone,  warm-temperate  porticulosphaerids  in  P15  Zone),
which  preceeded  very  unstable  conditions  during  the  late
Priabonian  (TA 4.2—TA 4.3  cycles).  The  highstand  of  the
TA 4.3 cycle is marked by the productivity maximum of the
Globigerina  Marls,  which  corresponds  to  the  Terminal
Eocene  Event.  The  eustatic  cycle  TA 4.4  began  with  the
largest  sea-level  fall  near  the  Eocene/Oligocene  boundary
(50—65 m  after  Pekar  2003;  Wade  &  Pälike  2004).  In  the
CCPB, this eustatic event fits well with the positive 

18

O ex-

cursion, which marked the Eocene/Oligocene boundary on a
world-wide  scale  (Cavelier  et  al.  1981;  Poore  &  Matthews
1984;  Kennet  &  Barker  1990;  Miller  1992;  Zachos  et  al.
1996).  Boundary  sections  in  the  CCPB  imply  the  erosional
unconformities  with  a  mass  redeposition  of  morozovellids
and acarininids (e.g. in Pucov section). Such types of deep-
sea  hiatuses,  with  reworked  Eocene  species,  have  been  ob-
served  near  the  Eocene/Oligocene  boundary  in  the  DSDP
sites  (Keller  1985).  These  hiatuses  were  formed  during  the
global cooling and sea-level lowstand, resulting from chang-
es  in  oceanic  deep  circulation  and  bottom  current  erosion
(Keller 1983). Considering this, the erosive events of muri-
cate foraminifers in the CCPB indicate a lowstand phase be-
tween  TA 4.3—TA 4.4  cycles  at  the  Eocene/Oligocene
boundary. This eustatic event was associated with carbonate
depletion  of  the  boundary  clays,  which  are  almost  non-cal-

careous  and  are  enriched  by  siliceous  microfauna  (e.g.
sponge microsklerites in Pucov section).

Early Oligocene transgression in the CCPB is documented

by a stepwise onlap of the ravinement surfaces of the Borové
Formation  (Bartonian  ramp-type  formation)  by  mudstone
formations (NP22—NP23 Zones). The TA 4.4 cycle tended to
a higher sea level in the horizons of coccolithic limestones,
with  the  appearance  of  open-marine  biota  (e.g.  pteropods).
Forced regression of the TA 4.4 cycle culminated in incision
of submarine channel systems of the CCPB during the Early
Oligocene (e.g. Tokáreň Fan). The sea-level lowstand of the
TA 4.4 cycle coincides with the beginning of the Paratethyan
isolation  which  is  marked  by  endemic  nannofossil  species
and  biosiliceous  horizons  (Menilitic  facies).  The  transgres-
sion of the TA 4.5 cycle is expressed by the more calcareous
and  mud-rich  deposition  of  the  Huty  Formation,  which  re-
corded the FAD and ACME of Cyclicargolithus abisectus in
the  NP24  Biozone.  The  falling  stage  of  the  TA 4.5  cycle
links  with  the  most  pronounced  Mid-Oligocene  regression,
which  introduced  the sand-rich  turbidite  systems  in  the
CCPB. Late Oligocene deposition of the CCPB persisted in a
lowstand  eustasy  of  the  TB 1  cycle,  which  is  inferred  from
progradational sequences, an increased abundance of braaru-
dosphaerids  and  reduced  salinity.  The  sand-rich  deposition
should  have  terminated  by  the  Early  Miocene,  recorded  by
the FAD of Discoaster drugii (23.8 Ma) and the appearance of
rich uvigerinid species in the topmost part of the Biely Potok
Formation  which  occurred  earlier  than  the  Eggenburgian
transgression of the Prešov Formation.

Syngenetic volcanism

Transitional  beds  around  the  Eocene/Oligocene  boundary

in  the  Carpathian  Paleogene  basins  provide  evidence  of  syn-

Fig. 15.  Paleoenvironmental  changes
in  the  Central-Carpathian  Paleogene
Basin related to the global eustatic and
climatic  changes.  Sedimentary  se-
quence  records  the  global  eustatic
events  (Terminal  Eocene  Event  and
Mid-Oligocene Event sensu Aubreu &
Anderson 1998), and provides the evi-
dence  of  the  3

rd 

order  cyclicity

(TA 3.5—TA 4.5) and alteration of ther-
mochrons and cryochrons.

408

SOTÁK

genetic volcanism (Fig. 11). The first evidence of volcanic ac-
tivity  was  recorded  by  the  vitritic-crystal  tuffs  in  the  basal
conglomerates  beneath  the  Globigerina  Marls  (Glazek  et  al.
1998). Based on this, the tuffs correspond to the taphrostrati-
graphic event near 40 ± 2 Ma (Sochaczewski 2000). The most
frequent tuffs of the CCPB occur above the Globigerina Marls
(e.g. Prosiek, Huty, Pucov, Bystré), and this may correspond
to the Gasiory Tuff (34.6 ± 1.4 Ma – Wieser 1985) and tuffs
intercalated in the upper part of the Buda Marls and lower part
of the Tard Clay (Báldi 1984, 1986). Tuffs from the Buda Ba-
sin have been approximated to the Eocene/Oligocene bound-
ary  (33.7 ± 1.0 Ma  –  Balogh  &  Pécskay  2001).  As  well  as
tuffs,  there  are  also  tuffaceous  sandstones  containing  a great
portion of biotite and volcanic quartz in the Orava region (e.g.
Veličná, Pucov), and this appears to be equivalent of biotitic
sandstones from the uppermost part of the Buda Marls in Hun-
gary  (33.7 ± 1.0 Ma  –  Balogh  &  Pécskay  2001).  Similar  bi-
otite-rich  layers  are  widely  distributed  (e.g.  in  Messignano
GSSP  section  –  Montanari  et  al.  1985;  Monechi  et  al.  2000;
Possagno  section  –  Oberhänsli  et  al.  1984),  and  they  record
volcanic  activity  at  the  Eocene-Oligocene  boundary.  Biotite-
rich layers in the CCPB are significantly enriched in content of
biosiliceous  microfossils  (e.g.  sponge  spicules),  and  therefore
the syngenetic volcanism may have enhanced the nutrient flux
from products of coeval pyroclastic activity (cf. Spezzaferri et
al. 2002; Vetö et al. 2007). Younger taphrostratigraphic events
in  the  CCPB  correspond  to  the  NP24  Biozone  (Uhlík  et  al.
2002),  or  even  to  the  14  marker  horizons  in  the  Chocholow
Beds of the Podhale region (Westwalewicz-Mogilska 1986).

Volcanogenic  activity  is  commonly  recorded  around  the

Eocene/Oligocene boundary. At the same time-horizon, there
exists  a lot  of  impactoclastic  evidence,  such  as  spherule-rich
layers, iridium anomalies, shocked quartz, Ni-rich spinels, etc.
(e.g.  Montanari  et  al.  1993;  Wei  1995;  Clymer  et  al.  1996;
Pierrard et al. 1998). Therefore, the Late Eocene climatic dete-
rioration may have resulted from impact-related cooling (Von-
hof et al. 2000).

Alpine orogenesis and Paratethyan isolation

Synorogenic  basins,  such  as  the  CCPB,  should  reflect  an

important  role  of  the  Alpine  tectonics.  However,  there  is  a
problem due to the synchroneity of the Alpine tectonic phases
and  global  eustatic  events.  The  initial  transgression  in  the
Central Western Carpathians corresponds well with the Mid-
dle  Eocene  transgression  in  the  Mediterranean  Tethys,  but
also with the Illyrian tectogenesis. The Pyrenean tectonic ac-
tivity changed the distribution of lands and seas in Central Eu-
rope, which was still a part of the North Peri-Tethys (Popov et
al. 2004) and archipelago during the Late Eocene (Steininger
& Vessely 2000). Unlike the high rate of Alpine subduction,
the mountain uplift was less intensive and the Alps were most-
ly submerged (Frisch et al. 1998). Therefore, the isolation of
the  Paratethyan  basins  was  also  facilitated  by  the  largest
eustatic fall at the Eocene/Oligocene boundary (54 m – Pe-
kar  et  al.  2003).  The  subsequent  isolation  of  the  Paratethyan
basins  led  to  the  widespread  distribution  of  marker  horizons
(e.g. planktonic pteropods, fish shales, coccolithic chalks, dia-
toms and manganese deposits – Fig. 18), which most likely

indicates  the  predominance  of  global  eustasy  over  regional
tectonics.  The  late  Pyrenean  phase  at  the  beginning  of  the
NP24 Zone provided the strongest compressional event in the
Carpatho—Pannonian basins (Tari et al. 1993). Since the Late
Rupelian,  the  Carpathian  flysch  basins  were  supplied  with
sand-rich turbidite systems, implying reorganization from the
passive-margin  to  active-margin  fans  (Soták  et  al.  2001).
Therefore, a higher source activity should increase in response
to  tectonics.  However,  the  Rupelian/Chattian  boundary  links
with the most pronouced change in global eustasy, which was
significantly lowered at the time of the first major glaciation in
Antartica.  Considering  this,  the  eustatic  force  of  sand-rich
deposition  in  the  Central  Western  Carpathians  (incl.  Krosno
Facies of the Outer Western Carpathians) should also be im-
portant (cf. Krhovský & Djurasinovič 1992).

