AMPHIBOLITE PEBBLES FROM MIOCENE CONGLOMERATES (PANNONIAN BASIN)                              355

GEOLOGICA CARPATHICA, 54, 6, BRATISLAVA, DECEMBER 2003

355–366

ECLOGITE AND GARNET AMPHIBOLITE PEBBLES FROM MIOCENE

CONGLOMERATES (PANNONIAN BASIN, HUNGARY):

IMPLICATIONS FOR THE VARISCAN METAMORPHIC EVOLUTION

OF THE TISZA MEGAUNIT

PÉTER HORVÁTH

1

, GÁBOR KOVÁCS

2 

and GYÖRGY SZAKMÁNY

3

1

Laboratory for Geochemical Research, Hungarian Academy of Sciences, Budaörsi út 45, H-1112 Budapest, Hungary;

phorvath@geochem.hu

2

Department of Mineralogy, Geochemistry and Petrology, University of Szeged, Egyetem út  2–4, H-6724 Szeged, Hungary;

kovacsg@sol.cc.u-szeged.hu

3

Department of Petrology and Geochemistry, Eötvös University, Pázmány Péter sétány 1/C, H-1117 Budapest, Hungary;

szakmany@iris.geobio.elte.hu

(Manuscript received September 6, 2002; accepted in revised form June 23, 2003)

Abstract: Eclogite and garnetiferous amphibolite pebbles were found in Miocene conglomerates directly overlying the

Variscan crystalline basement of the Tisza Megaunit in the Pannonian Basin of Hungary. Peak metamorphic conditions

were in the medium temperature part of the eclogite facies (600–650 °C, 13–15 kbar) with garnet, omphacitic pyroxene,

quartz and rutile as primary assemblage. Breakdown from peak P-T conditions resulted in symplectitic intergrowth of

clinopyroxene, plagioclase and quartz. Continuous retrogression involving garnet caused formation of the matrix assem-

blage of clinopyroxene, plagioclase, amphibole, ilmenite and quartz. Amphibole-plagioclase porphyroblasts formed

during the last stage of retrogression. Amphibole-bearing symplectites record P-T conditions of 500–570 °C and 8–

12 kbar in garnetiferous amphibolite, but no pyroxene was detected there. K-Ar geochronological data on amphibole

show 348±13 Ma cooling ages which is nearly 100 Ma younger than previously suggested. Final uplift to surface condi-

tions occurred in Miocene times causing the first appearance of exotic metabasite pebbles in clastic sedimentary rocks.

Key words: Variscan Orogeny, Pannonian Basin, Tisza Megaunit, thermobarometry, garnetiferous amphibolite, eclogite.

Introduction

Eclogites and other high-pressure metabasic rocks are impor-

tant for establishing the pressure-temperature (P-T) conditions

during  subduction  and/or  collision.  Within  the  European

Variscan Orogenic Belt, eclogites — although volumetrically

minor — are widely distributed (for review see O’Brien et al.

1990)  testifying  to  high-pressure  (HP)  event(s)  during  the

polymetamorphic evolution of the orogen.

As HP metamorphic rocks are quite rare in the Pannonian

Basin  (and  especially  in  the  Tisza  Megaunit,  e.g.  Ravasz-

Baranyai  1969),  pebbles  found  in  Miocene  conglomerates

represent  important  markers  for  the  pre-Alpine  and  Alpine

geodynamic history of the area. Description of various rock

types, not exposed in the Mecsek Mts (SW Hungary) and ad-

jacent areas had revealed the significance of exotic pebbles in

Neogene clastic sediments (Szakmány & Józsa 1994). There-

fore, the careful petrographic investigation of these conglom-

erates can provide a tool for the better understanding of events

which  affected  the  geological  evolution  of  the  Tisza  Mega-

unit.

The main goal of this study is to present petrological and

geochronological data on eclogite and garnetiferous amphibo-

lite samples, newly discovered from Miocene sediments in the

SW  part  of  the  Tisza  Megaunit.  Furthermore,  the  pressure-

temperature conditions of metamorphic evolution of these ex-

otic rocks and their significance for the pre-Alpine evolution

of the Tisza  Megaunit are discussed.

Geological setting

The Tisza Megaunit (Fig. 1) originated from the northern,

European margin of Tethys by mostly Meso-Alpine horizon-

tal displacements of microplates (Géczy 1973; Kovács 1982;

Kázmér & Kovács 1985). It forms the basement of S Hunga-

ry,  and  is  bounded  by  the  Mid  Hungarian  (or  Zagreb-Zem-

plín) Line to the north, whereas it can be followed over the

state boundary to Northern Croatia and Serbia (Yugoslavia),

and to Western Transylvania (Romania) in the southern and

eastern directions, respectively.

Szederkényi  (1984)  divided  the  pre-Alpine  (mostly

Variscan)  basement  complexes  of  the  Tisza  Megaunit  into

two major parts: the Parautochthon Unit and the South Hun-

garian Nappe (or Békés-Codru Unit). The prevailing rocks of

both units are paragneisses and micaschists with minor am-

phibolites and — in some areas — marble intercalations. Vo-

luminous syncollisional, S-type Variscan granitoids are also

found in various parts of the Tisza Megaunit (Buda & Nagy

1995). In SW Hungary, the Parautochthon Unit is composed

of the Babócsa, Baksa and Mórágy Complexes (Fig. 2). The

first two are built up predominantly by metapelites, while the

latter is dominated by granitoids.

In  general,  the  first  metamorphic  event  recorded  in  the

Parautochthon Unit is characterized by Barrow-type amphibo-

lite facies regional metamorphism. This event was overprinted

by a low-pressure Variscan event closely related to granitoid

magmatism ranging from sub-greenschist facies up to the am-

356                                                                       HORVÁTH, KOVÁCS

 

and SZAKMÁNY

phibolite facies. Árkai (1984) and Árkai et al. (1985) calculat-

ed peak conditions of metamorphism of 500–600 °C and 5–

9 kbar for gneisses, micaschists and intercalated amphibolites,

which were thought to be pre-Variscan (Lelkes-Felvári & Sas-

si  1981).  Árkai  et  al.  (1985)  elaborated  alternative  pre-

Variscan–Variscan  polycyclic  and  Variscan  polyphase  mod-

els.  At  present  no  isotopic  ages  older  than  Variscan  are

available for the metamorphic basement of the Tisza Megaunit

Fig. 1. Main tectonostratigraphic units of the Pannonian Basin and

neighbouring areas. Black square shows the enlarged area in Fig. 2.

Fig. 2. Pre-Tertiary geological map of SW Hungary showing the main basement units, ultramafic bodies (Gyód, Helesfa and Ófalu) are indi-

cated by black spots. a — covered, b — uncovered, almost all pre-Permian complexes are covered.

(Lelkes-Felvári  et  al.  1996).  This  can  be  due  to  the  intense

Variscan  metamorphism.  Horváth  &  Árkai  (2002)  reported

Alpine  (Cretaceous)  amphibolite  facies  metamorphism  with

peak conditions of 650 °C and 9 kbar from metapelites from

the Békés-Codru Unit.

Non-metamorphic Late Paleozoic overstep sequences were

deposited  on  different  parts  of  the  Parautochthon  Unit

(Kovács et al. 2000). The oldest formation overlying all the

basement  complexes  in  the  southwestern  part  of  the  Tisza

Megaunit is the fluviatile, Upper Carboniferous Téseny Sand-

stone, belonging to an active continental margin/volcanic arc

provenance  (Varga  et  al.  2000),  and  missing  in  other  areas.

Subsequent Lower Permian and Mesozoic formations occur in

the entire area, but they do not form a continuous cover above

the basement.

Lower-middle Miocene (Eggenburgian-Carpathian (?lower

Badenian))  fluviatile  formations  occupy  large  areas  in  the

Mecsek Mountains and its surroundings (Szakmány & Józsa

1994). The coarse-grained Szászvár Formation and the fine-

grained Budafa Formation represent the lowest part of this se-

quence. In these sequences, conglomerate beds appear in huge

amounts and this kind of sedimentation reaches a considerable

thickness (in some boreholes several hundred meters). Hámor

(1970)  assumed  that  the  two  formations  differ  in  age,  but

Máthé et al. (1997) considered them to be heteropic. The rock

type, the size of clasts, as well as the amount and proportion of

AMPHIBOLITE PEBBLES FROM MIOCENE CONGLOMERATES (PANNONIAN BASIN)                              357

different clast types in these conglomerate beds, are strongly

variable, depending on the accumulation area. Small amounts

(generally  <1 %)  of  garnetiferous  amphibolite  (retrograde

eclogite?) pebbles occur only in the westernmost part of the

area covered by the Miocene conglomerates. The size of the

pebbles varies greatly, between 0.5 and 25 cm. The roundness

of the clasts is poor, they generally show a subangular shape.

