GEOLOGICA CARPATHICA

, OCTOBER 2019, 70, 5, 386–404

doi: 10.2478/geoca-2019-0022

www.geologicacarpathica.com

New 

40

Ar/

39

Ar, fission track and sedimentological data  

on a middle Miocene tuff occurring in the Vienna Basin: 

Implications for the north-western Central Paratethys region

SAMUEL RYBÁR

1, 



, KATARÍNA ŠARINOVÁ

2

, KARIN SANT

3

, KLAUDIA F. KUIPER

4

,  

MARIANNA KOVÁČOVÁ

1

, RASTISLAV VOJTKO

1

, MARTIN K. REISER

5,7

, KLEMENT FORDINÁL

6

, 

VASILIS TEODORIDIS

8

, PETRONELA NOVÁKOVÁ

1

 and TOMÁŠ VLČEK

1

 

1

Department of Geology and Paleontology, Comenius University in Bratislava, Mlynská dolina, Ilkovičova 6, 842 15 Bratislava, Slovakia; 

 

samuelrybar3@gmail.com

2

Department of Mineralogy and Petrology, Comenius University in Bratislava, Mlynská dolina, Ilkovičova 6, 842 15 Bratislava, Slovakia

3

Paleomagnetic Laboratory Fort Hoofddijk, Utrecht University, Budapestlaan 4, Utrecht,

 

Netherlands

4

Vrije Universiteit Amsterdam, Department of Earth Sciences, Faculty of Science, De Boelelaan 1085, 1081HV Amsterdam, Netherlands

5

Department of Geology, University of Innsbruck, Innrain 52f, 6020 Innsbruck, Austria

6

State Geological Institute of Dionýz Štúr, Mlynská dolina 1, 817 04 Bratislava, Slovakia

 

7

Geologische Bundesanstalt, Neulinggasse 38, 1030 Wien, Austria

8

Department of Biology and Environmental Studies, Charles University, M. Rettigové 4, 116 39 Prague, Czech Republic

(Manuscript received July 30, 2018; accepted in revised form September 18, 2019)

Abstract: The Kuchyňa tuff is found on the Eastern margin of the Vienna Basin and was formed by felsic volcanism.  

The Ar/Ar single grain sanidine method was applied and resulted in an age of 15.23 ± 0.04 Ma, which can be interpreted 

as  the  age  of  the  eruption.  The  obtained  numerical  age  is  in  accordance  with  the  subtropical  climate  inferred  by   

the presence of fossil leaves that originated in an evergreen broadleaved forest.  Furthermore, the described volcanism was 

connected with the syn-rift stage of the back-arc Pannonian Basin system. The sedimentological data from the underlying 

sandy mudstones indicate alluvial environment what confirms terrestrial conditions during deposition. Moreover, the tuff 

deposition probably occurred shortly before the Badenian transgression of the Central Paratethys Sea. 

Key words: 

40

Ar/

39

Ar dating, fission track, Vienna Basin, middle Miocene.

Introduction

The  analyzed  Kuchyňa  tuff  (Šimon  et  al.  2009)  was  found 

during geological mapping of Cenozoic sediments in the Vienna 

Basin (Lat:  48.396428°, Lon:  17.164325°; Fig. 1). The out-

crop is localized in a wall of a deep scour and it is the only 

known tuff section in this region. The total thickness of the tuff 

was estimated as 30 cm (Fordinál et al. 2010). This tuff was 

originally described as fine-grained and composed of plagio-

clase, biotite, quartz, orthopyroxene, apatite, ilmenite and tita-

nomagnetite together with vesiculated rhyolitic vitroclasts in 

clay  matrix  (Šimon  et  al.  2009).  The  tuff  also  contains  

fossil leaf imprints, determined as Daphnogene polymorpha, 

Juglans sp., Dicotylophyllum sp., ?Salix varians, ?Ampelopsis 

sp., ?Quercus sp. and Lauraceae indet. (Fordinál et al. 2010). 

The recent excavations concentrated on this unique tuff, 

with  the  ambition  to  extract  additional  information  about  

the extent of the middle Miocene volcanic activity in the 

Carpathian–Pannonian Region. The main aim of this paper is 

to provide radiometric age data using the 

40

Ar/

39

Ar and fission 

track  (FT)  methods  supplemented  by  paleobotanical  data. 

Such age data in combination with information about chemi-

cal composition should enable a better understanding of  

the tectono-sedimentary evolution of the Vienna Basin. 

 

In addition, the age of the Kuchyňa tuff will allow stratigraphic 

calibration of the determined paleoecological conditions. 

Moreover, the tuff will serve as a chronostratigraphical marker 

within the NW Pannonian Basin system. 

Geological setting

The  study  area  extends  in  the  Kuchyňa  highland  at  the 

boundary  between  the  Vienna  Basin  and  the  Malé  Karpaty 

Mountains (Western Carpathian mountain range). The geolo-

gical structure of the Malé Karpaty Mts. is divided into several 

tectonic units of Paleozoic to Mezozoic age. In the study area 

only Mesozoic sedimentary units are present (Fig. 1; Polák et 

al. 2012; Fordinál et al. 2012a). The Vienna Basin started its 

evolution in the early Miocene as a piggy back basin and later 

(middle and late Miocene) evolved into a forearc basin (Kováč 

2000; Vass 2002; Fordinál et al. 2012a). The Miocene infill of 

the Vienna Basin in the study area is assigned to the Devínska 

Nová Ves Fm. (Fordinál et al. 2012a; Fig. 1). This formation is 

represented by breccias and conglomerates, rusty coloured to 

spotty clays, coaly clays, lignite beds, non-calcareous sands 

387

NEW AGE DATA FROM THE MIDDLE MIOCENE TUFFS, VIENNA BASIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

and tuffs. The Devínska Nová Ves Fm. is either of middle 

Badenian age (late Langhian; Fordinál et al. 2010, 2012a), or 

of early Badenian age (Langhian) sense Kováč et al. (2007, 

2018; Fig. 1). The paleoenvironment was described as terres-

trial, alluvial to deltaic (Fordinál et al. 2010, 2012a; Polák et 

al. 2012). The formation is rarely overlain by conglomerates, 

gravels and mudstones of late Badenian age (Studienka Fm.; 

Fordinál et al. 2012a). 

The middle Miocene volcanic fields in this region are con-

nected to the rifting of back-arc basins in the north part of the 

Panonian Basin system (e.g. Kováč 2000; Konečný & Lexa 

2002; Konečný et al. 2002b). The nearest volcanic centres are 

buried in the neighbouring Danube Basin (e.g., Hrušecký 1999; 

Kronome et al. 2014; Rybár et al. 2016).  These centres were 

not dated radiometrically, except for the Rusovce volcanic 

centre,  which  was  dated  to  16.2 ± 0.5  Ma  (Kantor  1987)  by 

using the whole rock K/Ar method. All of these centres are 

overlain  by  Badenian  sediments  (Miháliková  1962;  Gaža 

1966; Bondarenková 1980; Rybár et al. 2016), except for the 

Pásztori volcanic centre which is of middle to late Miocene 

age (Harangi et al. 1995). Moreover in the north-western part 

of the Danube Basin, several tuff horizons were dated biostra-

tigraphically to the early Badenian (NN5; Rybár et al. 2016; 

Csibri et al. 2018). To the East, in the Central Slovak Volcanic 

field  (Lexa  et  al.  2010),  the  volcanic  activity  starts  with 

numerous volcanic centres located in shallow water conditions 

Fig. 1. Location map of the study area: a — location within the Pannonian Basin System; VB — Vienna Basin, SB — Styrian Basin, the red 

arrow indicates position of the study area; b — schematized geological map of the study area after Fordinál et al. (2012b); c — integrated 

Miocene chronostratigraphy.

388

RYBÁR et al.

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

(Neresnica, Vinica fms.). Their radiometric dating varies from 

16.5–16  Ma  (Konečný  in  Konečný  et  al.  1998)  to  15  Ma 

(Chernyshev et al. 2013). The activity continued with evolu-

tion of volcanoes and stratovolcanoes (Konečný et al. 1998). 

The nearest exposed volcanic centre in the vicinity is the 

Štiavnica stratovolcano, which was active from ~15 to 11 Ma 

not  counting  the  alkali  basalt  volcanism  (Chernyshev  et  al. 

2013). Within the exposed volcanic centres the Börzsöny and 

Visegrád Mts. have to be mentioned, since they were active 

from  16.5  to  13.5  Ma  (Karátson  et  al.  2000,  2007).  In  the 

Vienna Basin volcanic centres are missing, and only rare tuff 

horizons were described at the base of the Jakubov Fm. (Sant 

et al. in press).

Methods

Sedimentology and paleobotany

The outcrop was manually excavated to expose the full sec-

tion in the forest scour. To provide more insight, the section 

was  cleaned  by  palette  knifes  and  brushes.  The  lithofacies 

abbreviations were modified from Németh & Martin (2007) 

and Miall (2006).  Leaves were described using the current 

terminology  published  by Ash  et  al.  (1999)  and  Ellis  et  al. 

(2009).

Petrology and chemistry

For grain-size analysis thin sections were used, and grain 

dimensions were measured by metric scale. Measurements of 

fine vitroclasts were not possible due to alteration. Therefore 

only grains above 0.25 mm were labelled and their percen tage 

was  determined  by  image  analysis  using  QuickPHOTO-

MICRO 3.1 (Comenius University in Bratislava). Image ana-

lysis  of  macro  samples  was  used  for  determination  of  the 

lapilly  content.  Mineral  composition  was  analyzed  under 

polarizing microscope and under the Cameca SX 100 micro-

probe  (State  Geological  Institute  of  Dionýz  Štúr).  Minerals 

were measured using WDS analysis with accelerating voltage 

15 keV, probe current 20 nA with a beam width of 10 µm.  

The beam width of 2 µm was used on microlitic minerals in 

lithoclasts. All vitroclasts were measured under 2 conditions: 

probe current 3 nA (Na, K, Si) and 10 nA (other elements) for 

elimination of mobile element loss. Raw analyses were recal-

culated to weight percent of oxide using the ZAF correction. 

Other  minerals  were  determined  by  EDAX  analyses.  Four 

whole  rocks  samples  were  selected  from  different  levels  of  

the  section  (Fig.  2).  Samples  were  send  to  Bureau  Veritas 

mine ral laboratories (Canada, Vancouver). Samples were pul-

verized and prepared for analysis by Lithium Borate Fusion. 

Major elements were analyzed by ICP-ES, and trace elements 

by ICP-MS. X-ray analysis was performed by using the Bruker 

D8 Advance (Earth Science Institute of SAS), with measure-

ment  parameters:  CuKα  radiation  generated  by  40  kV  and  

40  mA,  iris:  0.3°–6  mm–0.2062°,  primary  and  secondary 

Sollers iris: 2.5°; step: ≈ 0.02 °2θ;  time/step: 1.25 and 0.8 s, 

interval: 2–65 °2θ. Diffracted radiation was sensed by a posi-

tionally  sensitive  detector  SSD  160  working  in  1D  regime. 

Powdered whole rock samples and oriented slides from <2 and 

<0.2 μm fractions were analyzed. Separation was done accor-

ding to Jackson (1975). Oriented slides were analyzed in two 

states:  natural  state  (Ca  form)  and  following  an  ethylene  

glycol saturation (8 hours at 60 °C).

40

Ar / 

39

Ar dating

Approximately  a  2  kg  ash  sample  was  processed  at  the 

Mineral Separation facility of the Earth Sciences Department 

at the VU University Amsterdam to separate sanidine and bio-

tite from the Kuchyňa tuff for 

40

Ar/

39

Ar dating. First, the sam-

ple was crushed into ~1 cm

3

 pieces, disintegrated in a diluted 

calgon solution with a Robot Coupe blixer 4 v.v., treated in an 

ultrasonic bath, and wet sieved into a fraction between 150 

and 500 μm. K-feldspar (sanidine) grains were isolated from 

the 2.54–2.59 g/cm

3

 density fraction (using di-iodomethane) 

and further purified by using magnetic separation over the 

Frantz isodynamic separator and cleaned by a 10 minute ultra-

sonic HNO

3

 bath (subsequently rinsed with distilled water). 

The most transparent, inclusion free sanidine grains from  

the  250–500  μm  fraction  were  handpicked  under  an  optical 

microscope.  Biotite  was  extracted  from  the  density  fraction  

>3.00 g/cm

3

 and cleaned in an ultrasonic bath. The thickest, 

most angular hexagonal biotite crystals without visible inclu-

sions  were  handpicked  under  an  optical  microscope  in  the 

200–400 μm fraction. 

The selected mineral separates were packed in 6 mm ID AI 

packages,  loaded  together  with  Fish  Canyon  Tuff  sanidine 

(FCs)  standards  in  25  mm  ID Al  cups  and  irradiated  at  the 

Oregon State University TRIGA reactor in the cadmium 

shielded  CLICIT  facility  for  18  hours  (irradiation  code 

VU107). 

40

Ar/

39

Ar analyses were then carried out at the geo-

chronology laboratory of the VU University, Amsterdam, on 

an ARGUS VI

+

 noble gas mass spectrometer. 

Single grain fusions were performed on 17 sanidine grains 

and  5  biotite  grains  in  June  2017. Ages  are  calculated  with 

Min  et  al.  (2000)  decay  constants,  atmospheric  air  value 

298.56  (Lee  et  al.  2006)  and  28.201± 0.022  Ma  for  FCs  

(Kuiper et al. 2008). The correction factors for neutron inter-

ference  reactions  are  (2.64 ± 0.02)×10

-4

  for  (

36

Ar/

37

Ar)

Ca

,  

(6.73 ± 0.04)×10

-4

  for  (

39

Ar/

37

Ar)

Ca

,  (1.21 ± 0.003)×10

-2

 for 

(

38

Ar/

39

Ar)

K

 and (8.6 ± 0.7)×10

-4

 for (

40

Ar/

39

Ar)

K

. Data analysis 

and  age  calculations  were  performed  in ArArCalc  software 

(Koppers  2002).  All  errors  are  quoted  at  the  2σ  level  and 

include all analytical errors. All relevant analytical data for 

age calculations can be found in the online supplementary 

material.

FT dating

A  5  kg  rock  sample  was  crushed  and  sieved  (<315  μm). 