The  isolation  of  the  Paratethys  resulted  from  progressive

rise of the collisional wedge in the Alpine-Dinaric-Balkan in-
ternids (Báldi et al. 1984). Late Eocene—Early Oligocene up-
lift  in  the  Dinarides,  which  became  a landmass  barrier,  is
recorded  by  terrestrial  and  fluviatile-lacustrine  deposits  (Tari
& Pamić 1998). At that time, the Alpine collision achieved the
Pyrenean phase, which is considered to be the main orogenic
phase in the Alps (Trümpy 1980). The Alpine Foreland Basin
lost connection with the Tethys, and this is recorded by the ap-
pearance of the endemic fauna in Solenovian time (Steininger
& Wessely 2000). The Alpine collision induced a large-scale
continental  escape  of  the  Carpatho-Pannonian  terranes.  The
Pannonian Basin was detached from the Slovenian Basin and
emplaced  to  the  Intra-Carpathian  area  along  the  Insubric—
Balaton and Mid-Hungarian Lineaments (Csontos et al. 1992;
Fodor  et  al.  1999;  Schmiedl  et  al.  2002).  Accordingly,  the
escape tectonics seem to be responsible for the first isolation
of the Carpathian Paleogene basins. The first isolation in the
CCPB was already indicated by the zoogeographical separa-
tion  of  the  Spiš  Basin,  where  nummulitids  are  absent,  and
mollusc fauna indicate an affinity to the Transylvanian Basin
and  Caucasus  –  Aral  area  (Volfová  1962).  Endemic  fauna
of  Solenovian-type  molluscs  (Ergenica?  sp.,  Janschinella?
sp.)  and  cerites  (Tympanotonus  sp.)  are also  recognizable
from the Paleogene sediments of the Hron Valley Depression
(Volfová 1964b).

The  Carpathian  Paleogene  basins  were  differentiated  in

sea-floor topography, bathymetry and water exchange. Dur-
ing the Eocene/Oligocene transition, the differentiation was
recorded by the Globigerina Marls, deposition of which was
controlled by anti-estuarine circulation, high rate calcareous
productivity and lowered depth of calcium carbonate dissolu-
tion (CCD) – Fig. 16. The CCD declines in the conditions of
enhanced productivity, which correspond to a peak of produc-
tivity  near  33.5 Ma  (Diester-Haass  &  Zahn  1996),  and  this
caused  the  CCD  drop  near  the  Eocene/Oligocene  boundary
(Thunell  &  Corliss  1986;  Tripati  et  al.  2005).  Following  the
downslope excursion of the CCD, the Globigerina Marls and
red-coloured marls occur suddenly in carbonate-free deep-wa-
ter sediments of the Carpathian Paleogene basins. Successive
cooling resulted in shoaling of the CCD due to a higher satura-
tion of cold bottom-water by CO

2

. As a consequence, the sea-

water  became  more  acid  and  corrosive  to  the  calcareous
components. Above the Globigerina Marls, the carbonate dis-

409

PALEOENVIRONMENTAL CHANGES ACROSS EOCENE—OLIGOCENE BOUNDARY (CENTRAL CARPATHIANS)

Fig. 16. Upper Eocene basins with the Tethyan—Boreal communication, which resulted in cold-temperate productivity of the Globigerina
Marls (GM), thermal water mass stratification (TCL – thermocline), anti-estuarine circulation, deep-water oxygenization (DWV), prolif-
eration of benthic life (B), red-coloured marl deposition (RCM), enhanced evaporation (E), lowered precipitation (P), reduced runoff, etc.

Fig. 17. Lower Oligocene basins with the Black-sea type hydrography, estuarine circulation, inflow of Boreal waters, surface-water over-
flow (FWI – fresh water influx), closure of the Mediterranean seaway, semi-isolation, water column stratification (CHM – chemocline),
deep-water stagnation, bottom-water anoxia, upwelling (UPW), eutrophication (EF), dinoflagellate- and diatom-based productivity, export
flux, fish fauna intoxication, precipitation (P), humidity, monsoonal activity (M), etc.

solution  increased  considerably,  leading  to  non-calcareous
deposition of the Menilite Formation.

Carpathian and Hungarian Paleogene basins record a differ-

ent  rate  of  the  Paratethyan  isolation  or  Tethyan  communica-
tion.  While  the  Buda  Basin  reveals  a  full-marine  deposition,
richness  of  foraminiferal  microfauna  (Tritaxia  szaboi  beds,
Buda  Marls,  Kiscell  Clays),  later  termination  of  low-latitude
habitats  (e.g.  latest  nummulites,  lepidocyclinids  and  globo-
quadrinids),  the  hiatuses  (“infra-Oligocene”  regression)  and
proximity  of  volcanogenic  activity,  the  Central-Carpathian
Paleogene Basin implies restricted environments, impoverish-
ment  of  foraminiferal  microfauna  (Huty  Formation,  Zuberec

Formation,  Brzegi  Member),  predominance  of  oxygen-defi-
cient taxa, sapropelitic deposition and biosilicite productivity
(Menilite black shales and cherts), calcareous nannoplankton
blooms, manganese beds and tuffaceous admixture, etc. Con-
sidering this, the Oxygen Minimum Zone (OMZ) implied the
southward  weakening  of  anoxia  towards  the  Tard  Sea  in  the
Hungarian  Paleogene  Basin  and  its  northward  widening  to-
wards the Carpathian Flysch Sea (Fig. 19). The northern part
of the CCPB seems to be more isolated, humid, eutrophicated,
oxygen  depleted  and  cooled  by  Boreal  waters.  On  contratry,
the southern part of this basin represents the neritic and near-
shore zone of the North Buda Paleogene Basin (Gross 1978;

410

SOTÁK

Fig. 18.

 Distribution 

of 

anoxic 

facies, 

biosilicite 

horizons, 

fish 

shal

es, 

laminated 

limestones, 

Spiratella 

horizons, 

endemic 

fauna 

an

d 

other 

indications 

of 

the 

Proto-Paratethyan 

isolation 

in 

the 

C

ar-

patho-Pannonian 

basins 

at 

the 

beginning 

of 

the 

Oligocene. 

Abbre

vations: 

PKB

 –

 Pieniny 

Klippen 

Belt.

411

PALEOENVIRONMENTAL CHANGES ACROSS EOCENE—OLIGOCENE BOUNDARY (CENTRAL CARPATHIANS)

Fig. 19. Tethyan vs. Paratethyan marker facies in the Carpathian Paleogene basins. The figure exhibits northward increase in the intensity
of the Paratethyan isolation and southward amplification of the Tethyan influence.

Central  Paratethys,  the  Transylvanian  Paleogene  Basin  was
connected rather with the Eastern Paratethys, considering im-
migrations  of  mollusc  fauna  (e.g.  Lenticorbula  sokolovi,  L.
helmerseni – Báldi 1980; Moisescu 1995), evaporitic and la-
goonal-lacustrine  deposition  (Proust  &  Hosu  1996),  oolitic
ironstones such as those in the Maikop Basin (Popov & Stol-
yarov  1996)  and  even  migrant  Asian  mammals  (Baciu  &
Hartenberger 2001). The affinities of the Transylvanian Paleo-
gene  Basin  to  the  Solenovian  Sea  and  Boreal  Sea  (Nucula
compta  Level)  proved  its  more  northern  position  within  the
Intra-Carpathian basins.

The  Intra-Carpathian  system  of  the  Paleogene  basins  was

disturbed  during  plate-tectonic  reorganization  of  the  ALCA-
PA terranes (Figs. 20, 21). The Slovenian and Hungarian Pa-
leogene basins were accommodated more southerly, and later
on they have been shifted to their present position (Csontos et
al.  1992).  The  Hungarian  and  Central-Carpathian  Paleogene
Basins  are  quite  different  (epicontinental-type  basin  vs.  mar-
ginal basin of the Carpathian Flysch Sea), exhibiting no direct
paleogeographical  connection  between  them.  The  northern
limit of the Hungarian Paleogene Basin is inferred in the Šahy
Antiform, which represents a nearshore zone of the Kiscellian
Sea  containing  sebhka-type  facies  (Vass  2003).  The  Veporic
borderland was submerged in some places by transversal de-
pressions (Soták et al. 2004). The sediments of the Hungarian
Paleogene Basin in the Štúrovo, Lučenec and Rimavská kotli-
na depressions show a closer proximity to the Mediterranean
Sea, revealed by their full-marine facies, tide-influenced depo-
sition,  abundance  of  foraminiferal  microfauna,  presence  of
lepidocyclinids  and  miogypsinids,  etc.  (Samuel  &  Vaňová
1967;  Vaňová  1975;  Sztanó  1995;  Holcová-Šutovská  1996;

Nagymarosy  1990),  influenced  by  the  Tethyan  waters.  The
circulation  model  of  the  Paratethyan  sea  (Dohman  1991;
Schulz  2003)  presumed  a  mixture  of  the  Boreal  deep  water
and Tethyan surface water. The restricted seaway connection
with the Mediterranean Tethys during the Early Oligocene re-
sulted in fresh water overflow in the Paratethyan basins. The
high  runoff  and  separation  of  the  CCPB  by  the  intrabasinal
high (Low Tatra Highland), indicates an estuarine-type circu-
lation with an inflow of marine bottom waters and an outflow
of  fresh  surface  waters  (Fig. 17).  Here,  the  CCPB  revealed
features of the Black Sea-type basins similar to other basins in
the Paratethys Sea (Schulz et al. 2005).

