background image


, DECEMBER 2016, 67, 6, 525 – 542

doi: 10.1515/geoca-2016-0033

Late Miocene sedimentary record of the Danube / Kisalföld 

Basin: interregional correlation of depositional systems,  

stratigraphy and structural evolution




















Department of Physical and Applied Geology, Eötvös Loránd University, H-1117 Budapest, Pázmány Péter sétány 1/c, Hungary;


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


MOL Hungarian Oil and Gas Plc., H-1117 Budapest, Október 23. u. 18, Hungary;


MTA-MTM-ELTE Research Group for Palaeontology, H-1431 Budapest, Pf. 137, Hungary


MTA-ELTE Geological, Geophysical and Space Science Research Group of the Hungarian Academy of Sciences, Eötvös University,  

H-1117 Budapest, Pázmány Péter sétány 1/c, Hungary


Eriksfiord AS, N-4068 Stavanger, Postboks 8034, Norway


Geological and Geophysical Institute of Hungary, H-1143 Budapest, Stefánia út 14, Hungary

(Manuscript received April 27, 2016; accepted in revised form September 22, 2016)

Abstract: The Danube / Kisalföld Basin is the north-western sub-basin of the Pannonian Basin System. The lithostrati-

graphic subdivision of the several-km-thick Upper Miocene to Pliocene sedimentary succession related to Lake Pannon 

has been developed independently in Slovakia and Hungary. A study of the sedimentary formations across the entire basin 

led us to claim that these formations are identical or similar between the two basin parts to such an extent that their 

 correlation is indeed a matter of nomenclature only. Nemčiňany corresponds to the Kálla Formation, representing locally 

derived coarse clastics along the basin margins (11– 9.5 Ma). The deep lacustrine sediments are collectively designated 

the Ivanka Formation in Slovakia, while in Hungary they are subdivided into Szák (fine-grained transgressive deposits 

above  basement highs, 10.5 – 8.9 Ma), Endrőd (deep lacustrine marls, 11.6 –10 Ma), Szolnok (turbidites, 10.5 – 9.2 Ma) 

and Algyő Formations (fine-grained slope deposits, 10 – 9 Ma). The Beladice Formation represents shallow  lacustrine 

deltaic  deposits,  fully  corresponding  to  Újfalu  (10.5 – 8.7  Ma).  The  overlying  fluvial  deposits  are  the  Volkovce  and 

Zagyva Formations (10 – 6 Ma). The synoptic description and characterization of these sediments offer a basin-wide 

insight into the development of the basin during the Late Miocene. The turbidite systems, the slope, the overlying deltaic 

and fluvial systems are all genetically related and are coeval at any time slice after the regression of Lake Pannon initiated 

about 10 Ma ago. All these formations get younger towards the S, SE as the progradation of the shelf-slope went on.  

The basin got filled up to lake level by 8.7 Ma, since then fluvial deposition dominated.

Keywords: Late Miocene, Tortonian, Pannonian, lithostratigraphy, Pannonian Basin, turbidites, delta, alluvial.


The main objective of this study is to establish a correlation 

between the Late Miocene–Pliocene lithostratigraphic systems 

of the northern, Slovakian and the southern, Hungarian parts 

of  the  Danube / Kisalföld  Basin  (DKB),  a  sub-basin  of  the 

Neogene Pannonian Basin System. This approximately 200 km 

long and 120 km wide, NE–SW trending basin is crossed in 

the middle by the Danube, which marks the international 

boundary between Slovakia to the north and Hungary to the 

south  (Fig.  1).  In  Slovakia,  the  area  is  known  as  “Danube 

Lowland” because it lies adjacent to and was formed mainly 

by the activity of the Danube and its tributaries. The Hungarian 

name of the region is Kisalföld (“Little Plain”), as opposed to 

the Alföld (“Great Plain”), the latter referring to the central 

part of the Pannonian Basin System located east of the middle 

course of the Danube. To avoid confusion with other large 

Miocene to Quaternary depocenters along the course of the 

Danube, we prefer to name this portion of the system as 

 Danube / Kisalföld Basin.

Lithostratigraphic subdivision of the upper Neogene basin 

fill evolved independently in Slovakia and Hungary, in spite of 

the fact that the geological formations are continuous across 

the political boundary. The attempt of correlation induced 

re-consideration and re-definition of lithostratigraphic units in 

both countries, and led to renewed description of the forma-

tions. This work was supported by mutual visits of the 

 Slovak-Hungarian team of authors to both parts of the DKB. 

In this paper we give parallel description and characteri-

zation of each upper Neogene sedimentary  formation, and 

interpret the evolution of their depositional environment 

within a large-scale tectonic and sedimentary framework.

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

Geological context and history  

of lithostratigraphic subdivision

The  Neogene  Danube / Kisalföld  Basin  is  an  extensional 

basin formed along NE – SW-striking faults in the late Early to 

Middle  Miocene  (Tari  1994,  1996;  Kováč  &  Baráth  1995; 

Lankreijer  et  al.  1995;   Mattick  et  al.  1996;  Hrušecký  et  al. 

1999; Kováč et al. 1999). The sedimentary fill of the DKB, 

like any other part of the Pannonian Basin System, includes 

Early to Middle Miocene marine sediments of the Paratethys 

(Karpatian  to  Badenian),  Middle  Miocene  restricted  marine 

deposits (Sarmatian), and brackish to freshwater deposits of 

Lake Pannon and the adjacent fluvial systems (Pannonian, i.e. 

Late Miocene – Pliocene) (Szádeczky-Kardoss 1938; Kováč et 

al. 2006, 2011). Results on bio-, chrono-, magnetostratigraphy 

and geochronology of the non-marine late Neogene sequence 

Fig. 1. a —  Location  of  the  Danube / Kisalföld  Basin  (DKB)  in  the  Eastern  Alps–Western  Carpathians–Pannonian  Basin  junction  area  

(TR: Transdanubian Range, VB: Vienna Basin). b — Map of the DKB with thickness of the Late Miocene to Quaternary succession. Thickness 

data modified from Atzenhofer et al. (2011). The prograding shelf edge is displayed after Magyar et al 2013. Location of wells and seismic 

sections shown on Figs. 3 and 4 are indicated.

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

of the DKB were recently published by Magyar et al. (2000, 

2007, 2013) and Šujan et al. (2016). 

The present-day lithostratigraphic subdivision of the lacus-

trine to fluvial depositional sequence is a result of a historical 

evolution in both countries. In Hungary, Jámbor (1980) elabo-

rated a lithostratigraphic system for the Pannonian deposits of 

the Transdanubian Range, Gajdos et al. (1983) for the Panno-

nian of the Alföld (“Great Plain”), and Bardócz et al. (1987) 

for the deep basins of western Hungary, including the DKB. 

The  proposal  of  Juhász  (1994)  to  use  a  uniform  lithostrati-

graphic subdivision for the basin deposits of the entire country 

was accepted and implemented by the Stratigraphic Committee 

of the Hungarian Academy of Sciences (Császár 1997). Recent 

developments include the correlation and nomenclatural revi-

sion of the “basinal” and “marginal” formations and the con-

struction of a comprehensive lithostratigraphic model for the 

entire Lake Pannon depositional system (e.g., Sztanó et al. 


In Slovakia, lithostratigraphy was based on correlation of 

the regional (Central Paratethys) stages, such as the Panno-

nian, Pontian, and Dacian (e.g., Steininger et al. 1985); these 

stages were defined as brackish water, brackish to freshwater, 

and freshwater to terrestrial, respectively. All the three stages 

were considered as distinct units bounded by transgressions 

(e.g., Buday et al. 1967; Adam & Dlabač 1969; Biela 1978).  

A formation system was introduced during the late 80’s, but 

only the names changed: the Ivanka Fm. corresponded to the 

same sequence as the previous “Pannonian”, the Beladice Fm. 

to the “Pontian”, and the Volkovce Fm. to the “Dacian” (e.g., 

 Priechodská & Harčár 1988; Vass et al. 1990; Vass 2002). By 

definition, each formation contained several depositional sys-

tems  (e.g.,  basinal,  deltaic,  alluvial)  and  variable  lithology, 

which led to difficulties in correlation. Recent efforts have 

focused on establishing a genetic definition of depositional 

systems in the lithostratigraphy of the northern DKB, and on 

obtaining  new  geochronological  constraints  (Kováč  et  al. 

2006, 2010, 2011; Šujan et al. 2016), which resulted in litho-

stratigraphic redefinitions included in this study.

Description of Formations

Kálla Formation / Nemčiňany Formation

Lithology, facies:

 Kálla Formation (Fig. 2) is made up of 

coarse siliciclastics. Grain size varies from very well-sorted 

fine sand to coarse gravel. Colour is usually whitish grey or 

yellow-brown depending on rate of limonitic cementation. Its 

type locality is in the Kál Basin, located ca. 40 km south of the 

DKB, where it is matured quartz-sand or “pearl” gravel made 

up of well-rounded quartzite pebbles with only a minor amount 

of metamorphics and local Mesozoic constituents (Jámbor 

1980). The composition of the formation, however, strongly 

depends on the geology of the source area. For instance, in the 

western  part  of  the  DKB  (south  of  the  Sopron  Hills)  the 

 clastics are shed from a local source; most probably from the 

Rosalia Mts. (Permo-Triassic metasediments, medium-grade 

metamorphics). The Kálla Formation is usually characterized 

by a steep depositional dip up to 15 – 25°, as the beds comprise 

clinoforms. Small-scale cross-bedding, cross-lamination and 

plane lamination may occur in horizontal topset beds. Low 

angle dip differences in foreset beds, shallow scours or chutes, 

and backsets are rather common. The height of individual 

clinoforms is variable up to 20 m, but stacking of two or three 

clinoform sets is a common feature. Small-scale syn-sedimen-

tary faults, more often deformation bands are present (Schmid 

& Tari 2015); they are, at least partly, due to gravity-driven 

deformation along clinoforms. There are also locations where 

only very well sorted sand is present without any observable 

sedimentary structures other than a few vertical burrows and 

limonitic or quartz cementation features.

The Nemčiňany Gravel Formation (Kutham et al. 1963), the 

potential equivalent of the Kálla Formation in the northern 

DKB, is also a coarse siliciclastic succession. Its type area is 

the Komjatice Depression, as seen in the Nemčiňany quarry, 

where the rounded to well-rounded pebbles contain mainly 

quartzite and volcanites, followed by metamorphics, quartz, 

and variable content of carbonates. Again, the petrographic 

composition mirrors the source area, including the proximal 

Central Slovakian Neovolcanic Field and the Central Western 

Carpathians.  Clinoform  foresets  are  built  up  by  10 – 30  cm 

thick tabular beds of matrix-supported gravels with normal or 

reverse gradation, and have a dip of 10 – 20°. Their height may 

exceed 30 m. Channels with imbricated clast-supported gravels 

are incised into the foresets, and trough-cross stratified gravels 

in lenticular bodies up to 12 m wide occur in the topset units. 

Several-metre-thick sandy-gravelly layers interfingering with 

open-water  mudstones  may  still  be  part  of  the  Nemčiňany 

 Formation (northern margin, well Bernolákovo-1).

In well logs, coarse clastics may appear at the base of the 

Pannonian succession as low gamma ray blocky units. Resis-

tivity is usually moderate to low due to varying rate and type 

of cementation (cf. Csillag et al. 2010).

Stratigraphic position, thickness:

 The Kálla Formation 

either directly overlies pre-Pannonian rocks or follows above 

the Szák Formation. The interfingering of the Kálla and Szák 

Formations  was  also  documented  (Csillag  et  al.  2010). The 

Kálla Formation is usually overlain by shallow water deltaic 

deposits of the Újfalu Formation. Its average thickness is 

10 – 20 m, with a maximum of about 40 m.

