GEOLOGICA CARPATHICA, 51, 4, BRATISLAVA, AUGUST 2000

251–264

LOWER TRIASSIC QUARTZITES OF THE WESTERN

CARPATHIANS: TRANSPORT DIRECTIONS, SOURCE OF CLASTICS

MILAN MIŠÍK and  JOZEF JABLONSKÝ

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

Slovak Republic

(Manuscript received March 13, 2000; accepted in revised form June 20, 2000)

Abstract: The possibility of localizing the source area for the Lower Triassic (Scythian) quartzites and sandstones

(Lúžna Fm.) was checked. Cross-bedding measurements show the transport  from the Carpathian foreland, from the

NW and N (the same as in the Eastern Alps). The source area could be in the eastern part of the Bohemian Massif (now

subducted under the Carpathians), or in the Armorican Massif, if the supposed large left-lateral shift of the Central

Western Carpathians took place. The sedimentary environment can be characterized as fluvial braidplain of ephem-

eral sandy-pebbly streams with intervals of eolian transport. Rare intercalations of psephitic clasts contain only the

most  resistent rocks: vein quartz, quartz porphyries (rhyolites) with their pyroclastics, rare intermediary volcanites,

postvolcanic products as jaspers and hematitic quartzites, graphitic metaquartzites, radiolarian lydites, silicified wood

of Dadoxylon sp., limnosilicites with pollen grains and a single silicite with ostracods. Various tourmalinitic rocks are

the most promissing for the identification of the provenance area.

Key words: Western Carpathians, Lower Triassic, paleogeography, braided rivers, pebble analysis, tourmalinites.

Introduction

Our study was focused thoroughly on both the Malé Karpaty

and Považský Inovec Mts.; supplementary analyses were car-

ried out from six other mountain ranges.

The  previous  authors  considered  the  Scythian  quartzites

(Liptovská Lúžna Fm., Fejdiová 1980), prevailingly as ma-

rine littoral sediment. In the Austrian Alpine literature, these

quartzites used to be designated as the Permo-Scythian Sem-

mering Quartzite. In the Tatric Superunit of the Western Car-

pathians, they occur in a new sedimentary cycle without di-

rect connection to more polymictic Permian sediments with

synchronous acid volcanism. Scythian conglomerate interca-

lations  lack  granitic  pebbles;  a  continuous  passage  into

“Campilian“ strata can be observed. The quartzites are con-

ventionally  assigned  to  the  “Seis“  (probably  Griesbachian)

without  paleontological  or  radiometric  evidence.  Mišík  &

Jablonský (1978) interpreted them as continental sediments

of ephemeral braided streams on a piedmont plain.

Paleogeographical problems

Transport directions (Fig. 1, details in further text) of quartz-

ites attest that the source area was placed at the outer side of

the West-Carpathian arc (transport from NW and N). There

are two comparative models for the concrete source area.

The  first  paleogeographical  model  (Michalík  1994)  sup-

posed a left-lateral shift of several hundreds of kilometers of

the  Tatric  Superunit  with  the  whole  Central-Carpathian

Block  against  Paleo-Europe  including  Outer  Carpathian

units. In this case the material of the Scythian quartzites of

the Tatric Superunit should have been derived from the Ar-

morican Massif and its prolongation now hidden under the

platform cover of the Paris Basin (l.c., Fig. 1). He estimated

the volume of Scythian clastics deposited in the Alpine-Car-

pathian area at 75,000–100,000 km

3

 and calculated that the

source area of these clastics must attain not less than 750,000

km

2

. According to the second alternative more or less “au-

tochthonous“  or  assuming  a  smaller  left-lateral  shift,  the

eastern part of Bohemian Massif should have been the source

of clastics.

Due to the maturity of psephitic clastics containing only

several  of  most  resistent  rocks,  the  identification  of  the

source area is extremely difficult. A complete inventory of

identified rocks will be given in the further text. Only some

specific  types  could  be  indicative.  Tourmalinitic  rocks  are

the  most  promissing.  The  comparison  of  identified  clasts

with rocks of the supposed source areas is also handicapped

by  the  erosion  of  considerable  pre-Triassic  complexes,  by

their large covering under the younger platform strata and by

the subduction of the eastermost part of the Bohemian Mas-

sif under the Carpathian Belt.

Lithoclasts in the Scythian quartzites

The evaluation of clasts was done from 120 thin sections.

The localization of the identified rock types is given on Fig. 1.

Clasts  from  the  Scythian  quartzites  were  already  partly

studied  in  the  Vysoké  Tatry  Mts.  by  Turnau-Morawska

(1955), Borza (1955), Roniewicz (1966); in the Vepor Mts.

by Losert (1963), in the Nízke Tatry Mts. by Koutek (1931)

and  Fejdiová  (1985),  in  the  Malá  Fatra  Mts.  by  Ïuroviè

MIŠÍK 

 

and  JABLONSKÝ

252

(1973 but his material was mixed with Permian conglomer-

ates), in the Malé Karpaty Mts. by Mišík & Jablonský (1978)

and  in  the  Považský  Inovec  Mts.  by  Mišík  &  Jablonský

(1999), now completed here.

Tourmalinitic rocks

In the Malé Karpaty Mts. (including the Hainburg Hills),

Tribeè Mts. and partly in the Považský Inovec Mts., clasts of

quartz-tourmaline rock with tourmaline spherolites up to 2

mm in diameter occur (Pl. I: Figs. 1–3). Tourmaline is fre-

quently zonal (Pl. II: Fig. 1) with blue colour mostly on the

periphery of green or brown crystals. Their columns are com-

monly  broken  and  healed  by  quartz  (Pl.  II:  Fig.  1).  Some-

times the whole rock is penetrated by veinlets with tiny tour-

Fig. 1. Transport directions derived from the cross-bedding in the Scythian quartzites of the West-Carpathian area (number in the centre

of current rose represents sum of measurements) and the composition of psephitic clasts in their intercalations: Tgr — tourmalinite, Tvq

—  tourmalinized  vein  quartz,  Tqt  —  tourmalinized  quartzite,  Tpy  —  tourmalinized  pyroclastic  rock,  Tch  —  tourmalinized  chlorite

schist, M — graphitic metaquartzite, Ml — graphitic laminated metaquartzite, Mhm — hematitic metaquartzite of Dill-Lahn type, Ch —

chlorite schist, Qt — quartzite, Qp — quartz porphyry  (paleorhyolite), Qps — spherulitic quartz porphyry, Qpf — felsite clast of devit-

rified volcanite without phenocryst, Vi — volcanic rock probably of intermediary composition, J — jasper-rosy silicite connected with

postvolcanic activity, L — lydite-black silicite, Lr — lydite with remains of radiolarians, S — grey silicite very fine-grained, Spl — si-

licite with fragments of plant tissue, Sw — silicified wood, So — silicite with ostracods.

