METAMORPHISM OF THE SEDIMENTARY ROCKS FROM THE WESTERN CARPATHIANS                         367

GEOLOGICA CARPATHICA, 54, 6, BRATISLAVA, DECEMBER 2003

367–375

ALPINE LOW-GRADE METAMORPHISM OF THE PERMIAN-TRIASSIC

SEDIMENTARY ROCKS FROM THE VEPORIC SUPERUNIT,

WESTERN CARPATHIANS: PHYLLOSILICATE COMPOSITION

AND “CRYSTALLINITY” DATA

BRANISLAV LUPTÁK

1

, MARIAN JANÁK

1

, DUŠAN PLAŠIENKA

1*

 and SUSANNE TH. SCHMIDT

2

1

Geological Institute, Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, 840 05 Bratislava 45, Slovak Republic; branislav.luptak@savba.sk;

geolmjan@savba.sk

2

Département de Minéralogie, Rue des Maraîchers 13, 1211 Genève 4, Switzerland

*Present address: Department of Geology and Paleontology, Faculty of Natural Sciences, Comenius University Mlynská dolina,

842 15 Bratislava, Slovak Republic; plasienka@fns.uniba.sk

(Manuscript received December 10, 2002; accepted in revised form June 23, 2003)

Abstract: Alpine low-grade metamorphism related to Cretaceous orogeny has been investigated in the metasediments of

the Permian-Triassic cover in the Veporic Superunit, Western Carpathians. Metaclastic rocks and marbles show meta-

morphic grade of upper anchizonal to epizonal (greenschist facies) conditions according to the illite “crystallinity” mea-

surements. The chlorite thermometry of Cathelineau (1988) and Jowett (1991) yields a temperature of ca. 310–330 °C in

the northern part and ca. 335–380 °C in the central and eastern parts of the Veporic Superunit. A pressure of ca. 4–4.5 kbar

has been obtained from the white mica, K-feldspar and biotite-bearing rocks, supposing a temperature of ca. 380 °C. The

new results suggest higher temperature and lower pressure of the Alpine low-grade metamorphism than the previous

estimates. The P-T conditions of the Alpine low-grade metamorphism in the Veporic Superunit are in good agreement

with the observed deformational microtextures.

Key words: Alpine metamorphism, Western Carpathians, Veporic Superunit, Permian-Triassic cover, geothermobarometry,

“crystallinity” index.

Introduction

Vrána (1966) presented the first important petrographical and

mineralogical data on Alpine low-grade metamorphism in the

Veporic  Superunit  of  the  Western  Carpathians.  Plašienka  et

al. (1989) first reported the conditions of low-grade metamor-

phism  in  Mesozoic  metapelitic  rocks  of  parautochthonous

cover sequences of the Veporic Superunit based on the illite

“crystallinity”. Their results prove epizonal metamorphic con-

ditions accompanied by ductile overthrust deformations in the

southern  Veporic  cover  unit  and  decreasing  metamorphic

grade from epizonal to anchizonal conditions in the northern

Veporic cover unit. No mineral chemical data have been pub-

lished by the authors mentioned above. Later on, Korikovsky

et  al.  (1992,  1997)  discussed  the  conditions  of  Alpine  an-

chimetamorphism in the Veporic Superunit.

This study presents results on Alpine metamorphism in the

Veporic Superunit complementary to those reported recently

by Lupták et al. (2000) and Janák et al. (2001).

The  purpose  of  the  present  study  is:  (1)  to  determine  the

mineral parageneses and composition of individual minerals

in  the  low-grade  metasediments  from  the  Permian-Triassic

cover of the Veporic Superunit, (2) to evaluate the P-T condi-

tions of Alpine metamorphism, and (3) to correlate these re-

sults with illite and chlorite “crystallinity”.

Geological setting

The  pre-Tertiary  complexes  of  the  Central  Western  Car-

pathians (Plašienka et al. 1997) are composed of six main Slo-

vakocarpathian north-verging superunits: the Tatric, Veporic

and Gemeric thick-skinned basement/cover nappe stacks and

the Fatric, Hronic and Silicic detachment cover nappe systems

(e.g.  Biely  1989;  Tomek  1993;  Plašienka  et  al.  1997).  All

these units originated during the Cretaceous collisional short-

ening and stacking of the lower plate following the closure of

the Meliatic Ocean during the Late Jurassic and they may be

well correlated with the Austroalpine units of the Alps (Janák

et al. 2001).

The  Veporic  Superunit  (Fig. 1)  is  the  middle  of  the  three

major,  south-dipping,  thick-skinned  basement/cover  imbri-

cates. As a consequence of collisional thickening in the Creta-

ceous, the Veporic basement and its Permian-Triassic cover

experienced  regional  Alpine  metamorphism.  The  dominant

Veporic  macrostructure,  a  low-angle  normal  ductile  shear

zone, is interpreted as a master detachment fault, which ex-

humed the Veporic core by east-vergent unroofing (Plašienka

et al. 1999).

The Veporic cover complexes are in marginal position on

the crystalline basement or are only locally preserved in the

central part. The Late Paleozoic-Mesozoic sedimentary cover

368                                                               LUPTÁK, JANÁK, PLAŠIENKA and SCHMIDT

of the Veporic Superunit is subdivided into two parts — (a)

the  south-eastern  and  central  Foederata  Unit  and  (b)  the

northern Ve¾ký Bok Unit.

The Foederata Unit is scarcely preserved. It consists of low-

to medium-grade metamorphosed and highly foliated and de-

formed  rocks  of  sedimentary  origin  (Plašienka  et  al.  1997).

This  unit  includes  Upper  Permian  continental  clastics

(metasandstones and metaconglomerates), Scythian quartzites

and schists overlain by Middle to Late Triassic rocks, mostly

carbonates of a passive margin environment. No Jurassic sed-

imentary rocks have been observed.