During the Early Oligocene, the oxygen crisis affected the

whole Central Paratethys, including the Hungarian Paleogene
Basin  (Tard  Clays),  Slovenian  Basin  (Fish  Shale  –  Tegel
Unit), Carpathian Paleogene basins (Menilite Beds) and Aus-
trian foreland basin (Schöneck—Ottenthall Formations), Tran-
sylvanian  Basin  (Ileanda  Shale),  etc.  Nevertheless,  some  of
the  Paratethyan  basins  were  reconnected  with  the  Mediterra-
nean Tethys, as is indicated by the Lower Oligocene bioher-
mal limestones containing nummulitids (e.g. N. vascus) in the
Slovenian  and  Hungarian  Paleogene  Basins  (Gornji  Grad
Beds – Nebelsick et al. 2000; Szépevölgy Limestones – Ko-
rpás et al. 1999), but not/or very rarely in Central-Carpathian
Paleogene Basin (Buček & Filo 2004). On the other side, the
Spiratella-rich fauna of the Hungarian Paleogene Basin (Tard
Clay) provide evidence of the cold-water influence of the Bo-
real  Sea.  This  implies  that  Tethyan-Boreal  communication,
most  likely  via  the  Mid-Hungarian  corridor  and  Slovenian
Strait,  which  is  indicated  by  the  mixed  mollusc  fauna  in  the
Kiscellian Clay (Báldi 1984). In contrast to other basins in the

412

SOTÁK

Holcová 2001, etc.). It is most likely that the Hungarian and
Central-Carpathian  Paleogene  Basins  came  into  tectonic  jux-
taposition  due  to  the  NE-directed  displacement  of  the  Pelso
Unit  (Nagymarosy  1990).  This  unit  attained  its  present  posi-

tion  by  tectonic  and  rotational  movement
from  the  Late  Oligocene  to  Early  Miocene
(Vass et al. 1996). This is also the case in the
Hungarian and Transylvanian Paleogene ba-
sins,  which  were  jointed  by  large-scale  tec-
tonic  movement  of  the  ALCAPA  and
TISIA-DACIA blocks.

Summary

Sedimentary  sequences  of  the  Central-

Carpathian  Paleogene  Basin  provide  evi-
dence of following paleoenvironmental and
climatic  events  related  to  the  Eocene/Oli-
gocene boundary:

EBi-1:  growth  potential  of  carbonate

platform  progressively  weakened  due  to
drowning,  temperature  drop  and  overfeed-
ing  stress  of  oligotrophic  organisms  (e.g.
nummulitids);

EPi-1:  demise  of  the  carbonate  platform

in  response  to  climatic  deterioration  and
mesotrophication  in  the  Carpathian  basins
during the Late Eocene;

EPi-2:  temperate-  to  cool-water  produc-

tivity  of  Bryozoan  Marls  and  Globigerina
Marls,  indicating  a  rise  of  nutrients  from
runoff  or  via  upwelling.  Plankton  produc-
tivity  of  the  Globigerina  Marls  implies  the
changes  in  life-mode  strategy,  diversity,
temperature  preferences  and  water-depth
habitats;

TEE: peak abundance of bloom-forming

globigerinids  corresponds  to  climate-pro-
ductivity  maximum  at  33.7 Ma,  which  re-
veals the increase of 

18

O (cooling) and the

decrease  of 

13

C  (CO

2

  respired  due  to  me-

tabolism);  –  the  positive  shift  of  oxygen
isotopes  indicates  a decrease  in  seawater
temperature 

at 

the 

Eocene/Oligocene

boundary  (12—15 °C); –  contemporaneous
TA  4.4  sea-level  fall  and  increase  in  car-
bonate  dissolutional  rate;  –  taphrostrati-
graphic events near 33.7 ± 1.0 Ma;

Oi-1:  the  major  climatic  turnover  took

place  in  the  Early  Oligocene;  –  cooling
and  humidity  led  to  temperate/wet  condi-
tions;  –  fresh  water  discharge,  water-col-
umn  stratification,  brackish  surface  water,
dinoflagellate-rich  productivity,  estuarine
circulation,  oxygen  depletion,  sulphidic
bottom water and seasonal upwelling activ-
ity (H

2

S intoxication and a high mortality);

Oi-2: eutrophication, expansion of OMZ,

photic  zone  anoxia  and  stagnant  regime  of

Fig. 20.  Palinspastic  scheme  of  the  Peri-Tethyan  domain  in  the  Late  Eocene.  Basinal
systems show a plate-tectonic reorganization due to the escape tectonics of the ALCA-
PA Unit. They were full-marine basins with southward connection to the Mediterranean
Sea and northward connection to the Boreal Sea.

Fig. 21. Palinspastic scheme of the basinal systems of the Proto-Paratethys in the be-
ginning of the Oligocene. Paleogeography was changed in response to the Mesoalpine
tectogenesis, which led to the uplift of the Dinaroalpidic borderland and first isolation
of the Alpine foreland, Carpatho-Pannonian and Transylvanian basins.

the  CCPB  during  the  mid-Early  Oligocene; – sapropelitic
deposition  of  menilite  shales,  fish  shales  and  manganese
ores;  –  episodical  blooms  of  calcareous  nannoplankton  in

413

PALEOENVIRONMENTAL CHANGES ACROSS EOCENE—OLIGOCENE BOUNDARY (CENTRAL CARPATHIANS)

the  period  of  runoff  stillstand,  anti-estuarine  circulation  and
higher carbonate resources (Tylawa-type limestones); – coc-
colithophorid-rich productivity links with a positive 

13

C ex-

cursions,  indicating  short-lived  greenhouse  events  and/or
decrease photosynthetic rate of 

12

C.

Earliest  Paratethyan  stage:  the  first  isolation  event  in  the

NP23  Biozone,  the  appearance  of  Paratethys-endemic  nanno-
fossils,  diatom-based  productivity  and  biosiliceous  deposition;
differentiation  of  basin-floor  topography  and  paleogeographic
communication; – plate-tectonic reorganisation of the intra-
Carpathian basins during the Alpine orogenesis.

Acknowledgments: The author wishes to thank to Przemys-
law Gedl, András Nagymarosy and Diego Puglisi for their valu-
able  comments  and  improvements  in  earlier  drafts  of  the
manuscript. This research was supportedby the Scientific Grant
Agency  of  the  Ministry  of  Education  of  the  Slovak  Republic
and the Slovak Academy of Sciences (VEGA Grant 2/0140/09).

References

Abreu V.S. & Anderson J.B. 1998: Glacial eustasy during the Ceno-

zoic  sequence  stratigraphic  implications.  AAPG  Bull.  82,  7,
1385—1400.

Baciu  C.  &  Hartenberger  J.-L.  2001:  Un  exemple  de  corrélation

marin-continental dans le Priabonien de Roumanie. Remarques
sur la Grande Coupure. C.R. Acad. Sci., Earth Planet. Sci., Paris
333, 441—446.

Balogh  K.  &  Pécskay  Z.  2001:  K/Ar  and  Ar/Ar  geochronological

studies  in  the  Pannonian-Carpathians-Dinarides  (PANCARDI)
region. Acta Geol. Hung. 44, 2—3, 281—299.

Bartholdy J., Bellas S.M., Cosovic V., Fucek V.P. & Keupp H. 1999:

Processes  controlling  Eocene  mid-latitude  larger  Foraminifera
accumulations:  Modelling  of  the  stratigraphic  architecture  of  a
fore-arc basin (Podhale Basin, Poland). Geol. Carpathica 50, 6,
435—448.

Báldi T. 1980: The early history of the Paratethys. Földt. Közl. 110,

456—472.

Báldi  T.  1984:  The  terminal  Eocene  and  Early  Oligocene  events  in

the  Hungary  and  the  separation  of  an  anoxic,  cold  Paratethys.
Eclogae Geol. Helv. 77, 1, 1—27.

Báldi T. 1986: Mid-Tertiary stratigraphy and palaeogeographic evo-

lution of Hungary. Akad. Kiado, Budapest, 1—201.

Báldi T., Horváth M., Nagymarosy A. & Varga P. 1984: The Eocene-

Oligocene boundary in Hungary. Acta Geol. Hung. 27, 1—2, 41—65.

Bemis B.E., Spero H.J., Lea W.D. & Bijma J. 2000: Temperature in-

fluence on the carbon isotopic composition of Globigerina bul-
loides  and  Orbulina  universa  (planktonic  foraminifera).  Mar.
Micropaleont. 38, 213—228.

Benešová  E.  1963:  Microbiostratigraphical  study  of  the  Vlachy-1

borehole. In: Chmelík et al. (Eds.): Reference borehole Vlachy-1.
Práce Výsk. Úst. Čs. Naft. Dolu, XX, Publ. 92, 49—57.

Berlin I.S., Barhatova N.N. & Habakov A.V. 1976: Ca/Mg methods

for  estimation  of  the  Eocene  paleotemperature  conditions  in
the Hungarian and Slovak seas.  Magy. Áll. Földt. Intéy. Evi. Je-
lent. 1974, 477—485 (in Hungarian).

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

based  on  Middle  Miocene  planktonic  Foraminifera:  the  Silesia
Basin  (Paratethys)  and  Monferrato  (Tethys)  record.  Palaeo-
geogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 196, 3—4, 265—303.

Biolzi M. 1985: Late Eocene—Early Miocene boundary in the selected

Atlantic, Mediterranean and Paratethyan sections based on bios-

tratigraphic and stable isotope evidences. Mem. Soc. Geol. Ital.
37, 303—378.

Blaicher J. 1973: Microfauna of the Podhale Flysch in the Zakopane

IG 1 Borehole. Biul. Inst. Geol. 265, 105—133.

Blow W.H. 1969: Late Middle Eocene to Recent planktonic foramin-

iferal  biostratigraphy.  Proc.  1

st

  Int.  Conf.  Plankt.  Microfossils,

Geneva, 1967 (Vol. I.), 199—422.

Boersma  A.  &  Premoli  Silva  I.  1991:  Distribution  of  Paleogene

planktonic  foraminifera:  analogies  with  the  recent?  Palaeo-
geogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 83, 29—48.

Boersma A., Premoli Silva I. & Hallock P. 1995: Trophic models for

the well-mixed and poorly mixed warm oceans across the Pale-
ocene/Eocene  epoch  boundary.  In:  Aubry  M.-P.,  Lucas  S.  &
Berggren  W.A.  (Eds.):  Late  Paleocene—Early  Eocene  climatic
and biotic events in the marine and terrestrial records. Columbia
University Press, New York, 204—213.

Bolli  H.M.  1972:  The  genus  Globigerinatheka  Brönnimann.  J.  Fo-

ram. Res. 2, 3, 109—136.