The  Nemčiňany  Formation  in  the  Želiezovce  Depression 

forms the several tens of metre thick basal part of the Panno-

nian succession (well Dubník-1). In the Komjatice Depression 

it overlies a several tens of metres thick clayey-silty succes-

sion with brackish mollusc fauna, corresponding to the lower 

part of the Ivanka Formation, which is an equivalent of the 

Szák Formation. The overall thickness of the formation in this 

part of the basin reaches 80 to 100 m, according to borehole 


Fossils, age: The coarse clastics of the Kálla and Nemčiňany 

Formations rarely contain fossils. In the type area at the Kál 

Basin, however, both molluscs and plant remains were found 

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

in the sand layers of the formation (Magyar 1988). The species 

Lymnocardium schedelianum, Congeria pancici, Unio atavus, 

and Melanopsis fossilis indicate the upper part of the Lymno­

cardium conjungens littoral mollusc zone, which means an 

age of 9.5 – 10.5 Ma (Fig. 2). 

In the eastern Komjatice Depression, the Nemčiňany Gravel 

was originally considered as part of the Volkovce Formation 

of early Pliocene age (Priechodská & Harčár 1988; Baráth & 

Kováč 1995). This assumption, however, contradicts both the 

interpretation of the depositional environment and new strati-

graphic data. Biostratigraphic and magnetostratigraphic con-

straints from the ŠVM-1 Tajná borehole indicate the age of 

these  deposits  younger  than  10.0  Ma  (Kováč  et  al.  2006, 

2008), while five authigenic 


Be / 


Be ages point to deposition 

between 9.5 and 11.0 Ma (Šujan et al. 2016).

Depositional environments:

  The gravelly and gravelly to 

sandy occurrences with clinoforms are interpreted as locally-fed 

Gilbert-type deltas arriving into 10 – 30 m deep water along the 

margin of Lake Pannon (Sztanó et al. 2010; Tóth et al. 2010). 

Indications of fluvial transport and wave agitation are present 

in the topsets. The steep foresets were formed by grain ava-

lanches, grain flows, and sandy debris flows with the common 

occurrence of sliding. Transport of coarse clastics was limited 

in the bottomsets, where decoupling of the suspended material 

occurs, therefore the Gilbert-type delta deposits interfinger 

with sublittoral clays (i.e. Szák Formation, Ivanka Formation) 

in a very short distance. Longshore currents may have trans-

ported part of the sand into embayments along the shore, 

where it was deposited on the shoreface (Budai et al. 1999; 

Babinszki et al. 2003). The somewhat larger bodies along the 

northern shore of Lake Pannon may have developed as 

fan-deltas. In these cases a structurally active basin margin 

and the lack of shallow shelf is supposed, therefore fan-deltas 

may have provided some clastics into the deeper part of the 

basin directly (e.g., Bernolákovo; Šujan et al. 2016).

Representative outcrops and boreholes:

 The Kálla and 

Nemčiňany  Formations  are  exposed  in  gravel  and  sand  pits 

along the western margin of the DKB between Weppersdorf 

and Lackendorf (Mostafavi 1978; Schmid & Tari 2015), near 

the boundary of the Sopron-Eisenstadt basin in the upper part 

of the gravel pit of Sopronkőhida-Piuszpuszta (Rosta 1993), 

and in the north-eastern margin of the DKB in the gravel pits 

of Volkovce, Nemčiňany, and Tajná. Important classical loca-

lities south of the DKB include Szentbékálla and Mindszent-

kálla (Magyar 1988) and Tapolca-Billege (Sztanó et al. 2010). 

From boreholes within the DKB these formations were 

reported either as a basal conglomerate of crystalline rocks 

above the Mihályi High (e.g., well Mihályi-22; Kőrössy 1987), 

or as coarse intercalations in the northern margin of the basin 

from the well Bernolákovo-1 (several layers between 1050 

and  820  m;  Šujan  et  al.  2016),  and  the  Dubník-1  well 

 (1250 – 1200 m) in the Želiezovce Depression.

Szák Formation / part of Ivanka Formation

Lithology, facies:

 The Szák Formation (Fig. 2) is made up of 

bluish grey silty clay marl. Occasionally it is laminated, but 

most commonly it is structureless. Very thin, lenticular sandy 

intercalations of a few mm may occur locally (Jámbor 1980). 

In the bottom of the formation, a 0.2 – 2 m thick sandy gravel 

occurs, with well-sorted and well-rounded pebbles, mostly 

quartzite (Jámbor 1980). The grain size of the sandy, gravelly 

beds rapidly decreases and they are sharply overlain by the 

clay marl. Along the SE margin of the DKB (“Tata Horst”, 

western Gerecse Hills) well-rounded gravel derived from local 

Mesozoic carbonates also occur, some along eroded fault 

Fig. 2. Litho-, bio-, magneto- and chronostratigraphy of the Late Miocene sedimentary fill of the Danube / Kisalföld Basin.

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

scarps with abrasional reworking. It is supposed that these are 

also interfingering with the basal layers of the clay marl. These 

coarse basal units were formerly referred to as the Kisbér and 

Diás Formations, respectively (Budai et al. 1999, 2008); they 

are now classified as the Kisbér Member of the Szák Forma-

tion. In well logs the Szák Formation appears as a homo-

geneous shale unit with high gamma-ray and low resistivity 


Stratigraphic position, thickness:

 The thickness of the for-

mation varies between 10 –100 m, increasing basinward, but 

the average is less than 50 m. The formation unconformably 

overlies pre-Pannonian rocks. Towards the basin margins it 

may interfinger with locally-sourced coarse-grained deltas of 

the Kálla / Nemčiňany Formation. At the same places the Kálla 

Formation may serve as its stratigraphic cover as well. In 

basin ward direction it interfingers with the Endrőd Formation. 

The separation of these two formations can be based on fossil 

content  (more  profundal  forms  in  Endrőd),  and  on  location 

within the basin. The Szák Fm. occurs above local basement 

highs, therefore even cm thick sandy intercalations are rare. 

Their stratigraphic position is also different: the Szák Clay 

Marl is covered by the shallow-water deltaic deposits of the 

Újfalu Formation, whereas the Endrőd Marl is overlain by the 

Szolnok or Algyő Formations.

An enigmatic situation occurs in well ŠVM-1 on the eastern 

margin of the Komjatice Depression, where a continuous 

 transition between Sarmatian and Pannonian marls was docu-

mented by an endemic nannoplankton. An angular unconfor-

mity of 25° appeared ca. 30 m above the Sarmatian / Pannonian 

boundary. The fossils of the Pannonian marls indicate a rela-

tively shallow depositional depth similar to the Szák 

 Formation and are covered by the Nemčiňany Fm. (Kováč et 

al. 2008).

Fossils, age:

  The formation is rich in fossils. Endemic 

 dreissenids (most commonly Congeria czjzeki,  C. ungula­

caprae,  C. partschi),  cardiids,  and  deep-water  pulmonate 

snails  (lymnaeids,  planorbids)  constitute  the  mollusc  fauna. 

The ostracod assemblages are dominated by Candonidae 

(Bakunella,  Lineocypris,  Serbiella,  Camptocypria,  Caspio­

cypris,  Typhlocyprella,  Zalanyiella)  and  Leptocytheridae 

(Cziczer et al. 2009). As to fish, sciaenid otoliths and skeletal 

elements of percids were reported. Trace fossils (Spiro     sipho­

nella,  Minisiphonella,  Diplocraterion)  are  locally  abundant. 

Endemic dinoflagellates, coccolithophorids and cosmopolitan 

green  algae  also  occur  (Kováč  et  al.  2006;  Cziczer  et  al.  

2009).  The  formation  is  usually  rich  in  spores  and  pollen 

 (Jámbor 1980; Korpás-Hódi 1983; Nagy 2005; Cziczer et al. 

2009; Barna et al. 2010). In the DKB, this formation belongs 

to the Congeria czjzeki or Lymnocardium soproniense 



littoral mollusc zone and the Spiniferites paradoxus 

 dinoflagellate  zone  (Sütő-Szentai  1991;  Nagy  et  al.  1995; 

Cziczer  et  al.  2009;  Magyar  &  Geary  2012).  Magneto-

stratigraphic correlations suggest that its age in the western 

margin  of  the  DKB  is  older  than  9.7  Ma,  whereas  in  the   

eastern margin it is  9.4 – 8.9 Ma (Magyar et al. 2007; Cziczer 

et al. 2009).

The calcareous nannoplankton (zones Praenoelaerhabdus 

banatensis and Noelaerhabdus bozinovicae / N. jerkovici) and 

magnetostratigraphic data (chrons C5r2r to C5n1n) from the 

ŠVM-1 well on the eastern margin of the Komjatice Depres-

sion and from the SE edge of the Malé Karpaty Mts. Ma-1 

well in Bratislava dates the shallow open lacustrine deposits in 

the time span of ca. 9.9 to 11.6 Ma (Nagy et al. 1995; Kováč et 

al. 2006, 2008).

Depositional environments:

 The Szák Formation is an open- 

water lacustrine deposit, formed in non-agitated waters below 

storm wave base. Palaeoecology of sublittoral molluscs and 

other considerations (Cziczer et al. 2009) point to a depth of 

about 20 – 30 to 80 – 90 m. The formation marks transgression 

of Lake Pannon over elevated basement blocks, either along 

the shore or inside the lake, which were inundated later during 

the evolution. There is no significant clastic input other than 

muds from the interfingering coarse-grained deltas. The lack 

of coarse clastic intercalations of mass gravity flow origin 

confirms the relatively elevated position, where shelf-slope 

could not develop due to restricted water depth. The gravels at 

the base of the formation are of local origin, marking either the 

abrasion of rocky coasts, most probably controlled by faults 

(along the SE basin margin, in the western Gerecse Hills, Tata 

block etc.) or winnowing of older clastic sediments forming 

the substratum (i.e. Oligocene Csatka Formation; Jámbor 

1980). Thus the Kisbér Member of the Szák Formation repre-

sents a transgressive lag, the large areal extension of which 

reveals the continuous retreat of the shoreline.

Representative outcrops and boreholes:

 Brickyard claypits 

in Sopron — Balfi-út (Balázs et al. 1981; Barna et al. 2010) in 

the western margin of the basin, and in Tata, Szák, Kisbér, 

Pápateszér, Bakonyszentlászló, Tapolcafő, Devecser along the 

eastern margin (Cziczer et al. 2009). Shallow boreholes along 

the eastern margin were analysed by Korpás-Hódi (1983). In 

the northern DKB, no outcrop occurrence can be correlated 

with the Szák Fm. A number of wells penetrated the succession 

formerly assigned to the Ivanka Fm., such as Tajná ŠVM-1, 

Bernolákovo-1, Diakovce-1, as well as Trakovice together with 

the Madunice well series in the Blatné Depression.

Endrőd Marl Formation / Lower part of Ivanka Formation

Lithology, facies:

 The lower part of the Endrőd Formation 

usually consists of calcareous marl and marl. Upwards the 

 carbonate content decreases, the sediment becomes dark grey 

to light grey, laminated to structureless clay marl, alternating 

with mm to cm-thick siltstone interbeds. In the upper part of 

the formation, thin sandy intercalations may occur (Bardócz et 

al. 1987; Juhász 1994). Series of thin andesitic-trachytic tuff 

layers or altered tuffs are also reported in the DKB (Kőrössy 

1987; e.g., in Tét-6; Fig. 3). In well logs, the upward  decrea sing 

carbonate content is reflected in a characteristic bell shape. 

The clay marl shows a rather smooth curve of high GR, 

 positive SP, and low resistivity. The seismic facies of the 

 formation is characterized by relatively continuous, moderate 

to high amplitude reflections. 

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

Fig. 3. 

Selected examples of well logs demonstrate the lithological character and variability of the formations. For location of wells, see Fig.1.

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

Stratigraphic position, thickness:

 The formation is supposed 

to develop continuously from Sarmatian marls only in the 

deepest  parts  of  the  basin  (Zala  Member;  Gyalog  &  Budai 

2004).  Elsewhere  it  unconformably  overlies  pre-Pannonian 

rocks, therefore its base is commonly marked by onlaps on 

seismic  profiles  (Fig. 4).  The  calcareous  marls  are  often 

 mentioned as Belezna or Tótkomlós Members (Kőrössy 1987;  

Juhász 1994). In the deep basins, Endrőd Formation is  overlain 

by turbidite sandstones of the Szolnok Formation or, above 

moderate  basement  highs,  by  the  Algyő  Formation.  The 

 transition towards the overlying deposits can be sharp or 


gradual depending on the appearance of turbidites. Its 

 thickness  varies  between  50 – 400  m,  with  an  average  of 

200 m. Over the basement highs its thickness is often below 

seismic resolution. 