The Ve¾ký Bok Unit comprises Permian red beds (¼ubie-

tová  Group,  Vozárová  &  Vozár  1988),  Scythian  quartzites,

Middle Triassic carbonate platform deposits, and Upper Tri-

assic,  continental  Carpathian  Keuper  Formation.  The  Rha-

etian and Lower Liassic littoral sedimentary rocks are super-

imposed  by  continuously  deepening  Upper  Liassic–Lower

Cretaceous deposits with typical spotted marls, nodular, cher-

ty and siliceous limestones, radiolarites and thick Neocomian

dark marly limestones, which represent the syn- and post-rift

sequences (Plašienka et al. 1997).

The deformational structural association of the area covered

by the Foederata Unit is dominated by a flat or moderately

NE-dipping  metamorphic/mylonitic  foliation  S

1

,  which  is

penetrative in both the topmost parts of the basement grani-

toids and in the Veporic cover units. The foliation planes show

a distinct stretching lineation L

1

 plunging generally to the east.

This deformation stage AD

1

 is completed by the moderately E-

to NE-dipping shear bands, which are mesoscopically penetra-

tive along the eastern margin of the Veporic dome (e.g. exten-

sional crenulation cleavage — ECC, or C’-type shear bands).

Tight to isoclinal folds F

1

 are frequent only in the Triassic

marbles of the Foederata Unit, where they usually exhibit NW-

verging asymmetry and axes parallel to the elongation direc-

tion. The growth of newly formed metamorphic minerals with-

in  the  cover  rocks  is  generally  syn-  to  early  post-kinematic

Fig. 1. Geological sketch map of the studied area with locations of investigated samples.

Fig.  2.  Microphotographs  of  mineral  assemblages  and  deformational

textures in the studied rocks. a — Back-scattered electron (BSE) im-

age of the metamorphosed marly limestone (LUC7). b — Microphoto-

graph  of  metamorphosed  marly  limestone  with  chlorite  rich  layer

(LUC7). c — BSE image of authigenic white micas and subhedral K-

feldspars in marble (DOPO4). d — BSE image of biotite and phengitic

white mica in Scythian schist (ZE4). e — Microphotograph of crenula-

tion cleavage in the Carpathian Keuper slate (VAL1). f — Micropho-

tograph of crenulation cleavage in the Scythian schist (DOPO2). g —

Microphotograph  of  recrystallized  quartz  and  white  mica  layers  in

Scythian  schist  (MB3).  h —  Microphotograph  of  chlorite  porphyro-

blast in Scythian schist (ZE1). Wm — white mica, Phn — phengite.

▲

METAMORPHISM OF THE SEDIMENTARY ROCKS FROM THE WESTERN CARPATHIANS                         369

Fig. 2.

370                                                               LUPTÁK, JANÁK, PLAŠIENKA and SCHMIDT

with respect to the foliation S

1

, and pre- to syn-kinematic with

respect to the ECC planes.

The  Ve¾ký  Bok  Unit  exhibits  imbricated  fold-and-thrust

structures  developed  during  several  deformation  stages

(Plašienka 1995). Thrust stacking occurred in front of the Ve-

poric crustal wedge and in the rear of the detached Mesozoic

sedimentary complexes which later became the Fatric Krížna

cover nappe system (e.g. Plašienka et al. 1997).

Petrography and deformational microtextures

The samples were collected from the central and marginal

parts of the Veporic Superunit (Fig. 1). Representative litho-

logical types (Fig. 2), namely Scythian metaquartzites, schists

and Middle to Late Triassic marbles were investigated. Lithol-

ogy,  stratigraphic  position  and  mineral  assemblages  of  the

collected samples are listed in Table 1.

Metaquartzites  and  related  schists  contain  mainly  white

mica and quartz. K-feldspar and albite are present in various

amounts and chlorite can be found only sporadically in a few

samples. Tourmaline is the main accessory mineral.

Marbles are composed mainly of recrystallized calcite. Do-

lomite, albite, K-feldspar, quartz, white mica and chlorite are

also present.

Metaquartzites  are  entirely  recrystallized,  showing  strong

preferred orientation of mica foliae. The detrital quartz grains

are  flattened  and  stretched  with  undulose  extinction  in  the

most deformed rocks. Grain size of recrystallized quartz in the

mica-poor layers is larger than in the mica-rich layers, because

in the latter, the grain growth was limited by mica grains pin-

ning  at  the  quartz  grain  boundaries.  Some  quartz  porphyro-

clasts  show  shape-preferred  orientation  due  to  dissolution

along boundaries parallel to foliation. The extent of the pres-

sure solution has been enhanced in some cases by the pres-

ence of deformation resistant magnetite grains. Both the face

and displacement controlled pyrite-type quartz fibres formed

in the pressure shadows.

Marbles exhibit various grain size and microstructures. Fo-

liation planes are defined by elongated coarse-grained relict

 

Sample 

Lithology 

Stratigraphic position, unit  white mica  Chl  Qtz  Dol  Cal  Ab  Kfs  Kln  Tur  Bt  Ilm  Rt  Mag  Hem  KI ChC

DOPO1 

metaquartzite  

Scythian, Foederata 

x 

o 

x 

 

 

x 

x 

o 

x 

 

x 

x 

 

  0.22  0.25 

DOPO2 

schist 

Scythian, Foederata 

x 

o 

x 

x 

 

 

x 

 

x 

x 

x 

x 

 

  - 

- 

DOPO4 

marble 

Triassic, Foederata 

x 

o 

x 

x 

x 

 

x 

o 

 

 

 

 

 

  0.25 

- 

DOPO13 

marble 

Triassic, Foederata 

x 

 

x 

x 

x 

 

x 

 

 

 

 

 

 

  0.23 

- 

MB3 

schist 

Scythian, Foederata 

x 

 

x 

 

 

 

x 

o 

x 

 

 

 

 

  0.19 

- 

RR1 

metaquartzite  

Scythian, Foederata 

x 

 

x 

 

 

 