Apatite and zircon mineral concentrates were produced using 

389

NEW AGE DATA FROM THE MIDDLE MIOCENE TUFFS, VIENNA BASIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

the Wilfley table, a Frantz magnetic separator and conven-

tional heavy liquid methods. Handpicking under an optical 

microscope was the final stage for apatite and zircon separa-

tion to provide pure concentrates. Final sample preparation 

and analysis of fission track (FT) samples was carried out at 

the University of Innsbruck. Mineral separates were mounted 

in epoxy resin (apatite) and PFA®Teflon (zircon) was ground, 

and  polished  with  a  series  of  polishing  papers  going  from 

1200, 1000, 9, 6 and 3 μm to provide a clear surface. Apatites 

for  age  determination  were  etched  for  40  seconds  at  21 °C 

with  6.5 %  nitric  acid;  zircon  mounts  3–6  h  at  235  °C  in  

a NaOH–KOH eutectic melt to reveal spontaneous tracks 

(Fleischer  &  Price  1964).  Two  U-free  muscovite  detectors 

were sealed against the polished and etched surfaces (external 

detector method; Gleadow & Duddy 1981). 

For irradiation the samples were sent to the FRM II research 

reactor  in  Garching,  Germany.  Two  dosimeter  glasses  of 

known  uranium  content,  CN1  (for  zircon)  and  CN5  (for 

Fig. 2. a — Lithological column of the studied section; b — studied outcrop. The white line indicates the base of the tuff. The white T shaped 

lines highlight the angular contact.

390

RYBÁR et al.

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

apatite), were included to determine the neutron flux during 

irradiation  (Hurford  &  Green  1983).  After  irradiation,  the 

external mica detectors of samples and dosimeter glasses were 

etched  in  40 %  hydrofluoric  acid  at  21 °C  for  40  minutes. 

Tracks in apatites, zircons, and mica detectors were counted 

using  a  Zeiss Axio  Imager A1m  microscope  equipped  with  

an  AUTOSCAN  stage  (analyst:  M.  Reiser).  FT  ages  were 

determined  using  the  Zeta  calibration  approach  (Hurford  & 

Green  1983),  with  ζ = 318 ± 27  for  apatite  (dosimeter  glass 

CN-5) and ζ = 130 ± 10 for zircon (CN-1 dosimeter). They are 

reported as central ages (Galbraith & Laslett 1993) with a 1σ 

error.

 

FT etch-pit diameters (Dpar) were measured to estimate 

the compositional influence on fission-track annealing (Carlson 

et al. 1999). Ages were calculated using the TRACKKEY pro-

gram, version 4.2.g (Dunkl 2002). A central age is given for 

samples  that  pass  the  Chi-square  test  (P > 5 %;  Galbraith 

1981).  The  partial  annealing  zone  for  apatite  FT  (APAZ) 

ranges from 60 to 120 °C (e.g., Green et al. 1986; Green & 

Duddy  1989;  Gallagher  et  al.  1998)  with  a  mean  effective 

 closure temperature of 110 ±10°C (Gleadow & Duddy 1981). 

For the interpretation of zircon FT data, this study used a zir-

con partial annealing zone (ZPAZ) between 200 and 300 °C 

(cf. Tagami & O’Sullivan 2005).

Results

Sedimentology 

The Kuchyňa section starts with thinly laminated or mas-

sive, muddy sandstones 

of  pale  brown  to  yellow  colour

  

(Figs.  2,  3).    No  signs  of  traction  transport  were  observed.  

The content of 

rhizoids 

and wood fragments

 is high, but leaves 

are not present in this level.

 Moreover, no marine, brackish or 

fresh water macrofauna was found. Foraminifers and calca-

reous  nanofossils  are  also  absent  and  the  sediments  show  

no  signs  of  bioturbation.  A  brick-red  to  brown  coloured,  

~ 8 cm thick clay layer is present on top of the sandy mud-

stones (Fig. 3f). above an angular contact between the muddy 

sandstones and tuffs is observed. The muddy sandstones  

show an average strike of 216° and dip of 78° and the over-

lying  tuff  layers  display  an  average  strike  of  267°  and  dip  

of 36.5°. 

The total tuff thickness reaches ~ 97 cm which is more than 

the formerly measured 30 cm (Šimon et al. 2009).  The tuff is 

overlain by recent soil and by deluvial muddy conglomerate, 

so the total thickness of this tuff might probably be even larger. 

Spherical weathering (exfoliation) has been observed. In a few 

cases the tuff is cut by fissures filled with reddish mudstone. 

These discontinuities seem to be almost perpendicular to  

the bedding planes. A specific feature of the Kuchyňa tuff is 

the high abundance of leaves and wood fragments, which are 

more than 12.5 cm long. 

The tuff consists of at least eight discontinuous parallel beds 

with no interbeds of non-volcanic material. Due to the poor 

preservation and high degree of fragmentation, description of 

structures is difficult. The thickness of the individual tuff beds 

ranges from 5 to 20 cm. The lowermost tuff bed contains two 

visibly  graded  intervals  (1–2  cm  thick),  which  range  from 

coarse to medium grained ash based on visually observed 

grain size characteristics. Rare accretionary lapilli have been 

observed.  The  second  bed  shows  gradation  and  abundant 

leaves. The bed starts with coarse grained ash and passes to 

fine grained ash. The following beds are composed of massive 

medium to fine grained ash with abundant leaves at the lower 

bed boundary. The leaves also occur within the bed and are 

often plastically deformed. The n

ext bed yields matrix to

 

clast 

supported accretionary lapilli (Fig. 2 n.5; Fig. 3). The accre-

tionary lapilli are often poorly recognizable macroscopically, 

especially in dry samples.  They are composed of internally 

massive  ash  aggregates  with  a  thin  finer-grained  outer  rim 

(Fig. 3a, b, d). Based on their structure they can be defined as 

coated  ash  pellets  or  accretionary  pellets  (after  Thordarson 

2004; modified by Brown et al. 2010, 2012).

 

The lapilli are 

often elliptical in shape and 3–6 mm long (rarely up to 16 mm 

long;  Fig.  3b, d). 

They are deformed in the central part of  

the layer, while the base and top of the bed yield undeformed 

lapilli.

 

These deformed lapilli highlight a plastic deformation 

of  the  bed  (Fig.  3d). 

The  bed  is  cut  by  fissures  filled  with 

sandy grains. A massive medium to fine grained ash bed fol-

lows. The section ends with layers that yield abundant admix-

ture of rounded non-volcanic granule to pebble size clasts and 

plant fragments (Fig. 2 n.6–8; Fig. 3c). 

The fossil leave association originally described by Fordinál 

et al. (2010) is completed by newly discovered species like: 

Quercus cf. drymeia and Trigonobalanopsis rhamnoides.

 

 

Petrography

The Kuchyňa tuff layers can be microscopically described 

as  crystallo–vitroclastic  tuff  with  a  little  admixture  of  non- 

volcanic  lithoclasts. The  basal  tuff  layers  contain  8.7–13  % 

particles above 0.25 mm in size (Table 1), which mostly con-

sist of pumice fragments. The following layers are composed 

of fine tuffs (97–99 % of the clasts are smaller than 0.25 mm). 

About  50  cm  above  the  red  clay  layer  a  lapilly  tuff  with  

29–38 % of accretionary lapilli occurs (Fig. 2). This layer is 

covered by a fine tuff (97 % of the clasts are under 0.25 mm). 

In the upper part

 (85 cm and higher), the fine tuffs contain 

admixture of ca. 5 % of nonvolcanic lithic clasts, which are 

often larger than 2 mm in diameter. 

Pumice fragments and glass shards are dominant in the tuff 

composition (Fig. 4). The vitroclasts can be divided into two 

types.  One  type  is  composed  of  volcanic  glass  with  rough 

boun daries. These volcanic glass shards of rhyolitic compo-

sition (Table 2, Fig. 5b) are often vesiculated or Y-shaped and 

form the majority of the vitroclasts. However, the total sum  

of oxides is low (92 wt. %; Table 2) and indicates alteration. 

The very fine particles and highly vesiculated pumice frag-

ments were altered into clay minerals. The remaining vitro-

clasts are less frequent, microlithic and slightly altered 

 

(Fig. 4a–b). 

391

NEW AGE DATA FROM THE MIDDLE MIOCENE TUFFS, VIENNA BASIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

Fig. 3. Outcrop pictures: a — detail of the tuff layer with accretionary lapilli; b — tuff layer with deformed accretionary lapilli; c — tuff layer 

with lithoclasts; d — synsedimentary folded accretionary lapilli, the black dashed line marks the presumed folding; e — contact layer between 

sandy mudstones and the Kuchyňa tuff, also note the exfoliation in the tuff; f — detail onto individual layers of the section; g — underlying 

sandy mudstone with rhizoliths. For other abbreviations see Fig. 2.

392

RYBÁR et al.

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

The crystalloclasts are composed of plagioclase, sanidine, 

biotite, amphibole, quartz and small amounts of pyroxene, 

apatite, zircon, rutile and rare monazite. Some crystalloclasts 

with remnants of adhering glass have been found (Fig. 4a). 

Crystalloclasts do not show zonality and their shape is hypi-

diomorphic  with  marks  of  fragmentation  in  the  solid  state. 

Among the feldspars, plagioclase crystalloclasts are dominant 

and sanidine is less frequent. The chemical composition of 

plagioclase varies in the range An

37–52

, but a crystalloclast of 

An

79 

was also found (Table 3, Fig. 6a). The chemical composi-

tion of sanidine crystalloclasts and composition of sanidine 

crystals  with  adhering  volcanic  glass  (Fig.  4a)  varies  from 

Or

62–65 

to Or

73–74

  (Table  4,  Fig.  6a).  In  addition,  all  sanidine 

crystalloclasts contain 0.022–0.039 apfu of Ba. Amphibole 

crystalloclasts  are  green  to  brown-green  in  colour  and  rela-

tively small. They are pargasite to magnesio-horblende in 

composition  (Table  5,  Fig.  6b).  Long,  tabular  biotites  are 

annite in composition (Table 5). Decay along cleavage planes 

is documented by thin zones of different colours in the BSE 

image (Fig. 4c). Some biotite crystalloclasts are bent and/or 

frayed. Beside relatively fresh and large biotites, some altered 

sagenitic biotite and sagenitic textures have also been 

observed.  However,  based  on  the  pre sence  of  non-volcanic 

lithoclasts  composed  of  quartz  (Qz)  and  altered  biotite  (Bt) 

with  sagenite  inclusions  (Bt  para gneiss),  these  sagenitized 

biotites are interpreted as non-volcanic in origin. Both ortho-

pyroxene (enstatite) and clinopyroxene (augite) crystalloclasts 

(Table  5)  are  also  present.  The  rest  of  adhering  microlithic 

groundmass on the edge of an Opx crystalloclast (Fig. 4d) is 

formed by plagioclase with An

63

,

 

Opx and ilmenite. However, 

opx microliths did not reach the size required for the probe 

measurement. The volcanic lithoclasts are extremely rare, due 

to the fine grain size of the tuff.

The non-volcanic lithoclasts without any thermal effect are 

composed of biotite paragneiss (Fig. 7a), cherts/felsites, low-

grade  metapelites  such  as  Qz–mica  shale/phyllite  (Fig.  7b), 

carbonate shale and rare sandstones. The metasediment clasts 

contain zircon, quartz, albite and mica (Fig. 4f). Polycrystal-

line quartz is also non-volcanic in origin. Given the purpose of 

the paper, a lithoclast composed of quartz, biotite, monazite 

and feldspar was also analyzed (Fig. 4e). The feldspar compo-

sition in the lithoclasts is between sanidine and anorthoclase 

(Fig.  6a)  and  they  do  not  contain  Ba 

(Table 4). However, these feldspars are 

around  15  µm  in  size  and,  therefore, 

could not affect the 

40

Ar/

39

Ar dating 

(Fig. 4e). 

The Kuchyňa tuff  also contains clay 

minerals as products of alteration of 

glass. X-ray analysis documented 

 

a large portion of amorphous volcanic 

glass, which is characterized by wide 

diffusion reflex between 16 to 30 °2θ. 

In both clay fractions smectite domina-

tes (Fig. 7c). Values d(060) =1.4969 Å 

are characteristic for dioctahedral 

forms of smectite. The chemical composition of the clays best 

corresponds to montmorillonite, but the sum of oxide is very 

low (Table 2). Moreover, halloysite was also identified. Pow-

dered, whole rock samples confirmed the presence of smec-

tite, plagioclase, biotite, quartz, crystobalite and ilmentite.

Due to alteration, the whole rock chemical composition is 

influenced by alkali loss. So it must be interpreted carefully 

mainly in regard to the major oxides. Based on whole rock 

analyses, the Kuchyňa tuff belongs to the calc–alkaline series 

of the peraluminous type. The Zr/Y ratio (7.5–10.3; Table 2) 

also  indicates  affinity  to  the  calc–alkaline  series  (Barret  & 

MacLean 1994).  Based on the TAS diagram (Le Bas et al. 

1986)  the  tuff  is  rhyolite  to  dacite  in  composition  (Fig.  5b,  

Table  2).  However,  a  high  content  of  volatile  components 

(LOI  13.9–9.3  %)  and  alteration  to  clay  mineral  excludes  

the use of the TAS diagram. Samples are displayed in a clas-

sification  diagram  based  on  trace  elements  (Pearce  1996;  

Fig.  5a)  in  the  trachyte  to  rhyolite/dacite  field.  The  CIPW 

 calculation  (Table  6)  also  indicates  rhyolitic  composition. 

Discrimination based on Co–Th (Fig. 5c; Hastie et al. 2007), 

and K

2

O–SiO

2

 (Fig. 5d; Peccerillo & Taylor 1976) indicates 

rhyodacite rocks of high-K calc–alkaline series. The Kuchyňa 

tuff  shows  an  Eu  anomaly  of  0.59,  high  LREE  content  

(Table  2),  depletion  in  P,  Nb,  Ta,  Ti  and  enrichment  in  Pb  

(Fig. 5e, f). The

 

Eu anomaly of 0.59 indicates plagioclase frac-

tionation during magma evolution. The LREE/HREE ratio 

indicates a possible garnet fractionation. 

40

Ar/

39

Ar dating results

The majority of single grain fusion feldspar measurements 

yield high radiogenic 

40

Ar  values  (> 90 % 

40

Ar*),  and,  thus, 

relatively low amounts of atmospheric 

36

Ar, indicating a mini-

mal impact of potential alteration of the dated mineral (ESM. 1). 