Fossils, age:

 The lowermost part of Endrőd Formation often 

contains  a  specific  mollusc  fauna  with  “Lymnocardium” 

 praeponticum, “L.” cekusi, Radix croatica, and Gyraulus 

praeponticus, indicating the “Lymnocardium” praeponticum 

Zone (Korpás-Hódi 1992). With the deepening of the water, 

a low- diversity profundal assemblage becomes dominant with 

Paradacna abichi, Congeria banatica, C. partschi maorti, 

Velutinopsis sp., Undulotheca sp. The age of the formation in 

the DKB spans from 11.6 to ca. 9.5 Ma. The intercalated tuff 

layers were related to the 11–10 Ma activity of the Pásztori 

Volcano  (Harangi  et  al.  1995,  2015;  Zelenka  et  al.  2004), 

which was an island in the middle of the basin (Fig. 5).

Depositional environments:

 The clay marls were deposited 

mostly in several hundred metre deep profundal waters of 

Lake Pannon. Above flooded basement highs, such as the 

Mihályi High, the colour of the marl is usually light grey  

(cf.  Magyar  et  al.  2004).  It  is  supposed  that  the  oldest/ 

lowermost beds were formed below wave base in sublittoral 

depth, but deepening occurred rapidly, and usually it is not 

possible to distinguish the sublittoral and profundal deposits in 

well data. 

Representative outcrops and boreholes: The

 Endrőd Forma-

tion does not have a surface occurrence in the vicinity of the 

DKB. Calcareous marls at the base were reported from 

Vaszar-1 and Gönyü-1 (Kőrössy 1987), tuffs are common in 

Tét-6. The presence of Endrőd Marl in the northern part of the 

DKB is expected, but very little information about its distribu-

tion and composition is known. It was identified in well 

Kolárovo-4 (Fig. 3) and in nearby wells close to the foothills 

of the Transdanubian Range.

A 400 m thick succession with brackish fauna in the wells 

Nová  Vieska-1  and  Modrany-1  (Fig. 3)  was  considered  by 

Šujan  et  al.  (2016)  as  shallow  water  Szák-type  mudstone 

according to fossil dinocysts (Baranyi et al. 2014). However, 

the thickness and location indicates a much deeper environ-

ment. Now it is suggested that these strata represent deep 

water marls followed by shelf-slope deposits, classified as 

lower and upper Ivanka Formation, equivalent to Endrőd and 

Algyő  Formations,  respectively,  with  redeposited  fossils. 

Unequivocal interpretation of this issue is hampered by the 

absence of seismic sections in this area.

Szolnok  Sandstone  Formation / Middle  part  of  Ivanka 


Lithology, facies:

 The Szolnok Formation comprises alter-

nations of fine to very fine sandstone and siltstones/marls, 

with the dominance of sandstones. Graded beds, laminated to 

cross-laminated or convolute beds, as well as massive 

 amalgamated sandstones occur. The sand-prone strata are 

interpreted mostly as turbidites. Bed thickness is highly 

 variable, from a few cm to metres. Coarsening and thickening 

upwards series alternate with fining and thinning up ones. 

Thickness of the shale units is also variable (5 – 40 m). In well 

logs, the sandy character with respect to the under- and 

 overlying muddy formations is spectacular. A few-metre-thick 

blocky and several-tens-of-metre-thick barrel-shaped units 

alternate  (Fig. 3,  Mihályi-28  and  Tét-6).  The  thickness  of 

these sand bodies is typically 10 – 50 m in the central part of 

the DKB and 80 – 180 m in the north (Fig. 3). Its seismic facies 

is also highly variable from low to high amplitude reflections 

with moderate continuity. Short reflections with downlaps or 

onlaps  are  common  (Fig. 4).  Because  of  the  sandy  compo-

sition, this formation is mentioned in old Slovak literature as 

the Great Lower Pannonian Sand (Vass 2002).

Stratigraphic position, thickness:

 The Szolnok Formation is 

always underlain by the Endrőd Marl and is overlain by the 

Algyő Clay Marl. The latter may also contain some (10 – 30 m 

thick) sandstone bodies in its lower part, so the boundary of 

the two formations can be gradual. Therefore, if depicted from 

well log data, the thickness of the Szolnok Formation is often 

overestimated. The characteristic thickness is only a few 

metres in the Csapod Trough. East of the Mihályi High it 

attains 300 m, and it onlaps and pinches out on the Endrőd 

Formation on the flank of the Transdanubian Range in the 

eastern part of the DKB (Fig. 4). In the central depression its 

thickness may exceed 1000 m (area of the Dunajská Streda-1 

and Kolárovo wells, Fig. 3). Further to the north, above highs 

in the north-western side of the Ripňany-Galanta fault system, 

it is missing or very thin, whereas in the Rišňovce Depression 

it accumulated up to a thickness of almost 500 m, seemingly 

without accumulation of older deepwater marls, above the 

Sarmatian  deltaic  Ripňany  Formation  (Fordinál  &  Elečko 


Fossils, age:

 The formation contains a typical, low- diversity 

deep-water assemblage of Lake Pannon molluscs with 


thin-shelled cardiids (Paradacna abichi, Paradacna sp., 

“Pontalmyra” otiophora),  dreissenids  (“Dreissenomya” 


digitifera, Congeria banatica),  and  deep-water-adapted 

 pulmonate  snails  (planorbids  and  lymnaeids).  Deposition  of 

the formation is basically connected to the advance of the 

shelf-margin slope, thus it spans a relatively short time period 

between 10 – 9.2 Ma. Older (ca. 10.5 Ma) turbidite successions 

were detected only in the northernmost Rišňovce Depression 

(Šujan  et  al.  2016),  where  they  form  separate  sandy  units.   

On the other hand, turbidites related to the 9.5 – 9.2 Ma old 

slope probably deposited further to the south, as in the Zala 

Basin (Uhrin et al. 2009). 

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

Fig. 4. Seismic profiles 556/82-83 in Slovakia (ab) and VPE-38 (cd) in Hungary are oriented approximately parallel to the direction of slope 

progradation. Note the difference of sedimentary successions above basement highs, deep basin centres and basin margins. For location  

of profiles, see Fig.1.

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

Depositional environment:

 Szolnok Formation was formed 

as part of an extensive turbidite system. Sediments arriving 

through the major fluvial feeder systems were partitioned 

between the deltaic lobes (Újfalu / Beladice Formation) on the 

shelf and the turbidite lobes in the deep basins. Locally sourced 

coarse-grained  deltas  (i.e.  Kálla / Nemčiňany  Fms.)  did  not 

contribute to the turbidite systems. The bulk of the sand spread 

in the form of large flat lobes far from the slope, indicating no 

or only minor confinement, as the centre of the DKB was large 

enough. The elongated troughs to the south, mostly parallel to 

the transport direction (i.e. slope progradation, cf. Uhrin 

2011), might have produced lateral confinement. Some of the 

minor depressions, bounded by fault-related highs or volcanic 

edifices in downcurrent direction also might have acted as 

local sediment traps. This might have been the case of the 

Rišňovce Depression, where during a very short period of time 

a very thick turbidite succession was stacked in a neccesarily 

confined setting. Another interesting, probably confining, 

 situation might have caused the deposition of ca. 800 m thick 

turbidite series in the Želiezovce Depression (Kolárovo wells, 

Fig. 3), where the prograding slope itself partly blocked the 

“entrance” to the elongated embayment surrounded by terres-

trial  to  sub-lacustrine  highs  on  three  sides  (i.e.  9.2 – 9.0  Ma 

shelf edge, Fig. 1). 

Representative outcrops and boreholes:

  The Szolnok 

 Formation does not have a surface exposure. Characteristic 

well  logs  include  those  of  Mihályi-22, -28,  Bősárkány-I, 

Vaszar-1-2, Gönyű-1, Kolárovo well series (1 – 4), Ripňany-1, 

Vráble-1 (Fig. 3, Šujan et al. 2016). 

Algyő Formation / Upper part of Ivanka Formation

Lithology, facies:

 Dark grey clay marl, siltstone with sandy 

intercalations. Few to 10s of metres thick sandstones may 

occur near its top, but usually they are common in the lower 

third of the formation.  The claystones are often thin bedded to 

structureless. Sandy-silty intercalations can be graded, lami-

nated or cross-laminated. Convolution, soft-sediment defor-

mation structures, sedimentary folds or cm-scale en-echelon 

faults may occur in cores pointing to turbidity currents, slides, 

slumps. In well logs, high gamma values, positive SP and low 

resistivity are typical. The log shape is smooth to finely 

 serrated, the sand bodies appear as sharp peaks (Fig. 3). It is 

easy to identify Algyő Formation on seismic profiles (Fig. 4): 

it comprises clinoforms of 200 – 400 ms height, representing 

300 – 630 m decompacted thickness (Balázs et al. 2015), which 

can correspond to the same water depth in the DKB. The dip 

angle  of  the  original  slope  surfaces  might  have  been  2 – 5°.  

The upper, steep portions of clinoforms usually show low 

amplitude, poor continuity seismic facies, while high ampli-

tude, long reflections are common in their basal part. 

Stratigraphic position, thickness:

  The  Algyő  Formation 

overlies the main turbidite bodies of the Szolnok Formation in 

the deep basins or the Endrőd Marl above the sub-lacustrine 

basement  highs  (e.g.  Mihályi).  The  distinction  between  the 

Szolnok  and  the  Algyő-type  turbidites  is  commonly 

disputable; thickness of the sand bodies, sand/mud ratios, and 

the seismic character may offer a key (cf. Sztanó et al. 2013b), 

however that may depend on the rate of confinement among 

many  other  factors.  It  is  also  difficult  to  mark  the  Endrőd /

Algyő  boundary,  although  the  appearance  of  thin  sandstone 

bodies  near  the  base  of  the  Algyő  Formation  may  help.  

The muddy Algyő Formation is overlain by the sandy Újfalu 

Formation; their boundary is fairly well constrained both 

 lithologically and geometrically (Figs. 3 and 4). Although this 

boundary is widely and incorrectly referred to as the “Lower /

Upper Pannonian boundary”, it get consistently younger 

towards the S, SE and obviously has no chronostratigraphic 

meaning.  Thickness of the Algyő Formation is smaller near 

the margins (150 – 250 m), and is larger (may attain 700 m) 

above the deepest depocentres  in the DKB. 

Fossils, age:

 Fossils of the formation represent low-diversity, 

deep-water mollusc assemblages of Lake Pannon. Typical 

forms include Paradacna abichi, Paradacna sp., Congeria cf. 

czjzeki, Dreissenomya digitifera, Valenciennius sp., and 

 planorbid snails. The age of the formation within the DKB is 

estimated as 10 – 9 Ma (Magyar et al. 2000, 2007).

Depositional environment:

  This formation represents the 

shelf-margin slope bridging the few tens of metres deep shelf 

with the several hundred metre deep basins. Its progradation is 

related to the high clastic sediment input arriving via fluvial 

and deltaic feeder systems to Lake Pannon. Cyclic variations 

of sediment input and lake level influence the rate of slope 

progradation vs. aggradation (Uhrin & Sztanó 2012; Sztanó et 

al. 2013b). On the upper part of the slope, sand bodies related 

to shelf-edge deltas and sandy canyon-fills may occur. 

Towards the base of the formation, where inclination of the 

clinoforms is already low, simple turbidite lobes or sheets and 

chaotic slump units are common. More complex channel- 

levees to turbidite lobes might have developed a few tens of 

km in front of the slope; these can still be correlated to slope 


Representative outcrops and boreholes:

 The Algyő Forma-

tion does not have a surface exposure. Representative bore-

holes  include  Bősárkány-I,  Vinár-1,  Celldömölk-1,  Tét-3, 

Tét-6,  Gönyű-1,  Mosonszolnok-1,  Kolárovo  well  series, 

Zelený Háj-1. SE of the Mihályi High thin packages of turbidite 

sandstones deposited high on the slope (Fig. 3).