 

o 

x 

 

 

 

x 

  0.26 

- 

TEL1 

schist 

Scythian, Foederata 

x 

x 

x 

 

 

x 

x 

 

 

 

x 

 

 

  0.17  0.15 

TEL3 

metaquartzite  

Scythian, Foederata 

x 

o 

x 

 

 

x 

x 

 

x 

 

 

 

 

  0.25  0.25 

TRE2 

schist 

Scythian, Foederata 

x 

o 

x 

 

 

 

 

o 

x 

 

 

 

x 

  0.26 

- 

ZB1 

schist 

Scythian, Foederata 

x 

 

x 

 

 

 

 

 

x 

 

x 

 

 

  0.21 

- 

ZB2 

schist 

Scythian, Foederata 

x 

x 

x 

 

 

 

x 

o 

x 

 

 

 

 

  0.23 

- 

ZE1 

schist 

Scythian, Foederata 

x 

x 

x 

 

 

x 

x 

o 

x 

 

x 

x 

 

  0.14 

- 

ZE4 

schist 

Scythian, Foederata 

x 

 

x 

 

 

 

x 

 

x 

x 

x 

x 

 

  0.26 

- 

LU6 

schist 

Carpathian. Keuper Fm., VB 

o 

o 

o 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

x  0.29  0.22 

LUC7 

marly limestone  Tithonian – Neocomian, VB 

o 

x 

x 

x 

x 

x 

 

 

 

 

 

 

 

  0.30  0.22 

VAL1 

schist 

Carpathian. Keuper Fm., VB 

x 

x 

x 

 

 

x 

 

 

 

 

 

 

 

x  0.27  0.22 

VB — Ve¾ký Bok;  KI — “Kübler index”, air-dried °,2G CuK=;  ChC — Chlorite “crystallinity” (002) AD °,2G CuK=;  AD — air dried;  x — major phase recognized by 

microscopy;  o — minor phase detected by X-ray.



 

 

Table 1: Lithology, stratigraphy and mineral assemblages of the studied samples. Mineral abbreviations after Kretz (1983).

calcite  porphyroclasts  and  dynamically  recrystallized  fine-

grained calcite matrix, both showing shape preferred orienta-

tion. For the first set of grains clockwise and anticlockwise

twins are dominant. They become subparallel to the foliation

with increasing strain intensity. Dolomite porphyroclasts be-

have as rigid bodies and are concentrated with other insoluble

material on the zig-zag stylolitic boundaries. The authigenic

white  mica  and  chlorite  concentrate  in  thin  layers  together

with quartz, but they are also widespread as single flakes in

the  marble  oriented  subparallel  to  the  main  foliation  plane

(Lupták et al. 2001).

Analytical methods

15 white K-mica-bearing samples of various lithologies and

stratigraphic locations (Table 1) were prepared for X-ray pow-

der  diffraction  following  the  procedures  recommended  by

Kisch (1991). They were initially hammer-crushed followed

by  further,  gentle  disaggregation  using  a  Sieb  Mill  for  less

than 30 s. Carbonate was removed by treatment with 5% ace-

tic acid. Slides of oriented <2 

µ

m fractions were prepared by a

pipette method following the sedimentation of disaggregated

samples in distilled water (Brindley & Brown 1984), keeping

the  specimen  thickness  of  5 mg/cm

2

.  Measurements  were

made  using  a  Siemens  D-5000  diffractometer  (University

Basel) at 40 kV, 30 mA and CuK

α

 radiation. Air-dried sam-

ple  mounts  were  scanned  in  the  range  of  2°–21°  2

θ

  with  a

scanning rate of 0.03°2

θ

/20 s. Illite and chlorite “crystallini-

ty” data (Kübler 1967, 1968; Frey 1987; Árkai 1991; Árkai et

al. 1995; Warr 1996), i.e. the half-height width values of the

first basal reflection of muscovite (Kübler index — KI) and

the second basal reflection of chlorite (ChC) were calculated

using the Siemens profile fitting package DIFFRACPlus: Pro-

file  plus  v.  1.06.  The  KI  values  for  the  diagenetic  zone/an-

chizone  and  the  anchizone/epizone  boundary  are  0.42°  a nd

0.25° 

∆

2

θ

 CuK

α

, respectively (see Frey 1988; Dalla Torre &

Frey 1997).

The  chemical  composition  of  selected  minerals  was  ob-

tained from polished thin sections by wavelength-dispersive

METAMORPHISM OF THE SEDIMENTARY ROCKS FROM THE WESTERN CARPATHIANS                         371

spectroscopy method using a Jeol JXA-8600 electron-micro-

probe at the Institute of Mineralogy and Petrology, University

of Basel. The operating conditions were set at an acceleration

voltage of 15 kV and a 10 nA beam current. Natural and syn-

thetic standards were used and the data were reduced by the

PROZA routine.

Results

Electron microprobe data

Due to the fine grain size of samples studied by the X-ray

diffraction method, microprobe data were obtained only on 11

samples. The compositions of authigenic white mica, chlorite,

feldspar and biotite are presented below:

White mica

Representative  analyses  of  white  mica  are  shown  in  Ta-

ble 2. Si ranging from 6.33 to 6.53 a.p.f.u. and Fe/(Fe+Mg)

ratio of 0.46–0.74 are characteristic for the K-white micas in

metaclastics. The K-white mica of the marble is characterized

by 6.71 Si a.p.f.u. and Fe/(Fe+Mg) lower than 0.01. All K-

white mica analyses from the investigated samples plot paral-

lel to, but below the Tschermak exchange vector (Fig. 3). This

indicates  the  presence  of  some  ferrimuscovite  component

(Hunziker et al. 1986). The Na content is constantly low, the

K content is more variable and the interlayer occupancy clus-

ters around the theoretical mica value of 2.0 (Fig. 3). The sum

of octahedral and interlayer cations shows a higher value than

the theoretical one in some cases. This can be explained by

the presence of noticeable Fe

3+

 amount.