The 

37

Ar values are for most samples between 0.3 and 2.2 fA. 

High 

37

Ar values reflect high Ca-content pointing to plagio-

clase instead of sanidine (K-feldspar). Plagioclase can result in 

lower quality age determinations than sanidine because of its 

low K content. Incorporation of excess argon will have large 

effects on the measurements and may result in overestimated 

ages (McDougall & Harrison 1999). Moreover, neutron inter-

ference corrections are more substantial for plagioclase (due 

Depth (cm over tuff base)

10

20

25

40

70

85

95

45–60

Layer

n.1

n.2b

n.2a

n.3–4

n.6

n.7

n.8

n.5*

Fraction (mm)

%

%

%

%

%

%

%

%

> 2

4.34

1.64

29–38

1–2 

2.02

0.19

1.98

0.5–1

3.68

2.76

0.19

0.70

0.52

0.43

2.34

0.25–0.5

2.98

10.40

0.60

2.24

2.24

2.84

1.75

˂ 0.25

91.32

86.85

99.20

97.06

97.25

92.19

92.30

61–71

Grains above 0.25 mm (%)

8.68

13.16

0.79

2.94

2.76

7.80

7.71

acc.

Vitroclasts & pumice

6.43

10.42

0.66

1.94

1.77

2.32

1.66

lapilli

Crystalloclasts

2.00

2.41

0.13

0.83

0.56

0.80

0.53

Lithoclasts

0.25

0.33

0.00

0.17

0.43

4.68

5.52

Table 1: Grain size composition of the Kuchyňa tuff and modal analysis of clasts larger than 

0.25 mm in diameter.

393

NEW AGE DATA FROM THE MIDDLE MIOCENE TUFFS, VIENNA BASIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

to the 

40

Ca (n, nα)

36

Ar and 

42

Ca(n,α), 

39

Ar reactions during irra-

diation) yielding larger analytical uncertainties (McDougall & 

Harrison 1999). Therefore, only the most reliable grains with 

40

Ar >90 % and 

37

Ar <1.5 fA are considered for the age deter-

mination. These generally yield the highest measured values 

of 

40

Ar. The  weighted  mean  age  (assumed  to  be  the  age  of  

the  volcanic  eruption)  is  based  on  the  youngest  grains  that 

define a plateau and the data are included as long as the mean 

weighted  standard  deviation  (MWSD)  is  < statistical  T-test  

at  a  confidence  level  of  p5 %.  The  mean  weighted  age  is 

15.23 ± 0.04 Ma (n = 3; Fig. 8). The full range of the reliable 

sanidine grains is 15.22 ± 0.02 Ma to 15.40 ± 0.01 Ma.

The small set (n = 5) of single grain biotite measurements is 

characterized by low 

40

Ar* values, pointing to alteration for 

Fig. 4. Kuchyňa tuffs in BSE images: a — crystalloclast of sanidine with adhering glass (analysis 4 core, analysis 5 rim); b — sanidine crys-

talloclast (analysis 1 core, analysis 2 rim); c — biotite crystalloclast (analysis 22); d — orthopyroxene crystalloclast (analysis 31) with adhering 

microlithic glass; e — granitoid/gneiss lithoclast composed of Kfs (analysis 6+7), Qz, Bt and Mnz; f — metapelite lithoclast composed of Ab, 

Qz, Ser and Zr.

394

RYBÁR et al.

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

most of the samples. Moreover, they generally yielded lower 

beam intensities (< 90 fA) of 

40

Ar than the Kuchyna tuff, so  

the results are less precise. The most reliable biotite analysis 

(067_VU107)  with 

40

Ar*  of  74 %  yields  an  age  of  15.05 ±  

0.12 Ma, and might be close to the eruption age (Fig. 8).

FT results

The measured apatite grains are predominantly tabular and 

prismatic crystals or crystal fragments. D

par 

(average etch pit 

diameter) measurements indicate a fluorine dominated apatite 

composition (D

par

< 2.0 µm). Presence of fluorapatite was also 

confirmed by the microprobe (Table 5). However, no correla-

tion between age and composition has been observed. Based 

on  mesurement  of  24  grains  an  age  of  14.5 ± 2.8  Ma  was 

obtained  (Table  7).  It  should  be  noted  that  several  grains 

exhibit  very  low  track  densities  (average  Ns < 2  per  grain). 

After including these grains in the calculation the resulting 

ages will be younger (12.1 ± 2.3 Ma; Table 7). Zircon FT ana-

lyses based on 15 grains yields a central age of 13.7 ± 1.2 Ma 

(Table 7). Controversially to their respective closure tempera-

tures, the zircon age is younger than the apatite age, but they 

still overlap within their respective error bars.

Discussion

Age of the Kuchyňa tuff

The juvenile origin of sanidine is documented by the pre-

sence of adhering glass on the rim of the crystalloclasts  

(Fig.  4a). The 15.23 ± 0.04  Ma  plateau age of  sanidine is  in 

accordance  with  the  assignment  of  the  Devínska  Nová  Ves 

Fm. to the middle Badenian (Langhian; Fordinál et al. 2010, 

Analyse

Whole rock

Glass shards

Clay

Sample

n-1

n-3

n-4

n-5

anal.

38

39

1/19

2/19

3/19

4/19

5/19

anal.

40

 41

SiO

2

%

56.68

59.21

65.12

64.08

SiO

2

71.38

71.78

72.94

73.23

72.14

72.72

69.31

SiO

2

27.56

28.09

TiO

2

0.25

0.15

0.12

0.23

TiO

2

0.05

0.06

0.09

0.08

0.02

0.06

0.06

TiO

2

0.05

0.04

Al

2

O

3

18.12

17.00

14.55

15.52

Al

2

O

3

11.64

11.49

11.59

11.55

11.76

11.44

12.05

Al

2

O

3

12.85

13.92

Fe

2

O

3

3.22

2.93

2.77

2.44

FeO

0.65

0.86

1.03

0.99

0.72

0.96

0.81

*Fe

2

O

3

*1.38

*1.44

Cr

2

O

3

n.d.

n.d.

n.d.

0.002

Cr

2

O

3

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.00

Cr

2

O

3

0.02

0.02

MgO

2.04

1.57

1.42

1.36

MgO

0.01

0.03

0.06

0.07

0.06

0.08

0.04

MgO

0.48

0.78

MnO

0.05

0.05

0.04

0.04

MnO

0.06

0.05

0.12

0.04

0.00

0.00

0.10

MnO

0.00

0.00

CaO

2.34

1.56

1.52

1.80

CaO

0.64

0.80

1.01

1.05

0.77

0.98

0.80

NiO

0.02

0.00

Na

2

O

1.35

1.25

1.34

1.59

NiO

0.00

0.01

0.00

0.01

0.03

0.01

0.00

CaO

0.61

0.62

K

2

O

1.78

2.49

3.40

3.43

Na

2

O

2.94

3.32

3.07

3.03

2.99

3.13

3.33

K

2

O

0.11

0.14

P

2

O

5

0.06

0.03

0.03

0.06

K

2

O

4.70

4.30

3.89

4.19

4.76

4.04

4.50

Na

2

O

0.02

0.05

LOI

13.9

13.6

9.5

9.3

P

2

O

5

0.00

0.01

0.00

0.03

0.02

0.02

0.04

Cl

0.56

0.51

sum

99.89

99.92

99.81

99.85

SO

3

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.02

0.00

F

0.00

0.00

C

tot

0.22

0.18

0.02

0.17

Cl

0.07

0.05

0.10

0.10

0.10

0.09

0.09

Tot

43.66

45.61

S

tot

n.d.

n.d.

n.d.

n.d.

Tot

92.14

92.75

93.93

94.39

93.37

93.56

91.13 Si

7.536

7.365

Sc

ppm

5

3

3

4

Tot-Cl

92.13

92.74

93.90

94.36

93.35

93.54

91.11

T

Al

0.464

0.635

Ba

759

908

788

693

Sum

8.000

8.000

Co

2.8

2.6

3.6

2.3

Al

3.677

3.664

Cs

3.7

3.6

4

5

Ti

0.011

0.008

Ga

18.0

16.2

15.4

14.8

Fe

3+

0.189

0.190

Hf

5.1

4.3

3.7

4.3

Mg

0.195

0.304

Nb

17.9

16.2

14.5

14.4

Mn

0.000

0.000

Rb

70.3

76.2

104.3

106.8

Cr

0.004

0.004

Sr

125.7

81.5

89.2

105.7

Ni

0.004

0.000

Ta

1.6

2.0

1.6

1.4

sum

4.082

4.171

Th

23.2

23.6

18.9

18.2

Ca

0.178

0.175

U

2.4

3.5

4.1

4.1

K

0.040

0.047

V

21

15

9

21

Na

0.012

0.023

Zr

175.1

125.4

114.0

132.4

sum

0.230

0.245

Y

16.9

14.4

13.9

17.7

La

37.7

27.2

26.8

34.3

Ce

68.0

51.2

43.7

56.5

Pr

6.81

5.01

5.30

6.43

Nd

22.4

16.2

18.0

20.9

Sm

3.79

2.89

3.06

3.76

Eu

0.72

0.51

0.54

0.70

Gd

3.07

2.47

2.56

3.45

Tb

0.49

0.39

0.43

0.54

Dy

2.94

2.22

2.68

3.15

Ho

0.53

0.47

0.49

0.64

Er

1.63

1.35

1.67

1.97

Tm

0.25

0.21

0.23

0.31

Yb

1.65

1.48

1.57

2.18

Lu

0.27

0.23

0.29

0.33

Eu/Eu*

0.645

0.584

0.588

0.592

La/Yb

16.39

13.18

11.60

10.69

Zr/Y

10.36

8.71

8.20

7.48

Table 2: Whole rock chemical composition of tuffs together with probe analysis of glass shards and indicative probe analyses of clay matrix 

*

Fe

2

O

3

, was recalculated from FeO. Clay minerals were normalized to 44 total cation charges, to balance O

20

(OH)

4

 and all Fe was considered 

as Fe

3+

. Analyses of clay minerals must be taken as informative, because the thin sections were not prepared and measured with respect to clay 

minerals.

395

NEW AGE DATA FROM THE MIDDLE MIOCENE TUFFS, VIENNA BASIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

Fig. 5. Chemical composition of the Kuchyňa tuff. Note that the major element diagrams are only illustrative, because of the low oxide sum in 

the Kuchyňa tuff (see Table 2). Analyses were recalculated to 100 % free of volatiles before plotting in b and d diagrams. Comparative samples 

taken from: Börzsöny–Visegrád region — Harangi et al. 1995; Karátson et al. 2000, 2007; Demjén Unit — Lukács et al. 2018; CSVF (Central 

Slovak volcanic field) — Harangi et al. 1995; Konečný et al. 1995, 1998; Chernyshev et al. 2013; Danube Basin — Šarinová (personal data 

from tuffs occurring within the NN5 zone). a — Pearce (1996) diagram; b — TAS diagram (Le Bas et al. 1986); c — discrimination based on 

Co–Th (Hastie et al. 2007), IAT — island arc tholeiite; CA — calc–alkaline; H-K — high-K calc–alkaline; SHO — shoshonite; d —  discri-

mination  based  on  major  oxides  (Peccerillo  &  Taylor  1976),  I:  tholeiite  series,  II:  calc-alkaline  series,  III:  high-K  calc–alkaline  series,  

IV: shoshonite series; e — Chondrite-normalized REE distribution (after McDonough & Sun 1995); f — primitive mantle-normalized multi- 

element diagram (normalizing values after Sun & McDonough 1989).

396

RYBÁR et al.

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

2012a; Polák et al. 2012) or to the early Badenian sense Kováč 

et al. (2007, 2018; Fig. 1c). 

The results of AFT data are put in question due to the pre-

sence  of  apatites  with  no  tracks  (Table  7).  If  the  age  value 

gained from apatites without tracks is excluded, the AFT indi-

cates an age of 14.5 ± 2.8 Ma. This is roughly consistent with 

the sanidine age data, taking into account the error bars. 

However, zircon FT analyses yielded an age of 13.7 ± 1.2 Ma 

which is younger than the 

40

Ar/

39

Ar sanidine age. The younger 

zircon age cannot be interpreted as a later thermal overprint 

because the closing temperature for zircon FT is higher than 

the closing temperature for apatite FT and sanidine. The small 

number of the measured zircon grains may account for the 

larger errors in the results. 

These results are not fully compatible. But, if the sanidine is 

really juvenile, the Ar/Ar single grain age data are prioritized. 

Additionally, a tuffite horizon overlaid by the Jakubov Fm. 

(younger than 14.6 Ma based on Orbulina suturalis) was found 

in the Bernhardsthal-4 well, in the NE Vienna Basin (Sant et 

al. in press). Based on Ar/Ar dating of biotite, the tuf fite from 

Bernhardsthal-4 well yields an age range of ~15–16 Ma, what 

is  in  accordance  with  the  age  of  the  Kuchyňa  tuff.  Other 

 supporting argument for the middle Miocene age is the occur-

rence of Trigonobalanopsis rhamnoides. Since  Trigono ­

balanopsis rhamnoides is absent in the late Miocene of the 

northern parts of the Paratethys region (Kovar-Eder & Hably 

2006), the presence of the taxon indicates a close relation to 

the early and middle Miocene plant record in the Paratethys 

realm. The tuff age points to the fact that the Badenian trans-

gression did not reach the area sooner than around 15 Ma, 

what is in accordance with the general setting for this region 

(e.g., Sant et al. 2017).  

Depositional setting

Based on the floral assemblages determined by Fordinál et 

al. (2010) together with the new findings of this work, it is 

possible to interpret climatic conditions during the time of tuff 

deposition. Fossil leaves of Quercus cf. drymeia, Lauraceae 

gen. et sp. indet., Trigonobalanopsis rhamnoides document 

subtropical,  humid  continental  conditions  with  hinterland  

and lowland evergreen broadleaved forests. The presence of 

Fig. 6. a — Feldspar classification diagram; b — Amphibole classification diagrams (Hawthorne et al. 2012).