The garnetiferous amphibolite pebble presented in this paper

comes from a conglomerate outcrop of the Szászvár Forma-

tion near the Helesfa serpentinite body (Fig. 2).

The borehole Gyód-2 (Fig. 3), from which the investigated

eclogite  sample  comes,  is  located  in  the  central  part  of  the

Baksa Complex (Fig. 2) above the so-called Gyód magnetic

anomaly 5–7 km in length and 300–500 m in width. The ser-

pentinite body strikes WNW-ESE, similar to that of the medi-

um-grade  metapelitic  country  rocks  (mainly  micaschists,

paragneisses  and  amphibolites).  It  has  tectonic  contact  with

the country rocks. According to Szederkényi (1976) the rocks

of the Baksa Complex suffered prograde, Barrovian regional

metamorphism changing from the chlorite zone (in the north)

to the sillimanite zone (in the south). A clockwise P-T path

with early kyanite-staurolite, and younger sillimanite was re-

ported  from  the  paragneiss-micaschist  rocks  of  the  borehole

Baksa-2 located in the southern edge of the Baksa Complex

(Árkai et al. 1999). Király (1996) obtained P-T estimates of

550–650 °C and 5–7 kbar for amphibolites from the borehole

Gyód-3. The Mecsekalja Tectonic Zone borders the complex

(Fig. 2) in the north, which was a regional shear zone during a

late stage of the Variscan Orogeny (Ar-Ar ages on micas in

the  range  of  270–300 Ma;  Lelkes-Felvári  et  al.  2000).  The

zone was still active during the Alpine Orogeny, as it sepa-

rates  Variscan  metamorphic  rocks/granitoids  and  non-meta-

morphic Mesozoic sediments of the Mecsek Mts (Fig. 2). To

the south, Permian sediments and rhyolites, and Mesozoic for-

mations of the Villány Mts are exposed.

Below  the  Pleistocene–Lower  Pannonian  sediments  and

basal conglomerate layer (with the eclogite pebbles), a nearly

vertical serpentinite body was drilled in the Gyód area. In a

narrow central slab a relatively fresh harzburgite zone occurs.

Balla (1981) described the serpentinite together with other ser-

pentinite bodies near Helesfa and Ófalu (Fig. 2) as dismem-

bered  fragments  of  obducted  oceanic  lithosphere.  Beside

eclogite and garnetiferous amphibolite, serpentinite and quartz

pebbles are found in the basal conglomerate layer. The peb-

bles are moderately rounded with a diameter ranging between

0.5 and 10 cm (max. 15 cm) and are cemented by yellowish

white carbonate material with Limnocardium fossils.

Methods

Chemical analyses of minerals were carried out with a JEOL

JXCA-733 electron microprobe equipped with 3 WDS in the

Laboratory  for  Geochemical  Research,  Hungarian  Academy

of Sciences, Budapest. The measuring conditions were: 15 kV

acceleration  voltage;  40 nA  sample  current;  electron  beam

with  a  diameter  of  5 

µ

m;  5 s  counting  time.  Matrix  effects

were corrected by using the ZAF method. The following stan-

dards were used for quantitative analysis: orthoclase (K, Al,

Si), synthetic glass (Fe, Mg, Ca), spessartine (Mn), rutile (Ti)

and albite (Na).

K/Ar measurements were performed in the Institute of Nu-

clear  Research  of  the  Hungarian  Academy  of  Sciences

(ATOMKI), Debrecen. The interlaboratory standards Asia 1/65,

HD-B1, LP-6 and GL-0 as well as atmospheric Ar were used

for control and calibration of analyses. Details of the instru-

ments,  the  applied  methods  and  results  of  calibration  have

been described by Balogh (1985) and Odin et al. (1982). K/Ar

ages were calculated using the constants proposed by Steiger

& Jäger (1977).

The mineral abbreviations used in this study follow Kretz

(1983) and Bucher & Frey (1994).

Petrography and mineral chemistry

Mineral  assemblages  and  representative  compositions  of

minerals used in thermobarometric calculations are presented

here and listed in Tables 1 to 5. Cation numbers are calculated

for 12 oxygens for garnet, 6 for clinopyroxene, 8 for plagio-

clase and 23 for amphibole. Fe

2+

/Fe

3+

 ratios were calculated

by charge balance for garnet and clinopyroxene, the structural

formulae of amphibole come from Robinson et al. (1982).

Eclogite

The eclogite pebble from the basal conglomerate overlying

the Gyód serpentinized ultramafic body in the borehole Gyód-2

(Figs. 2 and 3) is rounded, non-foliated and 8 cm in length. A

fine-grained greyish matrix and coarse-grained reddish brown

Fig. 3. Simplified cross-section of the Gyód ultramafic body and ad-

jacent area. The boreholes cross-cutting the ultramafic body and the

metapelitic country rocks are also indicated.

358                                                                       HORVÁTH, KOVÁCS

 

and SZAKMÁNY

garnets can be seen in the hand specimen. The eclogite con-

sists of garnet, clinopyroxene, amphibole, plagioclase, quartz,

subordinate  biotite,  chlorite,  carbonate,  and  accessory  rutile

and ilmenite.

Garnet forms an- or subhedral porphyroblasts (4–10 mm in

size) with cores full of inclusions such as quartz, plagioclase,

amphibole, opaque minerals and tiny omphacite grains with a

jadeite content of 34–36 % (Fig. 4a,b). The rim is free of in-

clusions.  The  garnets  are  surrounded  by  a symplectite  com-

posed of clinopyroxene, plagioclase, rare quartz and ilmenite

(Fig. 4b).  Clinopyroxene  forms  coarse-grained,  vermicular

grains  intergrown  with  plagioclase  indicating  breakdown  of

an  earlier  formed  phase  (Na-richer  omphacitic  clinopyrox-

ene). Cpx is diopside with low Al and Na content (jadeite is

less  than  5 %),  whereas  Mg/(Mg+Fe

2+

)  is  0.74.  Plagioclase

occurring in symplectite is An

18–19

. The grain size of the sym-

plectite-forming minerals is ca. 50–100 

µ

m. Fine-grained am-

phibole-bearing clinopyroxene-plagioclase-quartz assemblage

is dominant in the matrix of the sample. It has a smaller grain

size (<50 

µ

m) than the symplectite and contains rare garnets

as well. Clinopyroxene is augite with higher Mg/(Mg+Fe

2+

)

ratio, and slightly higher Al content than Cpx of the symplec-

tite. Plagioclase shows slightly lower An content than Pl in

symplectite  (16 %).  Amphibole  is  rich  in  TiO

2

  (more  than

1 wt. %) and falls into the magnesio-hornblende field in the

nomenclature of Leake et al. (1997). Ilmenite flakes may oc-

cur together with this mineral assemblage.

Garnet  cores  show  low  Sps  content  (less  than  1 %),  high

Grs (21–25 %) with Prp and Alm contents of 18–21 %, and

54–56 %, respectively. In the triangular diagram of Coleman

et al. (1965) the garnet core compositions plot into the field of

C type eclogite, but quite close to type B (Fig. 5). Two com-

positionally  different  garnet  rims  can  be  seen,  which  are  in

contact  with  the  symplectite  and  the  matrix,  respectively

(Fig. 6a). The highest Alm and lowest Prp contents were mea-

sured where symplectite is found near the garnet rims. Grs and

Sps  do  not  show  any  changes  from  the  core  compositions.

Garnet rims not in contact with the symplectite have Sps con-

tent over 1 % with Grs down to 20–23 %, whereas Alm con-

tents are similar to those in the core. Prp is somewhat higher

than in the core regions. Small garnets (max. 1 mm) in the ma-

trix domain have compositions similar to garnet rims in con-

tact with the matrix assemblages.

Large  prismatic  hypidioblasts  of  amphibole  sometimes

form  kelyphitic  rims  on  garnet  or  overgrow  the  symplectite

 

Eclogite

Symplectite

Matrix

Retrograde

Garnet

Omphacite

Ca-pyroxene

Rutile

Quartz

Plagioclase

Amphibole

Ilmenite

Biotite

Chlorite

Epidote

 

 

Table 1: Mineral assemblages of the eclogite sample. In the garne-

tiferous  amphibolite  only  symplectite  (without  Ca-pyroxene)  and

matrix assemblages are recognized. See text for details.