 

Sample 

DOPO1  DOPO1  DOPO2  DOPO2  DOPO4  DOPO4 

MB3 

MB3 

ZB1 

ZB1 

ZB2 

ZE4 

DOPO2 

ZE4 

analysis # 

Phn2 

Phn3 

Phn1 

Phn3 

Phn2 

Phn3 

Phn2 

Phn3 

Phn2 

Phn6 

Phn2 

Phn3 

Bt5 

Bt4 

SiO

2 

47.58 

47.89 

47.21 

47.23 

50.35 

50.88 

47.94 

47.76 

45.67 

44.99 

46.39 

45.74 

36.32 

36.47 

Al

2

O

3 

28.31 

28.44 

27.03 

27.91 

29.28 

28.56 

28.10 

27.59 

28.40 

27.53 

27.89 

27.66 

15.90 

17.48 

TiO

2 

0.88 

0.80 

1.14 

1.26 

0.96 

0.21 

1.31 

0.69 

1.01 

1.23 

0.98 

0.98 

3.03 

3.11 

MgO 

2.46 

2.62 

2.23 

2.05 

3.97 

4.37 

2.00 

1.93 

1.59 

1.39 

1.76 

2.18 

9.97 

10.14 

FeO 

4.00 

4.00 

6.47 

5.83 

0.03 

0.07 

6.12 

6.39 

7.48 

7.18 

7.10 

6.68 

19.04 

17.16 

MnO 

0.00 

0.01 

0.00 

0.03 

0.00 

0.00 

0.00 

0.02 

0.00 

0.01 

0.03 

0.03 

0.14 

0.06 

CaO 

0.01 

0.04 

0.00 

0.00 

0.11 

0.10 

0.00 

0.02 

0.02 

0.00 

0.01 

0.01 

0.00 

0.01 

Na

2

O 

0.14 

0.20 

0.16 

0.16 

0.15 

0.13 

0.08 

0.12 

0.11 

0.07 

0.03 

0.14 

0.05 

0.05 

K

2

O 

11.52 

11.62 

11.31 

11.39 

11.79 

11.68 

11.52 

11.46 

11.00 

11.26 

10.68 

11.37 

10.15 

9.18 

Total 

94.89 

95.62 

95.55 

95.85 

96.64 

96.00 

97.07 

95.98 

95.28 

93.66 

94.88 

94.79 

94.59 

93.65 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Si 

6.50 

6.50 

6.49 

6.45 

6.61 

6.71 

6.47 

6.53 

6.33 

6.35 

6.42 

6.36 

5.60 

5.57 

Al

iv 

1.50 

1.50 

1.51 

1.55 

1.39 

1.29 

1.53 

1.48 

1.68 

1.65 

1.58 

1.64 

2.40 

2.43 

Al

vi 

3.06 

3.05 

2.87 

2.94 

3.14 

3.15 

2.94 

2.97 

2.96 

2.93 

2.97 

2.90 

0.49 

0.72 

Ti 

0.09 

0.08 

0.12 

0.13 

0.10 

0.02 

0.13 

0.07 

0.11 

0.13 

0.10 

0.10 

0.35 

0.36 

Mg 

0.50 

0.53 

0.46 

0.42 

0.78 

0.86 

0.40 

0.39 

0.33 

0.29 

0.36 

0.45 

2.29 

2.31 

Fe

2+ 

0.46 

0.45 

0.74 

0.67 

0.00 

0.01 

0.69 

0.73 

0.87 

0.85 

0.82 

0.78 

2.45 

2.19 

Mn 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.02 

0.01 

Ca 

0.00 

0.01 

0.00 

0.00 

0.02 

0.01 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

Na 

0.04 

0.05 

0.04 

0.04 

0.04 

0.03 

0.02 

0.03 

0.03 

0.02 

0.01 

0.04 

0.02 

0.02 

K 

2.01 

2.01 

1.98 

1.99 

1.98 

1.97 

1.98 

2.00 

1.94 

2.03 

1.89 

2.02 

2.00 

1.79 

Fe/(Fe+Mg) 

0.48 

0.46 

0.62 

0.62 

0.00 

0.01 

0.63 

0.65 

0.73 

0.74 

0.69 

0.63 

0.52 

0.49 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

X(Ca) 

0.000 

0.003 

0.000 

0.000 

0.007 

0.007 

0.000 

0.001 

0.002 

0.000 

0.001 

0.000 

0.000 

0.001 

X(Na) 

0.018 

0.026 

0.021 

0.021 

0.019 

0.016 

0.010 

0.016 

0.015 

0.009 

0.004 

0.018 

0.007 

0.008 

X(K) 

0.981 

0.971 

0.979 

0.979 

0.974 

0.977 

0.990 

0.983 

0.983 

0.991 

0.995 

0.981 

0.993 

0.991 

 

Table 2: Representative chemical analyses of authigenic white mica and biotite. Formulae calculated on the basis of 22 oxygens.

Fig. 3. Microprobe analyses of white K-micas plotted in Si-Al

tot

 and

Na-K diagrams.

Chlorite

Mean  analyses  of  authigenic-metamorphic  chlorite  are

shown in Table 3. The chemical data were screened through a

quality-control grid according to criteria proposed by Foster

(1962) and Zane et al. (1998). The number of tetrahedral alu-

minium atoms is 2.32–2.75. The Si content of the chlorites is

5.25–5.68 a.p.f.u. and the Fe/(Fe+Mg) ratio ranges from 0.19

to 0.55. Mn and Ti contents are negligible.

Biotite and feldspars

Representative analyses of biotite are shown in Table 2. Ti

contents up to 0.36 a.p.f.u. are characteristic for these biotites.

The feldspars are albite and K-feldspar (Table 4).