Újfalu Formation / Beladice Formation

Lithology, facies: 

The formation is made up of cyclic repe-

tition of sands, silts, clays and huminitic to lignitic clays on 

two scales. Well logs display a series of 20 –50 m thick coar-

sening upward units (Fig. 3), whereas in outcrops only 5 –10 m 

thick coarsening upward and a few 1– 5 m thick fining upward 

cycles can be observed. Mudstones contain shell beds, lenti-

cular to thin-bedded intercalations of fine, very fine sands, 

small horizontal burrows and minor slump folds. Sandy beds 

show symmetrical and asymmetrical cross-lamination, various 

types of cross-bedding, vertical burrows, and clay-clast 

conglo merates over numerous erosional surfaces. All types of 

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

cycles are topped by organic rich, bio/pedoturbated or varie-

gated silty beds. Higher up in the formation, the cycles become 

thinner, lithological heterogeneity and abundance of thick 

sandstones decreases and logs still reflect frequent alternations 

of various grain size. The seismic facies of the formation is 

characterized by moderate to high amplitude reflections with 

fairly good continuity (Fig. 4). 

Stratigraphic position, thickness:

  The formation overlies 

the undifferentiated Ivanka Formation, or, in the more detailed 

Hungarian nomenclature, either the Algyő slope shales (above 

deep basins) or the shallow open-lacustrine Szák Formation 

(above  sublacustrine  basement  highs).  In  the  former  case,  

the coarsening up cycles and the overlying muddy-silty strata 

are stacked up to a thickness of 300 – 500 m, whereas in the 

latter case, they are usually not thicker than 200 m. These 

 thinner developments were formerly regarded in Hungary as 

the Somló or Tihany Member / Formation (Jámbor 1980, 1989; 

Sztanó et al. 2013a). The stratigraphic cover is everywhere the 

Zagyva / Volkovce Formation. It is not easy to pick the upper 

boundary as the upper delta plain and the alluvial plain might 

show similarly heterogeneous lithology. Commonly their 

boundary is assigned where the first large channel-fill sand 

bodies appear or where the brackish fauna disappears. Change 

in abundance of lignite layers is also indicative for this 

 transition. In the southern part of the DKB, however, between 

the delta plain succession and the appearance of the large 

sandy channel bodies there is a 250 – 600 m thick muddy, silty 

interval with only subordinate thin sand beds (Fig. 3). Seismic 

correlation indicates that far to the south no slope can be 

related to this electrofacies. Therefore finally this interval is 

assigned to the Zagyva instead of the upper Újfalu 


Fossils, age:

 The formation is rich in fossils representing 

diverse shallow-water and freshwater mollusc and ostracod 

faunas. The most common mollusc species include Unio 


atavus, Congeria spathulata, C. pancici, Lymnocardium 

 schedelianum, L. brunnense, L. conjungens, L. edlaueri,  

“L.” desertum, Caladacna steindachneriMelanopsis fossilis 

in  the  western  margin  of  the  DKB  (“Burgenland”),  repre-

senting the Lymnocardium conjungens Zone. In the eastern 

margin  (Transdanubian  Range),  Unio mihanovici, Congeria 

simulans turgida, C. ungulacaprae, Dreissena auricularis, 

L. variocostatum, L. penslii, L. ponticum, Caladacna stein­

dachneri, Euxinicardium schreteri, Melanopsis caryota, etc. 

are the most characteristic species, representing the Lymno­

cardium ponticum  Zone  (Magyar  et  al.  2000).  The  oldest 

occurrence of the formation within our study area had  

a  Carpathian  source  area  (possible  palaeo-Nitra  river)  and, 

accor ding  to 




Be dating, might be as old as 10.0 – 10.5 Ma 

(Šujan et al. 2016). The bulk of the formation, however, was 

deposited on the palaeo-Danube shelf (cf. Magyar et al. 2013) 

between ca. 10 and 8.7 Ma (Magyar et al. 2000). On the foot-

hills of the Malé Karpaty Mts., mammal fauna from the 

 Pezinok clay pit indicates MN9 to lower MN10 biozones with 

expected deposition in the age range 9.5 to 10.5 Ma (Kováč et 

al. 2011; Joniak 2016; Šujan et al. 2016).

Depositional environments:

 The Újfalu / Beladice Formation 

was formed by the progradation of deltaic lobes on the shallow 

shelf of Lake Pannon. This interpretation was first proposed 

by Mucsi & Révész (1975) in the Algyő hydrocarbon field in 

the central part of the Pannonian Basin. Later descriptions, 

however, identified the formation with the delta-plain deposits 

only (e.g., Juhász 1992; Juhász & Magyar 1993). The Somló 

and Tihany Members were originally considered as local sand 

bodies on coasts of islands rather than parts of a major deltaic 

feeder system (Jámbor 1989). Return to the delta concept of 

Mucsi  and  Révész  (1975)  was  partly  a  consequence  of 

high-resolution seismic studies in Lake Balaton (Sacchi et al. 

1999) and correlation of the high-resolution seismic profiles 

with  nearby  outcrops  (Sztanó  &  Magyar  2007).  The  major 

coarsening up units comprise prodelta shales, delta front sands 

and reflect the lithological variability of the delta plain.  

The thickness of such cycles mirrors the water depth at the 

place of deposition as 20 –50 m on the shelf. Their stacking 

indicates repeated flooding of the shelf and recurring progra-

dation of deltas, an overall rise of lake level due to subsidence 

and climatic factors. Minor units are mouth bars, interdistri-

butary bay fills or distributary channel fills. Some incised 

 valleys may also occur to a depth of 20 – 30 m, pointing to base 

level drops below the resolution of industrial seismics (Sztanó 

et al. 2013a). 

Representative outcrops and boreholes:

 The formation has 

a general distribution in the entire DKB. Outcrops are located 

along the present-day basin margins: from Pezinok (Baráth et 

al. 1999) through the region of Lake Neusiedl / Fertő-tó as far 

south  as  Stegersbach  (Magyar  et  al.  2000)  in  the  western 

 margin, and from Chlaba in the north to the Somló Hill in the 

south along the eastern margin (Strausz 1942; Bartha 1963; 

Szilaj et al. 1999; Magyar et al. 2000; Bartha et al. 2015). All 

deep boreholes in the basin have penetrated the Újfalu /  Beladice 

Formation,  from  Bratislava  (Fordinál  1995)  to  the  Trans-

danubian Range (Korpás-Hódi 1983).

Zagyva Formation / Volkovce Formation

Lithology, facies:

 Zagyva / Volkovce Formation is characte-

rized  by  4 – 8  m  thick  cross-bedded  sandstones,  usually 

 comprising fining-upward units, which alternate with m- or 

10-m scale silt and clay sections. Some of the sandstones are 

amalgamated into 10 – 20 m thick bodies. The clay beds are 

partly variegated, and may contain carbonatic nodules. Cm- to 

dm-scale lignite seams occur subordinately. Lithology within 

the formation is highly variable, because floodplain deposits 

can locally dominate over several hundred metres of strati-

graphic thickness, whereas in other parts of the basin (e.g., 

southern Želiezovce Depression) the formation is composed 

of up to 60 % sandy channel belt sediments. Locally, alluvial 

fans were formed by rivers entering the basin, with an example 

located in the northern Blatné Depression. This alluvial fan 

consists of up to 100 m thick gravels gradually passing towards 

the south to the dominantly clayey succession of a meandering 

river.  The electrofacies character is spatially heterogeneous, 

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

a consequence of uneven channel belt distribution. The stacking 

of  several  upward  fining  and  blocky  8 –15  m  thick  units 

 usually alternate with long sections of low amplitude serrated 

trends (Fig. 3). Freshwater limestones of the Hlavina Member 

appear on margins of the recently uplifted Považský Inovec 

and Tribeč Mountains and interfinger smoothly through calca-

reous clays with the mainly floodplain fines dominated 

Volkovce  Fm.  (Fordinál  &  Nagy  1997;  Kováč  et  al.  2011). 

From the western margin towards the central parts of the DKB 

a series of stacked lignite seems occur, which were locally 

called the Torony Member (Jámbor 1980). 

Stratigraphic position, thickness:

  The  Zagyva / Volkovce 

Formation overlies, and interfingers with, the Újfalu / Beladice 

Formation. The transition is gradual, thus it is difficult to pick 

the exact position of the boundary. The thickness of the forma-

tion may attain 1500 m in the area of the basin centre; it is 

especially thick in the northern part of the DKB. In the central 

and  southern  part  of  the  basin  deposition  of  the  Zagyva /  

Volkovce Formation continued through the Pliocene and is 

overlain by Quaternary fluvial deposits. The stratigraphic 

boundary is usually marked by the appearance of gravelly 

beds  (Janáček  1971;  Kőrössy  1987;  Gábris  &  Nádor  2007; 

Kováč  et  al.  2011).  In  the  “Little  Hungarian  Plain Volcanic 

Field” (Martin et al. 2003), latest Miocene to Pliocene volca-

nic bodies of the Tapolca Basalt Formation occur locally above 

or within the Zagyva / Volkovce Formation. In the northern part 

of the basin, a significant stratigraphic gap was demonstrated 

between  the  Zagyva / Volkovce  Formation  and  the  overlying 

Pliocene Kolárovo Formation. The unconformity is not 

exposed in outcrops, but the log response of the under- and 

overlying formations is sometimes sharply different. At such 

localities the rather fine-grained floodplain succession of the 

Zagyva / Volkovce Fm. does not show pronounced grain-size 

variations, whereas the alluvial suit of the Kolárovo Fm. often 

appears as a lithologically variable unit with dominance of 

channel fills. In the Kolárovo Fm. blocky to fining up channel 

bodies alternate with less frequent serrated floodplain fines, 

reflecting alternations of thin clay, silt and sand layers. Varie-

gated and reddish colours are typical for the Kolárovo Fm. and 

probably resulted from erosion of the uppermost Volkovce 

Fm., which was deposited during the more arid Messinian 

times (Böhme et al. 2011).

Fossils, age:

 The formation contains freshwater and terres-

trial molluscs, such as Margaritifera flabellatiformis, various 

species of Unio, Planorbarius, Bythinia, Melanopsis, 

 Theodoxus,  etc.  (Halaváts,  1925).  Mammal  remnants  repre-

senting MN11 to MN14 are relatively common (Gasparik 

2001;  Kováč  et  al.  2006,  2010;  Tóth  2010;  Pandolfi  et  al. 

2016). Authigenic 


Be / 


Be ages obtained from the Volkovce 

Fm. range from 10 Ma up to 6 Ma (Šujan et al. 2016). The 

Hlavina Freshwater Limestone, important as a correlative 

horizon in the Volkovce Fm., was dated using small mammals 

to  ca.  8.0  Ma  (Kováč  et  al.  2010).  The  age  of  the  lignite- 

bearing Torony Member within the Zagyva Formation is  

7.3 – 6.7  Ma.  Note  that  this  interval  equals  the  age  of  the 

 lignite-bearing Bükkábrány Member of the Újfalu Formation, 

which occurs in the NE part of the Pannonian Basin (foothills 

of the Mátra, Bükk region and the Eastern Great Plain, Juhász 

et al. 2007; Magyar 2010).

Depositional environments:

 Alluvial plain with meandering 

or anastomosing channels (cf. Uhrin & Sztanó 2007; Uhrin et 

al.  2011),  which  discharged  into  the  Újfalu / Beladice  delta 

 system along the shore of Lake Pannon. The sandstones 

 represent channel fills, while thin beds of sand, silt and clay 

were deposited on the floodplains. Variegated clays and 

 carbonate nodules are interpreted in terms of palaeosols, 

 suggesting sustained periods of subaerial exposure under 

 relatively arid conditions. The extended lignite seams have 

been formed in floodplain ponds and marshes, and mark 

a more humid period at about 7 Ma ago (Magyar 2010; cf. 