 

Rock type 

Eclogite 

 

 

 

 

 

 

Amphibolite 

Stage 

eclogite 

 

contact with sympl 

contact with matrix 

in matrix 

core 

rim 

SiO

2

 

38.73 

38.23 

38.15 

37.82 

38.87 

38.68 

39.08 

38.47 

38.68 

TiO

2

 

0.04 

0.09 

0.15 

0.27 

0.02 

0.04 

0.08 

0.01 

0.08 

Al

2

O

3

 

21.38 

22.27 

21.88 

21.81 

22.53 

22.05 

22.33 

21.48 

21.68 

FeO* 

25.60 

25.62 

25.90 

26.99 

25.19 

25.24 

24.57 

26.39 

28.07 

MnO 

0.37 

0.30 

0.43 

0.48 

0.58 

0.47 

0.48 

1.23 

1.33 

MgO 

5.50 

4.66 

4.93 

4.39 

6.15 

5.66 

5.42 

4.07 

4.71 

CaO 

8.35 

9.11 

8.56 

7.76 

7.43 

8.25 

8.84 

8.71 

6.34 

Na

2

O 

0.01 

0.03 

0.04 

0.00 

0.02 

0.02 

0.02 

0.00 

0.00 

K

2

O 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

Total 

99.98 

100.31 

100.04 

99.52 

100.79 

100.41 

100.82 

100.36 

100.89 

  

 

  

cation numbers on the basis of 12 oxygens 

  

  

Si 

3.014 

2.972 

2.977 

2.977 

2.984 

2.991 

3.001 

3.009 

3.010 

Ti 

0.002 

0.005 

0.009 

0.016 

0.001 

0.002 

0.005 

0.001 

0.005 

Al 

1.961 

2.040 

2.012 

2.023 

20.390 

2.009 

2.021 

1.980 

1.988 

Fe

2+

 

1.629 

1.665 

1.688 

1.777 

1.617 

1.632 

1.578 

1.706 

1.819 

Fe

3+

 

0.037 

0.000 

0.002 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.020 

0.007 

Mn 

0.024 

0.020 

0.028 

0.032 

0.038 

0.031 

0.031 

0.081 

0.088 

Mg 

0.638 

0.540 

0.573 

0.515 

0.704 

0.652 

0.620 

0.474 

0.546 

Ca 

0.696 

0.759 

0.716 

0.654 

0.611 

0.683 

0.727 

0.730 

0.529 

Na 

0.002 

0.004 

0.006 

0.000 

0.003 

0.003 

0.003 

0.000 

0.000 

K 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

Total 

8.003 

8.005 

8.011 

7.995 

7.996 

8.003 

7.985 

8.000 

7.991 

  

  

Prp 

21.35 

18.10 

19.20 

17.29 

23.70 

21.75 

20.98 

15.86 

18.32 

Alm 

54.53 

55.82 

55.95 

59.66 

54.46 

54.43 

53.37 

57.03 

61.02 

Sps 

0.81 

0.66 

0.95 

1.07 

1.27 

1.02 

1.05 

2.72 

2.94 

Grs 

21.46 

25.43 

23.70 

21.97 

20.58 

22.79 

24.60 

23.41 

17.36 

 

Table 2: Representative chemical composition of garnets used in thermobarometric calculations. FeO* = Fe total.

AMPHIBOLITE PEBBLES FROM MIOCENE CONGLOMERATES (PANNONIAN BASIN)                              359

and matrix assemblage clearly postdating them (Fig. 4a). The

average size is 200 

µ

m and some of them are strongly corrod-

ed by retrograde chlorite. This amphibole generation is tscher-

makite with lower FeO, TiO

2

 and higher MgO content than

amphibole in the matrix, and occurs together with Ca-richer

plagioclase (with An content of 18 %). Anhedral quartz with

coronas  of  amphibole  and  clinopyroxene  (see  above)  may

reach 250–300 

µ

m in the matrix, but smaller grains occur in

the symplectites. Amphibole-clinopyroxene corona developed

around quartz grains near garnets. Similar textures were found

in garnet-clinopyroxene amphibolites (retrogressed eclogites)

in  the  Tatra  Mts,  Western  Carpathians  (Janák  et  al.  1996).

Mineral compositions in the corona are similar to the matrix.

Quartz can also be found around altered amphibole and rare bi-

otite. Subordinate biotite is very rare and breaks down to chlo-

rite  and  fine-grained  white  mica.  Rutile  forms  xenoblastic

grains 30–60 

µ

m in length, both in the garnets and in the sym-

plectites, where it occurs together with ilmenite. It can be found

exclusively as an inclusion in garnet or in the symplectite zone,

but never in the matrix which contains only ilmenite.

Garnetiferous amphibolite

The pebbles are fine-grained, and have a predominant green

colour with small red garnets. Nematoblastic garnet-bearing

amphibolites  consist  mainly  of  amphibole  and  plagioclase,

 

Stage 

eclogite 

sympl 

matrix 

SiO

2

 

54.17 

52.64 

52.87 

TiO

2

 

0.14 

0.09 

0.10 

Al

2

O

3

 

10.30 

1.63 

2.74 

FeO* 

5.74 

9.12 

6.37 

MnO 

0.02 

0.07 

0.07 

MgO 

9.31 

12.96 

14.09 

CaO 

14.66 

21.83 

22.34 

Na

2

O 

5.21 

0.93 

1.22 

K

2

O 

0.00 

0.00 

0.00 

Total 

99.55 

99.27 

99.80 

  

 

 

  

                cation numbers on the basis of 6 oxygens 

  

 

 

  

Si 

1.954 

1.971 

1.943 

Al

IV

 

0.046 

0.029 

0.057 

T site 

2.000 

2.000 

2.000 

  

 

 

  

Al

VI

 

0.391 

0.043 

0.062 

Fe

3+

 

0.008 

0.033 

0.052 

Ti 

0.004 

0.003 

0.003 

Mg 

0.500 

0.723 

0.772 

Fe

2+

 

0.096 

0.199 

0.112 

M1 site 

1.000 

1.000 

1.000 

  

 

 

  

Fe

2+

 

0.069 

0.055 

0.032 

Mn 

0.001 

0.002 

0.002 

Ca 

0.567 

0.876 

0.880 

Na 

0.364 

0.067 

0.087 

M2 site 

1.000 

1.000 

1.000 

Total 

4.004 

4.016 

4.026 

  

 

 

  

mg# 

0.75 

0.74 

0.80 

Jd 

35.63 

3.49 

3.46 

 

Table 3: Representative chemical composition of pyroxenes used in

thermobarometric  calculations.   FeO* = Fe total,  mg# = Mg/

(Mg+Fe

2+

).

 

Rock type  Eclogite 

 

 

Amphibolite 

Stage 

sympl  matrix 

late 

sympl  matrix 

SiO

2

 

63.48 

63.81 

63.19 

63.92 

65.78 

TiO

2

 

0.00 

0.08 

0.02 

0.01 

0.00 

Al

2

O

3

 

24.03 

22.67 

23.56 

22.70 

21.44 

FeO* 

0.17 

0.16 

0.08 

0.20 

0.27 

MnO 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

MgO 

0.00 

0.00 

0.00 

0.03 

0.01 

CaO 

3.73 

3.44 

3.84 

3.55 

2.60 

Na

2

O 

9.12 

9.48 

9.19 

9.49 

10.07 

K

2

O 

0.07 

0.02 

0.13 

0.12 

0.10 

Total 

100.60 

99.80 

100.01 

100.02 

100.27 

  

 

 

 

 

  

                cation numbers on the basis of 8 oxygens 

  

 

 

 

 

  

Si 

2.783 

2.821 

2.789 

2.821 

2.886 

Ti 

0.000 

0.003 

0.001 

0.000 

0.000 

Al 

1.242 

1.181 

1.226 

1.181 

1.109 

Fe

3+

 

0.060 

0.006 

0.003 

0.007 

0.010 

Mn 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

Mg 

0.000 

0.000 

0.000 

0.002 

0.001 

Ca 

0.175 

0.163 

0.182 

0.168 

0.122 

Na 

0.775 

0.813 

0.786 

0.812 

0.857 

K 

0.004 

0.009 

0.007 

0.007 

0.005 

Total 

4.985 

4.996 

4.994 

4.997 

4.990 

 

 

 

 

 

  

An 

18.36 

16.55 

18.62 

17.01 

12.41 

Ab 

81.23 

82.54 

80.63 

82.31 

87.03 

Or 

0.41 

0.91 

0.75 

0.68 

0.56 

 

Table 4: Representative chemical composition of amphiboles used

in  thermobarometric  calculations.  FeO* = Fe  total,  mg# = Mg/

(Mg+Fe

2+

).

Table 5: Representative chemical composition of plagioclases used

in thermobarometric calculations. FeO* = Fe total.