Bosch H.-J., Sinninghe Damsté J.S. & Leeuw J.W. 1998: Molecular

palaeontology of Eastern Mediterranean sapropels: evidence for
photic zone euxinia: In: Robertson A.H.F., Emeis K.C., Richter
C. & Camerlenghi A. (Eds.): Proceedings of the Ocean Drilling
Program. Sci. Results 160, 285—295.

Braga G. & Barbin V. 1988: Les Bryozoaries du Priabonien strato-

typique  Province  Vincenza,  Italie.  Rev.  Paleobiologie  7,  2,
495—556.

Bubík M. 1992: Low diversity calcareous nannoplankton assemblages

from the Oligocene Štibořice member of the Menilitic formation
(West  Carpathians,  Czechoslovakia)  from  Bystřice  nad  Olší.
Knihovnička ZPN 14b, 2, 223—245.

Buček S. & Filo I. 2004: Oligocene larger foraminifers in Paleogene

sediments westward of Banská Bystrica (Middle Slovakia). Slo-
vak Geol. Mag. 10, 4, 277—283.

Carannante G., Esteban M., Milliman J.D. & Simone L. 1988: Car-

bonate lithofacies as paleolatitude indicators: problems and limi-
tations. Sed. Geol. 60, 1—4, 333—346.

Cavelier C., Chateauneuf J.-J., Pomerol Ch., Rabussier D., Renard M.

&  Vergnaud-Grazzini  C.  1981:  The  geological  events  at  the
Eocene/Oligocene  boundary.  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.
Palaeoecol. 36, 223—248.

Chalupová B. 2000: Eocene fish fauna from the Menilite Beds (Huty

Formation)  of  the  Central  Carpathian  Paleogene  Basin  (Orava
region, NW Slovakia). Slovak Geol. Mag. 2, 3, 168—171.

Clymer A.K., Bice D.M. & Montanari A. 1996: Shocked quartz from

the late Eocene: impact evidence from Massignano, Italy. Geol-
ogy 24, 483—486.

Coccioni R., Basso D., Brinkhuis H., Galeotti S., Gardin S., Monechi

S.  &  Spezzaferri  S.  2000:  Marine  biotic  signals  across  a late
Eocene  impact  layer  at  Massignano,  Italy:  evidence  for  long-
term environmental perturbations? Terra Nova 12, 258—263.

Craig  H.  1965:  The  measurement  of  oxygen  isotope  paleotempera-

tures.  In:  Tongiorgi  E.  (Ed):

 

Stable  isotopes  in  oceanographic

studies  and  paleotemperatures.  Consiglio  Nationale  Ricerche
Lab. Geol. Nucl., Pisa, 161—182.

Csontos L., Nagymarosy A., Horváth F. & Kováč M. 1992: Tertiary

evolution of the Intra-Carpathian area: a model. Tectonophysics
208, 221—241.

Diester-Haass L. 1991: Eocene-Oligocene paleooceanography in the

Antartic Ocean, Atlantic sector (Maud Rise, ODP Leg 113, Sites
689 and 690). Mar. Geol. 100, 249—276.

Diester-Haass L. & Zahn R. 1996: Eocene-Oligocene transition in the

Southern Ocean: history of water mass circulation and biologi-
cal productivity. Geology 24, 2, 163—166.

Diester-Haass L. & Zahn R. 2001: Paleoproductivity increase at the

Eocene—Oligocene climatic transition: ODP/DSDP sites 763 and
592. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 172, 153—170.

414

SOTÁK

Dohmann  L.  1991:  Die  unteroligozänen  Fischschiefer  im  Molasse-

becken.  PhD  Thesis,  Ludwig-Maximilian-Universität,  Munich,
1—365.

Efendijeva  M.A.  2004:  Anoxia  in  waters  of  the  Maikop  paleobasin

(Tethys Ocean, Azeri sector), with implications for the modern
Caspian Sea. Geo-Marine Lett. 24, 177—181.

Fodor L., Csontos Bada G., Györfi I. & Benkovics L. 1999: Tertiary

tectonic  evolution  of  the  Pannonian  Basin  system  and  neigh-
bouring  orogens:  a new  synthesis  of  palaeostress  data.  In:  Du-
rand  B.,  Jolivet  L.,  Horváth  F.  &  Séranne  M.  (Eds.):  The
Mediterranean  Basins:  Tertiary  extension  within  the  Alpine
Orogen. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 156, 295—334.

Frich W., Kuhlemann J., Dunkl I. & Brügel A. 1998: Palinspastic re-

construction and topographic evolution of the Eastern Alps dur-
ing late Tertiary tectonic extrusion. Tectonophysics 297, 1—15.

Galeotti S., Coccioni R. & Gersonde R. 2002: Middle Eocene—Early

Pliocene  subantarctic  planktic  foraminiferal  biostratigraphy  of
Site 1090, Agulhas Ridge. Mar. Micropaleont. 45, 357—381.

Garecka M. 2005: Calcareous nannoplankton from the Podhale Fly-

sch  (Oligocene—Miocene,  Inner  Carpathians,  Poland).  Stud.
Geol. Pol. 124, 353—369.

Gedl  P.  1999:  Palynology  of  the  Eocene-Oligocene  boundary  in  the

Polish Flysch Carpathian). Przegl. Geol. 47, 394—399 (in Polish).

Gedl  P.  2000a:  Biostratigraphy  and  palaeoenvironment  of  the

Podhale Palaeogene (Inner Carpathians, Poland) in the light of
palynological studies. Part II. Summary and systematic descrip-
tions. Stud. Geol. Pol. 117, 155—303.

Gedl P. 2000b: Palaeogeography of the Podhale Flysch (Oligocene;

Central  Carpathians,  Poland)  –  its  relation  to  the  neighbour-
hood areas as based on palynological studies. Slovak Geol. Mag.
6, 2—3, 150—154.

Gedl P. & Leszczyński S. 2005: Palynology of the Eocene-Oligocene

transition  in  the  marginal  zone  of  the  Magura  Nappe  at  Folusz
(Western Carpathians, Poland). Geol. Carpathica 56, 2, 155—167.

Geel  T.  2000:  Recognition  of  stratigraphic  sequences  in  carbonate

platform and slope deposits: empirical models based on microfa-
cies  analysis  of  Palaeogene  deposits  in  southeastern  Spain.
Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 155, 211—238.

Glazek  J.,  Przybycin  A.  &  Sochaczewski  A.  1998:  Tuffite  between

Upper  Eocene  conglomerates  of  the  Tatra  Mountains  (Car-
pathians, Poland) and its stratigraphic importance. Przegl. Geol.
46, 7, 622—630.

Gonzalvo C. & Molina E. 1992: Biostratigraphy and chronostratog-

raphy of the Eocene-Oligocene transition in Torre Cardela and
Massignano (Italia). Rev. Espan

~ola Paleont. 7, 2, 109—126 (in

Spanish).

Gregorová  R.  &  Fulín  M.  2001:  Fossil  fish  fauna  at  Inner  Car-

pathian Paleogene from the locality Bystré nad Top ou. Natura
Carpathica XLII, 43—54.

Gross  P.  1978:  Paleogene  beneath  Central-Slovakian  neovolvanic

rocks.  In:  Vozár  J.  (Ed.):  Paleogeographical  evolution  of  the
West Carpathians. Dionýz Štúr Institute of Geology, Bratislava,
121—145.

Gross  P.  1981:  Tuffite  sandstone  in  Inner  Carpathian  Paleogene  of

Orava. Geol. Práce, Spr. 84, 157—164.

Gross  P.,  Köhler  E.,  Biely  A.,  Franko  O.,  Hanzel  V.,  Hricko  J.,

Kupčo G., Papšová J., Priechodská Z., Szalaiová V., Snopková
P.,  Stránska  M.,  Vaškovský  I.  &  Zbořil  L.  1980:  Geology  of
Liptovská  Kotlina  (Depression).  Dionýz  Štúr  Institute  of  Geo-
logy, Bratislava, 7—236.

Gross  P.,  Buček  S.,  Durkovič  T.,  Filo  I.,  Maglay  J.,  Halouzka  R.,

Karoli  S.,  Nagy  A.,  Spišak  Z.,  Žec  B.,  Vozár  J.,  Borza  V.,
Lukáčik E., Janočko J., Jetel J., Kubeš P., Kováčik M., Žaková
E.,  Mello  J.,  Polák  M.,  Siráňová  Z.,  Samuel  O.,  Snopková  P.,
Raková J., Zlinská A., Vozárová A. & Žecová K. 1999: Expla-
nations to geological map of the Popradská kotlina and Hornad-

ská kotlina Depressions, Levočské vrchy Mts., Spiš-Šariš High-
land,  Bachureň  Mts.  and  Šarišská  vrchovina  Highland.  Geol.
Surv. Slovak Republic, Bratislava, 1—239.

Hallock  P.  1987:  Fluctuations  in  the  trophic  resource  continuum:

a factor in global diversity cycles? Paleoceanography 2, 457—471.

Hallock P. & Glenn E.C. 1986: Larger Foraminifera: a tool for pale-

oenvironmental analysis of Cenozoic carbonate depositional fa-
cies. Palaios 1, 55—64.

Hallock P. & Schlager W. 1986: Nutrient excess and the demise of

coral reefs and carbonate platforms. Palaios 1, 389—398.

Hallock  P.,  Premoli  Silva  I.  &  Boersma  A.  1991:  Similarities  be-

tween  planktonic  and  larger  foraminiferal  evolutionary  trends
through  Paleogene  paleooceanographic  changes.  Palaeogeogr.
Palaeoclimatol. Palaeoecol. 83, 49—64.

Hantken M. 1875: Die Fauna der Clavulina szaboi-Schichten. I. Fora-

miniferen. Mitt. Jb. K. Ungar. Geol. Anst., Budapest 4 (1), 1—93.

Hanzlíková  E.  1981:  Biostratigraphy  and  ecology  of  the  Menilite

beds in the Moravia. Zemní Plyn Nafta 26, 1, 29—62.