Analyse

3

17

18

19

20

21

36

Comment

clast

clast

clast

clast

clast

clast

microlith

SiO

2

56.73

57.12

59.15

47.38

55.06

55.20

54.47

Al

2

O

3

27.31

26.50

25.22

33.32

28.03

27.47

27.72

SrO

0.09

0.05

0.03

0.08

0.09

0.09

0.04

FeO

0.18

0.24

0.27

0.23

0.38

0.24

0.90

MgO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.37

CaO

9.61

9.04

7.75

16.61

10.81

9.88

11.96

Na

2

O

6.13

6.21

6.85

2.26

5.21

5.69

3.63

K

2

O

0.32

0.36

0.51

0.08

0.31

0.33

0.35

Total

100.36 99.52

99.78

99.94

99.90

98.90

99.45

Si

2.544

2.578

2.652

2.179

2.490

2.516

2.478

Al

1.443

1.410

1.333

1.806

1.494

1.476

1.486

Sr

0.002

0.001

0.001

0.002

0.002

0.002

0.001

Fe

0.007

0.009

0.010

0.009

0.014

0.009

0.034

Mg

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.025

Ca

0.462

0.437

0.372

0.818

0.524

0.482

0.583

Na

0.533

0.543

0.596

0.202

0.457

0.503

0.320

K

0.019

0.021

0.029

0.005

0.018

0.019

0.020

Cat sum

5.010

4.999

4.994

5.021

5.000

5.007

4.949

Or %

1.83

2.05

2.95

0.44

1.77

1.89

2.22

Ab %

52.61

54.28

59.74

19.69

45.76

50.09

34.66

An %

45.56

43.67

37.32

79.87

52.47

48.01

63.12

Table 3:  Composition  of  plagioclase.  Chemical  composition  was 

 calculated based on 8 oxygens.

397

NEW AGE DATA FROM THE MIDDLE MIOCENE TUFFS, VIENNA BASIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

ripa rian  forests  and  coastal  swamps  is  indicated  by  azonal 

vegetation  (e.g.  Salix).  The  preserved  root  trace  fossils  in  

the under lying sandy mudstones, as well as the high content of 

leaves within the tuff, confirms that the area was overgrown 

by land plants before the tuff deposition.

The presence of elliptical ash accretionary pellets indicated 

syn-depositional deformation from a wet landing or gliding. 

Consequently, post-depositional deformation under the load of 

the overlying sediments is out of question. Wet landing is typi-

cal for fall deposits in terrestrial environment (e.g., Brown et 

al. 2010, 2012; Eaton & Wilson 2013).  This is consistent with 

the original interpretation of the Kuchyňa tuff as an ash-fall 

deposit (Šimon et al. 2009) and with the assumed terrestrial 

environment of the Devínska Nová Ves Fm. (Fordinál et al. 

2010, 2012a; Polák et al. 2012). However, deformation of ash 

pellets (Fig. 3d) can be also linked with gliding of the tuff in  

a plastic state. Sliding of wet, freshly deposited tuff is sup-

ported by various deformations of fossil leaves inside the ash 

layers. Some movement can also be interpreted based on  

the angular discontinuity between the underlying muddy sand-

stones and the tuffs (Fig. 2). The overall tilt of the layers may 

be  caused  by  a  nearby  normal  fault  that  was  active  before 

deposition of the tuff.  

The admixture of nonvolcanic, rounded granule to pebble 

size  clasts  in  the  upper  part  of  the  tuff  indicate  rainwash 

 conditions,  which  caused  some  reworking  at  the  end  of  the 

process.  Since  the  ~ 30  cm  thick  upper  part  is  reworked 

 (epiclastic) the total thickness needs to be reduced to ~ 70 cm. 

The non-volcanic admixture is only partially compatible with 

Devínska  Nová  Ves  Fm.  conglomerates  (Vass  et  al.  1988; 

Fordinál  et  al.  2010)  and  documents  surface  exposure  of  

the biotite paragneisses in the vicinity.

Origin of the tuff

Due to the poor outcropping conditions and high level of 

fracturing of the section it is very difficult to interpret the ori-

ginal bedding features. The presence of an original bedding 

plane is supported by leaf accumulation at the base of some 

beds. The fact that the tuff does not contain any interlayer of 

non-volcanic  material  points  to  a  deposit  which  originated 

from a single eruption event. Detected grain size variation 

indicates decrease in intensity of volcanic activity during this 

time. The clast supported accretionary lapilli bed (n.5, Fig. 2) 

and graded intervals indicate ash-fall. Large, complexly laye-

red accretionary lapilli or fractured aggregates typical for 

pyro clastic  density  flows  (e.g.,  Brown  et  al.  2010,  2012;  

Eaton & Wilson 2013) have not been observed. Additionally, 

the presence of ash pellets (accretionary lapilli) points to wet 

conditions within the eruption cloud. This can be caused by 

phreatomagmatic eruptions or by presence of rain moisture. 

However,  phreatomagmatic  eruptions,  caused  by  contact  of 

magma and water saturated sediments, typically generate acci-

dental  clasts  (clast  of  surrounding  sediments;  White  1996; 

Németh & Martin 2007) and in the Kuchyňa tuff, the portion 

of  accidental  clasts  is  very  low,  and  nonvolcanic  clasts  are 

metamorphic  in  origin  (gneisses).  Therefore,  based  on  the 

thickness  together  with  the  ash-fall  origin,  and  composition 

(dominance  glass  shards  and  one  layer  of  clast  supported 

lapilli tuff), the Kuchyňa tuff was most likely derived from  

a Plinian type (phreato-Plinian) eruption. In this case, forma-

tion of ash pellets was probably caused by presence of rain 

clouds typical for the determined subtropical humid climate. 

A relative proximity to the volcanic centre can also be 

deduced from grain size of accretionary pellets that are more 

Table 4: Composition of K-feldspar. Chemical composition was calculated based on 8 oxygens.

Analyse

1

2

4

5

8

9

10

11

12

13

14

15

16

6

7

N. crystal

1core

1rim

2core

2rim

3core

3rim

4

5

6

7

8

9

10

11

12

Position

clast

clast

clast

clast

clast

clast

clast

clast

clast

clast

clast

clast

clast

lithoclast lithoclast

SiO

2

64.05

64.21

64.73

64.56

64.09

64.30

64.51

65.19

64.12

64.14

65.17

64.69

64.17

66.55

66.33

Al

2

O

3

20.47

20.11

20.43

20.64

20.23

20.12

20.34

20.33

20.47

20.45

20.41

20.47

20.28

20.82

21.77

FeO

0.10

0.13

0.13

0.10

0.11

0.13

0.27

0.08

0.05

0.12

0.14

0.11

0.11

0.17

0.19

MgO

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.03

0.00

BaO

2.13

2.10

1.37

1.30

1.88

2.02

1.53

1.22

2.16

2.14

1.76

1.27

1.87

0.15

0.15

CaO

0.14

0.15

0.19

0.22

0.15

0.16

0.14

0.23

0.17

0.19

0.20

0.15

0.18

1.05

1.98

Na

2

O

2.78

2.77

3.93

4.03

2.68

2.77

2.81

3.64

2.81

2.74

3.72

2.75

2.73

5.66

7.44

K

2

O

11.89

11.92

10.78

10.38

12.06

12.05

12.20

10.85

11.96

11.94

10.85

12.30

12.21

7.25

4.05

Total

101.57

101.40

101.56

101.23

101.19

101.54

101.79

101.55

101.73

101.73

102.25

101.73

101.56

101.69

101.91

Si

2.917

2.929

2.924

2.918

2.926

2.929

2.925

2.937

2.917

2.918

2.930

2.927

2.922

2.935

2.895

Al

1.099

1.081

1.088

1.100

1.088

1.080

1.087

1.079

1.097

1.097

1.081

1.091

1.089

1.082

1.120

Fe

0.004

0.005

0.005

0.004

0.004

0.005

0.010

0.003

0.002

0.005

0.005

0.004

0.004

0.006

0.007

Mg

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.002

0.000

Ba

0.038

0.038

0.024

0.023

0.034

0.036

0.027

0.022

0.039

0.038

0.031

0.023

0.033

0.003

0.003

Ca

0.007

0.007

0.009

0.011

0.007

0.008

0.007

0.011

0.008

0.009

0.010

0.007

0.009

0.049

0.092

Na

0.245

0.245

0.345

0.353

0.237

0.244

0.247

0.318

0.248

0.241

0.324

0.241

0.241

0.484

0.630

K

0.691

0.694

0.621

0.599

0.702

0.701

0.706

0.623

0.694

0.693

0.622

0.710

0.709

0.408

0.226

Cat sum

5.002

5.000

5.015

5.008

4.999

5.003

5.008

4.994

5.005

5.001

5.003

5.003

5.009

4.970

4.973

Or %

73.28

73.32

63.70

62.21

74.14

73.55

73.57

65.41

73.08

73.45

65.09

74.12

73.93

43.30

23.79

Ab %

26.01

25.92

35.34

36.69

25.07

25.64

25.71

33.40

26.07

25.58

33.91

25.14

25.14

51.44

66.46

An %

0.72

0.76

0.96

1.10

0.78

0.80

0.72

1.18

0.85

0.97

0.99

0.74

0.94

5.26

9.75

398

RYBÁR et al.

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

than 5 mm in diameter. This usually indicates deposition in  

a radius of 10s of km from the source (Brown et al. 2012). 

Only in the case of extremely large eruptions can the pellets be 

deposited at a distance larger than 100 km.

The characterization of the parental magma is difficult, 

because the Kuchyňa tuff contains high proportions of slightly 

altered volcanic glass and its actual composition is also  

influenced by segregation during transportation and depo-

sition. The monocrystalline quartz, plagioclase, sanidine, 

non-altered biotite, amphibole and vitroclasts of the first type 

(microlithe  free)  can  be  considered  juvenile.  The  crystallo-

clasts of Px and basic plagioclase (An

79

) together with micro-

lithic glass can be sourced from the magma chamber or may 

have been incorporated during explosions, from older volca-

nic rocks. Based on the results of chemical analyses, presence 

of sanidine crystalloclasts and based on plagioclase composi-

tion (An

37–52

), the Kuchyňa tuff can be diagnosed as high-K 

calk–alkaline  rhyodacite  (Fig.  5).  Higher  LREE  content, 

depletion  in  P,  Nb, Ta, Ti  and  enrichment  in  Pb  (Fig.  5e, f)  

is  typical  for  subduction  related  magmas  (Bailey  1981).  

The K

2

O–Rb ratio as well as the values of Rb, Ba, Pb, La, Zr, 

Hf,  K/La,  La/Y,  Zr/Y,  Hf/Yb,  Ni/Co,  Sc/Ni  (Table  2)  show 

affinity to the Andean arc type volcanism (thick continental 

margins;  Bailey  1981).  These  signatures  are  typical  for  the 

Western Segment of the Carpathian–Pannonian region (e.g., 

Konečný et al. 1995, 1998, 2002; Karátson et al. 2000, 2007; 

Seghedi et al. 2004), where volcanic activity in the Badenian 

is  linked  with  subduction  related  back-arc  extension,  for 

example, with the syn-rift stage of the Pannonian Basin sys-

tem (e.g., Seghedi et al. 2004; Kováč et al. 2007). In this case, 

subduction-induced, mantle-derived magmas were affected by 

long-term  fluid  and  sediment  contamination  as  well  as  by 

 mixing of crustal melts with mantle-derived magmas (Seghedi 

et al. 2004; Harangi & Lenkey 2007). Based on these facts,  

the  origin  of  the  Kuchyňa  tuff  must  be  somewhere  within  

the Western segment of the Pannonian Basin System.

If the source area really is in the Western segment of the 

Pannonian Basins, the Kuchyňa tuff must have been transport 

from the East towards the West. This is in accordance with 

findings of Lukács et al. (2018) from the Bükkalja Volcanic 

Field. Moreover, similar interpretations about the Pannonian 

source (based on the 

143

Nd/

144

Nd ratio) which indicates East to 

West  transport  of  silicic  tuffs  (16.1–14.5  Ma),  comes  from  

the  Upper  Freshwater  Molasse  in  Germany  (Rocholl  et  al. 

2008; Aziz et al. 2010).

Table 5: Composition of mafic minerals and apatite. Chemical composition of amphiboles was calculated after Hawthorne et al. (2012) using 

the Excel spreadsheet by Locock (2014). Composition of pyroxene was calculated based on 6 oxygens. Content of Fe

3+

 was calculated from 

stechiometry after Droop (1987). Biotite was normalized to a 22 cation charges after Rieder et al. (1998). Apatite was calculated based on 26 anions.

amphibole

apatite

biotite

pyroxene

Analyse

25

26

27

33

6/19

7/19

23

24

30

31

34

32

29

Formula

Prg

Prg

Prg

Mg-

Hbl

fluorapatite

Ann

Ann

Ann

En

En

Aug

Aug

SiO

2

43.62

42.84

44.18

44.42 P

2

O

5

41.77

40.73 SiO

2

35.86

35.54

36.12 SiO

2

51.19

53.88

52.44

52.11

TiO

2

2.39

2.32

2.68

2.19

SiO

2

0.28

0.27

TiO

2

3.81

4.42

4.35

TiO

2

0.11

0.31

0.51

0.48

Al

2

O

3

10.67

10.11

10.57

9.51

UO

2

0.03

0.02

Al

2

O

3

13.47

13.75

13.98 Al

2

O

3

0.89

1.27

1.70

1.86

Cr

2

O

3

0.02

0.02

0.00

0.00

ThO

2

0.04

0.00

Cr

2

O

3

0.01

0.00

0.00

Cr

2

O

3

0.00

0.01

0.02

0.00

MnO

0.23

0.58

0.19

0.24

Al

2

O

3

0.03

0.03

MnO

0.31

0.23

0.18

MnO

0.85

0.50

0.33

0.27

FeO

14.07

18.57

13.39

16.42 La

2

O

3

0.07

0.05

FeO

23.30

22.87

22.85 FeO

27.64

18.61

9.98

9.30

MgO

12.68

9.52

13.19

11.29 Ce

2

O

3

0.39

0.34

MgO

7.71

8.38

8.25

MgO

17.32

23.84

14.32

14.50

CaO

11.10

10.90

11.45

10.72 Y

2

O

3

0.17

0.06

CaO

0.24

0.06

0.07

CaO

1.27

1.51

20.37

20.88

Na

2

O

2.01

2.01

1.98

1.84

MnO

0.14

0.22

Na

2

O

0.34

0.41

0.41

Na

2

O

0.01

0.02

0.27

0.29

K

2

O

0.57

0.59

0.59

0.60

FeO

0.55

0.24

K

2

O

8.14

8.44

8.36

Total

99.28

99.98

99.93

99.71

F

0.00

0.00

0.00

0.00

MgO

0.00

0.00

F

0.00

0.00

0.00

Si

1.980

1.975

1.958

1.944

Cl

0.03

0.02

0.02

0.05

CaO

54.19

54.85 Cl

0.24

0.18

0.21

T

Al

0.020

0.025

0.042

0.056

Init. Tot.