Plate I: Clasts of tourmaline rocks in the Lower Triassic quartz-

ites. Fig. 1. Tourmaline spherulites in quartz aggregate. Dúbravka-

1,  slopes  of  Devínska  Kobyla  near  Bratislava,  Malé  Karpaty  Mts.

Fig. 2. Blue tourmalines in quartz-tourmaline rock. Former Stocker-

au kiln-4 near Bratislava, Malé Karpaty Mts. Fig. 3. Quartz-tourma-

line rock. Hradište-6, Považský Inovec Mts. Fig. 4. Quartz-tourma-

line rock. Sonnwendstein, Weinstrasse Eastern Alps, Austria. Fig. 5.

Quartz-tourmaline  with  very  fine-grained  felt-like  “cryptic“  tour-

maline aggregates. Dúbravka-4, Malé Karpaty Mts. Fig. 6. Quartz-

biotite-tourmaline rock with elongated, pointed clasts of quartz. Tri

Jazdce-2 near Pezinok, Malé Karpaty Mts.

maline  aggregate  of  the  second  generation  (Pl.  II:  Fig.  4).

Quartz grains display undulatory extinction, pressure lamel-

lae  and  cataclastic  disintegration.  Clasts  of  tourmaline

quartzites  are  rare  (Pl.  II:  Fig.  5).  They  have  a  mosaic  of

▲

PLATE  I

253

MIŠÍK 

 

and  JABLONSKÝ

254

quartz grains about 1 mm. The tourmaline spherolites are sit-

uated independently in the quartz mosaic.

Several  clasts  of  tourmalinized  pyroclastic  rock  were

identified. In one case a fragment of red acid volcanite with

fluidal structure was enclosed. Feldspar phenocrysts were si-

licified. In another case a magmatic corroded quartz phenoc-

ryst was found.

In  all  the  other  mountain  ranges  (Fig.  1)  only  clasts  of

“cryptic tourmalinite“ were found. They represent an initial

stage of tourmaline formation represented by extremely tiny

acicular  aggregates  in  almost  undifferentiated  groundmass

with floating angular quartz fragments (Pl. I: Figs. 5, 6). Ac-

icular  tourmalines  penetrate  in  their  marginal  parts.  Their

second generation in veinlets are more visible (Pl. II: Fig. 4).

The “cryptic“ tourmalinites contain rare fragments of felsites

and jasper. Such aggregates are colloidal and/or gel related.

One single clast of a totally aberrant sericitic-tourmaline

rock with brown columnar tourmaline in haphazard position

was found in Donovaly, Nízke Tatry Mts. (Pl. II: Fig. 3).

The content of boron in three analyzed clasts was 0.7 %,

1.2 % and 1.2 %, that is approximately up to 40 % of tourma-

line in the rock (Mišík & Jablonský 1978). In the preliminary

geochemical study of tourmaline by Uher (1999, Fig. 1, Ta-

ble 1) several types were found: schorl to foitit, dravite to

magnesian uvite. Besides quartz rarely fine-grained musco-

vite, biotite, chlorite and also feldspars were present. Among

the accessory minerals zircon, monazite (Ce), xenotime (Y),

hematite,  rutile,  titanite,  anatas  (Pl.  II:  Fig.  2)  and  epidote

were found.

Other known occurrences of tourmalinitic rocks in West-

ern  Carpathians  should  be  mentioned.  Tourmalinitic  rocks

were described from the Cretaceous Upohlav Conglomerate

by Šimová (1985, p. 42–43). Birkenmajer & Wieser (1990, p.

22) mentioned pebbles of tourmalinized ignimbrites from the

Upper  Cretaceous  conglomerates  of  the  Pieniny  Klippen

Belt.  Soták  (1990)  found  a  single  pebble  of  tourmalinized

pyroclastic rock in Sedlec from the Paleogene Ždánice-Hus-

topeèe  Formation,  Soták  et  al.  (1996,  p.  108)  mentioned

them  from  the  Eocene  Šambron  Conglomerate.  Turnau-

Morawska (1953) found one pebble within Keuper conglom-

erates  (Upper  Triassic)  of  the  High  Tatra  Mts.  Radwañski

(1959, p. 359) identified a clast of tourmaline-quartz rock in

Liassic  sediments  of  the  High  Tatra  Mts.  Vozárová-Min-

arovièová (1966) found pebbles of tourmalinites in Permian

conglomerates of the Veporic Superunit. Miko &  Hovorka

(1978)  described  tourmalinitic  intercalations  in  crystalline

complex of the Nízke Tatry Mts; Ženiš & Hvožïara (1985)

found  comparable  synmetamorphic  layers  of  quartz  with

tourmaline also in Veporic crystalline complex.

As our clastic material was undoubtelly transported from

the NW and N, it cannot be in a connection with previously

mentioned localities in the Veporic Superunit. Occurrence of

tourmalinitic rock in Scythian quartzite of the Eastern Alps

(Vetters  1970)  indicates  the  existence  of  common  Alpine-

Carpathian sedimentary sources at that time.

If we suppose Czech Massif as a potential source, the data

about  tourmalinite  occurrences  in  “Variegated“  Group  of

Moldanubian Unit as well as in other crystalline complexes

of the Czech Massif (Kebrt et al. 1984) are important for us.

There  tourmalinites  accompany  small  lenticular  bodies  of

amphibolites,  leptynites  in  paragneisses  and  micaschists.

They are frequently joined with a stratiform mineralization.

It is noteworthy that they were also known earlier from peb-

bles than from outcrops: from Ordovician conglomerates of

the  Krkonoše  Mts.  (Chaloupský  1963)  and  Paleozoic  con-

glomerates  of  the  Branná  Group  (Bukovanská  &  Mísaø

1959). In the southern Moldanubian Unit, two types occur:

tourmaline up to 2 mm in granoblastic quartz with metamor-

phic structure and very tiny tourmaline grains (0.00X mm) in

brecciated quartzites with arsenopyrite. No tourmaline spher-

ulites were mentioned in contrast to their abundance in our

material from the Scythian quartzites.

Allen (1967) described clasts of tourmalinitic rocks from

the  Hastings  Beds  of  Permo-Triassic  New  Red  Sandstone

from the second potencial source — the Armorican Massif.

They  are  clasts  of  veinrocks  and  tectonized  tourmalinitic

quartzites. No tourmaline spherulites were mentioned either.

The author supposed their transport from the SW. Jiang et al.