Haq B.U., Hardenbol J. & Vail P.R. 1988: Mesozoic and Cenozoic

chronostratigraphy and cycles of sea-level change. In: Wilgus et
al.  (Eds.):  Sea-level  changes  –  an  integral  approach.  SEPM
Spec. Publ. 42, 71—108.

Holcová-Šutovská K. 1996: Foraminiferal assemblages: indicators of

the paleoenvironmental evolution of marine basins and eustatic
changes (Kiscellian—Karpathian of the South Slovak and Danube
basins). Geol. Carpathica 47, 2, 119—130.

Holcová K. 2001: New methods in foraminiferal and calcareous nan-

noplankton  analysis  and  evolution  of  Oligocene  and  Miocene
basins of the Southern Slovakia. Slovak Geol. Mag. 7, 1, 19—41.

Hottinger  L.  1983:  Processes  determining  the  distribution  of  larger

foraminifera in space and time. Utrecht Micropaleont. Bull. 30,
239—253.

Ingall E. & Jahnke R. 1997: Influence of water-column anoxia on the

elemental  fractionation  of  carbon  and  phosphorus  during  sedi-
ment diagenesis. Mar. Geol. 139, 219—229.

James N.P. & Bone Y. 2000: Eocene cool-water carbonate and biosil-

iceous  sedimentation  dynamics,  St.  Vincent  Basin,  South  Aus-
tralia. Sedimentology 47, 761—786.

James N.P., Feary D.A., Surlyk F., Toni Simo J.A., Betzler Ch., Hol-

bourn  A.E.,  Li  Q.,  Matsuda  H.,  Machiyama  H.,  Brooks  G.R.,
Andres M.S., Hine A.C. & Malone M.J. 2000: Quaternary bryo-
zoan reef mounds in cool-water, upper slope environments. Ge-
ology 28, 7, 647—650.

Jerzmanska A. & Kotlarczyk J. 1976: The beginnings of the Sargasso

assemblage in the Tethys. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palae-
oecol. 20, 297—306.

Kaczmarska I. & Kilarski W. 1979: The structure of Melosira sulcata

(EHR.) KÜTZ. Var. sulcata frustules from Lower Oligocene di-
atomites  from  futoma  (Carpathians,  Poland).  Ann.  Soc.  Geol.
Pologne XLIX, 1—2, 185—194.

Kázmér M., Monostori M. & Zágoršek K. 1993: Benthic communities

on the Upper Eocene slope at Budapest, Hungary: A progress re-
port. Discussiones Palaeontologicae, Budapest 39, 79—89.

Kázmér M., Dunkl I., Frisch W., Kuhlemann J. & Ozsvárt P. 2003:

The Palaeogene forearc basin of the Eastern Alps and Western
Carpathians:  subduction  erosion  and  basin  evolution.  J.  Geol.
Soc., London 160, 413—428.

Keller G. 1983: Paleoceanographic implications of Miocene deep-sea

hiatuses. Geol. Soc. Amer. Bull. 94, 590—613.

Keller G. 1985: Eocene and Oligocene stratigraphy and erosional un-

conformities in the Gulf of Mexico and Gulf Coast. J. Paleontol-
ogy 59, 4, 882—903.

Keller G. & Pardo A. 2004: Disaster opportunists Guembelitrinidae:

index  for  environmental  catastrophes.  Mar.  Micropaleont.  53,
1—2, 83—116.

Keller G., MacLeod N. & Barrera E. 1992: Eocene—Oligocene faunal

415

PALEOENVIRONMENTAL CHANGES ACROSS EOCENE—OLIGOCENE BOUNDARY (CENTRAL CARPATHIANS)

turnover  in  planktic  foraminifera,  and  Antarctic  glaciation.  In:
Prothero  D.R.  &  Berggren  W.A.  (Eds.):  Eocene-Oligocene  cli-
matic and biotic evolution. Princeton University Press, 218—243.

Kennett J.P. 1982: Marine geology. Prentice-Hall, Englewood Cliffs,

NJ, 1—813.

Kennett J.P. & Barker P.F. 1990: Latest Cretaceous to Cenozoic cli-

mate  and  oceanographic  developments  in  the  Ocean  Drilling
Program.  Scientific  Results,  Vol. 113,  College  Station,  Ocean
Drilling Program, Texas, 937—960.

Konzalová M., Rákosi L. & Snopková P. 1993: Correlations of Paleo-

gene palynoflora from Bohemia, Hungary, Slovakia. In: Plande-
rová  et  al.  (Eds.):  Paleofloristic  and  paleoclimatic  changes
during Cretaceous and Tertiary. GÚDŠ, Bratislava, 63—76.

Koopmans  M.P.,  Köster  J.,  Heidy  M.E.,  van  Kaam-Peters  H.M.E.,

Kenig F., Schouten S., Hartgers W.A., De Leeuw J.W. & Sin-
ninghe  Damsté  J.S.  1996:  Diagenetic  and  catagenetic  products
of  isorenieratene:  Molecular  indicators  for  photic  zone  anoxia.
Geochim. Cosmoch. Acta 60, 22, 4467—4496.

Korpás L., Lantos M. & Nagymarosy A. 1999: Timing and genesis of

early  marine  caymanites  in  hydrothermal  paleokarst  system  of
Buda Hills, Hungary. Sed. Geol. 123, 9—29.

Kotulová  J.  2004:  Oligocene  Menilite  black  shales  –  geochemical

and  maceral  analysis.  32

nd

  International  Geological  Congress,

Florence 2004, Abstracts, 1—752.

Kováč M. 2000: Geodynamic, paleogeographic and structural devel-

opment of the Carpatho-Pannonian region during the Miocene:
a new insight on the Neogene basins of the Slovakia. SAS Publ.—
VEDA, Bratislava, 7—202.

Köhler  E.  1998:  The  last  occurrences  of  large  nummulites  in  the

Western Carpathian Eocene. Zemní Plyn Nafta 43, 1, 163—171.

Krhovský  J.  1981a:  Stratigraphy  and  paleoecology  of  the  Menilitic

Formation  of  the  Ždánice  Unit  and  the  Diatomites  of  the
Pouzdřany  Unit  (the  Western  Carpathians,  Czechoslovakia).
Zemní Plyn Nafta 26, 1, 45—62.

Krhovský  J.  1981b:  Microbiostratigraphic  correlations  in  the  Outer

Flysch Units of the southern Moravia and influence of the eusta-
sy on their palaeogeographical development. Zemní Plyn Nafta
26, 4, 665—688.

Krhovský J. 1995: Early Oligocene palaeoenvironmental changes in

the West Carpathian flysch belt of Southern Moravia. Geol. Soc.
Greece, Spec. Publ. 4, 209—213.

Krhovský J. & Djurasinovič M. 1992: The nannofossil chalk layers in

the  Early  Oligocene  Štiborice  Member  in  Velké  Němčice  (the
Menilitic  Formation,  Ždánice  Unit,  South  Moravia):  orbitally
forced changes in paleoproductivity. Knihovnička ZPN 15, 33—53.

Krhovský J., Adamová M., Hladíková J. & Maslowská H. 1993: Pale-

oenvironmental  changes  across  the  Eocene/Oligocene  boundary
in the Ždánice and Pouzdřany Units (Western Carpathians, Czech-
oslovakia):  the  long-term  trend  and  orbitally  forced  changes  in
calcareous nannofossil assemblages. In: Hamršmid B. & Young
J.R. (Eds.): Nannoplankton research. Vol. II, Proc. 4

th

 INA Con-

ference, Prague 1991. Knihovnička ZPN 14b, 105—155.

Kvaček Z. & Bubík M. 1990: Oligocene flora of the Štibořice Mem-

ber and geology at Bystřice nad Olší (NE Moravia). Věst. Ústř.
Úst. Geol. 65, 2, 81—94.

Leszczyński S. 1996: Origin of lithological variation in the sequence

of the sub-Menilite Globigerina Marl at Znamirowice (Eocene-
Oligicene transition, Polish Outer Carpathians). Ann. Soc. Geol.
Pol. 66, 245—267.

Leszczyński  S.  1997:  Origin  of  the  sub-Menilite  Globigerina  Marls

(Eocene-Oligocene  transition)  in  the  Polish  Outer  Carpathians.
Ann. Soc. Geol. Pol. 67, 367—427.

Light J.M. & Wilson J.B. 1998: Cool-water carbonate deposition on

the West Shetland Shelf: a modern distally steepened ramp. In:
Wright  V.P.  &  Burchette  T.P.  (Eds.):  Carbonate  ramps.  Geol.
Soc., Spec. Publ. 149, 73—105.

Lyle M., Lyle A.O., Backman J. & Tripati A. 2005: Biogenic sedi-

mentation  in  the  Eocene  equatorial  Pacific  –  the  stuttering
greenhouse and Eocene carbonate compensation depth. In: Wil-
son P.A., Lyle M. & Firth J.V. (Eds.): Proceedings of the Ocean
Drilling Program. Sci. Results 199, 1—35.

MacLeod  N.  2006:  Size,  extinction,  survivorship  and  phylogeny  in

foraminifera. Geol. Soc. Amer. 38, 7, 1—473.

Marjanac  T.,  Babac  D.,  Benic  J.,  Cosovic  Drobne  K.,  Marjanac  L.,

Pavlovec  R.  &  Velimirovic  Z.  1998:  Eocene  carbonate  sedi-
ments and sea-level changes on the NE part of Adriatic carbon-
ate platform (island of Hvar and Pelješac peninsula, Croatia). In:
Hottinger L. & Drobne K. (Eds.): Paleogene shallow benthos of
the Tethys, 2. Dela – Opera SAZU 4, Ljubljana 34/2, 243—254.

Marschalko R. & Volfová J. 1960: Submarine slide and its macrofau-

na  in  the  Palaeogene  of  the  Central  Carpathians.  Geol.  Práce,
Spr. 19, 95—108.