97.37

97.49

98.29

97.27 SrO

0.03

0.04

Total

93.42

94.28

94.78 Al

0.020

0.030

0.032

0.026

*FeO

12.14

16.86

11.78

14.53 Na

2

O

0.04

0.01

Si

2.853

2.799

2.821 Fe

3+

0.001

0.026

*Fe

2

O

3

2.14

1.90

1.79

2.10

K

2

O

0.00

0.00

T

Al

1.147

1.201

1.179 Ti

0.003

0.009

0.014

0.014

*H2O

+

2.03

1.98

2.04

2.01

F

2.36

2.08

Al

0.116

0.074

0.108 Cr

0.000

0.000

0.001

0.000

Total 

99.62

99.66

100.51

99.49 Cl

0.48

0.47

Ti

0.228

0.262

0.255 Mg

0.999

1.303

0.797

0.807

Si

6.448

6.482

6.456

6.627 Total

100.5

99.41 Fe

1.550

1.506

1.492 Fe

2+

0.894

0.571

0.311

0.264

T

Al

1.552

1.518

1.544

1.373 P

5.993

5.806 Mg

0.914

0.984

0.961 Mn

0.028

0.016

0.010

0.008

Ti

0.265

0.264

0.295

0.246 Si

0.047

0.045 Mn

0.021

0.016

0.012 Ca

0.053

0.059

0.815

0.835

C

Al

0.307

0.285

0.277

0.300 Th

0.002

0.000 Cr

0.001

0.000

0.000 Na

0.001

0.001

0.019

0.021

Cr

0.002

0.003

0.000

0.000 U

0.001

0.001 Ca

0.020

0.005

0.006 Cat sum 3.997

3.989

4.000

4.001

Fe

3+

0.239

0.216

0.196

0.236 La

0.004

0.003 K

0.826

0.848

0.833

C

Fe

2+

1.392

2.085

1.352

1.707 Ce

0.024

0.021 Na

0.052

0.063

0.063

Mg

2.795

2.147

2.873

2.511 Y

0.015

0.006 Cat sum

7.727

7.757

7.728

B

Mn

2+

0.028

0.075

0.024

0.030 Al

0.006

0.005

B

Fe

2+

0.109

0.049

0.088

0.105 Fe

0.078

0.034

B

Ca

1.758

1.768

1.792

1.713 Mn

0.021

0.032

B

Na

0.105

0.108

0.095

0.152 Mg

0.000

0.000

A

Na

0.471

0.480

0.465

0.382 Ca

9.839

9.896

K

0.108

0.114

0.110

0.115 Sr

0.003

0.004

O 

22.000 22.000 22.000 22.000 Na

0.013

0.004

OH

1.992

1.995

1.995

1.988 K

0.000

0.000

F

0.000

0.000

0.000

0.000 OH

0.593

0.759

Cl

0.008

0.005

0.005

0.012 F

1.267

1.107

Cat sum

15.579 15.594 15.573 15.497 Cl

0.139

0.134

399

NEW AGE DATA FROM THE MIDDLE MIOCENE TUFFS, VIENNA BASIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

Source of the Kuchyňa Tuff

In general, the Badenian or younger silicic volcanism was 

focused further south in the Pannonian Basin (e.g., Pécskay et 

al. 2006; Lexa et al. 2010). The comparison of the different 

ages of the volcanic activity is often complicated due to the 

variation  in  quality  of  the  dating  methods.  However,  some 

radiometric ages have been refined in the recent years by U/Pb 

and Ar/Ar dating (e.g., Lukács et al. 2018). 

The  deposition  of  the  Kuchyňa  tuff  is  relatively  synchro-

nous  with  a  large  caldera-forming  eruption  in  the  Bükkalja 

Volcanic Field (Lukács et al. 2018). This volcanic event pro-

duced  high  amounts  of  ignimbrites  and  tuffs,  which  were 

marked as the Demjén Unit. The Demjén Unit forms a key 

stratigraphic horizon in the Pannonian Basin with an age of 

14.88 ± 0.014 Ma (Lukács et al. 2018). This unit is formed by 

a  high-K  dacite–rhyodacite  ignimbrite,  ash  flow  and  fall 

deposits composed of plagioclase, biotite, amphibole, ± quartz.

 

This  is  relatively  consistent  with  the  composition  of  the 

Kuchyňa tuff. However, the Demjén Unit has a well characte-

rized  trace  element  pattern  with  depleted  heavy  rare  earth 

 elements and no pronounced negative Eu-anomaly (Eu/Eu*= 

0.8–0.9;  Lukács  et  al.  2018;  Fig.  5).  The  Kuchyňa  tuff,  on  

the  other  hand,  displays  an  Eu-anomaly  of  0.59  (Table  2, 

which questions their connection.

 

Another significant horizon 

is  the  Dej  tuff  (Transylvanian  Basin),  which  was  dated  to 

Table 6: CIPW normative calculation of the Kuchyňa tuffs. All Fe 

was calculated as FeO.

wt. % normative minerals

Layer

n-1

n-3

n-4

n-5

quartz

32.27

35.06

37.11

35.82

corundum

10.37

9.90

6.14

7.51

orthoclase

10.52

14.71

20.09

20.27

albite

11.42

10.58

11.34

13.45

anorthite

9.83

6.41

6.88

4.60

diopside

0.00

0.00

0.00

0.00

hypersthene

10.49

8.84

8.19

7.49

magnetite

0.00

0.00

0.00

0.00

hematite

0.00

0.00

0.00

0.00

ilmenite

0.00

0.00

0.00

0.00

apatite

0.14

0.07

0.07

0.14

rutile

0.25

0.15

0.12

0.23

calcite

0.50

0.07

0.17

1.42

Fig. 7. a — Bt-paragneiss lithoclast in tuff, crossed polars; b — Qz-mica shale lithoclast in tuff, crossed polars; c — clay fraction X-ray record 

from an oriented slide. Sm — smectite, Hal — halloysite, Bt — biotite, Qz — quartz.

400

RYBÁR et al.

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

14.8–15.1  Ma  (K/Ar, Ar/A

multigrain

,  FT;  Szakács  et  al.  2012). 

The tuff is subduction related and similar in composition: 

quartz, plagioclase, biotite, K-feldspar, amphibole ± pyroxene. 

But,  de  Leeuw  et  al.  (2013)  updated  this  age  to  14.38  Ma 

based on single grain Ar/Ar dating, and this age is not compa-

tible with the Kuchyňa tuff.

On the other hand, the source area of the Kuchyňa tuff may 

be  found  in  the  nearby  Börzsöny–Pilis–Visegrád  volcanic 

field  or  in  the  Central  Slovakian  volcanic  field  (after  Lexa  

et al. 2010). In the time of Kuchyňa tuff deposition, the Bör-

zsöny–Pilis–Visegrád sub-region was much closer to the juve-

nile Danube and Vienna basins and also to the Carpathian 

Foredeep (e.g., Kováč 2000; Kováč et al. 2017; Fig. 9). In this 

region dacitic and andesitic volcanism with a similar age range 

is present and three small-scale caldera forming events were 

described (Karátson et al. 2000, 2007; Fig. 5). But around 15 

Ma, andesitic activity dominated, which again questions the 

connection with Kuchyňa tuff. However, this area remains one 

of the best candidates for the source of the Kuchyňa tuff.

Activity of the Central Slovak volcanic field starts in shal-

low water condition (Vinica, Nerestnica fms.). These deposits 

of  a  freatomagmatic  eruption  were  previously  dated  to  

~16.4–15.9 Ma (Konečný in Konečný et al. 1988) but were 

recently redated to 15 Ma (Chernyshev et al. 2013). However, 

these  volcanic  and  volcanoclastic  rocks  (tuffs)  are  mainly 

amphibole  andesite  in  composition  (amphibole,  plagioclase,  

± pyroxene,  garnet,  quartz,  biotite),  which  excludes  connec-

tion  with  the  Kuchyňa  tuff  (Fig.  5).  Some  rhyodacite  tuffs 

occur below the Vinica formation, but these ranked to the early 

Miocene (Konečný et al. 1998). In this region, volcanic acti-

vity continues with formation of andesitic volcanos and strato-

volcanoes (Konečný et al. 1995; Lexa et al. 2010). Rhyolitic 

volcanism in the Central Slovak volcanic field (Jastrabá and 

Strelníky fms.), as well as rhyolitic volcanism in the southern 

part of East Slovakia can be excluded due to their mostly 

Sarmatian (late Serravallian) age 13–11 Ma (e.g., Pécskay et 

al.  2002,  2006;  Demko  2010;  Chernyshev  et  al.  2013).  So, 

these volcanic fields cannot be connected to the Kuchyňa tuff.

Another potential source is in the neighbouring Danube 

basin,  where  buried  Badenian  volcanic  centres  are  present 

(Šurany, Kráľová, Rusovce, Trakovice centers; e.g., Hrušecký 

1999; Vass  2002;  Kronome  et  al.  2014;  Rybár  et  al.  2016).  

But they are also formed by products of biotite-amphibole to 

pyroxene andesite volcanism (Kantor 1987; Miháliková 1962; 

Gaža 1966; Rybár et al. 2016). However, information about 

composition of these volcanoes comes only from disconti-

nuous well cores, still sourcing from these centres is unlikely, 

but cannot be fully excluded. Additionally, in the Slovak part 

Age data

Length data

Mineral

N

grains

N

rej

ρ

s

N

s

ρ

i

N

i

P(χ

2

)

Age

±1σ

D

U

D

par

SD

Dpar

MTL

±1σ

SD

L

N

L

× 10

6

 cm

-2

× 10

6

 cm

-2

%

Ma

Ma

ppm

µm

µm

AP

24

0

0.008

35

0.121

547

100.00

14.5

2.8

0.00

116

1.6

0.6

−

−

−

−

AP

31

0

0.007

35

0.126

656

99.96

12.1

2.3

0.00

119

1.6

0.6

−

−

−

−

ZR

15

0

0.45

498

0.735

814

93.87

13.7

1.2

0.00

7121

-

-

-

-

-

-

Table 7: Fission track analyses with their calculated ages (MAKUCH01-sample).  First row (AP) does not contain grains with low density 

tracks. Abbreviations are as follows: AP = apatite; ZR = zircon; N

grains

 is the total number of grains counted; N

rej 

represent the number of grains 

rejected from final age calculation respectively; ρs and ρi (tracks/cm

2

) are spontaneous and induced track densities respectively; Ns and Ni are 

the number of spontaneous and induced tracks counted respectively; P(χ2) is the probability obtaining Chi-square (χ

2

) for n degrees of freedom 

(where n is the number of crystals minus 1); age represents a central age for samples that pass P(χ

2

) at 5%, otherwise the mean age is reported 

(in bold italics); the age is reported with the 1σ standard error (± 1σ); D is dispersion in single grain age (Galbraith and Laslett 1993); U is 

U-content in parts per million; Dpar is average etch pit diameter given with 1σ standard deviation (SD Dpar).

Fig. 8. a — Summary of the single grain 

40

Ar/

39

Ar data with error bars for different groups of grains and the mean weighted age of KU 

(Kuchyňa tuff) sample (see legend). b — Inverse isochron; the grey line is defined by the grains included for the mean weighted age calcula-

tion. The star represents the atmospheric 

40

Ar/

36

Ar composition. All errors are given at 2σ.

401

NEW AGE DATA FROM THE MIDDLE MIOCENE TUFFS, VIENNA BASIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

of the Danube Basin, tuff layers occur within the calcareous 

nannofossil  NN5  Zone  (14.9–13.5  Ma;  Martini  1971),  for 

example, in the Trakovice-4, Cífer-2, Špančince-4, Modrany-2 

wells (Rybár et al. 2016; Csibri et al. 2018; Hudáčková et al. 

2018).  Furthermore,  all  these  Danube  Basin  tuffs  show  dif-

ferent trace element associations (Fig. 5), thus they cannot be 

associated with the Kuchyňa tuff.  

Finally, the tuffs in the Western Carpathian Foredeep need 

to be also considered. Two main phases of felsic tuffs were 

dated by zircon FT; lower Miocene 20.3 ± 2.4 Ma and middle 

Miocene  16.2 ± 2.1  Ma  (Nehyba  1997;  Nehyba  et  al.  1999; 

Nehyba  &  Roetzel  1999).  However,  the  results  of  the  pre-

sented  study  show  that  the  FT  data  may  be  incoherent. 

Additionally, the lower Miocene tuffs from the south-eastern 

margin of the Bohemia Massif were refined by 

40

Ar/

39

Ar to 

17.23  Ma  (Roetzel  et  al.  2014)  and  the  middle  Miocene  

tuffs located on the Czech–Polish boundary (North-Western 

Car pathian  Foredeep  Basin)  were  dated  by 

40

Ar/

39

Ar to  

14.27 ± 0.03 Ma (Bukowski et al. 2018). So again connection 

to the Kuchyňa tuff cannot be confirmed.

In summary, the Kuchyňa tuff cannot be clearly connected 

to a particular volcanic centre. However, the Börzsöny–Pilis–

Visegrád sub-region and the Demjén unit are the best potential 

candidates for the source of the Kuchyňa tuff. With regard to 

other tuff occurrences, the Kuchyňa tuff can only be clearly 

correlated  with  the  above  mentioned  tuffite  from  the  Bern-

hardsthal-4 well, Vienna Basin (Sant et al. in press).

Conclusions

The deposition of the Kuchyňa tuff took place in terrestrial 

conditions, short before the onset of the Badenian (Langhian) 

transgression of the Central Paratethys Sea. Fossil leaves indi-

cate subtropical climate with evergreen broadleaved forests. 