(1999) described pebbles of tourmalinitic rocks from the De-

vonian Old Red Sandstone of SW Ireland originating from

quartz-tourmaline veins, “banded tourmalinites“ and tourma-

linitic pegmatites.

Acid volcanic rocks

Rosy  rhyolite  (paleorhyolite,  quartz  porphyry)  in  clasts

larger than 2 cm are rare. They contain quartz phenocrysts

with magmatic corrosion (Pl. II: Figs. 6, 8), sometimes also

sericitized feldspars phenocrysts; matrix is devitrified. Fluid-

al  structure  is  common  (Pl.  II:  Figs.  6,  8,  9).  Macroscopic

spherulite structure was found only once (Pl. II: Fig. 7). The

rock is red and white, the spherulites contain micrograined

centres  bordered  with  radial  palisade  quartz.  Small  felsitic

fragments (under 3 mm) with relics of spherulitic structure

are common (Pl. II: Fig. 10). The same types were present as

clasts in Liassic crinoidal limestones of the Pieniny Klippen

Plate  II:  Clasts  of  tourmaline  rocks  and  paleorhyolites  in  the

Lower  Triassic  quartzites.  Fig.  1.  Zonal  tourmalines  in    quartz-

tourmaline rock cracked and healed by younger quartz. Tri Jazdce-6

by Pezinok, Malé Karpaty Mts. Fig 2. Anatas aggregate in felt-like

tourmalinite. Pred Kostolným vrchom-6, Považský Inovec Mts. Fig.

3.  Sericite-tourmaline  rock  with  haphazard  distribution  of  brown

columnar tourmaline — an aberrant type. Donovaly — Hiadel Val-

ley, Nízke Tatry Mts. Fig. 4. Veinlet of quartz with tourmaline nee-

dles  in  “cryptic“  tourmalinite.  K¾aèno-Faèkov  Saddle,  Strážovské

vrchy  Mts.  Fig.  5.  Tourmalinized  quartzite.  Block  in  Quarternary

sediments,  2  km  SW  from  Jablonové,  Malé  Karpaty    Mts.  Fig.  6.

Rhyolite  with  fluidal  structure  and  corroded  quartz  phenocrysts.

Devín  Castle.  Fig.  7.  Remnants  of  spherolite  texture  in  silicified

rhyolite; fine-grained quartz fills the spherulite centers. Zlatý vrch-

10,  Považský  Inovec  Mts.  Fig.  8.  Fluidal  structure  in  rhyolite

(quartz porphyry). Devín-3, Malé Karpaty Mts. Fig. 9. Fluidal struc-

ture  in  acid  volcanite.  Zrkadlisko-9,  near  Dolany,  Malé  Karpaty

Mts. Fig. 10. Felsite with remnants of spherulitic structure. K¾aèno-

Faèkovské sedlo-2, crossed polars.

▲

PLATE  II

255

MIŠÍK 

 

and  JABLONSKÝ

256

Belt (Mišík & Aubrecht 1994, Pl. I: Figs. 5, 6). Quartz-mus-

covitic xenoliths were found twice in them. A peculiar rock

— darkgrey brecciated rhyolite (autobrecciation in the lava

flow — Pl. III: Fig. 1) also contains terrigenous admixture of

quartz  aggregates  with  undulatory  extinction.  Crystallo-li-

thoclastic tuffites are very rare. As the isolated phenocrysts

of the beta-quartz type are almost missing among the grains

in  the  Scythian  quartzites,  the  vitroclastic  tuffites  should

have been the principal type. The acid volcanites described

are most probably of Permian age. One case of a probably

porphyroid with phantoms of phenocrysts visible due to the

absence  of  pigment  and  with  schistosity  accompanied  by

sericite aggregates could be, eventually, derived from Lower

Paleozoic (Ordovician?) strata.

Intermediate and basic volcanic rocks

Small fragments of volcanic rock with acicular feldspars

(Pl. III: Fig. 2) and another one with feldspar microlites (Pl.

III: Fig. 3) were exceptionally found. They might belong, to

the trachytic varieties.

Red silicites — postvolcanic products

Hematitic jaspers — with metacolloidal annular structure

and syneretic cracks (Pl. III: Fig. 4), — with clasts of tiny

ooids possessing pigmented centres and enclosed in a clear

quartz aggregate (Pl. III: Fig. 5), — with skeletal hematite

(Pl. III: Fig. 6), — with idiomorphic quartz crystals within a

hematitic aggregate (Pl. III: Fig. 7), — with phantoms of he-

matitic  spherulites  are  interpreted  as  postvolcanic  products

of  the  acid  Permian  volcanism.  A  silcrete  nature  of  some

samples is not excluded (e.g. rosy brecciated silicite from the

Chleb locality, Malá Fatra Mts.). We have illustrated a com-

parable clast of red jasper from Liassic crinoidal limestones

of the Pieniny Klippen Belt (Mišík & Aubrecht 1994, Pl. II:

Figs. 1, 2).

Hematitic  metaquartzite  containing  laminae  of  coarse-

grained cataclastic quartz alternated with fine-grained quartz

laminae enriched in hematite (tiny leaflets — Pl. III: Fig. 9)

is comparable to ferrolitic quartzites of the Lahn-Dill type.

The  rock  contained  25.01  %  of  Fe

2

O

3

.  Another  ferrolitic

quartzite displays metamorphic folding. Early Paleozoic ages

for both are not excluded.

Dark silicites with organic remains

Silicified wood of Coniferae displays perfectly preserved

cellular  tissue  (Pl.  IV:  Fig.  1).  This  black  fragment  of  the

araucarite Dadoxylon sp. (according to the determination of

V. Sitár) with the diameter of 7 cm is one of the largest clasts.

In the thin section the tissue is brown coloured. It was silici-

fied by permeation. A coarse-grained quartz mosaic indepen-

dent of the cellular structure can be seen in the polarized light

(Pl. IV: Fig. 2). Its Stephanian–Permian age is guaranteed.

Ostracode  silicite  (Pl.  IV:  Fig.  3)  of  black  colour  is

formed by microquartz (“chalcedony“) mosaic. It contains a

lot of silicified ostracods with both valves. The former voids

between  them  are  filled  by  coarse-grained  quartz.  A  frag-

ment of plant tissue, phantoms of probable coprolites and a

ghost of carbonate rhombohedron are present. Ostracode si-

licite might represent former chert nodules in limestones (Si-

lurian-Devonian?) or a hydrothermally silicified sediment.