Melinte  M.C.  2005:  Oligocene  palaeoenvironmental  changes  in  the

Romanian  Carpathians,  revealed  by  calcareous  nannofossils.
Studia Geol. Pol. 124, 341—352.

Miclaus C., Loiacono F., Puglisi D. & Baciu S.D. 2009: Eocene—Oli-

gocene sedimentation in the external areas of the Moldavide Ba-
sin  (Marginal  Folds  Nappe,  Eastern  Carpathians,  Romania):
sedimentological, paleontological and petrographical approach-
es. Geol. Carpathica 60, 5, 397—417.

Miller  K.G.  1992:  Middle  Eocene  to  Oligocene  stable  isotopes,  cli-

mate,  and  deep-water  history:  the  Terminal  Eocene  Event?  In:
Prothero  D.R.  &  Berggren  W.A.  (Eds.):  Eocene-Oligocene  cli-
matic and biotic evolution. Princeton University Press, 160—177.

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

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

Mitchell S.F., Paul C.R.C. & Gale A.S. 1996: Carbon isotope and se-

quence stratigraphy. In: Howell J.A. & Aitken J.F. (Eds.): High
resolution  sequence  stratigraphy:  Innovations  and  applications.
Geol. Soc. London, Spec. Publ. 104, 11—24.

Moisescu V. 1995: Considerations on the fauna of Lenticorbula in the

Kiscellian deposits of the Transylvanian Basin (Cluj-Ticu area).
Rom. J. Paleont. 76, 73—76.

Molina  E.,  Gonzalvo  C.,  Ortiz  S.  &  Cruz  L.E.  2006:  Foraminiferal

turnover across the Eocene-Oligocene transition at Fuelte Caldera,
southern  Spain:  No  cause-effect  relationship  between  meteorite
impacts and extinctions. Mar. Micropaleont. 58, 4, 270—286.

Molnár J., Karoli S. & Zlinská A. 1992: Oligomiocene of Šarišská vr-

chovina Mts. Geol. Práce, Spr. 95, 41—45.

Monechi S., Buccianti A. & Gardin S. 2000: Biotic signals from nan-

noflora across the iridium anomaly in the upper Eocene of the
Massignano section: evidence from statistic analysis.  Mar. Mi-
cropaleont. 39, 219—237.

Montanari  A.,  Drake  R.E.,  Bice  A.W.,  Curtis  G.H.,  Turrin  D.M.  &

DePaolo  B.D.  1985:  Radiometric  time  scale  for  the  upper
Eocene-Oligocene boundary based on K-Ar and Rb-Sr dating of
volcanic biotites from the pelagic sequence of Gubbio, Italy. Ge-
ology 13, 596—599.

Montanari  A.,  Asaro  F.,  Michel  H.V.  &  Kennet  J.P.  1993:  Iridium

anomalies  of  late  Eocene  age  at  Messignano  (Italy),  and  ODP
Site 689 (Maud Rise, Antarctica). Palaios 8, 420—437.

Murphy A., Sageman B.B. & Hollander D.J. 2000: Eutrophication by

decoupling of the marine biogeochemical cycles of C, N, and P:
a mechanism  for  the  Late  Devonian  mass  extinction.  Geology
28, 5, 427—430.

Nagymarosy A. 1990: Paleogeographical and paleotectonical outlines

of  some  intra-Carpathian  Paleogene  basins.  Geol.  Zbor.  Geol.
Carpath. 41, 3, 259—274.

Nagymarosy A. 1991: The response of the calcareous nannoplankton

to the Early Oligocene separation of the Paratethys. INA News-
letter, London 13, 2, 62—63.

416

SOTÁK

Nagymarosy A. 2000: Lower Oligocene nannoplankton in anoxic de-

posits  of  the  Central  Paratethys.  J.  Nannoplankton  Res.  22,  2,
128—129.

Nagymarosy  A.  &  Voronina  A.A.  1992:  Calcareous  nannoplankton

from the Lower Maykopian Beds (Early Oligocene, Union of In-
dependent States). Knihovnička ZPN 14b, 2, 189—221.

Nebelsick J.H., Bassi D. & Drobne K. 2000: Microfacies analysis and

palaeoenvironmental  interpretation  of  Lower  Oligocene,  shal-
low-water carbonates (Gornji Grad Beds, Slovenia). Facies 43,
157—176.

Nijenhuis  I.A.  1999:  Geochemistry  of  eastern  Mediterranean  sedi-

mentary cycles. On the origin of Miocene to Pliocene sapropels,
laminites and diatomites. Geol. Ultraiectina 167, 9—168.

Norris  R.D.  &  Nishi  H.  2001:  Evolutionary  trends  in  coiling  of

tropical  Paleogene  planktic  foraminifera.  Paleobiology  27,  2,
327—347.

Oberhänsli H. 1996: Klimatische und ozeanographische Veränderun-

gen im Eozän. Z. Dtsch. Geol. Gesell. 147, 3, 303—413.

Oberhänsli H., Grünig A. & Herb R. 1984: Oxygen and carbon iso-

tope study in the Late Eocene sediments of Possagno (Northern
Italy). Riv. Ital. Paleont. Stratigr. 89, 3, 377—394.

Olszewska  B.  1983:  A contribution  to  the  knowledge  of  planktonic

foraminifers of the Globigerina Submenilite Marls in the Polish
Outer Carpathians. Kwart. Geol. 27, 547—570.

Olzsewska  B.  1998:  The  Oligocene  of  the  Polish  Carpathians.  In:

Cicha I., Rögl F., Rupp Ch. & Čtyroká J. (Eds.): Oligocene—Mi-
ocene foraminifera of the central Paratethys. Abh. Senckenberg
Naturforsch. Gessell. 549, 23—28.

Olszewska B.W. & Wieczorek J. 1998: The Paleogene of the Podhale

Basin  (Polish  Inner  Carpathians)  –  micropaleontological  per-
spective. Przegl. Geol. 46, 8/2, 721—728.

Oschmann  W.  1995:  Black  shales  models:  an  actualistic  approach.

EUROPAL 8, 26—35.

Oszczypko  M.  1996:  Calcareous  nannoplankton  of  the  Globigerina

Marls  (Leluchów  Marls  member),  Magura  Nappe,  West  Car-
pathians. Ann. Soc. Geol. Pol. 66, 1—15.

Oszczypko-Clowes M. 1998: Late Eocene—Early Oligocene calcare-

ous nannoplankton and stable isotopes (

13

C, 

18

O) of the Glo-

bigerina Marls in the Magura Nappe (West Carpathians). Slovak
Geol. Mag. 4, 2, 107—120.

Öztürk H. & Frakes L.A. 1995: Sedimentation and diagenesis of an

Oligocene manganese deposit in a shallow subbasin of the Parat-
ethys: Thrace Basin, Turkey. Ore Geol. Rev. 10, 117—132.

Pak D. & Kennet J.P. 2002: A foraminiferal isotopic proxy upper wa-

ter mass stratification. J. Foram. Res. 32, 3, 319—327.

Pardo A., Keller G. & Oberhänsli H. 1999: Paleoecologic and pale-

oceanographic evolution of the Tethyan realm during the Pale-
ocene-Eocene transition. J. Foram. Res. 29, 1, 37—57.

Payros  A.,  Orue-Etxebarria  X.  &  Pujalte  V.  2006:  Covarying  sedi-

mentary and biotic fluctuations in Lower-Middle Eocene Pyre-
nean  deep-sea  deposits:  palaeoenvironmetal  implications.
Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 234, 258—276.

Pekar S.F., Christie-Blick N., Miller K.G. & Komiz M.A. 2003: Cali-

brating  Oligocene  eustasy  to  oxygen  isotope  data:  eustatic  ecti-
mates from two-dimensional flexural backstripping from the new
Jersey continental margin (USA). Geophys. Res., Abstr. 5, 13654.

Pierrard O., Robin E., Rocchia R. & Montanari A. 1998: Extraterres-

trial Ni-rich spinel in upper Eocene sediments from Massignano,
Italy. Geology 26, 307—310.

Poletti L., Premoli Silva I., Masetti D., Pipan M. & Claps M. 2004: Or-

bitally driven fertility cycles in the Palaeocene pelagic sequences
of the Sothern Alps (Northern Italy). Sed. Geol. 164, 35—54.

Pokorný V. 1992: General paleontology. University Carolinae, Pra-

gue, 9—296 (in Czech).

Pomerol Ch. & Premoli Silva I. 1986: The Eocene-Oligocene transi-

tion: events and boundary. In: Pomerol Ch. & Premoli Silva I.

(Eds.):  Terminal  Eocene  events.  Developments  in  Paleontol.,
Stratigr., 9, Elsevier, Amsterdam, Oxford, New York, 1—24.

Poore R.Z. & Matthews R.K. 1984: Oxygen isotope ranking of Late

Eocene and Oligocene planktonic foraminifers: implications for
Oligocene  sea-surface  temperatures  and  global-ice-volume.
Mar. Micropaleont. 9, 111—134.

Popov S.V. & Stolyarov A.S. 1996: Paleogeography and anoxic envi-

ronments  of  the  Oligocene—Early  Miocene  Eastern  Paratethys.
Isr. J. Earth Sci. 45, 161—167.

Popov  S.V.,  Akhmetev  M.A.,  Zaporozhets  N.I.,  Voronina  A.A.  &

Stolyarov A.S. 1993: Evolution of the Eastern Paratethys in the
Late Eocene—Early Miocene. Stratigr. Geol. Corr., Moscow 1/6,
10—39.

Popov S.V., Rögl F., Rozanov A.Y., Steininger F.F., Sherba I.G. &

Kováč  M.  (Eds.)  2004:  Lithological-paleogeographic  maps  of
Paratethys. Cour. Forsch.-Inst. Senckenberg 250, 1—46.