372                                                               LUPTÁK, JANÁK, PLAŠIENKA and SCHMIDT

X-ray diffraction of the < 2 

µµµµµ

m fraction

X-ray powder diffraction patterns of oriented <2 

µ

m frac-

tion show that illite-muscovite and chlorite±quartz, albite and

K-feldspar  are  the  main  phases  present.  Sample  TEL1  con-

tains a subordinate amount of paragonite. Calibrated KI and

ChC values have been used to determine relative changes in

 

Sample 

LUC7 

VAL1 

TEL1 

ZE1 

analysis # 

(n = 8) 

(n = 5) 

(n = 7) 

(n = 9) 

SiO

2 

27.00 

28.61 

27.98 

25.30 

Al

2

O

3 

22.06 

22.72 

22.53 

22.71 

TiO

2 

0.07 

0.12 

0.03 

0.06 

MgO 

12.05 

25.12 

24.91 

16.99 

FeO 

25.94 

10.42 

10.45 

22.06 

MnO 

0.27 

0.04 

0.45 

0.21 

CaO 

0.02 

0.00 

0.00 

0.01 

Na

2

O 

0.01 

0.00 

0.00 

0.01 

K

2

O 

0.23 

0.08 

0.02 

0.04 

Total 

87.64 

87.10 

86.39 

87.39 

 

 

 

 

 

Si 

5.68 

5.57 

5.51 

5.25 

Al

iv 

2.32 

2.43 

2.49 

2.75 

Al

vi 

3.14 

2.79 

2.74 

2.81 

Ti 

0.01 

0.02 

0.01 

0.01 

Mg 

3.77 

7.29 

7.32 

5.26 

Fe

2+ 

4.56 

1.70 

1.72 

3.83 

Mn 

0.05 

0.01 

0.08 

0.04 

Ca 

0.01 

0.00 

0.00 

0.00 

Na 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

K 

0.06 

0.02 

0.01 

0.01 

 

 

 

 

 

Fe/(Fe+Mg) 

0.55 

0.19 

0.19 

0.42 

 

 

 

 

 

T(°C) 

312±30 

329±8 

340±8 

380±10 

T(°C)* 

319±30 

325±8 

335±8 

382±10 

T(°C) — Cathelineau (1988);  T(°C)* — Jowett (1991) 

 

 

Sample 

DOPO2  DOPO4 

MB3 

ZB2 

ZE4 

LUC7 

analysis # 

Kfs1 

Kfs4 

Kfs10 

Kfs1 

Kfs1 

Ab7 

SiO

2 

64.67 

63.60 

63.04 

62.79 

62.46 

67.57 

Al

2

O

3 

18.14 

18.38 

19.04 

19.29 

18.77 

21.18 

TiO

2 

0.03 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

MgO 

0.01 

0.01 

0.00 

0.00 

0.01 

0.41 

FeO 

0.00 

0.00 

0.03 

0.15 

0.13 

0.38 

MnO 

0.08 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.03 

CaO 

0.00 

0.16 

0.00 

0.02 

0.00 

0.21 

Na

2

O 

0.78 

0.26 

0.78 

0.60 

0.80 

8.26 

K

2

O 

17.03 

17.40 

17.02 

16.57 

17.04 

0.21 

Total 

100.74 

99.82 

99.91 

99.42 

99.21 

98.25 

 

 

 

 

 

 

 

Si 

2.99 

2.97 

2.94 

2.94 

2.94 

2.97 

Al 

0.99 

1.01 

1.05 

1.06 

1.04 

1.10 

Ti 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

Mg 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.03 

Fe

2+ 

0.00 

0.00 

0.00 

0.01 

0.01 

0.01 

Mn 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

0.00 

Ca 

0.00 

0.01 

0.00 

0.00 

0.00 

0.01 

Na 

0.07 

0.02 

0.07 

0.05 

0.07 

0.70 

K 

1.00 

1.04 

1.01 

0.99 

1.02 

0.01 

 

 

 

 

 

 

 

An 

0.000 

0.007 

0.000 

0.001 

0.000 

0.014 

Ab 

0.065 

0.022 

0.065 

0.052 

0.067 

0.970 

Or 

0.935 

0.970 

0.935 

0.947 

0.933 

0.017 

 

Table 4: Representative chemical analyses of authigenic feldspars.

Formulae calculated on the basis of 8 oxygens.

Table 3: Mean chemical analyses of authigenic chlorites. Formulae

calculated on the basis of 28 oxygens, assuming all Fe as Fe

2+

.

Fig.  4.  Diffractograms  of  some  illite-muscovite-rich  clay  fractions

showing the first two basal reflections. Samples are arranged with

increasing (downwards) metamorphic grade according to their illite

“crystallinity”  values.  Impurities  include  chlorite,  quartz  and

K-feldspar (TEL1).

Fig.  5.  KI  variation  in  the  investigated  metasediments  from  the

western to the eastern part of the Veporic Superunit.

metamorphic grade (see the part “Analytical methods”). The

calibrated values for the studied samples are presented in Ta-

ble  1.  The  KI  data  range  from  0.14  to  0.30  °

∆

2

θ

  and  ChC

from 0.15 to 0.25 °

∆

2

θ

. Representative diffractograms from

various  lithologies  (Fig. 4)  illustrate  decreasing  KI  with  in-

creasing  metamorphic  grade.  Figure  5  shows  the  difference

and variation of KI from the western to the eastern part of the

Veporic Superunit.

The  relationship  between  the  chemistry  and  KI  values  of

micas has been discussed by Árkai et al. (2002). They found a

correlation between the KI and celadonite content of white K-

METAMORPHISM OF THE SEDIMENTARY ROCKS FROM THE WESTERN CARPATHIANS                         373

mica.  Increasing  Si  content  (Fig.  6a)  and  decreasing  Al

iv

/

(Al

iv

+Fe

2+

+Mg) ratio (Fig. 6b) of white K-mica with increas-

ing  KI  were  also  observed  in  samples  from  the  Foederata

Unit.