Radiolarian lydites are formed by microquartz and espe-

cially  by  fine-grained  quartz  mosaic  elongated  along  the

plane of metamorphic foliation, sometimes with laminae of

metamorphic  differentiation.  The  rock  is  pigmented  by

graphite.  Voids  after  the  former  radiolarians  are  also  de-

formed according to the foliation (Pl. IV: Fig. 4); they differ

by the absence of pigment. Small pyrite crystals occur rarely.

Five  pebbles  of  this  type  were  found  in  the  Malé  Karpaty

Mts., Nízke Tatry Mts. and Strážovské vrchy Mts. They are

probably of Early Paleozoic age.

Black  and  grey  limnosilicites  formed  by  microquartz

(“chalcedony“)  contain  badly  preserved  fragments  of  plant

tissue  and  rare  spore  grains  (Pl.  IV:  Fig.  5).  In  one  case  a

brecciated structure was present with tiny kaolinite crystals

and  dissolved  rhombohedra  between  the  fragments.  Only

three samples occurred. We considered them to be limnosi-

licites most probably of Permian age.

Black  lydites  without  organic  remains  possess  similar

features as those with radiolarians. The periphery of lydite

clasts was frequently altered in microstylolites; exceptionally

a rectangular microstylolite was found inside the rock (Mišík

& Jablonský 1978, Pl. I: Fig. 2; Pl. IX: Fig. 3).

Graphitic metaquartzites

They are among the most frequent and largest (up to 8 cm)

psephitic clasts in Scythian quartzites (31 thin sections from

all mountain ranges). They almost always possess a distinct

metamorphic lamination and therefore platy form of clasts.

Rod-like sections of graphite crystals (Pl. IV: Fig. 6; similar

rock was illustrated by Roniewicz 1966, Pl. VII: Fig. 1) are

roughly concentrated in laminae (Pl. IV: Fig. 9). Tiny hexag-

onal  crystals  also  occur  (Pl.  IV:  Fig.  8).  Fine  undulation

formed by isoclinal folds is exceptional. Micas occur in vari-

Plate  III:  Clasts  of  volcanic  rocks  and  postvolcanic  silicites  in

the  Scythian  quartzites.  Fig.  1.  Brecciated  rhyolite.  Hajabaèka

Valley near Donovaly, Nízke Tatry Mts. Fig. 2. Intermediary volca-

nite. Ladmovce, Zemplín Horst. Fig. 3. Small clast of basic volca-

nite.  Zlatý  vrch-10,  Považský  Inovec  Mts.  Fig.  4.  Hematite  jasper

with  annular  metacolloidal  structure  affected  by  syneretic  cracks.

Zrkadlisko-2  near  Dolany.  Malé  Karpaty  Mts.  Fig.  5.  Fragment

composed  of  ooids  with  hematite  pigmented  centres  in  brecciated

hydrothermal  silicite.  ESE  from  Biela  Skala  near  Sološnica,  Malé

Karpaty Mts. Fig 6. Red silicite with skeletal hematites. Zrkadlisko-

7 near Dolany. Malé Karpaty Mts. Fig. 7. Red jasper with idiomor-

phic zoned quartz crystals; post-volcanic product  of Permian  acid

volcanism. Hainburg Hills, Austria. Fig. 8. Phantoms of spherulites

preserved due to the hematite pigment in red silicites (jasper). Zrk-

adlisko-2  near  Dolany,  Malé  Karpaty  Mts.  Fig.  9.  Tiny  hematite

crystals in the ferrolite (Fe-quartzite of Lahn-Dill type). Tri Jazdce-

1 near Pezinok, Malé Karpaty Mts.

▲

PLATE  III

257

MIŠÍK 

 

and  JABLONSKÝ

258

able  quantities  mostly  concentrated  in  laminae  enriched  in

muscovite, sericite, chlorite, rarely biotite partly chloritized.

Quartz  grains  are  cataclastic  with  undulatory  extinction,

sometimes  with  “chevron“  pressure  lamellae  (Pl.  IV:  Fig.

10). Differentiation in coarse-grained and fine-grained lami-

nae is frequent, graphite pigment is mostly bound to the lat-

ter. Accessory apatite, rare zircon and tourmaline are present,

from the opaque minerals pyrite, magnetite and hematite are

frequent.  Two  foliation  planes  crossed  in  an  angle  of  25°

were noted in a thin section. One metaquartzite pebble with

synsedimentary “neptunic“ or clastic veinlet filled by quartz-

ite matrix (Pl. IV: Fig. 9) is a testimony of pebble fragmenta-

tion under compactional pressure. This exceptional phenom-

enon  contrasts  with  various  cases  of  crushed  pebbles  with

clastic  veins  found  in  deep-water  conglomerates  of  Creta-

ceous  and  Paleogene  age  (e.g.  Mišík,  Sýkora,  Mock  &

Jablonský 1991, p. 63, Pl. IX: Figs. 2, 3; Mišík, Sýkora &

Jablonský 1991, Pl. XVII: Figs. 1, 2).

Vein quartz

Clasts of the milky white vein quartz are the most predom-

inating psephitic component, composed of cataclastic quartz

grains with denticulate and “mortar“ structure boundaries. In

thin  sections  some  pyrite  crystals  and  muscovite  were

present. The largest clasts on the localities were 8–10 cm, an

exceptional clast attained 30 cm.

Comments on the composition of the quartzites

The granulometry of the Scythian quartzites was published

by Fejdiová (1985), it will not be repeated here. The most

frequent median diameter is about 0.5 mm. In more tecton-

ized  zones  the  quartz  grains  contain  deformations,  Böhm

translation  lamellae  sometimes  strongly  contorted  (Pl.  V:

Fig. 1). The outlines of grains are mostly angular, strongly

affected by intrastratal solution. Chemical compaction can be

estimated at 20 %. Matrix is rare, mostly represented only by

coatings of neomorphic clayey (micaceous) minerals and Fe-

hydroxides. Higher birefringence points to illite. In quartz-

ites affected by tectonic pressures the flakes are either per-

pendicular to the grain surface or parallel to the foliation.

If the sediment was later affected by eolian transport, well

rounded grains possess syntaxial quartz overgrowths (Pl. V:

Fig.  3).  In  those  localities  also  faceted  clasts  (ventifacts,

“Dreikanter“  Pl.  V:  Fig.  6)  occur.  Rounding  of  psephitic

clasts is rare. Strongly angular clasts of vein quartz typical of

braided rivers are most frequent (Pl. V: Fig. 2) which leads

us to reject the formerly propagated idea about marine shoal

sediment.