Premoli  Silva  I.  &  Boersma  A.  1988:  Atlantic  planktonic  foramin-

iferal  historical  biogeography  and  paleohydrographic  indices.
Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 67, 315—356.

Pross  J.  &  Schmiedl  G.  2002:  Early  Oligocene  dinoflagellate  cysts

from the Upper Rhine Graben (SW Germany): paleoenvironmen-
tal and paleoclimatic implications. Mar. Micropaleont. 45, 1—24.

Prothero D.R. 1994: The Eocene-Oligocene transition: Paradise Lost.

Columbia University Press, New York,1—291.

Proust J.-N. & Hosu A. 1996: Sequence stratigraphy and Paleogene

tectonic evolution of the Transylvanian Basin (Romania, eastern
Europe). Sed. Geol. 105, 117—140.

Puglisi  D.,  Badescu  D.,  Carbone  S.,  Corso  S.,  Franchi  R.,  Gigliuto

L.G., Loiacono F., Miclaus C. & Moretti E. 2006: Stratigraphy,
petrography and palaeogeographic significance of the Early Oli-
gocene  “menilite  facies”  of  the  Tarcau  Nappe  (Eastern  Car-
pathians, Romania). Acta Geol. Pol. 56, 1, 105—120.

Rasser  M.W.,  Less  G.  &  Báldi-Beke  M.  1999:  Biostratigraphy  and

facies of the Late Eocene in the Upper Austrian Molasse Zone
with  special  reference  to  the  Larger  Foraminifera.  Abh.  Geol.
B.—A., Wien 56/2, 679—698.

Rospondek M.J., Köster J. & Sinninghe Damsté J.S. 1997: Novel C

26

highly branched isoprenoid thiophenes and alkane from the Me-
nilite Formation, Outer Carpathians, SE Poland. Org. Geochem.
56, 5/6, 295—304.

Roth Z. & Hanzlíková E. 1982: Palaeotectonic and palaeoecological

position of the Menilitic Formation in the Carpathian Mts. Čas.
Mineral. Geol. 27, 113—126.

Roy S. 2006: Sedimentary manganese metallogenesis in response to

the evolution of the Earth system. Earth Sci. Rev. 77, 273—305.

Rögl  F.  1998:  Palaeogeographic  considerations  for  Mediterranean

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

Rögl F. 1999: Mediterranean and Paratethys. Facts and hypoteses of

an Oligocene to Miocene paleogeography. Geol. Carpathica 50,
4, 339—349.

Russu A. 1988: Oligocene events in Transylvania (Romania) and the

first separation of Paratethys. D.S. Inst. Geol. Geofiz. 72—73/5,
207—223.

Russu A. 1995: Paleoclimatic meaning of Paleogene mollusca in NW

Transylvania. Rom. J. Paleont. 76, 47—52.

Salaj J. 1998: Reflection of paleoclimate in paleogene sediments of

the Middle Váh river valley. Zemní Plyn Nafta 42, 3, 171—187.

Salamy  K.A.  &  Zachos  J.C.  1999:  Latest  Eocene—Early  Oligocene

climate  change  and  Southern  Ocean  fertility:  inferences  from
sediment  accumulation  and  stable  isotope  data.  Palaeogeogr.
Palaeoclimatol. Palaeoecol. 145, 61—77.

Samuel O. 1975: Foraminifera of Upper Priabonian from  ubietová

(Slovakia). Západ. Karpaty, Sér. Paleont., 1, GÚDŠ, Bratislava,
111—176.

Samuel O. & Vaňová M. 1967: New occurrence about the stratigra-

417

PALEOENVIRONMENTAL CHANGES ACROSS EOCENE—OLIGOCENE BOUNDARY (CENTRAL CARPATHIANS)

phy of Eocene from Štúrovo. Geol. Práce, Zpr. 41, 41—51.

Sarangi S., Sakar A., Sarin M.M., Bhattacharya S.K., Ebihara M. &

Ray A.K.

 

2001: Growth rate and life span of Eocene—Oligocene

Nummulites  tests:  inferences  from  Sr/Ca  ratio.  Terra  Nova  13,
264—269.

Schackleton N.J. & Kennet J.P. 1975: Paleotemperature history of the

Cenozoic  and  the  initiation  of  Antarcic  glaciation:  oxygen  and
cabon isotope analyses in D.S.D.P. sites 272, 279 and 281. Init.
Reps. DSDP 29, 743—755.

Schlager  W.  2003:  Benthic  carbonate  factories  of  the  Phanerozoic.

Int. J. Earth Sci. 92, 445—464.

Schmiedl G., Scherbacher M., Bruch A.A., Jelen B., Nebelsick J.H.,

Hemleben  Ch.,  Mosbrugger  V.  &  Rifelj  H.  2002:  Paleoenvi-
ronmental  evolution  of  the  Paratethys  in  the  Slovenian  Basin
during the Late Paleogene. Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundsch.)
91, 123—132.

Schulz  H.-M.  2003:  The  western  Central-Paratethys  at  the  Eocene/

Oligocene boundary – oceanography of a marginal sea and for-
mation  of  hydrocarbon  source  rocks.  Clausthaler  Geowissen-
schaften 3, 1—130.

Schulz H.-M., Sachsenhofer R.F., Bechtel A., Polesný H. & Wagner

L. 2002: The origin of hydrocarbon source rocks in the Austrian
Molasse  Basin  (Eocene-Oligocene  transition).  Mar.  Petrol.
Geol. 19, 683—709.

Schulz H.-M., Bechtel A., Rainer T., Sachsenhofer R.F. & Struck U.

2004: Paleogeography of the Western Central Paratethys during
Early  Oligocene  Nannoplankton  Zone  NP 23  in  the  Austrian
molasse basin. Geol. Carpathica 55, 4, 311—323.

Schulz H.-M., Bechtel A. & Sachsenhofer R.F. 2005: The birth of the

Paratethys  during  the  Early  Oligocene:  from  Tethys  to  an  an-
cient  Black  Sea  analogue?  Global  and  Planetary  Change  49,
163—176.

Seneš J. & Marinescu F. 1974: Cartes paléogéographique du Néogene

de la Paratethys centrale. Mem. BRGM 78, 785—792.

Snopková  P.  1980:  Paleogene  sporomorphs  from  the  West  Car-

pathians. Západ. Karpaty, Sér. Paleont. 5, 7—74.

Sochaczewski A. 2000: Tuffites layers between Upper Eocene con-

glomerates of the Tatra Mountians (Inner Carpathians, Poland)
and their stratigraphic significance. Vijesti 37/3, 116—117.

Soták J. 1998a: Sequence stratigraphy approach of the Central Car-

pathian  Paleogene  (Eastern  Slovakia):  eustasy  and  tectonics  as
controls  of  deep-sea  fan  deposition.  Slovak  Geol.  Mag.  4,  3,
185—190.

Soták J. 1998b: Central Carpathian Paleogene and its constrains. Slo-

vak Geol. Mag. 4, 3, 203—211.

Soták J. 2007: Biostratigraphic subdivision of the Eocene and Early

Oligocene  formations  of  the  Central  Western  Carpathians  on
the  basis  of  planktonic  foraminifera:  index  forms,  biozones
and stage definitions. In: Zlinská A. (Ed.): Proceedings of the
8.  Paleontological  Conference.  Konferencie-Sympóziá-Semi-
náre, ŠGÚDŠ, Bratislava, 86—87.

Soták  J.,  Pereszlényi  M.,  Marschalko  R.,  Milička  J.  &  Starek  D.

2001: Sedimentology and hydrocarbon habitat of the submarine-
fan deposits of the Central Carpathian Paleogene Basin (NE Slo-
vakia). Mar. Petrol. Geol. 18, 87—114.

Soták J., Plašienka D. & Vojtko R. 2004: Paleogene sediments of Ve-

poric zone: biostratigraphic data from a new occurrences NNW
of Tisovec. In: Zlinská A. (Ed.): Conferences, Symposia & Sem-
inars, D. Štúr Inst., Bratislava, 99—100.

Soták J., Gedl P., Banská M. & Starek D. 2007: New stratigraphic data

from  the  Paleogene  formations  of  the  Central  Western  Car-
pathians at the Orava region: results of integrated micropaleonto-
logical study in the Pucov section. Miner. Slovaca 39, 2, 89—106.

Spezzaferri S. 1995: Planktonic foraminiferal paleoclimatic implica-

tions  across  the  Oligocene-Miocene  transition  in  the  oceanic
record (Atlantic, Indian and South Pacific). Palaeogeogr. Palae-

oclimatol. Palaeoecol. 114, 43—74.

Spezzaferri  S.  &  Premoli  Silva  I.  1991:  Oligocene  planktonic  fora-

miniferal biostratigraphy and palaeoclimatic interpretation from
Hole 538, DSDP Leg 77, Gulf of Mexico. Palaeogeogr. Palaeo-
climatol. Palaeoecol. 83, 217—263.

Spezzaferri S., Basso D. & Coccioni R. 2002: Late Eocene planktonic

foraminiferal  responce  to  an  extraterrestrial  impact  at  Massig-
nano GSSP (Northeastern Appenines, Italy). J. Foram. Res. 32,
2, 188—199.

Starek D. 2001: Sedimentology and paleodynamics of the Paleogene

formations  of  the  Central  Western  Carpathians.  Thesis,  Slovak
Acad. Sci., Bratislava, 1—152.

Starek  D.,  Andreyeva-Grigorovich  A.S.  &  Soták  J.  2000:  Suprafan

deposits of the Biely Potok Fm., in the Orava region: sedimenta-
ry facies and nannoplankton distribution. Slovak Geol. Mag. 6,
2—3, 188—190.

Steininger  F.F.  &  Wessely  G.  2000:  From  the  Tethys  Ocean  to  the

Paratethys Sea: Oligocene to Neogene stratigraphy, paleogeog-
raphy  and  paleobiogeography  of  the  circum-Mediterranean  re-
gion and the Oligocene to Neogene Basin evolution in Austria.
Mitt. Österr. Geol. Gesell. 92, 95—116.