Thermobarometry

To determine the temperature conditions, the chlorite ther-

mometer of Cathelineau (1988) based on Al

iv

 substitution in

chlorites  was  used,  together  with  its  modified  version  by

Jowett (1991). Both thermometers gave only slightly different

results, showing an increase in temperature from ca. 310 to

380 °C  (Table  3).  Lower  (~310–330 °C)  temperatures  were

obtained from chlorites of the Ve¾ký Bok Unit compared to

those from the Foederata Unit (~335–380 °C). Although the

chlorite  thermometry  is  mostly  inaccurate  in  sedimentary

rocks  (e.g.  Schmidt  et  al.  1997),  since  it  was  calibrated  for

volcanic  rocks  (Cathelineau  1988),  the  increasing  trend  of

metamorphic temperatures in the studied units is obvious and

corresponds  with  the  obtained  phyllosilicate  “crystallinity”

data.

In the easternmost part of the Foederata Unit, pressure was

estimated  in  the  K-feldspar  and  biotite-bearing  schists  from

the reaction: 3Cel = Phl + 2Kfs + 3Qtz + 2H

2

O (Fig. 7), using

the computer program THERMOCALC v. 3.1 (Powell & Hol-

land  1988)  and  the  internally  consistent  thermodynamic

Fig. 6. Relations between KI of white K-micas and their chemical

compositions  from  the  Foederata  Unit.  Electron  microprobe  data

used in diagrams represent average chemical analyses of white K-

mica (n — number of analyses). Samples (from bottom-left to top-

right): ZE1 (n = 3), TEL1 (n = 7), MB3 (n = 6), ZB1 (n = 6), DOPO1

(n = 3), ZB2 (n = 3), DOPO4 (n = 4), TRE2 (n = 3), ZE4 (n = 4).

Fig. 7. Pressure and temperature conditions calculated from the re-

action 3Cel = Phl + 2Kfs + 3Qtz a 2H

2

O with thermodynamic data

of Holland & Powell (1998) and chlorite thermometry (Cathelineau

1988; Jowett 1991).

dataset  of  Holland  &  Powell  (1998).  A  pressure  of  ca.  4–

4.5 kbar at a temperature of ~380 °C was obtained from the

intersection with the chlorite geothermometer (Fig. 7).

Discussion

In  general,  the  illite  “crystallinity”  method  has  been  used

mainly to set the beginning of metamorphism. Its accuracy de-

creases from the anchizone towards either diagenesis or epi-

zone (Kübler & Jaboyedoff 2000). The effect of the detrital

micas and illite-smectite on the KI decreases with burial and

disappears almost completely in the anchizone (Kübler & Ja-

boyedoff 2000).

The presented KI data point to metamorphic conditions of

the upper anchizone (samples from the Ve¾ký Bok Unit), but

most of the samples (Foederata Unit) belong to the anchizone/

epizone transition and epizone.

Plašienka et al. (1989) estimated the temperature of Alpine

metamorphism at ca. 350 °C in the Veporic cover rocks. By

contrast,  Korikovsky  et  al.  (1992)  obtained  lower  tempera-

tures ranging between ca. 200 and 300 °C. Our KI and chlo-

rite thermometry results together with microtextural observa-

tions  suggest  higher  metamorphic  temperatures  than  the

previous estimates. Pressure conditions obtained by Mazzoli

et al. (1992) from the b

0

 spacing in K-white micas gave up to

12 kbar and Korikovsky et al. (1997) assumed 8–9 kbar from

the phengite barometer of Massone & Schreyer (1987). This

study, however, suggests that pressure during the Alpine low-

grade  metamorphism  (at  ca.  380 °C)  was  probably  not  so

high, not exceeding ca. 4.5 kbar in the cover metasediments.

374                                                               LUPTÁK, JANÁK, PLAŠIENKA and SCHMIDT

Higher,  amphibolite  facies  conditions  of  Alpine  metamor-

phism (up to 620 °C and 10 kbar) were reached in the deeper

tectonic  units  of  the  Veporic  core  complex  (Lupták  et  al.

2000; Janák et al. 2001), suggesting a metamorphic gradient

of ca. 15 °C/km.

Conclusions

Our results suggest that the studied metasedimentary rocks

in the Veporic Superunit were metamorphosed in upper an-

chizonal to epizonal (greenschist facies) conditions. The tem-

perature ranges from approximately 310–330 °C in the north-

western parts of the Veporic cover, including the Ve¾ký Bok

Unit, up to approximately 335–380 °C in the central and east-

ern parts (Foederata Unit). The estimated pressure conditions

reached  about  4.5  kbar.  Alpine  metamorphism  caused  com-

plete recrystallization of former clay minerals and the growth

of  newly  formed  white  mica,  chlorite  and  feldspars.  These

data suggest that the Alpine regional metamorphic grade in-

creased from the Mesozoic cover to the underlying Late Pale-

ozoic and basement rocks in the Veporic Superunit, which is

consistent with a metamorphic core complex structure and the

Cretaceous  tectonometamorphic  evolution  of  this  area  out-

lined  by  Plašienka  et  al.  (1999);  Lupták  et  al.  (1999,  2000)

and Janák et al. (2001).

Acknowledgments:  This  work  is  dedicated  to  late  Martin

Frey who encouraged and supported new studies on Alpine

metamorphism  in  the  Western  Carpathians.  We  thank  W.B.

Stern (Basel) for his help with X-ray measurements. The first

manuscript greatly benefited from the critical remarks by R.

Ferreiro Mählmann. Reviews by P. Árkai, A. Vozárová and

C. Mazzoli further clarified the paper and are greatly appreci-

ated. The research has been financially supported by the Slo-

vak Grant Agency for Science (Project No. 3167) and the Slo-

vak  Agency  for  Support  of  Science  and  Technology  APVT

(Project No. 20-020002) which is gratefully acknowledged.