Feldspars are almost exclusively orthoclase and more rare-

ly microcline; perthite and plagioclases are very rare. Their

amount in subarcoses in the Považský Inovec Mts. is up to

10 % (Vozokany-2 — 9.95 %, Kostolný vrch-1 — 9.73 %,

Šalgovce-3 — 6.35 %, Pred Kostolným vrchom-2 — 5.75 %,

Zlatý  vrch-3  —  3.72  %).  According  to  our  observations,

feldspars in quartzites are almost missing in the Malé Kar-

paty Mts. The same was found by Fejdiová (1985, p. 119).

Their content in six thin sections was 0.9 %–4.1 % and in an-

other 13 samples they were totally absent. In the Malá Fatra

Mts. she found their share between 4.5 % and 24.3 %, from

the Nízke Tatry Mts. 2.8–17.3 %, from the High Tatra Mts.

0.3–27.4 %. Feldspars in the Považský Inovec Mts. are yel-

lowish,  cloudy  due  to  kaolinization,  those  from  the

Strážovské  vrchy  Mts.  (Tužinská  Valley,  K¾aèno-Faèkov

Saddle) are clear, containing some flakes of sericite, in the

Nízke Tatry Mts. they are also clear.

Kalifeldspars are evidently more resistent to diagenetic so-

lution.  They  frequently  preserved  their  tabular  habit,  and

partly penetrated in quartz grains. Even pointed overgrowths

of Triassic age on older feldspars indented in quartz (Pl. V:

Fig. 5). They were already reported by Fejdiová (1985). Di-

agenetic overgrowths on detrital microclines in the form of

similar minute rhombs were described by Worden & Rushton

(1992)  from  the  Permo-Triassic  continental  clastics  of

Scotland.

Muscovite  is  very  rare  and  degraded  biotite  even  rarer,

showing, that micas were eliminated by water currents or de-

flation before final deposition. Rare zircon, rounded tourma-

line, rutile, titanite were present as accessory minerals in thin

sections. Heavy mineral associations were analysed from the

naturally  disintegrated  quartzites  at  two  localities  (Mišík  &

Jablonský 1978, p. 16): Èervený Kameò (Malé Karpaty Mts.):

tourmaline — 49 %, clouded grains (leucoxene, limonite etc.)

— 37 %, zircon — 11 %, rutil — 2 %, titanite — 1 %. Dono-

valy (Nízke Tatry Mts.): barite — 71.3 %, clouded minerals

— 15.1 %, zircon — 10.1 %, rutile — 2.0 %, tourmaline —

1.6 %. Barite (Pl. V: Fig. 7) is authigenic.

Voids after dissolved tiny pyrite cubes frequently occur in

quartzites.  They  were  sometimes  filled  by  fine-grained

quartz  mosaic  leaving  small  quadrate  phantoms  limited  by

Fe-oxides.

Plate IV: Clasts of black silicites with organic remains and gra-

phitic metaquartzites in the Scythian quartzites. Fig. 1. Tissue

of  silicified  wood,  araucarite  Dadoxylon  sp.  Zlatý  vrch-9,

Považský Inovec Mts. Fig. 2. The same in polarized light. Quartz

mosaic is independent of the plant tissue. Crossed polars. Fig.  3.

Ostracode  silicite,  ostracode  valves  replaced  by  microquartz.

Block  in  Quaternary  deposites,  2  km  SW  from  Jablonové,  Malé

Karpaty  Mts. Fig.  4.  Deformed  voids  after  dissolved  radiolarians

in  radiolarian  lydite.  Dúbravka-10,  Malé  Karpaty  Mts.  Fig.  5.

Spore  grains  preserved  in  probably  limnosilicite.  Ladmovce-1,

Zemplín  Horst. Fig.  6.  Rod-like  sections  of  graphite  crystals  and

aggregates  in  metaquartzite.  Kukla-2  near  Dolany,  Malé  Karpaty

Mts. Fig. 7. Graphitic metaquartzite without metamorphic lamina-

tion.  Zlatý  vrch-7,  Považský  Inovec  Mts.,  crossed  polars.  Fig.  8.

Cluster of graphite crystals in metaquartzite. Pliešiny-1, Považský

Inovec  Mts.  Fig.  9.  Synsedimentary  crack  in  a  clast  of  graphitic

metaquartzite, filled by surrounding psammitic sediment of Scyth-

ian age. NNE from Kadlubek, Malé Karpaty Mts. Fig. 10. Chlorit-

ic metaquartzite penetrated by “chevron“ pressure lamellae (inclu-

sions  trails  in  quartz  oriented  45°  to  the  foliation  plane).  Predné

Šišoretné near Dolné Orešany, Malé Karpaty Mts.

▲

PLATE  IV

259

PLATE  V

260

LOWER  TRIASSIC  QUARTZITES  OF  THE  WESTERN  CARPATHIANS

261

Differences in the spatial distribution of some

rock types

The  composition  of  the  clastic  material  of  the  Scythian

quartzites seems to be very similar in all localities. However

local differences may lead to identification of individual al-

luvial cones.

Tourmalinite rocks seem to be limited to the western part

of Slovakia and disappear north- and eastwards. They were

not found in the Malá Fatra Mts. (Ïuroviè 1973 and our re-

sult from the locality Chleb), High Tatra Mts. (detailed de-

scription  of  Turnau-Morawska  1955  and  Roniewicz  1966)

and eastern Slovakia (our research in Zemplín Horst) until

now.  Coarse-grained  tourmalinites  are  typical  of  the  Malé

Karpaty  (including  the  Hainburg  Hills)  and  Tribeè  Mts.

“Cryptic“ tourmalinites occur in the Považský Inovec Mts.,

Strážovské vrchy Mts. and Nízke Tatry Mts.

Striking  differences  concern  the  feldspars  in  quartzites.

They are almost totally absent in the Malé Karpaty Mts. (Fej-

diová 1971; also Mišík & Jablonský 1978). In subarcoses of

the Považský Inovec Mts. the feldspars possess a fine yel-

lowish kaolinite staining. The feldspars in sporadic samples

from the Strážovské vrchy Mts. and the Nízke Tatry Mts. are

usually clear with tiny inclusions.

There is a hope that in spite of apparent homogenization of

clasts several distributory provinces will be distinguished.

Transport directions derived from cross bedding

The transport of the material for Scythian quartzites was

evaluated from cross bedding (Pl. VI: Figs. 1–6). The mea-

surements of paleotransport directions were carried out in the

Polish part of the High Tatra Mts. by Dzulyñski & Gradzins-

ki (1960), in the Slovak part by us, in the Tribeè Mts. by Hók

(1989),  in  the  Malé  Karpaty  Mts.  by  Mišík  &  Jablonský

(1978), in the Považský Inovec Mts. by Mišík & Jablonský

(1999)  completed  by  new  samples.  The  data  coincide  well

with those from the Eastern Alps (Eisbacher 1963).