The  studied  rhyodacitic,  fine  grained  and  lapilly  tuffs  were 

Fig. 9. Paleogeographic reconstruction of the North-Western part of the Carpathian–Pannonian Region showing the possible transport direction 

of  the  ash  cloud,  which  deposited  the  Kuchyňa  tuff.  BM  —  Bohemian  massif;  NCA  —  Northern  Calcareous Alps;  L  —  Leitha  Mts.;  

MK — Malé Karpaty Mts.; PI — Považský Inovec Mts.; T — Tribeč Mts.; CWC — Central Western Carpathians; TR — Transdanubian Range; 

CF  —  Carpathian  Foredeep;  SB  —  Styrian  Basin;  VB  —  Vienna  Basin;  BD  —  Blatné  Depression  (Danube  Basin);  ŽD  —  Želiezovce 

Depression (Danube Basin); NNB — Novohrad Nógrád Basin; JB — Jászág Basin; RL — Rába Line, HDL — Hurbanovo–Diósjenő Line. 

Volcanic centers: 1 — Styrian Basin, 2 — Rusovce, 3 — Kráľová, 4 — Trakovice, 5 — Štiavnica stratovolcano, 6 — Vtáčnik, 7 — Javorie,  

8 — Čelovce, 9 — Visegrád-Börzsöny-Burda, 10 — Mátra. The image was modified after Kováč (2000); Pécskay et al. (2006) and Kováč  

et al. (2017, 2018).

402

RYBÁR et al.

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

produced by an explosive, possibly Plinian eruption. The Ar/Ar 

single grain sanidine age of 15.23 ± 0.04 Ma is interpreted as 

the age of this eruption. The origin of the Kuchyňa tuff can be 

connected  with  the  syn-rift  stage  of  the  Pannonian  Basin 

 system and the tuff most likely originated in the northern parts 

of  the  basin  (Börzsöny–Pilis–Visegrád  sub-region)  and  was 

transported towards the West.

Acknowledgements:  This  research  was  supported  by  the  

Slovak Research and Development Agency under contracts 

No.  APVV-16-0121,  APVV-15-0575,  APVV-0315-12;  by  

the Netherlands Geosciences Foundation (ALW) with funding 

from the Netherlands Organization for Scientific Research 

(NWO)  by  VICI  grant  865.10.011  of  WK;  by  Grants 

UK/70/2019 and UK/211/2019. The authors wish to express 

their gratitude to T. Csibri, M. Jamrich, T. Klučiar, A. Lačný, 

M. Šujan from Comenius University in Bratislava for help 

during  field  work  and  sampling.  A  special  thanks  goes  to  

Roel van Elsas for his support in the mineral separation lab at 

the  VU  University  and  to A.  Biroň  from  the  Earth  Science 

 Institute of the SAS for X-ray diffraction analysis. We also 

express gratitude the Editors and Reviewers for guidance and 

insightful comments.

References

Ash A., Ellis B., Hickey L.J., Johnson K., Wilf P. & Wing S. 1999: 

Manual of Leaf Architecture — morphological description and 

categorization of dicotyledonous and net-veined monocotyle-

donous angiosperms by Leaf Architecture Working Group. 

Smithsonian Institution, Washington, 1–65.

Aziz H.A.,  Böhme M., Rocholl A., Prieto J., Wijbrans J.R., Bachtadse 

V.  &  Ulbig  A.  2010:  Integrated  stratigraphy  and 

40

Ar/

39

Ar 

chronology of the early to middle Miocene Upper Freshwater 

Molasse in western Bavaria (Germany). Int. J. Earth. Sci. (Geol. 

Rundsch.) 99, 1859–1886.

Bailey J.C. 1981: Geochemical criteria for a refined tectonic discri-

mination of orogenic andesites. Chem. Geol. 32, 139–154.

Barrett T.J. & MacLean W.H. 1994: Chemostratigraphy and hydro-

thermal alteration in exploration for VHMS deposits in green-

stones and younger volcanic rocks. In: Lentz D.R. (Eds.): Alte-

ration  and  alteration  processes  associated  with  ore-forming 

systems. Geological Association of Canada, Short Course Notes 

11, 433–467.

Bondarenková  Z.,  Zbořil  Ľ.  &  Motlíková  H.  1980:  Bratislava– 

Rusovce-geothermal well HGB-1, exploration HGP, aim: possi-

bilities of goethermal reservoirs in this area.  Open file report, 

Geofond, Bratislava, No. 48993 (in Slovak).

Brown R.J., Branney M.J., Maher C. & Dávila-Harris P. 2010: Origin 

of accretionary lapilli within ground-hugging density currents: 

Evidence from pyroclastic couplets on Tenerife. GSA Bulletin 

122, 1–2, 305–320.

Brown R.J., Bonadonna C. & Durant A.J. 2012: A review of volcanic 

ash aggregation. Phys. Chem. Earth 45–46, 65–78.

Bukowski  K.,  Sant  K.,  Pilarz  M.,  Kuiper  K.  &  Garecka  M.  2018: 

Radio-isotopic  age  and  biostratigraphic  position  of  a  lower 

 Badenian tuffite from the western Polish Carpathian Foredeep 

Basin (Cieszyn area). Geol. Quarterly 62, 2, 303–318. 

Carlson W.D., Donelick R.A. & Ketcham R.A. 1999: Variability of 

apatite fission-track annealing kinetics: I. Experimental results. 

Am. Mineral. 84, 9, 1213–1223.

Chernyshev  I.V.,  Konečný  V.,  Lexa  J.,  Kovalenker  V.A.,  Jeleň  S., 

Lebedev V.A. & Goltsman Y.V. 2013: K–Ar and Rb–Sr geochro-

nology  and  evolution  of  the  Štiavnica  Stratovolcano  (Central 

Slovakia). Geol. Carpath. 64, 4, 327–351.

Csibri T., Rybár T., Šarinová K., Jamrich M., Šarinová K., Sliva Ľ. & 

Kováč  M.  2018:  Miocene  fan  delta  conglomerates  in  the 

north-western part of the Danube Basin: provenance, paleoenvi-

ronment, paleotransport and depositional mechanisms. Geol. 

Carpath. 69, 5, 467–482. 

de Leeuw A., Filipescu S., Maţenco L., Krijgsman W., Kuiper K. & 

Stoica M. 2013: Paleomagnetic and chronostratigraphic con-

straints on the Middle to Late Miocene evolution of the Transyl-

vanian  Basin  (Romania):  Implications  for  Central  Paratethys 

stratigraphy and emplacement of the Tisza–Dacia plate. Global 

Planet. Change 103, 82–98. 

Demko R., Lexa J., Koděra P., Biroň A., Smolka J., Šesták P., Konečný 

P.,  Tuček  Ľ.,  Ferenc  Š.,  Bačo  P.,  Repčiak  M.,  Kollárová  V.,  

Pipík  Kiška  R.,  Mikušová  J.,  Kotulová  J.,  Bystrická  G.  & 

 Vlachovič J. 2010: Paleovolcanic reconstruction maps of rhyo-

lite volcanics of Slovakia an analysis of magmatic and hydroter-

mal processes. Final report of the geological task 15 06. Open 

file report, Geofond, Bratislava, 1–728 (in Slovak).

Droop G.T.R. 1987: A general evaluation for estimating Fe

3+

 concen-

trations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe 

analyses, using stoichiometric criteria. Mineral. Mag. 51, 431–435.

Dunkl  I.  2002:  Trackkey:  a  Windows  program  for  calculation  and 

graphical presentation of fission track data. In Computers and 

Geosciences 28, 1, 3–12. 

Eaton A.R. & Wilson C.J.N. 2013: The nature, origins and distribu-

tion  of  ash  aggregates  in  a  large-scale  wet  eruption  deposit: 

 Oruanui, New Zealand. Journal of Volcanology and Geothermal 

Research 250, 129–154. 

Ellis B., Daly D.C., Hickey L.J., Johnson K., Mitchell J.D., Wilf P. & 

Wing S. 2009: Manual of Leaf Architecture. Cornell University 

Press, Cambridge, USA, 1–190.

Fleischer R.L. & Price P.B. 1964: Techniques for geological dating  

of minerals by chemical etching of fission fragment tracks.  

Geochim. Cosmochim. Acta 28, 10–11, 1705–1714.

Fordinál K., Baráth I., Šimon L., Kohút M., Nagy A. & Kučerová J. 

2010: New data on the Devínska Nová Ves Formation (Vienna 

Basin, Slovakia). 16

th

 Conference on Upper Tertiary Brno. Geol. 

Výzk. Mor. Slez., Brno, 32–34  (in Slovak with English abstract).

Fordinál K., Maglay J., Elečko M., Nagy A., Moravcová M., Vlačiky 

M., Kohút M., Németh Z., Bezák V., Polák M., Plašienka D., 

Olšavský M., Buček S., Havrila M., Hók, J., Pešková I., Kucharič 

L., Kubeš P., Malík P., Baláž P., Liščák P., Madarás J., Šefčík P., 

Baráth I., Boorová D., Uher P., Zlínska A. & Žecová K. 2012a: 

Explantions for the geological map of the Vienna Basin, 1:50 000. 

State Geological institute of Dionýz Štúr, 1–232 (in Slovak).

Fordinál K., Maglay J., Elečko M., Nagy A., Moravcová M., Vlačiky 

M., Kučera M., Polák M., Plašienka D., Filo I., Olšavský M., 

Buček S., Havrila M., Kohút M., Bezák V. & Németh Z. 2012b: 

Geological map of the Záhorská nížina lowland, 1:50 000. State 

Geological institute of Dionýz Štúr. 

Gallagher K., Brown R. & Johnson C. 1998: Fission track analysis 

and its application to geological problems. Annual Review of 

Earth and Planetary Sciences 26, 1, 519–572.

Galbraith R.F. 1981: On statistical models for fission track counts. 

Mathematical Geology 13, 6, 471–478.

Galbraith R.F. & Laslett G.M. 1993: Statistical models for mixed fis-

sion track ages. Nuclear Tracks and Radiation Measurements 

21, 4, 459–470.

Gaža B. 1966: Geological evaluation of the Kráľová-1 well. Open file 

report, Geofond, Bratislava, No. 16971 (in Slovak).

Gleadow  A.J.W.  &  Duddy  I.R.  1981:  A  natural  long-term  track 

 annealing experiment for apatite. Nuclear Tracks 5, 1–2, 169–174.

403

NEW AGE DATA FROM THE MIDDLE MIOCENE TUFFS, VIENNA BASIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

Green P.F. & Duddy I.R. 1989: Some comments on palaeotempera-

ture estimation from apatite fission track analysis. J. Petrol. 

Geol. 12, 111–114.

Green P.F., Duddy I.R., Gleadow A.J.W., Tingate P.R. & Laslett G.M. 

1986: Thermal annealing of fission tracks in apatite: 1. A quali-

tative description. Chemical Geology: Isotope Geoscience 

 section 59, 237–253. 

Harangi Sz. & Lenkey L. 2007: Genesis of the Neogene to Quater nary 

volcanism in the Carpathian-Pannonian region: Role of subduc-

tion, extension, and mantle plume. In: Beccaluva L., Bianchini 

G. & Wilson M. (Eds.): Cenozoic Volcanism in the Mediterra-

nean Area. Geological Society of America, Special Paper 418, 

67–92.

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 (Wester Hungary). Acta Vulcanol. 7, 2, 173–187.

Hastie A.R., Kerr A.C., Pearce J.A. & Mitchell S.F. 2007: Classifica-

tion of Altered Volcanic Island Arc Rocks using Immobile Trace 

Elements: Development of the Th-Co Discrimination Diagram. 

J. Petrol. 48, 12, 2341–2357. 

Hawthorne F.C., Oberti R., Harlow G.E., Maresch W.V., Martin R.F., 

Schumacher J.C. & Welch M.D. 2012: IMA report, nomencla-

ture of the amphibole supergroup. Am. Mineral. 97, 2031–2048.

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

physical and geological model in regard to hydrocarbon prospec-

tion. Exploration Geophysics, Remote Sensing and Environment 

Journal 6, 1, 1–65.

Hudáčková  N.,  Kováč  M.,  Ruman  A.,  Halásová  E.,  Jamrich  M., 

Kováčová M., Rybár S., Šujan M., Šarinová K: 2018: Biostrati-

graphy and paleoenvironmental interpretation of the Špačince-4 

& Dubové-2 wells sedimentary record. Open file report, archive 

Nafta l.t.d.

Hurford  A.J.  &  Green  P.F.  1983:  The  zeta  age  calibration  of  fis-

sion-track dating. Chem. Geol. 41, 285–317.

Jackson  M.L.  1975:  Soil  Chemical Analysis  — Advanced  Course. 

M.L. Jackson, Madison, 1–895.

Kantor J. 1987: Isotop study and radiometric dating in the vicinity of 

greate Bratislava. Open file report,  Geofond,  Bratislava, No. 

65227 (in Slovak).

Karátson D., Márton E., Harangi S., Józsa S., Balogh K., Pécskay Z., 

Kovácsvölgyi  S.,  Szakmány  G.  &  Dulai  A.  2000:  Volcanic 

 evolution  and  stratigraphy  of  the  Miocene  Börzsöny  Moun-

tains, Hungary: An integrated Study. Geol. Carpath. 51, 5, 

235–343.

Karátson D., Oláh I., Pécskay Z., Márton E., Harangi S., Dulai A., 

Zelenka T. & Kósik S. 2007: Miocene volcanism in the Visegrád 

Mountains (Hungary): an integrated approach to regional volca-

nic stratigraphy. Geol. Carpath. 58, 6, 541–563.

Konečný P. & Lexa J. 2002: Evolution of the Central Slovakia neo-

gene volcanic field related to the horst/graben structure. Geol. 

Carpath. 53, special issue, Proceedings of XVII. Congress of 

Carpathian-Balkan Geological Association, Bratislava, Sept. 

1–4, http://www.geologicacarpathica.com/special-issues/53-2002/.

Konečný P., Lexa J. & Konečný V. 2002a: Evolution of the Banská 

Štiavnica Stratovolcano and corresponding magma chamber 

(Central Slovakia).  Geol. Carpath. 53, special issue, Proceed-

ings of XVII. Congress of Carpathian-Balkan Geological Asso-

ciation, Bratislava, Sept. 1–4, http://www.geologicacarpathica.

com/special-issues/53-2002/.

Konečný V., Lexa J. & Hojstrovičová V. 1995: The Central Slovakia 

Neogene volcanic field: a review. Acta Vulcanol. 7, 2, 63–78.

Konečný  V.,  Lexa  J.,  Halouzka  R.,  Hók  J.,  Vozár  J.,  Dublan  L.,  

Nagy A., Šimon L., Havrila M., Ivanička J., Hojstrovičová V., 

Miháliková  A.,  Vozárová  A.,  Konečný  P.,  Kováčikova  M.,  

Filo M., Marcin D., Klukanová A., Liščák P. & Žáková E. 1998: 

Explanations to the geological map of Štiavnica Mts. and 

Pohronský Inovec Mts. (Štiavnica stratovolcano). State Geolo­

gical institute of Dionýz Štúr, Bratislava, 1–473 (in Slovak with 

English summary).