References

Árkai P. 1991: Chlorite crystallinity: an empirical approach and cor-

relation with illite crystallinity, coal rank and mineral facies as

exemplified  by  Palaeozoic  and  Mesozoic  rocks  of  northwest

Hungary. J. Metamorph. Geology 9, 723–734.

Árkai P., Sassi F.P. & Sassi R. 1995: Simultaneous measurements of

chlorite and illite crystallinity: a more reliable geothermomet-

ric tool for monitoring low- to very low-grade metamorphism

in  metapelites.  A  case  study  from  Southern  Alps  (NE  Italy).

Eur. J. Mineral. 7, 1115–1128.

Árkai  P.,  Fenninger  A.  &  Nagy  G.  2002:  Effects  of  lithology  and

bulk chemistry on phyllosilicate reaction progress in the low-T

metamorphic  Graz  Paleozoic,  Eastern  Alps,  Austria.  Eur.  J.

Mineral. 14, 673–686.

Biely A. 1989: The geological structure of the West Carpathians. In:

Rakús M., Dercourt J. & Nairn A.E.M. (Eds.): Evolution of the

northern margin of Tethys. Mém. Soc. Géol. France, Nouvelle

Série No. 154 (II), 51–57.

Brindley G.W. & Brown G. 1984: Crystal structures of clay miner-

als and their X-ray identification. Mineral. Soc. London.

Cathelineau M. 1988: Cation site occupancy in chlorites and illites

as a function of temperature. Clay Miner. 23, 471–485.

Dalla Torre M. & Frey M. 1997: The evolution from disordered Ad

to  ordered  2M

1

  white  K-mica  polytype  in  low-temperature

metamorphosed sedimentary rocks. Schweiz. Mineral. Petrogr.

Mitt. 77, 149–159.

Foster M.D. 1962: Interpretation of the composition and a classifica-

tion of the chlorites. U.S. Geol. Surv., Prof. Pap. 414A, 1–33.

Frey M. 1987: Very low-grade metamorphism of clastic sedimenta-

ry rocks. In: Frey M. (Ed.): Low temperature metamorphism.

Blackie & Son, Glasgow, 9–58.

Frey M. 1988: Discontinuous inverse metamorphic zonation, Glarus

Alps,  Switzerland:  evidence  from  illite  “crystallinity”  data.

Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 68, 171–183.

Holland T.J.B. & Powell R. 1998: An internally consistent thermo-

dynamic  data  set  for  phases  of  petrological  interest.  J.  Meta-

morph. Geology 16, 309–343.

Hunziker J.C., Frey M., Clauer N., Dallmeyer R.D., Friedrichsen H.,

Flehmig  W.,  Hochstrasser  K.,  Roggwiler  P.  &  Schwander  H.

1986:  The  evolution  of  illite  to  muscovite:  mineralogical  and

isotopic data from the Glarus Alps, Switzerland. Contr. Miner-

al. Petrology 92, 157–180.

Janák M., Plašienka D., Frey M., Cosca M., Schmidt S.Th., Lupták

B.  &  Méres  Š.  2001:  Cretaceous  evolution  of  a  metamorphic

core  complex,  the  Veporic  unit,  Western  Carpathians  (Slova-

kia): P-T conditions and in situ 

40

Ar/

 39

Ar UV laser probe dat-

ing of metapelites. J. Metamorph. Geology 19, 197–216.

Jowett E.C. 1991: Fitting iron and magnesium into the hydrothermal

chlorite  geothermometer.  Geol.  Assoc.  Canada/  Mineral.  As-

soc. Canada/ Soc. Econ. Geol. Joint Annual Meeting, Toronto,

Program with Abstracts 16, A62.

Kisch  H.J.  1991:  Illite  crystallinity:  recommendations  on  sample

preparation,  X-ray  diffraction  settings,  and  interlaboratory

samples. J. Metamorph. Geology 9, 665–670.

Korikovsky  S.P.,  Putiš  M.  &  Boronikhin  V.A.  1992:  Anchimeta-

morphism of Permian sandstones of the Struženík group in the

Nízke Tatry Mts. (Western Carpathians). Geol. Carpathica 43,

2, 97–104.

Korikovsky  S.P.,  Putiš  M.  &  Plašienka  D.  1997:  Cretaceous  low-

grade  metamorphism  of  the  Veporic  and  North-Gemeric

Zones:  a  result  of  collisional  tectonics  in  the  central  Western

Carpathians.  In:  Grecula  P.,  Hovorka  D.  &  Putiš  M.  (Eds.):

Geological evolution of the Western Carpathians.  Miner.  Slo-

vaca-Monograph, Geocomplex, Bratislava, 107–130.

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

ogist 68, 277–279.

Kübler  B.  1967:  La  cristallinité  de  l´illite  et  les  zones  tout  à  fa it

supérieures  du  métamorphisme.  Etages  tectoniques.  Colloque

de Neuchâtel, 105–122.

Kübler  B.  1968:  Evaluation  quantitative  du  métamorphisme  par  la

cristallinité de l´illite. Bull. Cent. Rech. Pau SNPA 2, 385–397.

Kübler B. & Jaboyedoff M. 2000: Illite crystallinity. Earth Planet.

Sci. 331, 75–89.

Lupták B., Frey M., Janák M., Schmidt S.Th. & Plašienka D. 1999:

Alpine  metamorphism  of  the  Mesozoic  cover  rocks  from  the

Veporic  unit,  Western  Carpathians:  X-ray  and  EMP  study  of

white  mica  and  chlorite.  Geol.  Carpathica  Spec.  Issue,  50,

122–123.

Lupták B., Janák M., Plašienka D., Schmidt S.Th. & Frey M. 2000:

Chloritoid-kyanite schists from the Veporic unit, Western Car-

pathians, Slovakia: implications for Alpine (Cretaceous) meta-

morphism. Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 80, 211–222.

Lupták B., Plašienka D., Janák M. & Vojtko R. 2001: Development

of  deformational  structures  during  Alpine  metamorphism  of

the  Mesozoic  cover  rocks  in  the  Veporic  unit,  Western  Car-

pathians. Geol. Paläont. Mitt. 25, 136–137.