 

Rock type   Eclogite 

 

Amphibolite 

Stage 

 matrix 

 late 

in garnet 

matrix 

SiO

2

 

45.28 

45.35 

49.59 

42.83 

TiO

2

 

1.24 

0.60 

0.27 

0.76 

Al

2

O

3

 

11.32 

12.94 

6.36 

13.49 

FeO* 

11.35 

9.87 

15.27 

17.51 

MnO 

0.05 

0.09 

0.35 

0.39 

MgO 

13.85 

14.73 

13.40 

10.11 

CaO 

11.19 

11.64 

10.99 

9.81 

Na

2

O 

2.24 

2.19 

1.27 

2.74 

K

2

O 

0.37 

0.39 

0.17 

0.52 

Total 

96.89 

97.80 

97.67 

98.16 

  

 

 

 

  

                 cation numbers on the basis of 23 oxygens 

  

 

 

 

  

Si 

6.560 

6.455 

7.137 

6.232 

Al

IV

 

1.440 

1.545 

0.863 

1.768 

T site 

8.000 

8.000 

8.000 

8.000 

  

 

 

 

  

Al

VI

 

0.493 

0.626 

0.216 

0.545 

Ti 

0.135 

0.064 

0.029 

0.083 

Fe

3+

 

0.504 

0.565 

0.813 

1.127 

Mg 

2.991 

3.125 

2.874 

2.193 

Fe

2+

 

0.871 

0.610 

1.025 

1.004 

Mn 

0.006 

0.010 

0.043 

0.048 

C site 

5.000 

5.000 

5.000 

5.000 

  

 

 

 

  

Ca 

1.737 

1.776 

1.695 

1.529 

Na 

0.263 

0.224 

0.305 

0.471 

B site 

2.000 

2.000 

2.000 

2.000 

  

 

 

 

  

Na 

0.366 

0.380 

0.049 

0.302 

K 

0.038 

0.071 

0.031 

0.096 

A site 

0.434 

0.451 

0.080 

0.398 

Total 

15.606 

15.642 

15.351 

15.785 

 

 

 

 

  

mg# 

0.77 

0.84 

0.74 

0.69 

 

360                                                                       HORVÁTH, KOVÁCS

 

and SZAKMÁNY

some garnet, quartz and opaque minerals; accessories are apa-

tite, zircon, rutile and biotite.

Garnets (up to 1–2 mm) are rounded and corroded grains

looking fresh in the internal parts, but altered to epidote (and

very rarely biotite) on the rims (Fig. 4c,d). Due to late brittle

tectonic effects some grains are disintegrated, and plagioclase

has crystallized among the remnants. Microprobe analyses of

garnets  show  distinct  core  and  rim  compositions  (Figs. 5

and 6b). Garnet cores have Grs content over 20 %, with Alm

ranging between 54 and 57 % and Prp at ca. 15 %. Rim com-

positions  are  represented  by  higher  Alm  (around  60 %),

whereas Grs is less than 20 % (11 to 18 %). Prp is also higher

on the rims. Sps does not show any great variation, and is gen-

erally around 2–3 %.

Two  generations  of  amphibole  can  be  recognized  in  the

studied samples. The first has a small grain size (30–40 

µ

m),

occurring  as  green/yellowish  blasts,  and  generally  forming

symplectites (Fig. 4c,d) with fine-grained plagioclase (+/–epi-

Fig. 4. Microtextures in the investigated eclogite (a, b) and garnetiferous amphibolite sample (c, d). (a) BSE image of the eclogite sample.

Note garnet with inclusion-rich core and inclusion-free rim (broken line shows core-rim boundary). Large amphibole (Am) and plagioclase

postdate the earlier-formed symplectite. Ilmenite can be found exclusively in the matrix. (b) Enlarged view of centre of Fig. 4a. Eclogitic as-

semblage of omphacite, quartz and rutile in garnet core replaced by Ca-clinopyroxene and plagioclase. (c) BSE image of garnetiferous am-

phibolite sample. Relict, corroded garnet and symplectitic intergrowth of amphibole and plagioclase replaced by late amphibole (Am) and

plagioclase (Pl). Ilmenite (Ilm) occurs both in the symplectite and the matrix. (d) BSE image of garnetiferous amphibolite sample. Garnet

(Grt) altered to epidote (Ep) on the rims occurs together with symplectitic intergrowth of amphibole and plagioclase (Sympl). Matrix is com-

posed of amphibole (Am), plagioclase (Pl) and ilmenite (Ilm).

AMPHIBOLITE PEBBLES FROM MIOCENE CONGLOMERATES (PANNONIAN BASIN)                              361

dote) after a previous phase (presumably omphacitic clinopy-

roxene). Amphibole and plagioclase can also be found as in-

clusions in garnet core regions. Amphibole compositions plot

in  the  magnesio-hornblende  field  (Leake  et  al.  1997),  with

SiO

2

  around  49  wt. %  and  Al

2

O

3

  over  13  wt. %,  whereas

Na

2

O is lower than 1.5 wt. %. Plagioclase is An

14–17

.

Coarse-grained  (1–1.5 mm),  dark  green–yellowish  green

hypidioblasts of amphibole and plagioclase with polysynthet-

ic  twins  (Fig. 4c)  form  the  matrix  assemblage.  In  very  rare

cases amphibole is replaced by biotite. It is richer in Al

2

O

3

,

Na

2

O and TiO

2

, and poorer in SiO

2

 and MgO relative to the

symplectite-forming amphibole. This is tschermakite accord-

ing to the nomenclature of Leake et al. (1997). Plagioclase is

richer in Na (An

10–12

) compared to symplectitic plagioclase.

All large matrix amphibole and plagioclase grains show wavy

extinction, and the larger plagioclase grains are disintegrated

into smaller parts similarly to garnets.

The coarse-grained opaque minerals (mostly ilmenite) are

corroded, in some cases leucoxenized. The other opaque phas-

es are very fine-grained euhedral magnetite crystals. Among

the  accessories  there  is  a  large  amount  of  apatite.  Rutile  is

rare, occurring as inclusions in amphibole or in plagioclase.

Rare zircon appears as very fine-grained euhedral crystals.

Thermobarometry

Before performing any P-T calculations, it is worth trying

to determine whether the observed mineral compositions true-

ly reflect various stages of metamorphism or they show com-

Fig. 5. Chemical composition of garnets: (a) (Alm+Sps)–Grs–Prp triangle of Coleman et al. (1965), and (b) Alm–Grs–Prp triangle.

Fig. 6. Compositional zoning profile of garnet in eclogite (a), and in garnetiferous amphibolite (b). Note the distinct core-rim compositions

in amphibolite garnet.

362                                                                       HORVÁTH, KOVÁCS

 

and SZAKMÁNY

positional readjustments to retrograde processes. The compo-

sitional changes observed in clinopyroxenes (omphacitic Cpx

in the core of garnet, Na-poor cpx in the symplectites) clearly

demonstrate the change from eclogite facies to lower-P (most

probably amphibolite facies) conditions. This is supported by

the presence of rutile exclusively in garnet cores, and ilmenite

occurring in the matrix and symplecite assemblages. Amphib-

ole can be found in the matrix with clinopyroxene and plagio-

clase, and with plagioclase as kelyphitic rims replacing garnet

or postdating the matrix. Kelyphitic amphiboles have lower Ti

content  indicating  lower-T  conditions  (Ernst  &  Liu  1998).

The close compositional range of most of the plagioclases in

different textural domains seems to cause some ambiguity in

the geothermobarometrical calculations. One of the reasons is

that plagioclases reequilibrated after the formation of the ma-

trix  assemblage.  However,  reequilibration  of  plagioclase  is

not very probable, because cation diffusion in plagioclase is

known  to  be  quite  slow  (Grove  et  al.  1984).  In  the  case  of

pressure  increase  the  An  component  of  the  plagioclase  de-

creases with increasing Grs in coexisting garnet. We observed

decreasing An content in plagioclases of symplectite and ma-

trix, respectively, but Grs did not show any increase. The ma-

trix has amphibole of magnesio-hornblende composition with

significant Ca content presumably coming from clinopyrox-

ene and/or garnet. Plagioclases overgrowing the matrix with

amphibole have An content higher than in the matrix reflect-

ing the change from cpx-bearing assemblages to amphibole-

plagioclase assemblage.

The  computer  program  THERMOBAROMETRY  of  Kohn

& Spear (1995) with various calibrations (see below) was used

for pressure-temperature (P-T) determinations. P-T calculations

were  also  performed  with  the  TWEEQU  program  (version

2.02)  of  Berman  (1991)  using  the  thermodynamic  dataset  of

Berman (1988), and activity models for garnet (Berman 1990),

clinopyroxene (Berman et al. 1995), amphibole (Mäder & Ber-

man 1992) and plagioclase (Fuhrman & Lindsley 1988).