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

of the Carpatho–Pannonian region: an interplay of subduction 

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

Special Publication Series 1, 105–123.

Koppers A.A.P. 2002: ArArCALC F software for 

40

Ar/

39

Ar age calcu-

lations. Computers and Geosciences 28, 605–619.

Kováč M. 2000: Geodynamic, Paleogeographic and structural deve-

lopment of the Carpatho–Pannonian region during the Miocene: 

New view on the Neogene basins of Slovakia. Veda, Bratislava, 

1–202 (in Slovak).

Kováč M., Andreyeva-Grigorovitch A., Bajraktarević Z., Brzobohatý 

R., Filipescu S., Fodor L., Harzhauser M., Nagymarosy A., 

 Oszcypko N., Pavelić D., Rögl F., Saftić B., Sliva Ľ. &  Studencka 

B. 2007: Badenian evolution of the Central Paratethys Sea: 

 paleogeography, climate and eustatic sea-level changes. Geol. 

Carpath. 58, 6, 579–606.

Kováč M., Hudáčková, N., Halásová E., Kováčová M., Holcová K., 

Oszczypko-Clowes  M.,  Báldi  K.,  Less  G.,  Nagymarosy  A., 

 Ruman A.,  Klučiar T.  &  Jamrich  M.  2017: The  Central  Para-

tethys palaeoceanography: a water circulation model based on 

microfossil proxies, climate, and changes of depositional envi-

ronment. Acta Geologica Slovaca 9, 2, 75–114.

Kováč  M.,  Halásová  E.,   Hudáčková  N.,  Holcová  K.,  Hyžn,  M., 

 Jamrich M. & Ruman A. 2018: Towards better correlation of the 

Central Paratethys regional time scale with the standard geolo-

gical time scale of the Miocene Epoch. Geol. Carpath. 69, 3, 

283–300.

Kovar-Eder J. & Hably L. 2006: The flora of Mataschen — A unique 

plant assemblage from the Late Miocene of eastern Styria 

(Austria). Acta Palaeobotanica 46, 2, 157–233.

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.

Kuiper  K.F.,  Deino  A.,  Hilgen  F.J.,  Krijgsman  W.,  Renne  P.R.  & 

 Wijbrans J.R. 2008: Synchronizing rock clocks of Earth history. 

Science 320, 500–504. 

Le  Bas  M.J.,  Le  Maitre  R.W.,  Streckeisen A.  &  Zanettin  B.  1986:  

A Chemical Classification of Volcanic Rocks Based on the Total 

Alkali-Silica Diagram. J. Petrol. 27, 3, 745–750.

Lee  J.Y.,  Marti  K.,  Severinghaus  J.P.,  Kawamura  K.,  Yoo  H.S.,  

Lee  J.B.  &  Kim  J.S.  2006: A  redetermination  of  the  isotopic 

abundances of atmospheric Ar. Geochim. Cosmochim. Acta 70, 

4507–4512. 

Lexa J., Seghedi I., Németh K., Szakács A., Konečný V., Pécskay Z., 

Fülöp  A.  &  Kovacs  M.  2010:  Neogene–Quaternary  Volcanic 

forms in the Carpathian–Pannonian Region: a review. Central 

Eur. J. Geosci. 2, 3, 207–270.

Locock A.J. 2014: An Excel spreadsheet to classify chemical analyses 

of  amphiboles  following  the  IMA  2012  recommendations. 

 Computers and Geosciences 62, 1–11.

Lukács R., Harangi S., Guillong M., Bachmann O., Fodor L.,  

Buret Y., Dunkl I., Sliwinski J., von Quadt A., Peytcheva I. & 

Zimmerer M. 2018: Early to Mid-Miocene syn-extensional mas-

sive  silicic  volcanism  in  the  Pannonian  Basin  (East-Central 

 Europe): Eruption chronology, correlation potential and geody-

namic implications. Earth­Sci. Rev. 179, 1–19.

Martini E. 1971: Standard Tertiary and Quaternary 

 

calcareous nanno-

plankton zonation. 

In: Farinacci A. (Ed.): Proceedings of second 

Planktonic Conference, Roma. Vol. 2, 739–765.

McDonough W.F. & Sun S.-s. 1995: The composition of the Earth. 

Chem. Geol. 120, 223–253.

404

RYBÁR et al.

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

McDougall I. & Harrison T.M. 1999: Geochronology and Thermo-

chronology by the 

40

Ar/

39

Ar Method. 2

nd

 ed. Oxford University 

Press, New York, 1–288.

Miall A.D. 2006: The geology of fluvial deposits. Springer,  New 

York, 1–582.

Miháliková A. 1962: Petrographic characteristics of volcanic series of 

the  Š-1  well  Šurany.  Open file report,  Geofond, Bratislava,  

No. 12991 (in Slovak).

Min K., Mundil R., Renne P.R. & Ludwig K.R. 2000: A test for sys-

tematic errors in 

40

Ar/

39

Ar geochronology through comparison 

with U/Pb analysis of a 1.1-Ga rhyolite. Geochim. Cosmochim. 

Acta 64, 73–98. 

Nehyba S. 1997: Miocene volcaniclastics of the Carpathian Foredeep 

in the Czech Republic. Věstník Českého geologického ústavu 72, 

4, 311–327. 

Nehyba  S.  &  Roetzel  R.  1999:  Lower  Miocene  Volcaniclastics  in 

South Moravia and Lower Austria. Jahrbuch der Geologischen 

Bundesanstalt, 473–490.

Nehyba S., Roetzel R. & Adamová M. 1999: Tephostratigraphy of 

Neogene volcaniclastics (Moravia, lower Austria, Poland).  Geol. 

Carpath. special issue 50,

 

Proceedings of the International Con-

ference Carpathian Geology 2000, Smolenice, Slovakia, Octo-

ber 11–14, 126–127.

Németh K. & Martin U. 2007: Practical Volcanology, Lecture Notes 

for Understanding Volcanic Rocks from Field Based Studies. 

Geological Institue of Hungary, Budapest, 1–221.

Pearce J.A. 1996: A User`s Guide to Basalt Discrimination Diagrams. 

In: Wyman D.A. (Ed.): Trace Element Geochemistry of Volcanic 

Rocks: Applications for Massive Sulphide Exploration. Geolo­

gical Association of Canada, Short Course Notes 12, 79–113. 

Pécskay Z., Kaličiak M., Konečný V., Lexa J. & Žec B. 2002: Geo-

chronology of the Neogene volcanism in the Vihorlatské vrchy 

mountain range, eastern Slovakia. Geol. Carpath. 53, special 

 issue: Proceedings of XVII. Congress of Carpathian–Balkan 

Geological Association Bratislava, September 1–4. http://www.

geologicacarpathica.com/special-issues/53-2002/#p

Pécskay Z., Lexa J., Szakács A., Seghedi I., Balogh K., Konečný V., 

Zelenka T., Kovacs M., Póka T., Fülöp A., Márton E., Panaiotu 

C. & Cvetković V. 2006: Geochronology of Neogene magma-

tism in the Carpathian arc and intra-Carpathian area. Geol. 

 Carpath. 57, 6, 511–530.

Peccerillo A.  &  Taylor  S.R.  1976:  Geochemistry  of  Eocene  Calc– 

Alkaline Volcanic Rocks from the Kastamonu Area, Northern 

Turkey. Contrib. Mineral. Petrol. 58, 63–81.

Polák M., Plašienka D., Kohút M., Putiš M., Bezák V., Maglay J., 

Olšavský  M.,  Havrila  M.,  Buček  S.,  Elečko  M.,  Fordinál  K., 

Nagy A., Hraško Ľ., Németh Z., Malík P., Liščák P., Madarás J., 

Slavkay  M.,  Kubeš  P.,  Kucharič  Ľ.,  Boorová  D.,  Zlínska A., 

Siráňová Z. & Žecová K. 2012: Explanations for the geological 

map of the Malé Karpaty Mts. 1:50 000. State geological insti­

tute of Dionýz Štúr, 1–287 (in Slovak).

Rieder M., Cavazzini G., D´yakonov Y.S. Frank-Kamenetskii V.A., 

Gottardi  G.,  Guggenheim  S.,  Koval  P.V.,  Müller  G.,  Neiva, 

A.M.R., Radoslovich E.W., Robert J-L., Sassi F.P., Takeda H., 

Weiss Z. & Wones D.R. 1998: Nomenclature of the micas. Can. 

Mineral. 36, 41–48.

Rocholl  A.,  Boehme  M.,  Guenther  D.,  Höfer  H.  &  Ulbig  A.  

2008:  Prevailing  stratospheric  easterly  wind  direction  in  

the  Paratethys  during  Lower  Badenian:  Ar–Ar  and  Nd- 

isotopic evidence from rhyolitic ash layers in the Upper 

 Freshwater  Molasse,  S-Germany.  Geophys. Res. Abstracts 10, 

1–2. 

Roetzel  R.,  de  Leeuw  A.,  Mandic  O.,  Márton  E.,  Nehyba  S.,  

Kuiper  K.,  Scholger  R.  &  Wimmer-Frey  I.  2014:  Lower  

Miocene   (upper  Burdigalian,  Karpatian)  volcanic  ash  fall  at  

the south-eastern margin of the Bohemian Massif in Austria — 

New evidence from Ar/Ar-dating, palaeomagnetic, geochemical 

and minera logical investigations. Austrian J. Earth Sci. 107, 2, 

2–22.

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

M., Kováčová M. & Ruman A. 2016: Neogene changes in Paleo-

geography, Paleoenvironment and the Provenance of sediment in 

the Northern Danube Basin. Bulletin of Geosciences 91, 2,  

367–398.

Sant K., Palcu D.V., Mandic O. & Krijgsman W. 2017: Changing seas 

in the Early–Middle Miocene of Central Europe: a Mediterra-

nean approach to Paratethyan stratigraphy. Terra Nova 29, 

 273–281. 

Sant K., Kuiper K.F., Rybár S., Grunet P., Harzhauser M., Mandic O., 

Jamrich  M.,  Krijgsman  W.,  Šarinová  K.  &  Hudáčková  N.: 

 Utilizing the highly sensitive mass spectrometer Argus VI+  

for  Ar/Ar  tuff  geochronology  —  examples  from  the  key  

middle Miocene horizons of Central Paratethys. Geol. Carpath. 

(in press).

Seghedi I., Downes H., Szakács A., Mason P.R.D., Thirlwall M.F., 

Roşu E., Pécskay Z., Márton E. & Panaiotu C. 2004: Neogene–

Quaternary  magmatism  and  geodynamics  in  the  Carpathian–

Pannonian region: a synthesis. Lithos 72, 117–146

Sun  S.-S.  &  McDonough  W.  F.  1989:  Chemical  and  isotopic  sys-

tematics of oceanic basalts: implications for mantle composition 

and processes. In: Sounders A.D. & Norry M.J. (Eds.): Magma-

tism in ocean basins. Geological Society 42, Special Issue,  

313–345.

Szakács A.,  Pécskay  Z.,  Silye  L.,  Balogh  K., Vlad  D.  &  Fülöp A. 

2012: On the age of the Dej Tuff, Transylvanian Basin (Roma-

nia). Geol. Carpath. 63, 2, 139–148.

Šimon  L.,  Fordinál  K.,  Kollarová  V.  &  Kováčiková  M.  2009:  

The Kuchyňa tuff — Finding of neovolcanics in Záhorie low-

land. In: Kohút M. & Šimon L. (Eds): Spoločný Kongres Slo-

venskej  a  Českej  Geologickej  Spoločnosti.  Konferencie– 

Sympóziá–Semináre, Bratislava, 1–262 (in Slovak).

Tagami T. & O’Sullivan P.B. 2005: Fundamentals of Fission-Track 

Thermochronology. Rev. Mineral. Geochem. 58, 1, 19–47.

Vass D., Nagy A., Kohút M. & Kraus I. 1988: Devínska Nová Ves 

Formation: Coarse clastic sedimets at the southeaster margin of 

the Viena Basin. Mineralia Slovaca 20, 2, 205–212. 

Vass D. 2002: Lithostratigraphy of Western Carpathians, Neogene 

and Burda Paleogene. State Geological Institute of Dionýz Štúr, 

Bratislava, 1–200 (In Slovak).

White J.D.L. 1996: Impure coolants and interaction dynamics of 

phreatomagmatic eruptions. J. Volcanol. Geotherm. Res. 74, 

155–170.

i

NEW AGE DATA FROM THE MIDDLE MIOCENE TUFFS, VIENNA BASIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

K4 — sample KU-s (sanidine) — 250–500 μm fraction

Negative values in red

Age result PT4 (sanidine)

40(a)/36(a) ± 2σ

40(r)/39(k) ± 2σ

Age (Ma) ± 2σ

MSWD N

K/Ca ± 2σ

Weighted mean age

1.82417

± 0.00250

15.23

± 0.04

2.58   22.71

25.0 ± 20.4

± 0.14 %

± 0.24 %

8 %   3

External error ± 0.32

3.00   2σ Confidence Limit

Analytical Error ± 0.02

1.6074   Error Magnification

Normal Isochron

284.81

± 9.94

1.82718

± 0.00247

15.26

± 0.04

0.58   22.71

± 3.49 %

± 0.14 %

± 0.24 %

45 %   3

External error ± 0.32

3.83   2σ Confidence Limit

Analytical Error ± 0.02

1.0000   Error Magnification

1   Number of Iterations

0.0000000691   Convergence

Inverse Isochron

287.02

± 10.08

1.82650

± 0.00253

15.25

± 0.04

0.25   22.71

± 3.51 %

± 0.14 %

± 0.24 %

62 %   3

External error ± 0.32

3.83   2σ Confidence Limit

Analytical Error ± 0.02

1.0000   Error Magnification

2   Number of Iterations

0.0001677194   Convergence

5 %   Spreading Factor

K4 — sample KU-b (biotite) — 200–400 μm
Cannot be calculated — no reliable data

Supplement

The results from single grain 

40

Ar/

39

Ar dating of sanidine and biotite; x- grain selected for mean age 

calculation.

ii

RYBÁR et al.