More than 80 % of all cross-beddings convicingly show a

paleotransport from the N and NW, from the outer side of the

Carpathian arc (Fig. 1). Broader dispersions at the remaining

localities  can  be  explained  by  meandering  ephemeral

streams, irregular morphology of the surface, later tectonic

factors (e.g. rotation of several scales in the Malé Karpaty

Mts.) and most probably by presence of eolian diagonal lam-

inations.

Sedimentary environment

The sedimentary environment can be characterized as open

fluvial  braidplain  of  sandy-pebbly  braided  rivers  a  similar

one  as  was  interpreted  by  Mader  (1985,  Fig.  26)  for  the

Buntsandstein time  —  the equivalent of our quartzites and

sandstones.

Diagonal  beddings  with  distinct  bedding-plane  partings

(Pl. VI: Figs. 2–6) are of fluvial origin. This interpretation is

supported also by frequent poorer sorting in those beds, rare

platy clasts in the foresets, single erosion channels and main-

ly by the erosion of the upper parts of diagonally laminated

beds by the overlying bed. The alternation of diagonally lam-

inated beds with those displaying parallel bedding reflects an

inconstant  intensity  of  flow.  Pebbly-supported  conglomer-

ates of channel facies are totally missing, only matrix-sup-

ported conglomerate intercalations occur. We regard them as

sediments  liquefied  during  the  flash  floods  transported  by

mass flows. Residual gravel sheet was formed as fluvial lags

on the bottom of shallow stream courses.

Diagonally laminated beds with bounding surfaces (Pl. VI:

Fig. 1) and beds with a trough cross-lamination could be of

eolian origin. Such types were rarely found in all the studied

core mountains with the exception of the High Tatra Mts. Eo-

lian activity is documented by ventifacts (Pl. V: Fig. 6) as

well as by quartzites with well-rounded sand grains (Pl. V:

Fig.  3).  The  eolian  origin  of  some  diagonal  beddings  was

also postulated by Hók (1989) from the Tribeè Mts.

The lower parts of the quartzites contain thin sandy-con-

glomeratic  intercalations  with  sparse  clasts  of  the  most  re-

sistent rocks. The largest diameter of clast in the majority of

localities was 6–8 cm, the record diameter was 30 cm (clast

of vein quartz, loc. Hrabníky, Považský Inovec Mts.). The

clasts are predominantly angular, rarely well rounded and lo-

cally  also  faceted  ventifacts  were  found  accompanied  by

well  rounded  and  sorted  eolian  sands  transformed  into

quartzites.

The degree of roundness of quartz grains in quartzites can-

not always be interpreted because the matrix is very rare to

absent,  and  outlines  of  grains  were  influenced  by  pressure

solution. They are well preserved only in eolian sands, where

quartz grains possess typical syntaxial rims (Pl. V: Fig. 3).

Due to the interstratal solution (“chemical compaction“ up to

20 %) the share of eolian and fluvial material cannot be ex-

actly interpreted from quartz grains in the thin sections. Feld-

spars are better for that purpose, because they are more re-

sistent against pressure solution.

Heavy minerals were not studied systematically, but it may

be stressed that in spite of frequent laminated stratification in

quartzites no laminar concentrations of heavy minerals (mi-

croplacers) occur, which is further evidence against the older

Plate V: Scythian quartzites. Fig. 1. Torsion of pressure lamellae

in  quartz  grains.  Šalgovce-Holý  vrch-3,  Považský  Inovec  Mts.,

crossed polars. Fig. 2. Angular quartz clasts oriented  along the “a“

axis at the upper plane of the quartzite layer  —  lag sediment in the

canal of a braided river. Zrkadlisko near Èastá, Malé Karpaty Mts.

Fig. 3. Syntaxial rims on well-rounded  quartz grains with coatings

attest the eolian origin for a part of the Scythian quartzites. Block in

Quaternary  sediments.  Jablonové-7,  Malé  Karpaty  Mts.  Fig.  4.

Asymmetrical ripples on the bedding surface of overturned quartz-

ite bed.  ENE from Biela Skala near Sološnica, Malé Karpaty Mts.

Width of the hammer — 10.7 cm in all pictures. Fig. 5. Idiomorphic

syntaxial feldspar overgrowth indentates in clastic quartz grain. Vo-

zokany,  Považský  Inovec  Mts.  Fig.  6.  Faceted  clast  (ventifact)  at-

tests eolian activity during the pauses  of the stream transport. 500

m  W  of  Hradište,  Považský  Inovec  Mts.  Fig.  7.  Abundant  barite

grains in the heavy fraction separated from the naturally disintegrat-

ed Scythian quartzites. Donovaly, Nízke Tatry Mts.

▲

PLATE  VI

262

LOWER  TRIASSIC  QUARTZITES  OF  THE  WESTERN  CARPATHIANS

263

opinion  of  their  marine  origin.  Scythian  quartzites  overlie

granitoids or phyllites. There is no relation between the com-

position of the clasts in the quartzites and these underlying

rocks. The material was deposited on a peneplanized area.

Interpretation of source area

The  source  area  was  formed  predominantly  by  granitoids

and Permian strata. The primary source of the granitoids  —

uplifted granitoid basement, is shown by the presence of kal-

ifeldspars sometimes with relicts of crystal habit. The absence

of granitoid pebbles can indicate strong mechanical disintegra-

tion under an arid, desert climate.

We suppose that the greater part of the source area was cov-

ered by Permian strata represented by abundant clasts of acid

volcanites. Pyroclastic rocks prevailed over lavas. Quartz por-

phyries were accompanied by postvolcanic rocks like jaspers.

Intermediary volcanites are very rare, the basic ones are absent

due to their instability. Their Stephanian  —  or Permian age is

indicated by silicified Coniferae  —  araucarite Dadoxylon sp.

fragments and by pollen grains of Coniferae.

The maturity of the psephitic clasts suggests that the majori-

ty of them originate from a secondary source; they were al-

most all redeposited from Permian conglomerates.

Abundant  graphitic  metaquartzites,  quartz-tourmalinitic

rocks  and  lydites  with  radiolarians  evoke  a  supposition  that

metamorphosed complexes were also uncovered. But in such a

case some less resistent rocks also had to be present with re-

gard to the well-preserved feldspars. In the quartzites, quartz

grains with acicular inclusions typical of more intensely meta-

morphosed complexes are almost totally lacking.

The Lower Paleozoic complexes supplying the Permian and

Lower Triassic conglomerates were primary poor in carbonate

rocks.  No  chert  nodules  from  limestones  were  identified.  A

single ostracode silicite is probably a product of hydrothermal

silicification.