Böhme  et  al.  2011).  Connected  lake-level  rise  influencing 

deposition in the Drava Basin and the eastern part of the Great 

Plain area did not reach directly the DKB. A rise of the 

ground-water table, however, might have resulted in develop-

ment of an extended floodbasin. The “channel-poor” portion 

of the Zagyva / Volkovce Formation might coincide with this 

stage. The relatively fine grained composition of the formation 

continues up to the youngest strata (ca. 6 Ma) in the northern 

part of the DKB, what indicates no changes in sediment  supply 

and therefore no significant tectonic activity on basin margins. 

Hlavina Freshwater Limestone was formed along marginal 

faults of the mountains, suggesting enhanced spring activity 

connected to Mesozoic karstic aquifers.

Representative outcrops and boreholes:

 The formation has 

a large number of outcrops, especially in the northern part of 

the basin. This is a result of denudation connected with basin 

inversion. Outcrops are mostly artificial sandpits, representing 

channel fills, whereas floodplains are exposed less frequently. 

Important outcrops include Hlohovec, Bernolákovo (Blatné 

Depression),  Veľké  Ripňany  (Rišňovce  Depression), 

 Semerovo,  Veľké  Lovce  and  Bátorove  Kosihy  (Želiezovce 

Depression) in the northern part of the basin. It also crops out 

at the elevated Pannonhalma area and a few locations along 

the SE margin of the DKB (i.e. Hosszúpereszteg; Balázs et al. 

1981).  Typical  borehole  sections  include,  for  instance, 

Abrahám-1, Diakovce-1, Kolárovo-2, Mosonmagyaróvár 

K-136, Abda K-12, Bősárkány-I, Bük-1, Csapod-1, Gönyü-1, 

Tét-6. The alluvial fan in the northern Blatné Depression is 

penetrated by the counterflush well series Piešťany and Bučany. 

Basin evolution

Structural background

The onset of Late Miocene sedimentation might have been 

preceded by latest Sarmatian basin inversion, an idea long 

thought to be supported by the lack or very thin development 

of Sarmatian sediments in the southern part of the DKB 

(Kőrössy 1987; Horváth 1995). However, there are examples 

along  the  western  (Rosta  1993)  and  northern  basin  margin 

(Kováč  et  al.  2008)  that  the  Sarmatian  and  Pannonian 

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

sequences are continuous. Locally Sarmatian strata reach 

a thickness of up to 300 – 400 m (Adam & Dlabač 1961; Vass 

et  al.  1990;  Kováč  et  al.  2011).  Continuous  Sarmatian  to 

 Pannonian sequences were also observed in the southernmost 

DKB and Zala Basin (Fodor et al. 2013b).

The origin of the Late Miocene subsidence and basin forma-

tion is still a matter of debate. In one view the major subsi-

dence of the basin can be attributed to a crustal-scale process 

and not mainly to basin-margin faulting. This interpretation is 

confirmed by the relatively uniform thickness of several 

 formations, and by the fact that the Late Miocene basin 

 evolution followed crustal faulting of the syn-rift phase of ca. 

19 –11.6 Ma and largely represents a post-rift thermal cooling 

episode (Royden et al. 1983; Vass et al. 1990; Lankreijer et al. 

1995;  Kováč  &  Baráth,  1996;    Kováč  et  al.  2010,  2011; 

 Horváth et al. 2015; Majcin et al. 2015; Hók et al. 2016). Other 

processes, like magmatic underplating could also play a role 

(Konečný et al. 2002). Localized (flexural) subsidence due to 

sediment loading contributed to the deepening of the central 

zone of the basin as well (Lankreijer et al. 1995).

Middle Miocene basin subsidence occurred in a simple 

shear regime in the upper crust (Györfi 1992; Tari et al. 1992; 

Lankreijer  et  al.  1995;  Hók  et  al.  2016).  Re-evaluation  of 

 biostratigraphy, palaeoecology and sedimentology of deep 

borehole cores in the northern part of the DKB suggest that 

accommodation was filled up in the Sarmatian in most places 

(Rybár et al. 2015; Kováč et al. in review). This may imply 

that the rapid deepening of several depressions (e.g., Komja-

tice and Gabčíkovo - Győr Depressions) at the beginning of the 

Pannonian can represent a new rifting phase acting in a pure 

shear regime — an idea that is supported also by the results of 

thermal modelling (Majcin et al. 2015). In the interpretation of 

Tari (1994) it was probably a “wide rift stage”, when earlier 

distri buted syn-rift faulting concentrated into a few fault zones 

in the northern and southern parts. An increasing number of 

documented Late Miocene faults support the idea that faults 

also contributed to basin subsidence, although their dis-

placement remained modest, not reaching 500 m separation. 

Such faults influenced sedimentation and deposition pattern 

(see below). 

Fault kinematics varied from normal to transtensional 

strike-slip  (mostly  sinistral  oblique-slip)  although  it  can 

mostly be deduced from outcrop-scale fault-slip data (e.g., 

Fodor  1991;  Vojtko  et  al.  2011;  Sipos-Benkő  et  al.  2014; 

Klučiar et al. 2016). Stress calculations would suggest E –W to 

SE – NW tension although it is not clear if the different values 

indicate spatial or temporal variations (see Marko et al. 1995; 

Fodor et al. 1999; Hók et al. 1999; Marko 2012; Sipos-Benkő 

et al. 2014, Kovács et al. 2015). The Late Miocene extensional 

tectonic regime with NW–SE directed Sh


 persisted in the 

northern part of the basin up to the Middle Pleistocene. 

Basin-fill history

During deposition of the earliest Late Miocene sediments 

(i.e.  Endrőd / Lower  Ivanka  Formation  in  the  basin  centres) 

continued subsidence was “inherited” from the syn-rift phase 

(or  renewed  subsidence  in  case  of  Sarmatian  inversion)  at 

about 11.6 to 10.5 Ma ago. In the Gabčikovo-Győr Depression 

a notable displacement and tilting was documented along the 

Ripňany-Galanta fault system (e.g., Hrušecký 1999; Bielik et 

al.  2002;  Kováč  et  al.  2011;  Synak  2013;  Kronome  et  al. 

2014). Continuing fault control at Mihályi High is probable 

(see Fig. 5). The subsidence history in the northernmost area, 

namely the Rišňovce Depression, is surprisingly long (Figs. 2 

and 5). It seems to be continuous with deep water clays and 

with the occurrence of the oldest turbidites, which, however, 

might  have  been  confined  by  the  mid-Miocene  Kráľová 

 volcano  and  the  southern  tip  of  the  Tribeč  block,  as  local 

highs. In the same way the oldest deltas of the Beladice 

 Formation fed by northerly rivers are recorded. Synak (2013) 

recognized   significant  activity  of  the  Ripňany-Galanta  fault 

(Bielik 2002) during deposition of lowermost Pannonian strata 

using seismic stratigraphy. This fault probably contri buted to 

subsidence of the Rišňovce Depression. The angular uncon-

formity  within  Ivanka  Fm.  (Tajná  ŠVM-1  well)   pro bably 

 represent an early Pannonian fault activity (Kováč et al. 2008) 

which resulted in diversified lake bottom morphology. 

Development of the Szák and Kálla / Nemčiňany Formations 

was a consequence of a lacustrine base-level rise. Flooding of 

the  northern – north-eastern  margin  about  11  Ma  ago  and 

 inundation of the western basin margin ca. 10.5 Ma ago was 

probably the joint effect of a climatically induced lake-level 

rise and overall subsidence. In addition, the Kálla/Nemčiňany 

Formation clearly indicates the existence of a fault-related 

lake margin relief, however small the fault offset might have 

been. Such faults were detected near the Sopron Hills in the 

west (Vendel 1973; Fodor et al. 1989; Fodor 1995), and based 

on other evidence along the Gerecse Hills in the east (Fodor et 

al.  2013a).  In  contrast  to  the  overall  deepening  and  trans-

gression, the locally sourced Gilbert-type deltas led to normal 

regression of the shoreline within a short time (cf. Sztanó et al. 

2010), while deposition of the Endrőd Formation continued in 

the deep basin centres (Fig. 5).

About 10 Ma ago, or shortly before, the palaeogeography 

significantly changed: the main fluvial feeder system (i.e. the 

palaeo-Danube and its major distributaries) entered the DKB 

from the W-NW, and the sediments accumulated partly in 

large delta systems. Where water depth was less than 100 m 

(i.e. areas where formerly the Szák Formation was deposited) 

prograding deltas filled accommodation rapidly, while towards 

the area of the deep basin centres a shallow shelf was 

 constructed (Magyar et al. 2007, 2013). Progradation of the 

shelf-margin  slope  resulted  in  the  formation  of  the  Algyő /

Upper Ivanka Formation, and deposition of turbidite sand-

stones (Szolnok/Middle Ivanka Formation) at the toe-of-slope 

and  in  the  basin  proper  (Fig. 5).  Meanwhile  the  confined 

northern Rišňovce Depression was filled up as well, therefore 

turbidity currents may have “escaped” to the deepest parts of 

the basin to the south (Dunajská Streda area). Finally, deltas of 

the north dumped their sediments into the central depression 

as well approximately 9 Ma ago (Šujan et al. 2016).

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

The shelf-slope generally prograded towards the SE 

until the elevated block of the Transdanubian Range 

deviated the transport to the south. The blocking and 

ultimate confinement is also indicated by the thick 

accumulation of turbidite sands in the Kolarovo area. 

The later development of the slope and transport direc-

tion of turbidites was turned towards the local depo-

centres often controlled by minor fault activity (Uhrin 

et al. 2009; Törő et al. 2012). For example, modest dis-

placement and tilting along the Mihályi High clearly 

diverted slope progradation parallel to the elongated 

high (Uhrin 2011; Fodor et al. 2013a). Flexural subsi-

dence due to sediment loading continuously contri-

buted to deepening in front of the prograding shelf-slope 

system, thus created ample space for the accumulation 

of turbidites. Eventually the same flexural subsidence 

resulted  in  the  progressive  (and  gradual)  flooding  of 

the south-eastern, Transdanubian Range basin margin 

ca. 9.2 Ma ago. Limited faulting locally contributed to 

subsidence (e.g. western Gerecse margin). Faulting was 

maintained even during delta sedimentation a few 100 ka 

later; tilted and raised fault blocks locally deflected 

sediment transport to N-NE, thus delta channels and 

lobes got around the block of Gerecse instead of  passing 

straight though it (Bartha et al. 2015).

Progradation of the fluvial to delta to shelf-slope 

 system led to a long term normal regression (Sztanó et 

al. 2013b), as the shelf edge and delta fronts gradually 

shifted to the south. Regardless of the original topo-

graphic differences, basin floor morphology, structural 

evolution etc. the DKB got filled up by ca. 9 Ma within 

the  Congeria czjzeki and L. ponticum biochrons 

 (Magyar 2010). Afterwards only fluvial sedimentation 

occurred, most likely influenced by compactional 

 subsidence and potential prolonged fault activity. By 

8.6 Ma the feeder system overcame the mostly flooded 

Transdanubian Range and the shelf margin was located 

far to the south (Magyar et al. 2013). 

The Late Miocene sedimentary fill of the DKB is 

similar to that in other parts of the Pannonian Basin 

System. It hosts one of the thickest successions in the 

basin centre with all five lacustrine formations repre-

senting deep-water marls, turbidites, slope shales, 

 deltas to fluvial deposits. There are also internal highs 

and large marginal areas with less complete succes-

sions, reflecting later flooding or filling up of only 

 shallow water depth in Lake Pannon. As the basin mar-

gins got uplifted during the Pliocene to Quaternary 

inversion these latter types can be studied at several 

locations. The DKB was large enough to develop good 

examples of different rates of turbidite confinement or 

to demonstrate how basin floor morphology influenced 

slope progradation. The basin-fill succession, however, 

is unique in a sense that it is the first major basin along 

the NW feeder system to be filled in the history of Lake 

Pannon, thus all the formations, which developed 


5. Concept


model of basin 


successions. It 







, gradual 

flooding of the mar

gins and the progradational 


of the fluvia


 systems. Complete 

series of formations are only found in the deep basin interiors. Small structurally 









successions. On sublacustrine 


basement highs turbidites are missing and open-water mudstones are condensed. On basin mar



the oldest part of the successions including slope deposits are also missing.

