PALEOGENE IGNEOUS ROCKS IN THE ZALA BASIN                                                    43

GEOLOGICA CARPATHICA, 55, 1, BRATISLAVA, FEBRUARY 2004

43–50

PALEOGENE IGNEOUS ROCKS IN THE ZALA BASIN

(WESTERN HUNGARY): LINK TO THE PALEOGENE MAGMATIC

ACTIVITY ALONG THE PERIADRIATIC LINEAMENT

KÁLMÁN BENEDEK

1

, ZOLTÁN PÉCSKAY

2

, CSABA SZABÓ

1

,

JÓZSEF JÓSVAI

3 

and TIBOR NÉMETH

4

1

Eötvös University, Department of Petrology and Geochemistry, Lithosphere Fluid Laboratory, Pázmány Péter sétány 1/c, H-1117

Budapest, Hungary;  bkalman@ludens.elte.hu;  cszabo@iris.geobio.elte.hu

2

Institute of Nuclear Research of the Hungarian Academy of Sciences (ATOMKI), Bem tér 18/c, H-4001 Debrecen, Hungary;

pecskay@moon.atomki.hu

3

Hungarian Oil Company (MOL), Batthyány út 45, H-1039 Budapest, Hungary;  jjosvai@mol.hu

4

Laboratory for Geochemical Research, Hungarian Academy of Sciences, Budaörsi út 45, H-1112 Budapest, Hungary;  ntibi@sparc.core.hu

(Manuscript received February 4, 2003; accepted in revised form June 23, 2003)

Abstract: Paleogene intrusive (tonalite, diorite) and volcanic (andesite, dacite) rocks have been identified in drilling

cores from the Zala Basin, SW-Hungary. The age of these rocks has been considered to be Eocene on the basis of the

observation that volcanic rocks are intimately interlayered with sedimentary rocks deposited during Nannoplankton

Zone 15/16–18. However, new K/Ar data measured on mineral concentrates (amphibole, biotite, plagioclase) from

intrusive and volcanic rocks yielded ages from 28.6±1.8 Ma to 33.9±1.4 Ma and from 26.0±1.2 Ma to 34.9±1.4 Ma,

respectively. The Early Oligocene K/Ar age of the andesite and dacite studied contradicts the previous biostratigraphic

interpretations. Furthermore, detailed petrographic study of the volcanic rocks and XRD analyses of the Eocene marl

deposits are not consistent with simultaneous volcanic activity and sediment deposition. Alternatively, we propose that

the volcanic rocks were emplaced as dykes into the Eocene marl during the Early Oligocene. However, an Eocene age of

some explosive (mostly tuffaceous) rocks is not debated. The Early Oligocene K/Ar data of the intrusive bodies coincide

with the age of other Paleogene tonalitic massives along the Periadriatic Lineament. The geochemical and radiometric

age data clearly demonstrate the Alpine connection of the either intrusive or volcanic rocks studied. During the Paleo-

gene the intrusive and volcanic rocks dislocated and as a result of the escape of the ALCAPA (Alpine-Carpathian-

Pannonian) block from the Alpine realm they reached their present-day juxtaposed setting in the Early Miocene.

Key words: Paleogene, Periadriatic Lineament, Zala Basin, geochemistry, radiometric age, calc-alkaline.

Introduction

Paleogene calc-alkaline volcanic series as well as small, intru-

sive bodies have been penetrated by oil-exploring boreholes

in the Zala Basin (Fig. 1; Székyné 1957; Kõrössy 1988). On

the  basis  of  biostratigraphic  data  in  the  northern  part  of  the

studied area (Fig. 2), the age of the volcanic rocks has been as-

sumed to be Eocene by observing sedimentary interlayering

between  the  volcanic  rocks  and  the  Eocene  marl  (Lutetian-

Early  Priabonaian  Padrag  Marl)  deposits.  Analogously,  the

age of the intrusive rocks found only in the southern part of

the studied area has been also considered as Eocene, although

the Eocene marl deposits are lacking above the intrusive bod-

ies, which are covered by Miocene (Badenian) sediments (Fig.

2; Kõrössy 1988).