Stolyarov A.S. & Kochenov A.B. 1995: Metalliferous Majkopian de-

posits of the Mangyshlak. Lithol. Mineral. Resour. 2, 161—172.

Surlyk F. 1997: A cool-water carbonate ramp with bryozoan mound:

Late Cretaceous—Danian of the Danish basin. In: James N.P. &
Clarke J.D.A. (Eds.): Cool-water carbonates. SEPM Spec. Publ.
56, 293—308.

Sztanó O. 1995: Palaeogeographic significance of tidal deposits: an

example from an early Miocene Paratethys embayment, North-
ern  Hungary.  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.  Palaeoecol.  113,
173—187.

Sztrákos  K.  1987:  Les  Foraminiferes  bartoniens  et  priaboniens  des

couches a “Tritaxia szaboi” de Hongrie et essai de reconstitution
paléogéographique de la Montagne Centrale de Hongrie au Bar-
tonien et au Priabonien. Cahiers de Micropaleontologie 2, 5—25.

Švábenická  L.,  Bubík  M.  &  Stráník  Z.  2007:  Biostratigraphy  and

paleoenvironmental  changes  on  the  transition  from  the  Meni-
lite to Krosno lithofacies (Western Carpathians, Czech Repub-
lic). Geol. Carpathica 58, 3, 237—262.

Tari G., Báldi T. & Báldi-Beke M. 1993: Paleogene retroarc flexural

basin  beneath  the  Neogene  Pannonian  Basin:  a geodynamic
model. Tectonophysics 226, 433—455.

Tari V. & Pamić J. 1998: Geodynamic evolution of the northern Di-

narides and the southern part of the Pannonian Basin. Tectono-
physics 297, 269—281.

Thunell  R.C.  &  Corliss  B.H.  1986:  Late  Eocene—Early  Oligocene

carbonate  sedimentation  in  the  deep  sea.  In:  Pomerol  Ch.  &
Premoli-Silva  (Eds.):  Terminal  Eocene  events.  Developments
in Paleont. Stratigr. 9, 363—380.

Tripati A., Backman J., Elderfield H. & Ferretti P. 2005: Eocene bi-

polar  glaciation  associated  with  global  carbon  cycle  changes.
Nature 436, 341—346.

Trümpy R. 1980: Geology of Switzerland. Part A. Wepf Publishers,

Basel, 1—120.

Uhlík P., Biroň A., Šucha V., Andrejeva-Grigorovič A., Clauer N. &

Halásová E. 2002: Illite-smectite of bentonite beds from Central
Carpathian Paleogene Basin. Miner. Slovaca 34, 2, 85—92.

Vail P.R., Mitchum R.M. Jr., Todd R.G., Widmier J.J., Thompson S.,

Sangree J.B., Bubb J.N. & Hatelid W.G. 1977: Seismic stratig-
raphy  and  global  changes  of  sea  level.  In:  Payton  C.E.  (Ed.):
Seismic stratigraphy – applications to hydrocarbon exploration.
Amer. Assoc. Petrol. Geol., Mem. 26, 49—212.

Van Breugel Y. 2006: Causes for negative carbon isotope anomalies

in Mesozoic marine sediments: constraints from modern and an-
cient anoxic setting. Geol. Ultraiectina 258, 9—119.

Van  Breugel  Y.,  Schouten  S.,  Paetzel  M.,  Ossebaar  J.  &  Sinninghe

418

SOTÁK

Damsté  J.S.  2005:  Reconstruction  of 

13

C  of  chemocline  CO

2

(aq) in past oceans and lakes using the 

13

C of fossil isorenier-

atene. Earth Planet. Sci. Let. 235, 421—434.

Van  Couvering  J.A.,  Aubry  M.-P.,  Berggren  W.A.,  Bujak  C.W.,

Naeser  C.W.  &  Wieser  T.  1981:  The  Terminal  Eocene  Event
and the Polish connection. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palae-
oecol. 36, 321—362.

Van  Eijden  A.J.M.  1995:  Morphology  and  relative  frequency  of

planktic foraminiferal species in relation to oxygen isotopically
inferred  depth  habitats.  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.  Palaeo-
ecol. 113, 267—301.

Van  Simaeys  S.,  De  Man  E.,  Vandenberghe  N.,  Brinkhuis  H.  &

Steurbaut E. 2004: Stratigraphic and palaeoenvironmental analy-
sis of the Rupelian—Chattian transition in type region: evidence
from dinoflagellate cysts, foraminifera and calcareous nannofos-
sils. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 208, 31—58.

Vaňová M. 1975: Lepidocyclina and Miogypsina from the Faciotype

localities Budikovany and Bretka (South Slovakia). In: Báldi T.
& Seneš J. (Eds.): Chronostratigraphie und Neostratotypen—Mi-
ozän der Zentralen Paratethys. Bd. V. OM Egerien. Veda, Bra-
tislava, 315—339.

Varentsov  I.M.  2002:  Genesis  of  the  Eastern  Paratethys  manganese

ore giants: impact of events at the Eocene/Oligocene boundary.
Ore Geol. Rev. 20, 65—82.

Vass D. 2003: The Šahy Antiforms and its role in the tectonics and

paleogeography of the Hungarian Paleogene Basin and the No-
vohrad/Nógrad  Basin  (Souther  Slovakia  and  Northern  Hunga-
ry). Acta Geol. Hung. 46, 3, 269—289.

Vass D., Šutovská K., Karoli S. & Janočko J. 1993: Biely Potok For-

mation of Central Carpathian Paleogene in Prešov Basin. Geol.
Práce, Spr. 97, 79—88.

Vass D., Túnyi I. & Márton E. 1996: Young Tertiary rotation of the

megaunit Pelso and neighbour units of the Western Carpathians.
Slovak Geol. Mag. 3—4, 363—367.

Vetö I. 1987: An Oligocene sink for organic carbon: upwelling in

the Paratethys? Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 60,
143—153.

Vetö I., Ozsvárt P., Futó I. & Hetényi M. 2007: Extension of carbon

flux estimation to oxic sediments based on sulphur geochemistry
and analysis of benthic foraminiferal assemblages: A case histo-
ry from the Eocene of Hungary.  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.
Palaeoecol. 248, 119—144.

Volfová J. 1962: Makrofauna aus dem Zentralkarpatischen Paläogen

der Ostslowakei. Geol. Práce, Zoš. 63, 93—97.

Volfová J. 1964a: Annual report about macropaleontological investi-

gations in the Spišská Nová Ves region.  Manuscript, Geofond,
Bratislava, 1—15.

Volfová J. 1964b: Macrofauna of the Central Carpathian Paleogene

in  the  Banská  Bystrica  and  Brezno  regions.  Zpr.  Geol.  Výsk.
v r. 1963, Bratislava 2, 121—122.

Vonhof  H.,  Smith  J.,  Brikhuis  H.,  Montanari  A.  &  Nederbragt  A.

2000: Global cooling accelerated by early late Eocene impact?
Geology 28, 8, 687—690.

Wade  B.S.  &  Pälike  H.  2004:  Oligocene  climate  dynamics.  Pale-

oceanography 19, 1—16.

Wade B.S. & Pearson P.N. 2008: Planktonic foraminiferal turnover,

diversity  fluctuations  and  geochemical  signals  across  the
Eocene/Oligocene  boundary  in  Tanzania.  Mar.  Micropaleont.
68, 244—255.

Wade B.S., Berggren W.A. & Olsson R.K. 2007: The biostratigraphy

and paleobiology of Oligocene planktonic foraminifera from the
equatorial Pacific Ocean (ODP Site 1218). Mar. Micropaleont.
62, 167—179.

Wei W. 1994: How many impact generated microsherule layers in the

upper  Eocene?  Palaeogeogr.  Palaeoclimatol.  Palaeoecol.  114,
101—110.

Westwalewicz-Mogilska E. 1986: A new view on the genesis of the

Podhale flysch deposits. Przegl. Geol. 12, 690—698.

Wieser T. 1985: The teschenite formation and other evidence of mag-

matic activity in the Polish Flysch Carpathians and their geotec-
tonic  and  stratigraphic  significance.  In:  Wieser  T.  (Ed.):
Fundamental  researches  in  the  western  part  of  the  Polish  Car-
pathians. CBGA XIII, Krakow, 23—36.

Wilkin R.T., Arthur M.A. & Dean W.E. 1997: History of water-col-

umn anoxia in the Black Sea indicated by pyrite framboid size
distributions. Earth Planet. Sci. Let. 148, 517—525.

Wright V.P. & Burchette T.P. 1998: Carbonate ramps: an introduc-

tion. In: Wright V.P. & Burchette T.P. (Eds.): Carbonate ramps.
Geol. Soc., Spec. Publ. 149, 1—5.

Zachos  J.C.,  Lohmann  K.C.,  Walker  J.C.G.  &  Wise  S.W.  1993:

Abrupt climate change and transient climates during the Paleo-
gene: a marine perspective. J. Geol. 101, 191—223.

Zachos J.C., Quinn T.M. & Salamy K.A. 1996: High-resolution (104

years)  deep-sea  foraminiferal  stable  isotope  records  of  the
Eocene—Oligocene climate transition. Paleoceanography 11, 3,
251—266.

Zágoršek K. 1992: Priabonian (Late Eocene) Cyclostomata Bryozoa

from  the  Western  Carpathians  (Czechoslovakia).  Geol.  Car-
pathica 43, 4, 235—247.

Zágoršek K. 2000: Eocene bathymetry of Slovakia based on Bryozoa

growth forms. Miner. Slovaca 32, 2, 89—98.

Zlinská A., Andrejeva-Grigorovič A. & Filo I. 2001: Biostratigraphic

analysis of samples from outcrops near  ubietová. Geol. Práce,
Spr. 105, 71—76.