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

everywhere else later in the Pannonian Basin are the oldest in 

the DKB.  Part of the fluvial feeder system is also special as 

alluvial fans occur along the northern basin margin. Except for 

the rapidly subsiding basin centre, overall water depth might 

have been less than 100 m over vast NW areas and only a few 

hundreds of metres in the southern parts, therefore slope 

 progradation and overall regressive filling up of the large 

DKB occurred rapidly, during less than two millions year 

(Magyar et al. 2013). 


In spite of the significant local differences in the structural 

background of the individual depressions and basement highs, 

the overall basin fill history and thus the sedimentary succes-

sions are uniform across the Danube / Kisalföld Basin, allowing 

a robust correlation of the formation from S to N or W to E. 

The Hungarian lithostratigraphic system is more detailed, 

closely reflecting the depositional systems, therefore it can be 

easily integrated into the Slovak system which, in turn, does 

not discriminate between various deep-water deposits. 


The most important aspect of correlation is that all formations 

are time-transgressive, which means that their boundaries 

 cannot be characterized with a single precise datum even 

within the DKB (Fig. 2). 

Late Miocene lacustrine sedimentation started where the 

basin deposits are deepest today with deposition of the Endrőd 

Marls, corresponding to the lower Ivanka Formation. At about 

10.5 Ma ago several marginal highs were flooded, and the 

shallow offshore Szák Formation and the coarse-grained 

 deltas  of  the  Kálla/Nemčiňany  Formations  were  deposited. 

These small volume, locally derived clastics were soon over-

lain by the enormous fluvial input from the N-NW,  indicating 

the commencement of long term normal regression. Turbidite 

systems (Szolnok / middle Ivanka Fm.) and shelf-margin slope 

(Algyő / upper  Ivanka  Fm.)  formed  in  the  several  hundred 

metre  deep  basin,  while  deltas  (Újfalu / Beladice  Fm.)  deve-

loped on the few tens of metre deep shelf, being fed by 

 diffe rent  fluvial  systems  (Zagyva/Volkovce  Formations).  

The turbidite systems rapidly spread all over the deep basin 

floor with different rates of confinement. Except for the 

northern most, oldest occurrences there is not much age diffe-

rence within the turbidites (10.5 – 9.5 Ma). With the gradual 

progradation of the shelf-margin slope towards the S and SE 

between  10  and  9  Ma,  each  formation  became  increasingly 

younger in the same direction. After 9 Ma only the alluvial 

Zagyva / Volkovce Formation was deposited in the DKB. In the 

northern part of the basin a major unconformity is recorded at 

about 6 Ma, marking a significant change in the style of alluvial 

deposition. In the central part of the basin (Győr-Gabčíkovo 

Depression), however, deposition was uninterrupted until the 

Quaternary as a consequence of continued subsidence. These 

long lasting fluvial systems acted as sediment conduits and 

recorded climatic and structural events until the entire 

 Pannonian Basin was filled up with sediments.  

Although confined in space and time, the lacustrine to 

 fluvial sedimentary fill of the Danube / Kisalföld Basin offers 

a model of depositional system development and formation 

distribution for the entire Late Miocene to Pliocene Pannonian 

Basin system.  

Acknowledgements:  The  joint  project  (TÉT-12-SK- HU-  

2013-0020) was supported by the National Research, Deve-

lopment and Innovation Office of Hungary and the Slovak 

Research  and  Development  Agency  with  M.  Kováč  and  

O. Sztanó as principal investigators. The research itself is 

related to APVV-14-0118, APVV-15-0575, APVV 0099-11, 

APVV-0625-11  & 

APVV SK-FR-2015-0017

. Structural 

results were partly achieved by the support of OTKA grant 

No 81530. This is MTA-MTM-ELTE Palaeo contribution 

No. 232.


Adam Z. & Dlabač M. 1961: New knowledge about the tectonics of 

the Danube Lowland. Věstník Ústředního Ústavu Geologického 

36, 189–198 (in Czech).

Adam Z. & Dlabač M. 1969: Explanatory notes to thickness maps of 

the lithofacial character of the Danube Lowland. Západné 

 Karpaty 11, 156–172 (in Slovak).

Atzenhofer B., Baráth I., Barczikayné Szeiler R., Berka R., Bottig M., 

Brüstle A., Fodor L., Fordinál K., Gyalog L., Hörfarter C.,  

Jelen B., Kercsmár Z., Kronome B., Magyari Á., Maglay J., 

Maigut V., Maros G., Nagy A., Orosz L., Palotás K., Rifelj H., 

Rižnar  I.,  Selmeczi  I.,  Schubert  G.,  Trajanova  M.,  Uhrin  A., 

Vikor  Z.  &  Weilbold  J.  2011:  Pre-Lower  Pannonian  model 

 horizon grid for Supra-Regional Area. Scale: 1:500,000. In: 

Maros  G.  (Ed.):  Summary  report  of  geological  models. 


TRANSENERGY — Transboundary Geothermal Energy 

Resources of Slovenia, Austria, Hungary and Slovakia. Final 

report.  GeoZS,  ŠGÚDŠ,  GBA,  MFGI, Ljubljana, Bratislava, 

Budapest, Vienna, 1–189.

Babinszki E., Sztanó O. & Magyari Á. 2003: Episodic deposition in 

the Kálla bay of Lake Pannon: sedimentology and trace fossils of 

Kálla Sand. Földtani Közlöny 133, 3, 363–382 (in Hungarian 

with English abstract).

Balázs A., Tőkés L. & Magyar I. 2015: 3D analysis of compaction 

related tectonic and stratigraphic features of the Late Miocene 

succession from the Pannonian Basin. 31


  IAS  Meeting  of 

 Sedimentology,  Abstract  Book, 52.

Balázs E., Barabás A., Bartkó L., Bérczi I., Gajdos I., Goda L., 

 Hajdú-Molnár K., Halmai J., Hámor G., Jámbor Á., Jámor-

Kness M., Kókay J., KonrádGy., Korpás L., Korpás-Hódi M., 

Madai L., Mátyás E., Mészáros L., Németh G., Nusser A., Pap S., 

Révész I., Rónai A., Somfai A., Szalay Á., Szentgyörgyi K., 

Széles M., Szokolai Gy. & Völgyi L. 1981: Geological excur-

sions in molasse areas of Hungary. Geological  Institute  of 

 Hungary, Budapest, 1–179.

Baranyi V., Magyar I., Kováč M., Görög A. & Kováčová M. 2014: 

Late Miocene (Pannonian) dinoflagellate biostratigraphy of the 

Danube  Basin  (western  Slovakia)  and  palaeoenvironmental 

 evolution of the northwestern realm of Lake Pannon based on 

palynological data. 9th European Palaeobotany­Palynology 

Conference, Padova, Italy, Abstract Book, 10–11.

Baráth I. & Kováč M. 1995: Sedimentology and paleogeography of 

the Pliocene Hron river delta in the Komjatice depression 

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

 (Danube Basin). Mineralia Slovaca 27, 4, 236–242.

Baráth  I.,  Fordinál  K.  &  Pipík  R.  1999:  Lacustrine  to  alluvial 

 sedimentary cyclicity (Pannonian zone E, Danube Basin). Geol. 

Carpath. 50Spec. Iss., 14–16.

Bardócz B., Bíró E., Dank V., Gajdos I., Mészáros L., Németh G. & 

Tormássy  I.  1987: The  Pannonian  s.  str.  formations  of Trans-

danubian basin areas. Annals  of  the  Geological  Institute  of 

 Hungary 69, 149–178 (in German).

Barna P., Starek D. & Pipík R. 2010: Middle Pannonian sublittoral 

ostracod fauna from the locality Sopron (Hungary). Geologické 

výzkumy na Moravě a ve Slezsku, Kenozoikum 17, 8–9.

Bartha  F.  1963:  Depouillement  biostratigraphique  de  la  faune 

 pannonienne superieure de la localite Läzi. Annual Report of the 

Hungarian Geological Institute of 1960, Budapest, 265–283.

Bartha I. R., Magyar I., Fodor L., Csillag, G., Lantos Z., Tőkés L. & 

Sztanó O. 2015: Late Miocene lacustrine deltaic deposit: 

 Integrated outcrop and well data from the junction of the Danube 

Basin and Gerecse Hills, Hungary. 31


 IAS Meeting of Sedimen­

tology Abstract Book, 54.

Biela A. 1978: Deep structural boreholes in covered areas of the inner 

Western Carpathians, 1


 part — Danube Lowland. Geologický 

Ústav  Dionýza  Štúra  (Slovak  State  Geological  Survey)

Bratislava, 1–224 (in Slovak).

Bielik M., Kováč M., Kučera I., Michalik P., Šujan M. & Hók J. 2002: 

Neo-Alpine  linear  density  boundaries  (faults)  detected  by 

 gravimetry.  Geol. Carpath. 53, 4, 235–244.

Böhme M., Winklhofer M. & Ilg A. 2011: Miocene precipitation in 

Europe: Temporal trends and spatial gradients. Palaeogeogr. 

Palaeoclimatol. Palaeoecol. 304, 3–4, 212–218.

Budai T. & Fodor L. (Eds.) 2008: Geology of the Vértes Hills Expla-

natory Book to the Geological Map of the Vértes Hills (1:50,000). 

Geological Institute of Hungary, Budapest, 1–368.

Budai T., Császár G., Csillag G., Dudko A., Koloszár L. & Majoros 

Gy. 1999: Geology of the Balaton Highlands. Explanatory Book 

to  the  Geological  Map  of  the  Balaton  Highlands  (1:50,000). 

Geological Institute of Hungary, Budapest, 1–257.

Buday T., Cicha I. & Hanzlíková E. 1967: Regional Geology of the 

ČSSR, Western Carpathians, 2


 part, 2


 volume. Ústřední ústav 

geologický, Praha, 1–652 (in Czech).

Császár G. (Ed.) 1997: Lithostratigraphic units of Hungary. Geolo­

gical Institute of Hungary, Budapest, 1–114 (in Hungarian).

Csillag G., Sztanó O., Magyar I. & Hámori Z. 2010: Stratigraphy of 

the Kálla Gravel in Tapolca Basin based on multi-electrode 

probing and well data. Földtani Közlöny  140,  2,  183–196  

(in Hungarian with English abstract).

Cziczer I., Magyar I., Pipik R., Boehme M., Coric S., Bakrac K., 

Sütő-Szentai M., Lantos M., Babinszki E. & Müller P. 2009: Life 

in the sublittoral zone of long-lived Lake Pannon: paleonto-

logical analysis of the Upper Miocene Szak Formation, Hungary. 

Int. J. Earth Sci. 98, 7, 1741–1766.

Fodor L. 1991: Evolution tectonique et paléo-champs de contrainte 

oligocène à quaternaire dans la zone de transition des Alpes 

 Orientales-Carpathes Occidentales: Formation et développement 

des bassins de Vienne et Nord-Pannoniens. Thèse de Doctorat 

(Ph.D.  thesis).  Université  P.  et  M.  Curie, Paris, 1–215 (in 


Fodor  L.  1995:  From  transpression  to  transtension:  Oligocene– 

Miocene structural evolution of the Vienna basin and the East 

Alpine–Western Carpathian junction. Tectonophysics 242, 1–2, 


Fodor L., Benkovics L., Gerner P., Magyari A., Palotás K. & Rosta É. 

1989:  Neogene  structural  geology  of  the  Sopron-Kismarton 

Basin.  Annual Meeting of the Geological Society of Hungary, 

Abstract volume, Sopron, 43 (in Hungarian).

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

 Tertiary tectonic evolution of the Pannonian Basin system and 

neighbouring orogens: a new synthesis of palaeostress data. 

Mediterranean Basins: Tertiary Extension within the Alpine 

Orogen 156, 295–334.