As  the  entire  Paleogene  succession  in  the  studied  area  is

covered  by  Badenian  sediments  (Fig.  2,  Kõrössy  1988),  it

must  have  undergone  intensive  erosion  between  the  Paleo-

gene (up to about 30 Ma) and the onset of the Badenian sedi-

mentation.  The  eroded  igneous  fragments  covered  the  older

formations in the Transdanubian Central Range (Fig. 1). A de-

tailed study of Oligocene-Miocene molasse sediments (Csatka

Formation, Fig. 1) in the Transdanubian Central Range indi-

cates that the source region of the igneous clasts must have in-

volved  igneous  rocks  akin  to  those  in  the  Zala  Basin,  too

(Benedek et al. 2001).

Fission-track (FT) and K/Ar dating of intrusive clasts (to-

nalite) from the Oligocene-Miocene molasse indicates Early

Oligocene age (K/Ar 30–34 Ma) of the source region. More-

over, the FT and K/Ar ages of the volcanic (andesite, dacite)

pebbles in the Oligocene-Miocene molasse suggest that these

clasts  were  derived  from  Oligocene  (K/Ar  31–35  Ma)  and

subordinately from Eocene (~40 Ma) volcanic edifices, which

also argues for the presence of Oligocene volcanic activity in

the Zala Basin (Benedek et al. 2001).

In this paper we present new K/Ar data of mineral concen-

trates (amphibole, biotite, plagioclase) from intrusive and vol-

canic (not explosive) rocks from the Zala Basin and correlate

the study area with Alpine analogous regions.

The publication of drilling core names was allowed by the

Hungarian Oil Company (MOL) only in coded form.

Geological setting

The Zala Basin (ZB), a part of the ALCAPA (Alpine-Car-

pathian-Pannonian) megaunit, is located north of the Balaton

line, in Western Hungary. The Balaton line is interpreted as

the  eastern  continuation  of  the  Periadriatic  Lineament

(Kázmér & Kovács 1985; Fodor et al. 1998; Haas et al. 2000).

It is believed that the ALCAPA megaunit was displaced hori-

zontally eastward in the Miocene (Majoros 1980; Tari et al.

44                                                                                          BENEDEK et al.

1993; Fodor et al. 1998; Frisch et al. 1998) as a consequence

of  continental  convergence  between  the  Adriatic  microplate

and  stable  Europe.  However,  small  movements  might  have

been already initiated during the Eocene (Kázmér & Kovács

1985). The Early Oligocene (30 Ma) position of the ALCAPA

megaunit might have been still somewhere between the East-

ern and Southern Alps (Kázmér & Kovács 1985; see Fig. 2b

in Frisch et al. 1998).

In Hungary three Paleogene igneous magmatic centre can

be outlined from SW to NE along the Balaton line and its NE

continuation:  1)  Zala  Basin,  2)  the  Velence  Mts,  3)  Recsk

(Fig. 1; Benedek 2002).

The study area of this paper, the Zala Basin can be divided

into three structural units from south to north (Fig. 1, Fig. 2):

1) the Pusztamagyaród-Nagybakónak Zone; 2) the Ortaháza-

Kilimán Horst; and 3) the Bak-Nova Half-Graben. The base-

ment is made up mainly of Triassic formations in the south

and east, and Jurassic, Cretaceous ones in the north, which is

followed  by  Eocene  sequences  in  the  north  and  covered  by

Miocene  sediments  (Fig.  2;  Bérczi-Makk  1980;  Kõrössy

1988; Haas 1993).

The igneous suites in the studied area can be divided into

two groups: 1) intrusive rocks occurring in the southern part

of the study area (intrusive zone), which continues to the NE

through Balatonfenyves (Fig. 1) and 2) zone of volcanic rocks

(the  volcanic  zone)  characterizing  the  northern  part.  The

northern boundary of the intrusive body is outlined by a char-

acteristic  dextral  strike-slip  fault.  No  evidence  for  contact

metamorphism of the intrusive bodies with the neighbouring

Fig. 1. Sketch-map showing the occurrences of Paleogene magmatic rocks in the Pannonian Basin. Abbreviations: PAL — Periadriatic

Lineament, CsF — Csatka Formation, K — Karavanke tonalite, P — Pohorje tonalite. Black arrow shows paleotransport direction of the

Oligocene-Miocene alluvial system (Korpás 1981). Inset shows position of some boreholes studied and the line (dotted line) of the cross-

section displayed in Fig. 2. The approximate boundaries (dashed line) of subunits distinguished in the Zala Basin are also shown.