METAMORPHISM OF THE SEDIMENTARY ROCKS FROM THE WESTERN CARPATHIANS                         375

Massonne H. & Schreyer W. 1987: Phengite geobarometry based on

the  limiting  assemblage  with  K-Feldspar,  Phlogopite  and

Quartz. Contr. Mineral. Petrology 96, 212–224.

Mazzoli C., Sassi R. & Vozárová A. 1992: The pressure character of

the  Alpine  metamorphism  in  the  Central  and  Inner  Western

Carpathians (Czecho-Slovakia). In: Vozár J. (Ed.): The Alpine

geodynamic domains: Western Carpathians, Eastern Alps, Di-

narides. Conf. Symp.Sem., D. Štúr. Inst. Geol., Bratislava, 109–

117.

Plašienka  D.  1995:  Cleavages  and  folds  in  changing  tectonic  re-

gimes: the Ve¾ký Bok Mesozoic cover unit of the Veporicum

(Nízke Tatry Mts., Central Western Carpathians). Slovak Geol.

Mag. 2, 97–113.

Plašienka D., Janák M., Hacura A. & Vrbatoviè P. 1989: First illite

crystallinity data from the Alpine metamorphosed rocks of the

Veporicum. Miner. Slovaca 21, 43–51.

Plašienka D., Grecula P., Putiš M., Hovorka D. & Kováè M. 1997:

Evolution  and  structure  of  the  Western  Carpathians:  an  over-

view. In: Grecula P., Hovorka D. & Putiš M. (Eds.): Geological

evolution of the Western Carpathians. Miner. Slovaca —Mono-

graph, Geocomplex, Bratislava, 107–130.

Plašienka D., Janák M., Lupták B., Milovský R. & Frey M. 1999:

Kinematics and metamorphism of a Cretaceous core complex:

 

Locality 

Sample 

Description 

Foederata Unit 

 

 

DOBŠINÁ BROOK VALLEY 

 

west of Dobšiná town behind the Vyšná Maša (Foederata) settlement 

(DOPO) 

DOPO1 

fine-grained metaquartzite 

 

DOPO2 

micaceous intercalation (shist) within metaquartzite 

 

DOPO4 

banded (grey and pinkish layers) marble (Wetterstein type) 

 

DOPO13 

grey marble (Reifling type) 

MALÁ BÔROVÁ MASSIVE 

 

southern slope of the Malá Bôrová massive NW from the Klenovec town 

(MB) 

MB3 

micaceous intercalation (schist) within fine-grained metaquartzite 

RUŽINÁ DAM 

 

eastern margin of the water dam near its vent 

(RR) 

RR1 

micaceous metaquartzite 

TELGÁRT 

 

north of Telgárt, ca. 1100 m above sea level 

(TEL) 

TEL1 

white mica, chlorite, quartz and plagioclase (± K-feldspar) schist 

 

TEL3 

fine-grained metaquartzite 

TRESTNÍK MASSIVE 

 

quarry located NE from the Tresník hill 

(TRE) 

TRE2 

micaceous intercalation (schist) within metaquartzite 

ZBOJSKÁ SADDLE 

 

quarry in the saddle Zbojská (road from Brezno to Tisovec) 

(ZB) 

ZB1 

micaceous greenish intercalation (schist) within metaquartzite 

 

ZB2 

white mica, chlorite, quartz and K-feldspar schist 

ZELINOVÁ VALLEY 

 

Zelinova valley (SW of Rejdová village) 

(ZE) 

ZE1 

white mica, chlorite, quartz and plagioclase (± K-feldspar) schist 

 

ZE4 

fine-grained micaceous intercalation (schist) in metaquartzite 

Ve¾ký Bok Unit (Luèatín Unit) 

 

 

¼UBIETOVÁ and LUÈATÍN 

 

Vôdka valley and the road between ¼ubietová and Luèatín villages 

(LU and LUC) 

LU6 

fine-grained violet schist (Carpathian Keuper Fm.) 

 

LUC7 

metamorphosed micritic marly limestone 

VALASKÁ VILLAGE 

 

rock cliff above a dead arm of the Hron river (road from Valaská to Brezno) 

(VAL) 

VAL1 

fine-grained violet schist (Carpathian Keuper Fm.) 

 

Appendix

Localities and samples description.

the  Veporic  unit  of  the  Western  Carpathians.  Phys.  Chem.

Earth (A) 24, 651–658.

Powell R. & Holland T.J.B. 1988: An internally consistent thermo-

dynamic dataset with uncertainties and correlations: 3. Appli-

cation  to  geobarometry  worked  examples  and  a  computer

program. J. Metamorph. Geology 6, 173–204.

Schmidt D., Schmidt S.Th., Mullis J., Ferreiro Mählmann R. & Frey

M. 1997: Very low-grade metamorphism of the Taveyanne for-

mation of western Switzerland. Contr. Mineral. Petrology 129,

385–403.

Tomek È. 1993: Deep crustal structure beneath the central and inner

West Carpathians. Tectonophysics 226, 417–431.

Vozárová A. & Vozár. J. 1988: Late Paleozoic in West Carpathians.

GÚDŠ, Bratislava, 1–314.

Vrána S. 1966: Alpidische Metamorphose der Granitoide und Foed-

erata-Serie im Mittelteil der Veporiden. Zbor. Geol. Vied, Zá-

pad. Karpaty 6, 29–84.

Warr  L.N.  1996:  Standardized  clay  mineral  crystallinity  data  from

the very low-grade metamorphic facies rocks of southern New

Zealand. Eur. J. Mineral. 8, 115–127.

Zane A., Sassi R. & Guidotti Ch.V. 1998: New data on metamorphic

chlorite as a petrogenetic indicator mineral, with special regard

to greenschist-facies rocks. Canad. Mineralogist 36, 713–726.