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

K4 — sample KU

­s (sanidine) — 250–500

μm fraction

Negative values in red

Relative  abundances

Selected  for

 mean 

age calc.

36Ar

%1σ

37Ar

%1σ

38Ar

%1σ

39Ar

%1σ

40Ar

%1σ

40(r)/39 

(k)

± 2σ

Age

± 2σ

40Ar(r)

39Ar(k)

K/Ca

± 2σ

[fA]

[fA]

[fA]

[fA]

[fA]

  075_VU107-K4

0.0132193

 4.140

 7.174052

 3.932

 0.049756

21.501

   4.0750

 0.181

   8.0108

 0.156

1.13656

± 0.08140

9.51

± 0.68

 57.75

  0.25

0.2

± 0.0

  21

1_VU107-K4

0.0291440

 2.582

 1.212332

22.274

 0.005477

215.355

   0.8359

 0.895

   9.9421

 0.091

1.59951

± 0.54206

13.36

± 4.51

 13.43

  0.05

0.3

± 0.1

  242_VU107-K4

0.0003642

113.798

 7.243833

12.508

 0.083863

11.446

   4.0421

 0.217

   5.7919

 0.174

1.60373

± 0.07132

13.40

± 0.59

11

1.79

  0.25

0.2

± 0.1

  230_VU107-K4

0.0192783

 3.589

 1.458021

41.410

 0.170930

 4.131

  12.3140

 0.082

  25.7768

 0.043

1.63475

± 0.03459

13.66

± 0.29

 78.09

  0.75

3.6

± 3.0

  234_VU107-K4

0.0152665

 3.295

 6.170400

10.050

 0.015649

68.741

   1.9039

 0.413

   7.4708

 0.127

1.78840

± 0.16731

14.94

± 1.39

 45.48

  0.12

0.1

± 0.0

  238_VU107-K4

0.0076510

 6.213

 2.201901

19.572

 0.450208

 1.782

  34.9232

 0.042

  65.8318

 0.022

1.81386

± 0.00854

15.15

± 0.07

 96.23

  2.13

6.8

± 2.7

  226_VU107-K4

x

0.0501951

 0.807

 0.378289

167.106

 1.720144

 0.590

 139.8449

 0.032

 269.9246

 0.009

1.82239

± 0.00225

15.22

± 0.02

 94.42

  8.51

159.0

± 531.3

  233_VU107-K4

x

0.0096753

 5.678

 

0.129908

460.776

 1.823573

 0.586

 148.3744

 0.033

 273.8608

 0.006

1.82537

± 0.00262

15.24

± 0.02

 98.90

  9.03

491.1

± 

4526.0

  239_VU107-K4

x

0.0034848

13.822

 

1.448549

40.360

 1.052024

 0.979

  85.0259

 0.034

 156.5442

 0.013

1.82672

± 0.00379

15.25

± 0.03

 99.22

  5.17

25.2

± 20.4

  072_VU107-K4

0.0167818

 3.087

 0.3071

18

70.271

 2.776837

 0.293

 227.7500

 0.031

 421.7969

 0.005

1.82928

± 0.00180

15.28

± 0.01

 98.77

 13.86

318.9

± 448.2

  266_VU107-K4

0.0247442

 2.474

 

0.134052

201.821

 2.678822

 0.423

 216.7077

 0.032

 404.2145

 0.009

1.83029

± 0.00209

15.28

± 0.02

 98.13

 13.19

695.1

± 

2805.9

  237_VU107-K4

0.0634326

 0.968

 1.076633

48.939

 1.343396

 0.748

 106.7418

 0.032

 214.3803

 0.008

1.83099

± 0.00374

15.29

± 0.03

 91.17

  6.50

42.6

± 41.7

  076_VU107-K4

0.0010689

51.639

 0.328175

82.682

 1.190355

 0.841

  96.5392

 0.033

 176.8512

 0.017

1.83467

± 0.00371

15.32

± 0.03

100.15

  5.87

126.5

± 209.2

  073_VU107-K4

0.0191579

 2.438

 0.439096

50.843

 3.235765

 0.268

 264.2576

 0.032

 493.2103

 0.007

1.84405

± 0.00162

15.40

± 0.01

 98.80

 16.08

258.8

± 263.1

  241_VU107-K4

0.0378894

 1.516

 2.190971

42.256

 1.006295

 0.855

  79.1695

 0.036

 158.0834

 0.014

1.85533

± 0.00494

15.49

± 0.04

 92.91

  4.82

15.5

± 13.1

  232_VU107-K4

0.0634702

 0.966

 

0.999862

48.595

 2.21

1824

 0.522

 177.9574

 0.032

 351.6283

 0.008

1.86816

± 0.00246

15.60

± 0.02

 94.55

 10.83

76.5

± 74.4

  229_VU107-K4

0.0043769

12.090

 1.122332

59.607

 0.547795

 1.405

  42.8203

 0.043

  79.4559

 0.019

1.88745

± 0.00798

15.76

± 0.07

101.72

  2.61

16.4

± 19.6

  K4 — sample KU-b (biotite) — 200–400 μm

Relative  abundances

36Ar

[fA]

%1σ

37Ar

[fA]

%1σ

38Ar

[fA]

%1σ

39Ar

[fA]

%1σ

40Ar

[fA]

%1σ

40(r)/39 

(k)

± 2σ

Age

± 2σ

40Ar(r)

39Ar(k)

K/Ca

± 2σ

  070_VU107-K5

1.4371723

 0.221

0.2366880

90.996

1.2446337

 0.731

 67.39425

 0.039

516.90946

 0.007

1.30299

± 0.031

13

10.89

± 0.26

 16.99

 49.51

122

± 223

  064_VU107-K5

0.1323083

 0.533

0.221

1982

109.773

0.2120470

 3.795

 12.85359

 0.074

 60.47030

 0.019

1.63224

± 0.03363

13.64

± 0.28

 34.69

  9.44

25

± 55

  066_VU107-K5

0.0975658

 0.751

0.1241427

226.806

0.3252785

 3.043

 22.48018

 0.055

 67.73521

 0.031

1.71629

± 0.01993

14.34

± 0.17

 56.96

 16.52

78

± 353

  067_VU107-K5

0.0706030

 1.133

0.0569915

452.144

0.4854014

 1.965

 33.30935

 0.043

 81.1

1578

 0.021

1.80201

± 0.01457

15.05

± 0.12

 74.00

 24.47

251

± 2273

  069_VU107-K5

0.0000030

15120.1

18

0.0218049

985.218

0.0057293

148.214

  0.08031

12.135

  0.30658

 4.225

3.82740

± 3.53960

31.82

± 29.17

100.25

  0.06

2

± 31

iii

NEW AGE DATA FROM THE MIDDLE MIOCENE TUFFS, VIENNA BASIN

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

K4 — sample KU-s (sanidine) — 250–500 μm fraction

Negative values in red

Procedure
Blanks

36Ar

[fA]

1s

37Ar

[fA]

1s

38Ar

[fA]

1s

39Ar

[fA]

1s

40Ar

[fA]

1s

  075_VU107-K4

0.0576419

0.0002875

0.0112875

0.0002127

0.0907446

0.0069851

0.0843214

0.0044608

12.8121465

0.0079092

  211_VU107-K4

0.0462685

0.0005383

0.0114935

0.0002019

0.0982028

0.0073493

0.1112209

0.0033841

9.3666217

0.0062690

  242_VU107-K4

0.0340295

0.0003026

0.0209043

0.0004184

0.0541622

0.0071173

0.0280898

0.0056539

6.6272261

0.0079850

  230_VU107-K4

0.0370447

0.0004599

0.0207755

0.0002200

0.0313227

0.0035205

0.0329262

0.0058807

7.8470666

0.0081272

  234_VU107-K4

0.0300846

0.0003327

0.0223419

0.0002316

0.0254738

0.0083092

0.0410613

0.0060767

5.5256340

0.0066072

  238_VU107-K4

0.0300262

0.0003731

0.0222138

0.0001942

0.0331927

0.0057509

0.0297939

0.0033783

5.5774083

0.0048996

  226_VU107-K4

0.0309244

0.0002346

0.0217698

0.0002382

0.0134130

0.0063271

0.0309833

0.0043349

5.7567186

0.0041848

  233_VU107-K4

0.0300846

0.0003327

0.0223419

0.0002316

0.0254738

0.0083092

0.0410613

0.0060767

5.5256340

0.0066072

  239_VU107-K4

0.0300262

0.0003731

0.0222138

0.0001942

0.0331927

0.0057509

0.0297939

0.0033783

5.5774083

0.0048996

  072_VU107-K4

0.0472019

0.0003194

0.0114294

0.0001770

0.0807464

0.0050695

0.0762645

0.0036624

9.3936982

0.0078200

  266_VU107-K4

0.0448238

0.0003445

0.0112556

0.0001523

0.0916567

0.0057580

0.0889090

0.0055367

8.9034586

0.0072972

  237_VU107-K4

0.0300262

0.0003731

0.0222138

0.0001942

0.0331927

0.0057509

0.0297939

0.0033783

5.5774083

0.0048996

  076_VU107-K4

0.0576419

0.0002875

0.0112875

0.0002127

0.0907446

0.0069851

0.0843214

0.0044608

12.8121465

0.0079092

  073_VU107-K4

0.0472019

0.0003194

0.0114294

0.0001770

0.0807464

0.0050695

0.0762645

0.0036624

9.3936982

0.0078200

  241_VU107-K4

0.0340295

0.0003026

0.0209043

0.0004184

0.0541622

0.0071173

0.0280898

0.0056539

6.6272261

0.0079850

  232_VU107-K4

0.0300846

0.0003327

0.0223419

0.0002316

0.0254738

0.0083092

0.0410613

0.0060767

5.5256340

0.0066072

  229_VU107-K4

0.0370447

0.0004599

0.0207755

0.0002200

0.0313227

0.0035205

0.0329262

0.0058807

7.8470666

0.0081272

K4 — sample KU-b (biotite) — 200–400 μm
Procedure
Blanks

36Ar

[fA]

1s

37Ar

[fA]

1s

38Ar

[fA]

1s

39Ar

[fA]

1s

40Ar

[fA]

1s

  070_VU107-K5

0.0505644

0.0003093

0.0117142

0.0001730

0.0781906

0.0049747

0.0670506

0.0077162

10.436953

 0.009939

  064_VU107-K5

0.0451061

0.0003777

0.0114143

0.0001677

0.0909624

0.0044538

0.0798352

0.0052203

 8.777078

 0.005512

  066_VU107-K5

0.0466496

0.0003859

0.0117590

0.0002199

0.0801151

0.0062311

0.0664830

0.0042479

 9.244781

 0.006819

  067_VU107-K5

0.0466496

0.0003859

0.0117590

0.0002199

0.0801151

0.0062311

0.0664830

0.0042479

 9.244781

 0.006819

  069_VU107-K5

0.0505644

0.0003093

0.0117142

0.0001730

0.0781906

0.0049747

0.0670506

0.0077162

10.436953

 0.009939

Sample
Parameters

Material

Standard 

(Ma)

%1s

J

%1s

MDF

%1s

Day

Time

  075_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.9944

0.03

8.2.17

18:27

  211_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.9944

0.03

14.3.17

19:54

  242_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.99286

0.03

14.3.17

13:18

  230_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.99286

0.03

14.3.17

8:53

  234_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.99286

0.03

14.3.17

10:08

  238_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.99286

0.03

14.3.17

11:14

  226_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.99286

0.03

13.3.17

16:58

  233_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.99286

0.03

14.3.17

9:49

  239_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.99286

0.03

14.3.17

11:32

  072_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.9944

0.03

8.2.17

17:34

  266_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.9944

0.03

16.2.17

12:03

  237_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.99286

0.03

14.3.17

10:53

  076_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.9944

0.03

8.2.17

18:45

  073_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.9944

0.03

8.2.17

17:52

  241_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.99286

0.03

14.3.17

12:59

  232_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.99286

0.03

14.3.17

9:30

  229_VU107-K4

sanidine

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.99286

0.03

14.3.17

8:34

Sample
Parameters

Material

Standard 

(Ma)

%1s

J

%1s

MDF

%1s

Day

Time

  070_VU107-K5

biotite

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.9944

0.03

8.2.17

16:58

  064_VU107-K5

biotite

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.9944

0.03

8.2.17

15:12

  066_VU107-K5

biotite

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.9944

0.03

8.2.17

15:47

  067_VU107-K5

biotite

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.9944

0.03

8.2.17

16:05

  069_VU107-K5

biotite

28.201

0.08

0.004579

0.1

0.9944

0.03

8.2.17

16:41

iv

RYBÁR et al.

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 5, 386–404

Information on Analysis and used Constants for samples of KU  

(K4: sanidine, K5: biotite)

Analysis
  Material

sanidine, biotite

  Location

Kuchyna, Slovakia

  Analyst

K. Kuiper

  Project

VU107

  Mass Discr. Law

LIN

  Irradiation

VU109

  J (K4)

0.00457860 ± 0.00000458

  FCs

28.201 ± 0.023 Ma

  Heating

45 sec

  Isolation

3.00 min

  Instrument

ARGUS

Constants
  Age Equations

Min et al. (2000)

  Negative Intensities

Allowed

  Decay Constant 40K 

 5.460 ± 0.053 E-10 1/a

  Decay Constant 39Ar 

 2.940 ± 0.016 E-07 1/h

  Decay Constant 37Ar 

 8.230 ± 0.012 E-04 1/h

  Decay Constant 36Cl 

 2.257 ± 0.015 E-06 1/a

  Decay Activity 40K(EC,β

+

) 

 3.310 ± 0.030 1/gs

  Decay Activity 40K(β

−

) 

 27.890 ± 0.150 1/gs

  Atmospheric Ratio 40/36(a) 

 298.56 ± 0.31

  Atmospheric Ratio 38/36(a) 

 0.1885 ± 0.0003

  Production Ratio 39/37(ca) 

 0.000673 ± 0.000004

  Production Ratio 36/37(ca) 

 0.000264 ± 0.000002

  Production Ratio 40/39(k) 

 0.000860 ± 0.000070

  Production Ratio 38/39(k) 

 0.012110 ± 0.000030

  Production Ratio 36/38(cl) 

 262.80 ± 1.71

  Scaling Ratio K/Ca 

0.43

  Abundance Ratio 40K/K 

 1.1700 ± 0.0100 E-04

  Atomic Weight K 

 39.0983 ± 0.0001 g