Fodor  L.,  Sztanó  O.,  Magyar  I.,  Törő  B.,  Uhrin A.,  Várkonyi A., 

 Csillag G., Kövér S., Lantos Z. & Tőkés L. 2013a: Late Miocene 

depositional units and syn-sedimentary deformation in the 

 western  Pannonian  basin,  Hungary.  In:  Schuster  R.  (Ed.):  



  Workshop  on  Alpine  Geological  Studies  &  7



Symposium on Fossil Algae. Abstracts & Field Guides. Berichte 

der Geologischen Bundesanstalt, Schladming, 33–34.

Fodor L., Uhrin A., Palotás K., Selmeczi I., Tóthné Makk Á., Riznar 

I., Trajanova M., Rifelj H., Jelen B., Budai T., Muráti J., 

 Koroknai  B.,  Mozetič  S.,  Nádor  A.  &  Lapanje  A.  2013b: 

 Geological and structural model of the Mura-Zala Basin and its 

rims as a basis for hydrogeological analysis. Annual Report 

 Geological Institute of Hungary, 2011, Budapest, 47–91.

Fordinál K. 1995: Bivalvia (Dreissenidae, Cardiidae) from the Upper 

Miocene sediments in Bratislava. Geologické práce 100, 27–36.

Fordinál K. & Elečko M. 2000: Ripňany Formation — a Sarmatian 

and Early Pannonian fresh water sedimentary assemblage of the 

Rišňovce depression. Mineralia Slovaca 32, 1, 46–55 (in Slovak 

with English abstract).

Fordinál K. & Nagy A. 1997: Hlavina member — marginal Upper 

Pannonian  sediments  of  the  Rišňovce  depression.  Mineralia 

 Slovaca 29, 6, 401–406 (in Slovak with English abstract).

Gábris G. & Nádor A. 2007: Long-term fluvial archives in Hungary: 

response of the Danube and Tisza rivers to tectonic movements 

and climatic changes during the Quaternary: a review and new 

synthesis. Quaternary Science Reviews 26, 22–24, 2758–2782.

Gajdos I., Pap S., Somfai A. & Völgyi L. 1983: Lithostratigraphy of  

Pannonian  (s.l.)  formation  of  the  Great  Hungarian  Plain. 

 Occasional Publications, Geological Institute of Hungar

y, 1–70


(in Hungarian).

Gasparik M. 2001: Neogene proboscidean remains from Hungary; an 

overview. Fragmenta Palaeontologica Hungarica 19, 61–77.

Gyalog L. & Budai T. (Eds.) 2004: Proposal for new lithostratigraphic 

units of Hungary. Annual  Report  Geological  Institute  of 

 Hungary,  2002, Budapest, 195–232.

Györfi I. 1992: The simple shear extensional model of the Pannonian 

basin. Terra Nova 4, Abstr. Suppl. 2, 1–26.

Halaváts J. 1925: Die oberpontische Molluskenfauna von Baltavár. 

Mitteilungen  aus  dem  Jahrbuche  der  kgl,  Ungarischen  Geo­

logischen Anstalt, 167–180.

Harangi Sz., Jankovics M. É., Sági T., Kiss B., Lukács R. & Soós I. 

2015: Origin and geodynamic relationships of the Late Miocene 

to Quaternary alkaline basalt volcanism in the Pannonian basin, 

eastern-central Europe. Int. J. Earth Sci. 104, 2007–2032.

Harangi  Sz.,  Vaselli  O.,  Tonarini  S.,  Szabó  Cs.,  Harangi  R.  & 

 Coradossi N. 1995: Petrogenesis of Neogene extension-related 

alkaline volcanic rocks of the Little Hungarian Plain Volcanic 

Field (Western Hungary). Acta Vulcanologica 7, 2, 173–187.

Hók J., Kováč M., Nagy A. & Šujan M. 1999: Geology and tectonics 

of the NE part of the Komjatice Depression. Slovak Geological 

Magazine 5, 3, 187–199.

Hók J., Kováč M., Pelech O., Pešková I., Vojtko R. & Králiková S. 

2016: The Alpine tectonic evolution of the Danube Basin and its 

northern periphery (southwestern Slovakia). Geol. Carpath. 67, 


Horváth F. 1995: Phases of compression during the evolution of the 

Pannonian basin and their bearing on hydrocarbon  exploration. 

Mar. Petrol. Geol. 12, 8, 837–844.

Horváth F., Musitz B., Balázs A., Végh A., Uhrin A., Nádor A., 

Koroknai B., Pap N., Tóth T. & Wórum G. 2015: Evolution of 

the Pannonian basin and its geothermal resources. Geothermics 

53, 328–352.

Hrušecký  I.  1999:  Central  part  of  the  Danube  Basin  in  Slovakia: 

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

 geophysical and geological model in regard to hydrocarbon 

prospection.  Exploration Geophysics, Remote Sensing and 

 Environment Spec. Iss. 6, 1, 2–55.

Jámbor Á. 1980: Pannonian formations of the Transdanubian Range. 

Annals  of  the  Geological  Institute  of  Hungary  62,  1–259  

(in Hungarian).

Jámbor  Á.  1989:  Review  of  the  geology  of  the  s.  l.  Pannonian 

 formations of Hungary. Acta Geol. Hungar. 32, 269–324.

Janáček J. 1971: Notes to tectonics of the Pliocene sequence in the 

central part of the Danube Lowland. Geologické práce, Správy 

55, 65–85 (in Slovak).

Joniak P. 2016: Upper Miocene rodents from Pezinok in the Danube 

Basin, Slovakia. Acta Geologica Slovaca 8, 1.

Juhász Gy. 1992: Pannonian (s.l.) lithostratigraphic units in the Great 

Hungarian Plain: distribution, fades and sedimentary environ-

ment.  Földtani Közlöny 122, 133–165 (in Hungarian with 

English abstract).

Juhász Gy. 1994: Comparison of the sedimentary sequences in Late 

Neogene subbasins in the Pannonian Basin, Hungary. Földtani 

Közlöny 124, 341–365 (bilingual Hungarian and English).

Juhász Gy. & Magyar I. 1992: Review and correlation of the Late 

Neogene (Pannonian s.l.) lithofacies and mollusc biofacies in the 

Great Plain, eastern Hungary. Földtani Közlöny 122, 167–194 

(in Hungarian with English abstract).

Juhász Gy., Pogácsás Gy., Magyar I. & Vakarcs G. 2007: Tectonic 

versus climatic control on the evolution of fluvio-deltaic systems 

in a lake basin, Eastern Pannonian Basin. Sediment. Geol. 202, 


Klučiar T., Kováč M., Vojtko R., Rybár S., Šujan M. & Králiková S. 

2016: The Hurbanovo–Diósjenő Fault: A crustal-scale weakness 

shear zone at the boundary of the Central Western Carpathians 

and Northern Pannonian Domain. Acta Geologica Slovaca 8, 1, 


Konečný V., Kováč M., Lexa J. & Šefara J. 2002: Neogene evolution 

of the Carpatho-Pannonian region: an interplay of subduction 

and back-arc diapiric uprise in the mantle. EGS Stephan Mueller 

Spec. Publ. 1, 105–123.

Kőrössy L. 1987: Hydrocarbon geology of the Little Plain in Hungary. 

Általános Földtani Szemle 22, 99–174 (in Hungarian).

Korpás-Hódi  M.  1983:  Palaeoecology  and  biostratigraphy  of  the 

 Pannonian mollusca fauna in the northern foreland of the Trans-

danubian Central Range. Annals of the Hungarian Geological 

Institute 66, 1–163.

Korpás-Hódi  M.  1992:  The  Pannonian  (s.l.)  molluscs  of  borehole 


section Szombathely II. Annual Report of the Hungarian 

 Geological  Institute  of  1990, 505–525 (In Hungarian with 

English abstract).

Kováč M. & Baráth I. 1996: Tectonic-sedimentary evolution of the 

Alpine-Carpathian-Pannonian junction zone during the  Miocene. 

Mineralia Slovaca 28, 1–11 (in Slovak with English summary).

Kováč  M.,  Holcová  K.  &  Nagymarosy  A.  1999:  Paleogeography, 

paleobathymetry and relative sea-level changes in the Danube 

Basin and adjacent areas. Geol. Carpath. 50, 4, 325–338.

Kováč  M.,  Baráth  I.,  Fordinál  K.,  Grigorovich A.S.,  Halásová  E., 

Hudáčková N., Joniak P., Sabol M., Slamková M., Sliva Ľ. & 

Vojtko R. 2006: Late Miocene to Early Pliocene sedimentary 

environments and climatic changes in the Alpine–Carpathian–

Pannonian junction area: A case study from the Danube Basin 

northern  margin  (Slovakia).  Palaeogeogr. Palaeoclimatol. 

Palaeoecol. 238, 1–4, 32–52.

Kováč  M.,  Andrejeva-Grigorovič  A.,  Baráth  I.,  Beláčková  K., 

 Fordinál K., Halásová E., Hók J., Hudáčková N., Chalupová B., 

Kováčová M., Sliva Ľ. & Šujan M. 2008: Lithology, sedimento-

logy and biostratigraphy of the ŠVM-1 Tajná borehole. Geo­

logické  práce,  Správy 114, 51–84 (in Slovak with English 


Kováč M., Synak R., Fordinál K. & Joniak P. 2010: Dominant events 

in the northern Danube Basin palaeogeography - a tool for 

 specification of the Upper Miocene and Pliocene stratigraphy. 

Acta Geologica Slovaca 2, 1, 23–35 (in Slovak).

Kováč M., Synak R., Fordinál K., Joniak P., Tóth C., Vojtko R., Nagy 

A.,  Baráth  I.,  Maglay  J.  &  Minár  J.  2011:  Late  Miocene  and 

 Pliocene history of the Danube Basin: Inferred from develop-

ment of depositional systems and timing of sedimentary facies 

changes. Geol. Carpath. 62, 6, 519–534.

Kováč M., Rybár S., Halásová E., Hudáčková N., Šarinová K., Šujan 

M., Baranyi V., Kováčová M., Ruman A., Klučiar T. & Zlinská 

A. in review: Changes in depositional environment, transport 

mechanism and sediment provenance: a case study from the 

Danube Basin. Basin Research.

Kovács G., Fodor L., Kövér S., Molnár G., Raáb, D., Telbisz T. & 

Timár G. 2015: Verification of Late Miocene to Quaternary 

structural control on landforms: a case study with compre-

hensive methodology from a low hilly area (western Pannonian 

Basin). Austrian J. Earth Sci. 108, 2, 82–104.

Kronome B., Baráth I., Nagy A., Uhrin A., Maros G., Berka R. & 

Černák R. 2014: Geological model of the Danube Basin; trans-

boundary correlation of geological and geophysical data. Slovak 

Geological Magazine 14, 2, 17–35.

Kuthan M., Biely A., Brestenská E., Brlay A., Krist E., Kullman E. & 

Mazúr E. 1963: Explanations to the General geological map of 

ČSSR 1:200,000, M-34-XXX Nitra. Geofond, Bratislava, 7–171.

Lankreijer  A.,  Kováč  M.,  Cloetingh  S.,  Pitoňák  P.,  Hlôška  M.  & 

 Biermann C. 1995: Quantitative subsidence analysis and  forward 

modelling of the Vienna and Danube basins: thin-skinned versus 

thick-skinned extension. Tectonophysics 252, 1–4, 433–451.

Magyar  I.  1988:  Mollusc  fauna  and  flora  of  the  Pannonian  quartz 

sandstone at Mindszentkálla, Hungary. Annales Universitatis 

Scientiarum Budapestinensis de Rolando Eötvös Nominatae, 

Sectio Geologica 28, 209–222.

Magyar I. 2010. The paleogeography and environmental conditions in 

the Late Miocene. GeoLitera, Szeged, 1–140.

Magyar I. & Geary D. H. 2012: Biostratigraphy in a Late Neogene 

Caspian-Type Lacustrine Basin: Lake Pannon, Hungary. 


In: Baganz O. W., Bartov Y., Bohacs K., & Nummedal D. (Eds.): 

Lacustrine sandstone reservoirs and hydrocarbon systems. 

AAPG Memoir 95, 255–264.

Magyar  I.,  Müller  P.,  Geary  D.H.,  Sanders  H.C.  &  Tari  G.  2000: 

 Diachronous deposits of Lake Pannon in the Kisalföld basin 

reflect basin and mollusc evolution. Abhandlungen der Geo­

logischen Bundesanstalt 56, 669–678.