Eclogite

Temperatures  for  the  eclogite  stage  were  estimated  using

several  calibrations  of  the  garnet-clinopyroxene  Fe-Mg  ex-

change thermometer. Using the core compositions of garnet

together  with  omphacite  inclusions  the  temperature  of  the

eclogite  stage  was  between  670–700  °C  with  the  Ellis  &

Green (1979) calibration which seems to be a slight overesti-

mate.  The  calibration  of  Krogh  (1988)  and  Krogh-Ravna

(2000) gave 600–650 °C, 50–60 °C less than the Ellis & Green

(1979) method. The pressure is 13–15 kbar (minimum P) using

the jadeite content of omphacitic clinopyroxene for the eclog-

ite  (Holland  1980  and  1983).  The  TWEEQU  method  gave

slightly  higher  T  (650–740  °C)  than  the  Grt-Cpx  exchange

thermometers. These data indicate that the eclogite equilibrated

at the medium temperature (MT) field of Carswell (1990). Pres-

sure-temperature  data  for  the  large  matrix  amphibole-plagio-

clase pairs were ca. 470 °C and 8–10 kbar (Plyusnina 1982).

Garnetiferous amphibolite

Garnet-hornblende  Fe-Mg  exchange  thermometry  from

Graham & Powell (1984) and garnet-plagioclase-hornblende-

Fig. 7. Pressure-temperature conditions for the eclogite and garne-

tiferous  amphibolite  samples,  constrained  by  thermobarometric

data. Hornblende K-Ar age data from amphibolite are also shown.

Aluminosilicate triple point according to Holdaway (1971), stability

of omphacite (Jd

35

 and Jd

50

) according to Holland (1983).

quartz barometry from Kohn & Spear (1990) were performed

for garnet rim and adjacent hornblende and plagioclase in the

symplectites. These estimates are 500–570 °C and 8–12 kbar.

The  same  P-T  range  was  obtained  with  inclusions  of  horn-

blende and plagioclase in garnet. For the retrograde stage we

obtained ca. 500 °C and 8 kbar with the method of Plyusnina

(1982).

The  obtained  P-T  conditions  for  the  various  assemblages

are shown in Fig. 7. The P-T results indicate that the late (ret-

rograde) stage of metamorphism in the investigated eclogite

and garnetiferous amphibolite samples occurred at similar P-T

conditions.

Geochronology

The garnetiferous amphibolite sample was analysed by the

K-Ar method to establish the age bracket of metamorphism

(or  cooling).  We  used  separated  amphibole  fractions  after

checking  that  the  majority  of  the  amphibole  porphyroblasts

belong to one mineral assemblage (matrix phase). The sam-

ples gave 348±13 Ma age data. Since the closure temperature

of the hornblende K-Ar system is between 450–550 °C (e.g.

McDougall  &  Harrison  1988),  and  the  calculated  tempera-

tures for the garnetiferous amphibolite is close to this bracket,

we conclude that the analysed sample was formed at around

348±13 Ma. Unfortunately, we were unable to derive any age

data from the eclogite sample (and it would be highly prob-

lematic or impossible).

Discussion

Paleotectonic implications

The investigated exotic pebbles of metabasites clearly be-

long to the crystalline basement of the Baksa Complex of the

AMPHIBOLITE PEBBLES FROM MIOCENE CONGLOMERATES (PANNONIAN BASIN)                              363

Tisza Megaunit according to their tectonic position and petro-

graphic  features.  Eclogite  was  first  described  by  Ravasz-

Baranyai (1969) from the area, but without detailed petrologi-

cal  and  mineral  chemical  data,  thus  geothermobarometric

information is still lacking. The mineral assemblage is kyan-

ite, phengite and margarite in additional to garnet, amphibole,

quartz and rare omphacitic pyroxene, so they seem to be dif-

ferent  from  the  rock  type  presented  here,  although  kyanite-

bearing  and  kyanite-free  eclogites  are  common  together  in

eclogite areas (e.g. Miller & Thöni 1997). M. Tóth (1995) re-

ported garnet-bearing amphibolites (highly retrogressed eclog-

ites) from the eastern part of the Tisza Megaunit, but the P-T

results he obtained are on the lower-T limit of the eclogite fa-

cies (600–650 °C, 10–12 kbar), and the eventual shape of the

P-T path is controversial. He stated that peak P-T conditions

were followed by retrogression into the greenschist facies, and

then an amphibolite facies overprint occurred at near isobaric

conditions.

The Variscan evolution of the basement complexes of the

Tisza Megaunit is still an open question. Kovács et al. (2000)

outlined  the  following  scenario:  1.  HP-LT  metamorphism

(eclogite relicts of Ravasz-Baranyai 1969 and M. Tóth 1995).

This event is inferred to occur at about 400–440 Ma (Rb-Sr

method,  Svingor  &  Kovách  1981).  The  biggest  problem  of

these age data is that these results were obtained on amphibo-

lite xenoliths showing features of a late higher-T recrystalliza-

tion caused by Variscan granitoids (Király 1996). 2. MP-MT

Barrow-type metamorphism which is characteristic of the en-

tire  area  of  the  Tisza  Megaunit  (for  details  see  “Geological

setting”). 3. LP-HT metamorphism closely related to granitoid

magmatism. The latter two events took place between 350 and

270 Ma. The greatest concern with the published geochrono-

logical results is that most of them are biotite and white mica

K-Ar  or  biotite  Rb-Sr  ages,  so  they  represent  only  cooling

ages. Furthermore, the P-T conditions of the rocks from which

the  dated  minerals  had  been  separated  are  not  unambigous.

While most authors generally accept the Variscan age of the

MP-MT  Barrow-type  metamorphism,  there  is  controversy

about the age of the earlier HP metamorphism. Our new K-Ar

data of 348±13 Ma obtained on amphibole fractions from the

garnetiferous amphibolite better supports the Variscan age of

the HP event.

P-T path

Petrographic investigations and mineral chemical data show

a continuous change from eclogite facies assemblage (garnet,

omphacitic cpx, rutile and quartz) through the lower-P assem-

blage  of  clinopyroxene-bearing  symplectite  to  the  cpx-am-

phibole-bearing matrix (HP amphibolite facies). The locally

occurring mineral assemblage of late amphibole and plagio-

clase point to amphibolite facies conditions.

Peak conditions of eclogite formation are 600–650 °C  and

13–15 kbar  based  on  garnet-clinopyroxene  exchange  ther-

mometry and jadeite content of omphacite (minimum P). No

information is available for the early, prograde part of the P-T

path.  The  breakdown  of  the  eclogite  facies  assemblage  oc-

curred  in  several  steps.  Omphacitic  clinopyroxene  broke

down  to  Na-poor  clinopyroxene  and  Ca-rich  plagioclase  to

produce the symplectite (reaction 1a):

omphacite + quartz = clinopyroxene + plagioclase

The  different  Mg/(Mg+Fe

2+

)  ratios  for  clinopyroxenes  in

the symplectite and in the matrix suggest that garnet partici-

pated in the reaction responsible for the formation of the ma-

trix assemblage (Franceschelli et al. 1998). It is probable to

assume that garnet was also involved in reaction (1):

garnet (core) + omphacite + quartz = garnet (rim) + clinopy-

roxene + plagioclase + amphibole                      (reaction 1b)

Late amphibole-plagioclase pairs formed at ca. 470 °C and

8–10 kbar via the following reaction (2):

garnet (rim) + clinopyroxene + H

2

O = amphibole + plagio-

clase

or via reaction (3):

garnet (rim) + H

2

O = plagioclase + amphibole + quartz

Rutile partly transformed to ilmenite at the same time with

reactions (2 and 3), because it is only present in garnet cores

and in the symplectites.

In the garnetiferous amphibolite sample only a symplectite

stage and a retrograde (matrix) stage can be recognized. P-T

calculations  resulted  in  500–570 °C  and  8–12 kbar  for  the

symplectites,  and  ca.  500 °C  and  8  kbar  for  the  retrograde

stage.  Despite  the  fact  that  no  eclogite  facies  relicts  can  be

recognized  in  the  amphibolite,  the  presence  of  symplectites

and  the  similar  P-T  conditions  obtained  for  the  retrograde

stages  in  both  samples  indicate  that  the  investigated  rocks

formed in a similar tectono-metamorphic setting.