The most frequent psephitic clasts, more than 95 %, belong

to the white vein quartz, which was probably formed by lateral

secretion  within  phyllites,  but  not  even  a  small  enclave  of

phyllite occurs in them. Neither vermicular chlorite nor metal-

lic minerals were identified in the vein quartz.

Conclusions

Scythian quartzites were deposited by sandy braided rivers

in an open plain. Rare psephitic clasts transported by fluidized

sandy debris flows formed the channel lag on the bottom of

shallow streams (Pl. V: Fig. 2). They contain the most resistent

rocks  (Fig.1,  Pls.  I–IV):  vein  quartz,  tourmalinitic  rocks,

quartz  porphyries  (rhyolites),  rare  intermediate  volcanites,

postvolcanic products such as jaspers and hematitic quartzites,

graphitic metaquartzites, lydites sometimes with phantoms of

radiolarians, fragments of silicified wood Dadoxylon sp., lim-

nosilicites with pollen grains and a single silicite with ostra-

codes.  Intermittent  eolian  transport  is  documented  by  local

rounding of psammitic grains with syntaxial rims (Pl. V: Fig.

3) and ventifacts (Pl. VI: Fig. 6).

The source area was formed predominantly by granitoids

and  their  Permian  cover.  The  primary  source  of  granitoids

from an uplifted basement is shown by currently present kal-

ifeldspars with relicts of crystal habit. The total absence of

granitoid pebbles is a sign of strong mechanical disintegra-

tion under an arid, desert climate. Eroded Permian strata are

represented  by  abundant  clasts  of  acid  volcanites  and

postvolcanic silicites. The Stephanian–Permian age is indi-

cated by silicified Coniferae and their pollen grains. Pebbles

of resistent Lower Paleozoic rocks were probably redeposit-

ed from Permian conglomerates. Paleozoic complexes were

primarily  poor  in  carbonate  rocks;  no  chert  nodules  from

limestones were identified.

Cross-bedding  measurements  (Fig.  1;  Pl.  VI:  Figs.  1–6)

show that the material for the quartzites of the Central Western

Carpathians was transported from the N, NW, from Bohemian

Massif, or from the Armorican Massif, if the supposed large

left-lateral  shift  (Michalík  1994)  took  place.  There  are  not

enough data to test these hypotheses. It can only be noted that

the nearest relicts of Permian strata in the Boskovice and Blan-

ik Furrows lack the volcanic rocks what would prove against

the first hypothesis. Tourmalinites found in the southern part

of the Moldanubian Unit and Svratka Dome (Kebrt et al. 1984)

will later be compared in detail, but it may be stressed that no

spherulitic aggregates were mentioned there in contrast to our

material. Where the Armorican Massif is concerned, compari-

son with tourmalinitic rocks from Permian conglomerates in

Britain (Allen 1976; Jiang et al. 1999) might be useful.

Perhaps more sophisticated methods (e.g. radiometric study

of zircons) will make it possible to say more in future. A com-

parative study of Scythian quartzites from the Western Alps is

badly needed.

Acknowledgements: The authors would like to express their

gratitude to Doc. J. Michalík (Geological Institute of Slovak

Academy  of  Sciences,  Bratislava)  and  Doc.  A.  Vozárová

(Department  of  Mineralogy  and  Petrology,  Faculty  of  Sci-

ences,  Comenius  University,  Bratislava)  for  their  valuable

comments.

References

Allen P. 1967: Strand-line pebbles in the Mid-Hastings Beds and the

geology of the London Uplands. Old Red Sandstone, New Red

Sandstone  and  other  pebbles.  Conclusion.  Proc.  Geol.  Assoc.

78, 241–276.

Borza  K.  1958:  Triassic  and  Liassic  quartzites  of  Belanské  Tatry

Mts. Geol. Sbor. SAV  9, 52–65 (in Slovak).

Plate  VI:  Cross  stratifications  in  Scythian  quartzites.  Fig.  1.

Megaripple  cross-lamination.  Kamenná  brána  near  Pezinok,  Malé

Karpaty.  Fig.  2.  Planar  angular  cross-bedding.  Devín  Castle,  Malé

Karpaty Mts. Length of the hammer 50 cm. Fig. 3. Planar tangential

cross-bedding in a bed about 60 cm thick. K¾aèno-Faèkovské sedlo,

Strážovské  vrchy  Mts.  Fig.  4.  Unusually  large  diagonal    bedding.

Èervený  Kameò,  near  Pálffy’s  tomb,  Malé  Karpaty  Mts.  Fig.  5.

Low-angle  tangential  cross-bedding.  Edge  of  the  Jahòaèí  Peak,

Vysoké Tatry Mts. Fig. 6. Planar tangential cross-bedding. 1.2 km

ESE of Havran Saddle, Považský Inovec Mts.

▲

264                                                                                MIŠÍK 

 

and  JABLONSKÝ

Birkenmajer  K.  &  Wieser  T.  1990:  Exotic  fragments  from  Upper

Cretaceous deposits near Jaworki, Pieniny Klippen Belt, Car-

pathians, Poland. Stud. Geol. Pol. 97, IX, 7–67.

Bukovanská M. & Mísaø Z. 1959: Pebbles from the metamorphosed

conglomerates of the Braná Series in Hrubý Jeseník Mts. Èas.

Mineral. Geol. 4, 291–270 (in Czech).

Chaloupský  J.  1963:  Conglomerates  in  the  Krkonoše  Crystalline.

Sbor. Ústø. Úst. Geol. 28, 143–190 (in Czech).

DŸulyñski S. & Gradziñski R. 1960: Source of the Lower Triassic

clastics in the Tatra Mountains. Bull. Acad. Pol. Sci., Sér. Géol.

Géogr. 8, 45–48.

Ïuroviè  V.  1973:  Petrography  of  Permian  and  Lower  Triassic  of

Malá Fatra Mts. Geol. Práce, Spr. 61, 129–142 (in Slovak).

Eisbacher H. 1963: Primäre gerichtete Gefüge und Paläogeographie

des alpinen Buntsandstein im Raume Innsbruck —  Saalfelden.

Veröff. Ferdinandeum Innsbruck 43, 113–141.

Fejdiová  O.  1971:  Sedimentary  petrology  of  the  Lower  Triassic

quartzites from the Vysoké Tatry and Malé Karpaty Envelope

Unit. Geol. Zbor. Geol. Carpath. 22, 49–77.

Fejdiová O. 1980: Liptovská Lúžna Sequence  —  formal Lower Tri-

assic  lithostratigraphic  unit.  Geol.  Práce,  Spr.  74,  85–95  (in

Slovak).