Magyar I., Juhász G., Szuromi-Korecz A. & Sütő-Szentai M. 2004: 

The Tótkomlós Calcareous Marl Member of the Lake Pannon 

sedimentary sequence in the Battonya-Pusztaföldvár region, SE 

Hungary.  Földtani Közlöny 133, 521–540 (in Hungarian with 

English abstract).

Magyar I., Lantos M., Ujszaszi K. & Kordos L. 2007: Magnetostrati-

graphic, seismic and biostratigraphic correlations of the Upper 

Miocene sediments in the northwestern Pannonian Basin 

 System.  Geol. Carpath. 58, 3, 277–290.

Magyar I., Radivojević D., Sztanó O., Synak R., Ujszászi K. & Pócsik 

M. 2013: Progradation of the paleo-Danube shelf margin across 

the Pannonian Basin during the Late Miocene and Early 

 Pliocene.  Global Planet. Change 103, 168–173.

Majcin  D.,  Bilčík  D.  &  Klučiar  T.  2015:  Thermal  state  of  the 

 lithosphere in the Danube Basin and its relation to tectonics. 

Contrib. Geophys. Geodesy 45, 3, 193–218.

Marko F. 2012: Cenozoic stress field and faulting at the northern 

 margin  of  the  Danube  Basin  (Western  Carpathians,  Slovakia). 

Mineralia Slovaca 44, 213–230.

Marko F., Plašienka D. & Fodor L. 1995: Meso-Cenozoic tectonic 

stress fields within the Alpine-Carpathian transition zone: 


background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

a review. Geol. Carpath. 46, 1, 19–27.

Martin U., Németh K., Auer A. & Breitkreuz C. 2003: Mio-Pliocene 

phreatomagmatic volcanism in a fluvio-lacustrine basin in 

 western  Hungary.  Geolines 15, 84–90.

Mattick R.E., Teleki P.G., Phillips R.L., Clayton J.L., Dávid G., 

Pogácsás Gy., Bardócz B. & Simon E. 1996: Structure, strati-

graphy, and petroleum geology of the Little Plain basin, north-

western Hungary. AAPG Bulletin 80, 11, 1780–1800.

Mostafavi  M.  1978:  Die  Neogenenwicklung  am  Nordrand  des 

 Oberpullendorfer  Beckens  (Burgenland).  Mitt. Ges. Geol. 

 Berbaustud 25, 111–143.

Mucsi M. & Révész I. 1975: Neogene evolution of the southeastern 

part of the Great Hungarian Plain on the basis of sedimentological 

investigations. Acta Mineralogica­Petrographica 22, 29–49.

Nagy A.,  Fordinál  K.,  Brzobohatý  R.,  Uher  P.  &  Raková  J.  1995: 

Upper Miocene from SE margin of the Malé Karpaty Mts. (well 

Ma-1, Bratislava). Mineralia Slovaca 27, 113–132 (in Slovak).

Nagy E. 2005: Palynological evidence for Neogene climatic change 

in Hungary. Ocassional  Papers  of  the  Geological  Institute  of 

Hungary 205, 1–120.

Pandolfi L., Gasparik M. & Magyar I. 2016: Rhinocerotidae from the 

Upper Miocene deposits of the Western Pannonian Basin 

 (Hungary): implications for migration routes and biogeography. 

Geol. Carpath. 67, 1, 69–82.

Priechodská Z. & Harčár J. 1988: Explanation to Geological Map of 

the North-Eastern Part of the Podunajská Nížina Lowland, Scale 

1:50,000.  Geologický  Ústav  Dionýza  Štúra  (Slovak  State 

 Geological  Survey), Bratislava, 1–114 (in Slovak).

Rosta  É.  1993:  Gilbert-type  delta  in  the  Sarmatian-Pannonian 

 sediments, Sopron, NW-Hungary. Földtani Közlöny 123, 2,  

167–193 (in Hungarian with English abstract).

Royden L., Horváth F., Nagymarosy A. & Stegena L. 1983: Evolution 

of the Pannonian basin system. 2. Subsidence and thermal 

 history.  Tectonics 2, 1, 91–137.

Rybár  S.,  Halásová  E.,  Hudáčková  N.,  Kováč  M.,  Kováčová  M., 

 Šarinová K. & Šujan M. 2015: Biostratigraphy, sedimentology 

and paleoenvironments of the northern Danube Basin: Ratkovce 

1 well case study. Geol. Carpath. 66, 1, 51–67.

Sacchi  M.,  Horváth  F.  &  Magyari  O.  1999:  Role  of  unconformity -

bounded units in the stratigraphy of the continental record:  

a case study from the Late Miocene of the western Pannonian 

Basin, Hungary. Geol. Soc., London, Spec. Publ. 156, 1, 


Schmid P. & Tari G. 2015: The Pannonian Basin in Austria. Guide-

book for geological excursion organised by ÖMV for AAPG 

Student Chapters, Manuscript. ÖMV Austria,


Sipos-Benkő K., Márton E., Fodor L. & Pethe M. 2014: An integrated 

magnetic  susceptibility  anisotropy  (AMS)  and  structural 



logical study on Cenozoic clay-rich sediments from 


the Transdanubian Range. Central European Geology 57, 1, 


Steininger F.F., Seneš J., Kleemann K. & Rögl F. 1985: Neogene of 

the Mediterranean Tethys and Paratethys. Institute of Paleonto­

logy, University of Vienna, 1–189.

Strausz 1942: Das Pannon des mittleren Westungarns. Annals hist.­

nat. Mus. nat. hung. 35, 1–102.

Sütő-Szentai  M.  1991:  Organic-walled  microplankton  zones  in  the 

Pannonian succession of Hungary. New data on zonation and 

dinoflagellate evolution. Discussiones Palaeontologicae 36–37, 


Šujan M., Braucher R., Kováč M., Bourlès D.L., Rybár S., Guillou V. 

& Hudáčková N. 2016: Application of the authigenic 10Be/9Be 

dating method to Late Miocene–Pliocene sequences in the 

 northern Danube Basin (Pannonian Basin System): Confirmation 

of heterochronous evolution of sedimentary environments. 

Global Planet. Change 137, 35–53.

Synak R. 2013: Depositional environments and sequence stratigraphy 

of the Upper Miocene sediments in the Danube Basin. PhD. 

 ThesisComenius University, Bratislava, 1–118. (in Slovak).

Szádeczky-Kardoss  E.  1938:  Geologie  der  rumpfungarländischen 

Kleinen Tiefebene. Röttig­Romwalter, Sopron, 1–444.

Szilaj  R.,  Szónoky  M.,  Müller  P.,  Geary  D.H.,  Magyar  I.  1999: 

 Stratigraphy, paleoecology, and paleogeography of the  “Congeria 

ungulacaprae  beds”  (= Lymnocardium ponticum  Zone)  in  NW 

Hungary: study of the Dáka outcrop. Acta Geol. Hungarica 42, 


Sztanó O. & Magyar I. 2007: Deltaic parasequences on gamma logs, 

ultra-high resolution seismic images and outcrops of Lake 

 Pannon  deposits.  Joannea  Geologie  und  Palaeontologie  9, 


Sztanó  O.,  Magyari  A.  &  Tóth  P.  2010:  Gilbert-type  delta  in  the 

 Pannonian Kálla Gravel near tapolca, Hungary. Földtani Közlöny 

140, 2, 167–181 (in Hungarian with English abstract).

Sztanó O., Magyar I., Szónoky M., Lantos M., Müller P., Lenkey L., 

Katona  L.  &  Csillag  G.  2013a:  Tihany  Formation  in  the 

 surroundings of Lake Balaton: Type locality, depositional setting 

and stratigraphy. Földtani Közlöny 143, 1, 73–98 (in Hungarian 

with English abstract).

Sztanó O., Szafián P., Magyar I., Horányi A., Bada G., Hughes D.W., 

Hoyer D.L., Wallis R.J. 2013b: Aggradation and progradation 

controlled clinothems and deep-water sand delivery model in the 

Neogene Lake Pannon, Makó Trough, Pannonian Basin, SE 

Hungary. Global Planet. Change 103, 149–167.

Tari G. 1994: Alpine tectonics of the Pannonian Basin. PhD. Thesis, 

Rice University, Houston, 1–501.

Tari G. 1996: Neoalpine tectonics of the Danube Basin (NW Panno-

nian  Basin,  Hungary).  In:  Ziegler  P.A.  &  Horváth  F.  (Eds.): 

 Peri-Tethys Memoir 2: Structure and prospects of Alpine basins 

and forelands. Mémoires  du  Muséum  national  d’Histoire 

naturelle, 439–454.

Tari G., Horvath F. & Rumpler J. 1992: Styles of Extension in the 

Pannonian Basin. Tectonophysics 208, 1–3, 203–219.

Tóth C. 2010: Paleoecology and diversity of Neogene proboscibeans 

(Proboscidea, Mammalia) from the Slovak part of the Western 

Carpathians area depending on climatic changes and biotic 

 interactions.  Mineralia Slovaca 42, 4, 439–452.

Tóth  P.,  Szafián  P.  &  Sztanó  O.  2010:  Three-dimensional  GPR 

 imaging of a Gilbert-type delta: a case study from the Late 

 Miocene Lake Pannon, Hungary. Földtani Közlöny 140,  235–250 

(in Hungarian with English abstract).

Törő B., Sztanó O. & Fodor L. 2012: Inherited and syndepositional 

structural control on the evolution of the slope of Lake Pannon, 

Northern Somogy, Hungary. Földtani Közlöny  142,  339–356   

(in Hungarian with English abstract).

Uhrin A. 2011: Water-level changes and their causes in some sub-

basins of the Late Miocene Lake Pannon (PhD Thesis). Eötvös 

Loránd University, Budapest, 1–127 (in Hungarian with English 


Uhrin  A.  &  Sztanó  O.  2007:  Reconstruction  of  Pliocene  fluvial 

 c hannels feeding Lake Pannon (Gödöllő Hills, Hungary). Geol. 

Carpath. 58, 291–300.

Uhrin A. & Sztanó O. 2012: Water-level changes and their effect on 

deepwater sand accumulation in a lacustrine system: a case study 

from the Late Miocene of western Pannonian Basin, Hungary. 

Int. J. Earth Sci. 101, 5, 1427–1440.

Uhrin A., Magyar I. & Sztanó O. 2009: Control of the Late Neogene 

(Pannonian s.l.) sedimentation by basement deformation in the 

Zala Basin. Földtani Közlöny  139,  3,  273–282  (in  Hungarian 

with English abstract).

Uhrin A., Sztanó O., Csillag G. & Hámori Z. 2011: Reconstruction of 

Late Miocene–Pliocene rivers in south-eastern foreland of the 

Vértes Hills. Földtani Közlöny 141, 4, 363–381 (in Hungarian 

background image




, 2016, 67, 6, 525 – 542

with English abstract).

Vass D. 2002: Lithostratigraphy of Western Carpathians: Neogene 

and Buda Paleogene. GÚDŠ, Bratislava, 1–200 (in Slovak).

Vass  D.,  Pereszlényi  M.,  Kováč  M.  &  Král  M.  1990:  Out-line  of 

 Danube Basin geology. Földtani Közlöny 120, 193–214.

Vendel M. 1973: Skizze des geologischen Aufbaues der Stadt Sopron 

und  ihrer  Umgebung  (W-Ungarn).  Geological  Institute  of 

 Hungary, Budapest, 1–28.

Vojtko R.,Marko F., Preusser F., Madarás J. & Kováčová M. 2011: 

Late Quaternary fault activity in the Western Carpathians: 

 evidence from the Vikartovce Fault (Slovakia). Geol. Carpath. 

62, 6, 563–574.

Zelenka T., Balázs E., Balogh K., Kiss J., Kozák M., Nemesi L., 

 Pécskay Z., Püspöki Z., Ravasz Cs., Széky-Fux V. & Újfalussy A. 

2004: Buried Neogene volcanic structures in Hungary. Acta 

Geol. Hungarica 47, 2–3, 177–219.