Comparison with other Variscan eclogite terranes

The nearest crystalline basement outcrops to the investigat-

ed  area  are  in  the  Eastern  Alps  and  in  the  Dinarides.  At

present,  the  P-T  conditions  and  age  relations  of  pre-Alpine

and Alpine metamorphism in the Dinaridic area are not well

established. Neubauer et al. (1999) presented the distribution

of pre-Alpine metamorphism in the Eastern Alps. Pre-Alpine

eclogites  outcrop  in  the  Penninic  basement  of  the  Tauern

Window  with  conditions  of  620±100 °C,  >12 kbar  (Droop

1983)  and  400–500 °C,  8–12 kbar  (Zimmermann  &  Franz

1989).  The  age  of  eclogite  facies  metamorphism  is

415±18 Ma (U-Pb on zircon) or 421±16 Ma (Sm-Nd method)

according to von Quadt et al. (1997). In the Ötztal area of the

Middle Austroalpine nappe complex ca. 730 °C and 27 kbar

were  estimated  by  Miller  &  Thöni  (1995)  for  the  Variscan

eclogite  formation  (359±18 Ma  and  373±20 Ma,  Sm-Nd

method  on  garnet  and  whole-rock;  Miller  &  Thöni  1995).

From the Speik Complex (Hochgrössen, Middle Austroalpine

unit) Faryad et al. (2002) obtained an average temperature of

700 °C and a minimum pressure of 15 kbar. Ar-Ar radiomet-

ric data of amphibole in textural equilibrium with omphacite

gave  397.3±7.8 Ma.  In  the  Ulten  Complex  (Austroalpine

basement)  along  the  Periadriatic  fault  Hauzenberger  et  al.

(1996) and Höller & Hoinkes (1996) found a two-stage evolu-

tion  recorded  in  eclogites.  They  found  ca.  700±50 °C  and

364                                                                       HORVÁTH, KOVÁCS

 

and SZAKMÁNY

>15 kbar for the peak metamorphic conditions in the eclogite

facies.  Subsequent  decompression  took  place  at  ca.

600±50 °C and 6–7 kbar. Gebauer & Grünenfelder (1978) re-

ported U-Pb zircon ages of 326–332 Ma for the Ulten Com-

plex rocks. Von Räumer (1998) concluded that although the

tectonic and metamorphic history of the basement units of the

Alps can be compared to that of the Variscan crust in the Al-

pine foreland, most of these basement rocks do not represent

the  direct  southern  continuation  of  Variscan  structural  ele-

ments evident in the Massif Central or the Bohemian Massif.

Most Hungarian authors agree that the Variscan medium-

grade metamorphics of the Tisza Megaunit show great simi-

larities to the European Variscides, especially to the Moldanu-

bian Zone of the Bohemian Massif (for recent review, refer to

Kovács et al. 2000). For this reason, we turned our attention to

the eclogites of the Bohemian Massif and tried to find similar

petrographic features and P-T evolution. Medaris et al. (1995)

reviewed the eclogites of the Bohemian Massif and divided

them into various groups based on geochemical data, tectonic

setting and P-T conditions. Comparing their data to our results

supports the idea that the eclogite occurring in the SW part of

the Tisza Megaunit shows great similarities to eclogites of the

Monotonous Series of the Moldanubain Zone (minimum T-P

conditions  are  615–705 °C  and  13–15 kbar  there).  Unfortu-

nately,  the  exact  age  of  eclogite  formation  is  still  undeter-

mined  there,  but  is  most  likely  older  than  380  Ma  (Matte

1986;  Franke  1989).  Recently,  Medaris  et  al.  (1998)  found

prograde eclogite in the Gföhl Nappe, which is the uppermost

allochthonous unit in the Moldanubian Zone. This result im-

plies that eclogite facies metamorphism was probably Early

Carboniferous in age, rather than Late Devonian as stated by

Petrakakis (1997). In additional to eclogites, HP granulites are

also important features of the Moldanubian Zone and the Eu-

ropean Variscides (e.g. Carswell & O’Brien 1993; O’Brien &

Carswell 1993; O’Brien et al. 1997; Cooke 2000), but so far

this rock type has not been found in the Tisza Megaunit. Since

we have no age of eclogite in the Tisza Megaunit, our compari-

sons are not justified and there are several other possibilities.

Conclusions

1.  The  investigated  HP  metabasite  samples  (eclogite  and

garnetiferous  amphibolite)  occur  in  Miocene  conglomerates

resting on top of the Variscan crystalline basement of the SW

part of the Tisza Megaunit, Hungary. Geochronological data

show cooling ages for amphiboles at around 348±13 Ma sug-

gesting a Variscan retrogression of the rocks which contradics

the earlier results (400–440 Ma; Svingor & Kovách 1981).

2. Peak metamorphic conditions were in the MT part of the

eclogite facies (600–650 °C, 13–15 kbar) with garnet, ompha-

citic pyroxene, quartz and rutile as primary assemblage. Dur-

ing the breakdown from peak P-T conditions symplectitic in-

tergrowth  of  clinopyroxene,  plagioclase  and  quartz  formed.

Continuous  retrogression  involving  garnet  caused  formation

of  the  matrix  assemblage.  Amphibole-plagioclase  porphyro-

blasts  represent  the  last  stage  of  retrogression.  Amphibole-

bearing symplectites record similar P-T conditions in garnetif-

erous amphibolite, but no pyroxene was detected there.

3. The investigated metabasites and serpentinites were em-

placed  in  the  medium-grade  metasedimentary  country  rocks

(recording  no  signs  of  HP  metamorphism)  after  the  main

metamorphic event (270–320 Ma). Final uplift to surface con-

ditions occurred in Miocene times and caused the first appear-

ance of HP metabasite pebbles in clastic sedimentary rocks.

Acknowledgments: The authors got valuable help and com-

ments from Prof. Péter Árkai, which substantially improved

the  quality  of  an  early  version  of  the  manuscript.  We  are

greatful to S.W. Faryad, M. Janák and T.M. Tóth for thorough

and constructive reviews. Thanks are due to Ms. N. Szász for

preparing the microprobe samples. Field and some of the lab-

oratory  work  were  financially  supported  by  the  Hungarian

National  Science  Fund  (OTKA)  Grants  T 014121  and

T 022938 to Gy. Sz.

References

Árkai  P.  1984:  Polymetamorphism  of  the  crystalline  basement  of

the Somogy-Dráva Basin (Southwestern Transdanubia, Hunga-

ry). Acta Mineral. Petrogr. Szeged 26, 129–153.

Árkai P., Nagy G. & Dobosi G. 1985: Polymetamorphic evolution

of the South Hungarian crystalline basement, Pannonian Basin:

geothermometric  and  geobarometric  data.  Acta  Geol.  Hung.

28, 165–190.

Árkai P., Horváth P. & Nagy G. 1999: A clockwise P-T path from

the  Variscan  basement  of  the  Tisza  Unit,  Pannonian  Basin,

Hungary. Geol. Croatica 52, 109–117.

Balla  Z.  1981:  Plate  tectonics  interpretations  of  the  South  Trans-

danubian ultramafics. Acta Mineral. Petrogr. Szeged 25, 3–24.

Balogh K. 1985: K/Ar dating of Neogene volcanic activity in Hun-

gary:  Experimental  technique,  experiences  and  methods  of

chronologic studies. Institute of Nuclear Research of the Hun-

garian Academy of Sciences (ATOMKI) Rep., D/1, 277–288.

Berman  R.G.  1988:  Internally-consistent  thermodynamic  data  for

minerals  in  the  system  Na

2

O-K

2

O-CaO-MgO-FeO-Fe

2

O

3

-

Al

2

O

3

-TiO

2

-H

2

O-CO

2

. J. Petrology 29, 445–522.

Berman  R.G.  1990:  Mixing  properties  of  Ca-Mg-Fe-Mn  garnets.

Amer. Mineralogist 75, 328–344.

Berman R.G. 1991: Thermobarometry using multi-equilibrium cal-

culations.  A  new  technique,  with  petrologic  applications.  Ca-

nad. Mineralogist 29, 835–855.

Berman R.G., Aranovich L.Y. & Pattison D.R.M. 1995: Reanalysis

of the garnet-clinopyroxene Fe-Mg exchange thermometer. II.

Thermodynamic analysis. Contr. Mineral. Petrology 30–42.

Bucher  K.  &  Frey  M.  1994:  Petrogenesis  of  metamorphic  rocks.

Springer, Berlin–Heidelberg–New York, 1–318.

Buda Gy. & Nagy G. 1995: Some REE-bearing accessory minerals

in two types of Variscan granitoids, Hungary. Geol. Carpathi-

ca 46, 67–78.