Fejdiová  O.  1985:  New  information  on  Lower  Triassic  Liptovská

Lužná Clastic Formation in the Central West Carpathians. Zá-

pad.  Karpaty,  Sér.  Mineral.,  Petrogr.,  Geochem.,  Metalogen.

10, 111–160 (in Slovak with English summary).

Hók J. 1989: Paleocurrent analysis and genesis of Lúžna Beds in SE

part of Tríbeè Mts. Region. Geol. Západ. Karpát 25, 137–141

(in Slovak with English summary).

Jiang S.Y., Yang J.H. & Palmer M.R. 1999: Chemical composition

of  tourmaline  from  the  Inch  Conglomerate  Formation,  Dingle

Peninsula,  SW  Ireland  and  their  implication  in  provenance

analysis. Chem. Erde Geochem. 59, 123–133.

Kebrt M., Lhotský P., Pertold Y.& Adam J. 1984: Tourmalinites and

tourmaline quartzites in the metamorphic rocks of the Bohemi-

an Massif. In: Korelace proterozoických a paleozoických strat-

iformních  ložisek  VII.,  ÚÚG  a  ÚG  Pøír.  fak.  UK.  85–101  (in

Czech).

Koutek J. 1931: Geological studies in the northwestern part of Níz-

ke Tatry Mts. Sbor. Stát. Geol.  Úst. ÈSR  9, 413–616 (in Czech

and French).

Losert  J.  1963:  Geology  and  petrography  of  the  western  part  of

¼ubietová Zone and adjacent Subtatric. Rozpr. Èes. Akad. Vìd

73 (in Czech).

Mader D. 1985: Aspects of fluvial sedimentation in the Lower Tri-

assic  Buntsandstein  of  Europe.  Springer  Verlag,  Berlin–

Heidelberg–New York, 1–626.

Martin  C.A.L.  &  Turner  B.R.1998:  Origins  of  massive-type  sand-

stones in braided river systems. Earth Sci. Rev. 44, 15–38.

Michalík J. 1994: Notes on the paleogeography and paleotectonics

of  the  Western  Carpathian  area  during  the  Mesozoic.  Mitt.

Österr. Geol. Gesell. 86, 1993, 101–110.

Miko O. & Hovorka D. 1978: Quartz-tourmalinitic rocks of the Ve-

poride crystalline complex in the Nízke Tatry Mts. Západ. Kar-

paty, Sér. Mineral., Petrogr., Geochem., Metalogen. 5, 7–28 (in

Slovak).

Mišík M. & Aubrecht R. 1994: The source of rock fragments in the

Jurassic crinoidal limestones of the Penninicum (Klippen Belt,

Western Carpathians). Geol. Carpathica 45, 159–170.

Mišík M. & Jablonský J. 1978: Lower Triassic quartzites and con-

glomerates in Malé Karpaty Mts. (pebble analysis, transport di-

rections, genesis). Acta  Geol. Geogr. Univ. Comen. 33, 5–36

(in Slovak with German summary).

Mišík  M.  &  Jablonský  J.  1999:  Lower  Triassic  quartzites  of  the

Western  Carpathians:  source  of  clastics,  and  transport  direc-

tions. Geol. Carpathica, Spec. Issue 50, 58–59.

Mišík  M.,  Sýkora  M.  &  Jablonský  J.  1991:  Strihovce  conglomer-

ates and South-Magura Exotic Ridge (West Carpathians). Zá-

pad.  Karpaty,  Sér.  Geol.  14,  7–72  (in  Slovak  with  English

summary).

Mišík M., Sýkora M, Mock R. & Jablonský J. 1991: Paleogene Proè

conglomerates  of  the  Klippen  Belt  in  the  West  Carpathians,

material  from  Neopieninic  Ridge.  Acta  Geol.  Geogr.  Univ.

Comen., Geol. 46, 9–101.

Radwañski  A.  1959:  Petrographical  study  of  the  Liassic  of  High-

Tatric Succession. Przegl. Geol. 5, 359–362.

Roniewicz P. 1966: Lower Werfenian (Seisian) clastics in the Tatra

Mts. Acta Geol. Pol. 16, 1–90 (in Polish with English summary).

Soták J. 1990: Pebbles of Mesosoic carbonate rocks in the western

part of the Carpathian Flysch Belt: lithofacies, microfacies, in-

terpretation of their origin. Manuscript, Thesis, GU SAV,  Bra-

tislava,  1–380 (in Slovak).

Soták J. et al. 1996: Geological structure of Levoèské vrchy Mts. In:

Rudinec  R.,  Magyar  J.  &  Ostrolúcky  P.  (Eds.):  Flysch  of  the

Eastern  Slovakia.  Manuscript  —  Final  report,  Bratislava,    1–

1193 (in Slovak).

Šimová M. 1985: Pebbles of magmatic rocks in the Cretaceous con-

glomerates of the western part of the Klippen Belt and Manín

Zone. Západ. Karpaty, Sér. Mineral., Petrogr., Geochem., Met-

alogen. 10, 9–110 (in Slovak).

Turnau-Morawska  M.  1953:  Keuper  in  Tatra  Mts.,  its  petrography

and sedimentology. Acta Geol. Pol. 3, 33–102 (in Polish).

Turnau-Morawska  M.  1955:  Remarks  concerning  sedimentation  of

the Werfen Beds in Tatra. Rocz. Pol. Tow. Geol. 23, 1953, 37–

52 (in Polish with English summary).

Uher  P.  1999:  Clasts  of  tourmaline-rich  rocks  in  Lower  Triassic

quartzites, the Tatric Unit, Central Western Carpathians: tour-

maline  composition  and  problem  of  source  area.  Geol.  Car-

pathica, Spec. Issue 50, 140–141.

Vetters W. 1970: Zur Geologie des SW-Abschnittes des Wechselge-

bietes zwischen Rettenberg und Feistritztal (Steiermark, Öster-

reich).  Mitt.  Gesell.  Geol.-  u.  Bergb.-  Studenten  Wien  19,

71–102.

Vozárová-Minarovièová A. 1966: Tourmalinized rocks found in the

Permian of ¼ubietová Zone. Geol. Práce, Spr. 40, 165–167 (in

Slovak).

Worden R.H. & Rushton J.C. 1992: Diagenetic K-feldspar textures:

a TEM study and model for diagenetic feldspar growth. J. Sed.

Petrology 62, 779–789.

Ženiš P. & Hvožïara P. 1985: Tourmaline — an important mineral

for  investigations  in  the  Veporic  crystalline.  In:  Veselský  J.,

Beòka J. & Gbelský A. (Eds.): Accessory minerals, their petro-

genetic  and  metallogenetic  significance.  GÚDŠ,  Bratislava,

107–114 (in Slovak).