Brügel A., Dunkl I., Frisch W., Kuhlemann J. & Balogh K. 2000:

The record of Periadriatic volcanism in the Eastern Alpine Mo-

lasse  zone  and  its  palaeogeographic  implications.  Terra  Nova

12, 42–47.

Carswell  D.A.  1990:  Eclogites  and  eclogite  facies:  definitions  and

classifications. In: Carswell D.A. (Ed.): Eclogite  facies  rocks.

Blackie, Glasgow, 1–13.

Carswell  D.A.  &  O’Brien  P.J.  1993:  Thermobarometry  and  geo-

tectonic  significance  of  high-pressure  granulites.  Examples

from  the  Moldanubian  Massif,  Lower  Austria.  J.  Petrology

34, 427–459.

AMPHIBOLITE PEBBLES FROM MIOCENE CONGLOMERATES (PANNONIAN BASIN)                              365

Coleman  R.G.,  Lee  D.E.,  Beatty  L.B.  &  Brannock  W.W.  1965:

Eclogites  and  eclogites:  Their  differences  and  similarities.

Geol. Soc. Amer. Bull. 76, 483–508.

Cooke R.A. 2000: High-pressure/temperature metamorphism in the

St.  Leonhard  Granulite  Massif,  Austria:  evidence  from  inter-

mediate  pyroxene-bearing  granulites.  Int.  J.  Earth  Sci.  89,

631–651.

Droop G. 1983: Pre-Alpine eclogites in the Penninic basement com-

plex of the Eastern Alps. J. Metamorph. Geology 1, 3–12.

Ellis D.J. & Green D.H. 1979: An experimental study of the effect

of  Ca  upon  garnet-clinopyroxene  Fe-Mg  exchange  equilibria.

Contr. Mineral. Petrology 71, 13–22.

Ernst W.G. & Liu J. 1998: Experimental phase-equilibrium study of

Al-  and  Ti-contents  of  calcic  amphibole  in  MORB — A  semi-

quantitative thermobarometer. Amer. Mineralogist 83, 952–969.

Faryad S.W., Melcher F., Hoinkes G., Puhl J., Meisel T. & Frank W.

2002: Relics of eclogite facies metamorphism in the Austroal-

pine  basement,  Hochgrößen  (Speik  complex),  Austria.  Miner.

Petrology 74, 49–73.

Franceschelli M., Eltrudis A., Memmi I., Palmeri R. & Carcangiu G.

1998:  Multi-stage  metamorphic  re-equilibration  in  eclogitic

rocks  from  the  Hercynian  basement  of  NE  Sardinia  (Italy).

Miner. Petrology 62, 167–193.

Franke W. 1989: Tectonostratigraphic units in the Variscan belt of

central Europe. Geol. Soc. Amer. Spec. Paper 230, 67–90.

Fuhrman  M.L.  &  Lindsley  D.H.  1988:  Ternary-feldspar  modeling

and thermometry. Amer. Mineralogist 73, 201–216.

Gebauer  D.  &  Grünenfelder  M.  1978:  U–Pb  zircon  dating  of  Al-

pine-type  garnet  peridotites,  example  Val  d’Ultimo  (eastern

Alps,  northern  Italy).  U.S.  Geol.  Surv.  Prof.  Pap.  Open-File

Rep. 78–101, 135–137.

Géczy B. 1973: The origin of the Jurassic faunal provinces and the

Mediterranean  plate  tectonics.  Ann.  Univ.  Sci.  Budapest  R.

Eötvös. Nom. Sect. Geol. 16, 99–114.

Graham C.M. & Powell R. 1984: A garnet-hornblende geothermom-

eter: calibration, testing and application to the Pelona Schists,

Southern California. J. Metamorph. Geology 2, 13–34.

Grove T.L., Baker M.B. & Kinzler R.J. 1984: Coupled CaAl–NaSi

diffusion in plagioclase feldspar: Experiments and applications

to  cooling  rate  speedometry.  Geochim.  Cosmochim.  Acta  48,

2113–2121.

Hámor  G.  1970:  The  Miocene  of  the  Eastern  Mecsek  Mts.  Ann.

Hung. Geol. Inst. 53, 1–483 (in Hungarian).

Hauzenberger  C.A.,  Höller  W.  &  Hoinkes  G.  1996:  Transition  of

eclogite  to  amphibolite-facies  metamorphism  in  the  Austroal-

pine Ulten Zone. Miner. Petrology 58, 111–130.

Holdaway M.J. 1971: Stability of andalusite and the aluminium sili-

cate phase diagram. Amer. J. Sci. 271, 97–131.

Holland  T.J.B.  1980:  The  reaction  albite  =  jadeite  +  quartz  deter-

mined experimentally in the range 600–1200 

o

C. Amer. Miner-

alogist 65, 129–134.

Holland  T.J.B.  1983:  The  experimental  determination  of  activities

in disordered and short-range ordered jadeitic pyroxenes. Con-

tr. Mineral. Petrology 82, 214–220.

Horváth  P.  &  Árkai  P.  2002:  Pressure-temperature  path  of

metapelites  from  the  Algyõ-Ferencszállás  area,  SE  Hungary:

thermobarometric  constraints  from  coexisting  mineral  assem-

blages and garnet zoning. Acta Geol. Hung. 45, 1–27.

Höller W. & Hoinkes G. 1996: Fluid evolution during high-pressure

partial melting in the Austroalpine Ulten Zone, Northern Italy.

Miner. Petrology 58, 131–144.

Janák M., O’Brien P.J., Hurai V. & Reutel C. 1996: Metamorphic

evolution  and  fluid  composition  of  garnet-clinopyroxene  am-

phibolites  from  the  Tatra  Mountains,  Western  Carpathians.

Lithos 39, 57–79.

Kázmér M. & Kovács S. 1985: Permian–Paleogene paleogeography

along  the  Eastern  part  of  the  Insubric–Periadriatic  lineament

system:  evidence  for  the  continental  escape  of  the  Bakony-

Drauzug Unit. Acta Geol. Hung. 28, 71–84.

Király  E.  1996:  New  results  on  the  research  of  polymetamorphic

basement  of  South-East  Transdanubia.  Földtani  Közlöny  126,

1–23 (in Hungarian, with English abstract).

Kohn M.J. & Spear F.S. 1990: Two new geobarometers for garnet

amphibolites,  with  applications  to  southeastern  Vermont.

Amer. Mineralogist 75, 89–96.

Kohn M.J. & Spear F.S. 1995: Thermobarometry. Dept. of Geology,

Renssealer Polytechnic Institute.

Kovács S. 1982: Problems of the “Pannonian Median Massif” and

the plate tectonic concept. Contributions based on the distri-

bution of Late Paleozoic–Early Mesozoic isopic zones. Geol.

Rdsch. 71, 617–640.

Kovács S., Szederkényi T., Haas J., Buda Gy., Császár G. & Nagy-

marosy A. 2000: Tectonostratigraphic terranes in the pre-Neo-

gene  basement  of  the  Hungarian  part  of  the  Pannonian  area.

Acta Geol. Hung. 43, 225–328.

Krogh  E.J.  1988:  The  garnet-clinopyroxene  Fe-Mg  geothermome-

ter–reinterpretation of existing experimental data.  Contr. Min-

eral. Petrology 99, 44–48.

Krogh-Ravna E. 2000: The garnet-clinopyroxene Fe

2+

-Mg geother-

mometer:  an  updated  calibration.  J.  Metamorph.  Geology  18,

211–219.

Kretz R. 1983: Symbols for rock-forming minerals. Amer. Mineral-

ogist 68, 277–279.

Leake B.E., Woolley A.R., Arps C.E.S., Birch W.D., Gilbert M.C.,

Grice J.D., Hawthorne F.C., Kato A., Kisch H.J., Krivovichev

V.G.,  Linthout  K.,  Laird  J.,  Mandarino  J.,  Maresch  W.V.,

Nickel  E.H.,  Rock  N.M.S.,  Schumacher  J.C.,  Smith  D.C.,

Stephenson  N.C.N.,  Ungaretti  L.,  Whitaker  E.J.W.  &  Youzhi

G. 1997: Nomenclature of Amphiboles: Report of the Subcom-

mittee on Amphiboles of the International Mineralogical Asso-

ciation  Commission  on  New  Minerals  and  Mineral  Names.

Mineral. Mag. 61, 295–321.

Lelkes-Felvári  Gy.  &  Sassi  F.P.  1981:  Outlines  of  the  pre-Alpine

metamorphism  in  Hungary.  In:  Karamata  S.  &  Sassi  F.P.

(Eds.): IGCP Project No. 5. Newsletter No. 3, Padova-Beograd,

89–99.

Lelkes-Felvári  Gy.,  Árkai  P.,  Sassi  F.P.  &  Balogh  K.  1996:  Main

features of the regional metamorphic events in Hungary: a re-

view. Geol. Carpathica 47, 257–270.

Lelkes-Felvári  Gy.,  Árkai  P.,  Frank  W.  &  Nagy  G.  2000:  Late

Variscan  ultramylonite  from  the  Mórágy  Hills,  SE  Mecsek

Mts., Hungary. Acta Geol. Hung. 43, 65–84.

M. Tóth T. 1994: Geochemical character of amphibolites from Tisza

Unit on the basis of incompatible trace elements. Acta Mineral.

Petrogr. Szeged 35, 27–39.

M. Tóth T. 1995: Retrograde eclogite in the crystalline basement of

the  Körös  Unit,  Hungary.  Acta  Mineral.  Petrogr.  Szeged  36,

117–129.

Máthé Z., Fórizs I., Tóth M. & Polgári M. 1997: Contributions to

the  clay  mineralization  and  zeolitization  of  the  Miocene  tuffs

in the Mecsek Mts., Hungary. Geol. Carpathica Series Clays 6,

47–55.

Mäder U.K. & Berman R.G. 1992: Amphibole thermobarometry, a

thermodynamic  approach.  Current  Research,  Part  E,  Pap.

Geol. Surv. Canada 92–1E, 393–400.

Matte P. 1986: Tectonics and plate tectonics model for the Variscan

belt of Europe. Tectonophysics 107, 25–56.

McDougall I. & Harrison T.M. 1988: Geochronology and thermo-

chronology by the 

40

Ar/

39

Ar method. Oxford University Press,

New York, 1–212.

Medaris G., Jelínek E. & Mísaø Z. 1995: Czech eclogites: Terrane

settings and implications for Variscan tectonic evolution of the

366                                                                       HORVÁTH, KOVÁCS

 

and SZAKMÁNY

Bohemian Massif. Eur. J. Mineral. 7, 7–28.

Medaris G., Fournelle J.H., Ghent E.D., Jelínek E. & Mísaø Z. 1998:

Prograde  eclogite  in  the  Gföhl  Nappe,  Czech  Republic:  new

evidence  on  Variscan  high-pressure  metamorphism.  J.  Meta-

morph. Geology 16, 563–576.

Miller C. & Thöni M. 1995: Origin of eclogites from the Austroal-

pine  Ötztal  basement  (Tirol,  Austria):  geochemistry  and  Sm-

Nd vs Rb-Sr isotope systematics. Chem. Geol. 122, 199–225.

Miller  C.  &  Thöni  M.  1997:  Eo-Alpine  eclogitisation  of  Permian

MORB-type  gabbros  in  the  Koralpe  (Eastern  Alps,  Austria):

new  geochronological,  geochemical  and  petrological  data.

Chem. Geol. 137, 283–310.

Neubauer F., Hoinkes G., Sassi F.P., Handler R., Höck V., Koller F.

&  Frank  W.  1999:  Pre-Alpine  metamorphism  in  the  Eastern

Alps. Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 79, 41–62.

O’Brien P.J., Carswell D.A. & Gebauer D. 1990: Eclogite formation

and distribution in the European Variscides. In: Carswell D.A.

(Ed.): Eclogite facies rocks. Blackie, Glasgow 1–396.

O’Brien P.J. & Carswell D.A. 1993: Tectonometamorphic evolution

of  the  Bohemian  Massif:  evidence  from  high-P  metamorphic

rocks. Geol. Rdsch. 84, 473–488.

O’Brien P.J., Kröner A., Jaeckel P., Hegner E., Zelazniewicz A. &

Kryza R. 1997: Petrological and isotopic studies on Palaeozoic

high-pressure  granulites,  Góry  Sowie  Mts.,  Polish  Sudetes.  J.

Petrology 38, 433–456.

Odin G.S., Adams C.J., Armstrong L.R., Bagdasaryan G.P., Baksi

K.A.,  Balogh  K.,  Barnes  I.L.,  Boelrijk  N.A.I.M.,  Bonadonna

F.P.,  Bonhomme  M.G.,  Cassignol  C.,  Chanin  L.,  Gillot  P.Y.,

Gledhill  A.,  Govindaraju  K.,  Haraka  R.,  Harre  W.,  Hebeda

E.H.,  Hunziker  J.C.,  Ingamells  C.O.,  Kawashita  K.,  Kiss  E.,

Kreutzer H., Long L.E., McDougall I., McDowell F., Mehnert

H.,  Montigny  R.,  Pasteels  P.,  Radicati  F.,  Rex  D.C.,  Rundle

C.C., Savelli C., Sonet J., Welin E. & Zimmermann J.L. 1982:

Interlaboratory  standards  for  dating  purposes.  In:  Odin  G.S.

(Ed.):  Numerical  dating  in  stratigraphy.  Wiley  and  Sons,

Chichester, New York, Brisbane, 123–149.

Petrakakis K. 1997: Evolution of Moldanubian rocks in Austria: re-

view and synthesis. J. Metamorph. Geology 15, 203–222.

Philippot  P.  1988:  Déformation  et  éclogitisation  progressives

d’une  croûte  océanique  subductée:  Le  Monviso,  Alpes  occi-

dentales. Constraintes cinématiques durant la collision alpine.

Documents  et  travaux.  Centre  Géologique  et  Géophysique

Université  des  Sciences  et  Techniques  du  Languedoc, Mont-

pellier, 19.

Plyusnina L.P. 1982: Geothermometry and geobarometry of plagio-

clase-hornblende-bearing assemblages. Contr. Mineral. Petrol-

ogy 80, 140–146.

von Quadt A., Günther D., Friscenknecht R. & Franz G. 1997: The

evolution  of  pre-Variscan  eclogites  of  the  Tauern  Window

(Eastern Alps): A Sm/Nd-, conventional and Laser ICP-MS zir-

con U-Pb study. Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 74, 265–279.

von Räumer J.F. 1998: The Paleozoic evolution in the Alps: from

Gondwana to Pangea. Geol. Rdsch. 87, 407–435.

Ravasz-Baranyai  L.  1969:  Eclogite  from  the  Mecsek  Mountains,

Hungary. Acta Geol. Hung. 13, 315–322.

Robinson P., Spear F.S., Schumacher J.C., Laird J., Klein C., Evans

B.W.  &  Doolan  B.L.  1982:  Phase  relations  of  metamorphic

amphiboles: natural occurrence and theory. In: Veblen D.R. &

Ribbe  P.H.  (Eds.):  Amphiboles:  Petrology  and  experimental

phase  relations.  Rewiews  in  Mineralogy  9B.  Mineral.  Soc.

Amer., Washington, 1–227.

Steiger  R.H.  &  Jäger  E.  1977:  Subcommission  on  geochronology:

convention on the use of decay constants in geo- and cosmo-

chronology. Earth Planet. Sci. Lett. 12, 359–362.

Svingor É. & Kovách Á. 1981: Rb-Sr isotopic studies on granodior-

itic  rocks  from  the  Mecsek  Mountains,  Hungary.  Acta  Geol.

Hung. 24, 295–307.

Szakmány  Gy.  &  Józsa  S.  1994:  Rare  pebbles  from  the  Miocene

conglomerate of Mecsek Mts., Hungary. Acta Mineral. Petro-

gr. Szeged 35, 53–64.

Szederkényi T. 1976: Barrow-type metamorphism in the crystalline

basement of Southeastern Transdanubia. Acta Geol. Hung. 13,

27–34.

Szederkényi T. 1984: Crystalline basement of the Great Hungarian

Plain  and  its  geological  connections.  D.Sc.  Thesis,  Budapest,

1–216 (in Hungarian).

Varga A., Szakmány Gy. & Józsa S. 2000: Geochemistry and prove-

nance  of  Carboniferous  sandstones:  a  case  study  in  boreholes

and redeposited Pebbles in Miocene conglomerate (Tisza Unit,

S  Hungary).  (Goldschmidt  2000  An  International  Conference

for  Geochemistry,  Oxford,  U.K.)  J.  Conference  Abstr.  5/2,

1045–1046.

Will T.M. & Schmädicke E. 2001: A first find of retrogressed eclog-

ites in the Odenwald Crystalline Complex, Mid-German Crys-

talline  Rise,  Germany:  evidence  for  a  so  far  unrecognised

high-pressure metamorphism in the Central Variscides.  Lithos

59, 109–125.

Zimmermann R. & Franz G. 1989: Die Eklogite der Unteren Schief-

erhülle;  Frosnitztal/Südvenediger  (Tauern,  Österreich).  Mitt.

Österr. Geol. Gesell. 81, 167–188.