Fig.  2.  Schematic  block  diagram  of  the  Zala  Basin.  The  narrow

black field above Eocene in the Bak-Nova Half-Graben, Triassic in

the  Ortaháza-Kilimán  Horst  and  in  the  Pusztamagyaród-Nagy-

bakónak  Zone  represents  thin  Badenian  deposits.  The  line  of  the

cross-section is shown in the inset of Fig. 1.

Mesozoic carbonates has been observed in the south. In the

upper part of the Eocene marl sequence in the Bak-Nova Half-

Graben  pyroclastic,  mainly  tuffaceous  interlayers  occur

PALEOGENE IGNEOUS ROCKS IN THE ZALA BASIN                                                    45

(Kõrössy  1988).  The  marl  sequence  was  deposited  between

the NP15/16 Zone boundary and NP18 (Fig. 3, about 42–43

and 38 Ma, respectively) and the oldest tuffaceous layers are

known from the NP16 Zone (about 42–43 Ma, Nagymarosy,

pers. com.). The petrography of the volcanic rocks and igne-

ous  clasts  hosted  by  explosive  series  is  basically  the  same.

Skarn at the contact of andesite with Triassic limestone was

observed in a few drilling cores. The thickness of the entire

Eocene succession can reach almost 1000 m. The oldest cover

of  the  Eocene  succession  is  Badenian  sandstone  and  lime-

stone.

Petrography

Intrusive rocks (tonalite, diorite)

Hypidiomorphic intrusive rocks contain predominant euhe-

dral  plagioclase  (Fig.  4).  Rare  potassium  feldspar  can  sur-

round  plagioclase.  In  general,  abundant  amphiboles  and  bi-

otites  containing  plagioclase  inclusions  are  commonly

euhedral or subhedral in shape and perfectly fresh. These hy-

drous minerals appear along lineation and interstitially among

feldspars. Rare anhedral or subhedral quartz crystals fill in the

available  space  among  the  phases  crystallized  formerly.

Rutile, apatite, zircon and oxide minerals are common acces-

sory minerals. Garnet is a rare accessory.

Volcanic rocks (andesite, dacite)

Plagioclase is the dominant phenocryst (Fig. 4). It is a com-

mon  inclusion  in  the  subsequent  mineral  phases.  Euhedral,

subhedral amphibole phenocrysts are fresh or surrounded by

oxide  mineral  rim.  Euhedral  biotite,  sometimes  containing

sagenitic rutile, is corroded and absent in the majority of sam-

ples. Quartz phenocrysts are anhedral due to resorption. Rare

clinopyroxene  is  euhedral  and  chloritized.  Garnet  is  a  rare

phenocryst containing small, elongated rutile inclusions. The

glassy groundmass is mostly altered to clay minerals (Fig. 4).

Analytical techniques

Mineral  separation  was  carried  out  using  standard  tech-

niques  (i.e.  heavy  liquids,  magnetic  separator).  The  samples

were  handpicked  and  cleaned  in  alcohol  with  an  ultrasonic

cleaner. Conventional analytical methods were used in the de-

termination  of  argon.  Argon  was  extracted  from  0.125–

0.250 mm sized whole rock and mineral concentrates by radio

frequency fusion in Mo crucibles in previously baked stainless

steel vacuum systems. 

38

Ar spike was added from a conven-

tional  pipette  system  (calibrated  against  international  refer-

ence samples) and the evolved gases were purified using Ti-

and SAES getters and liquid nitrogen traps. The purified argon

was measured in the static mode using a 15 cm radius sector

mass  spectrometer.  Approximately  0.1  mg  of  finely  ground

sample was dissolved in acids. The residue was taken into so-

lution and K determined by flame photometry with a Na buff-

er  and  Li  internal  standard.  K  and  Ar  determinations  were

checked regularly by interlaboratory standards (HD-B1, LP-6,

GL-0, Asia 1/65). All ages (Table 1, Fig. 3) have been calcu-

lated by using the constants recommended by Steiger & Jäger

(1977). Analytical errors are given in one standard deviation.

Details of the instruments, the applied methods and result of

the calibration have been described elsewhere (Balogh 1985).

The electron microprobe analysis of the main rock forming

minerals was carried out at the Department of Earth Sciences,

University  of  Florence,  by  JEOL  Superprobe  JXA-8600

WDS. The accelerating voltage was 15 kV, with 10 nA sam-

ple current. We used Bence & Albe’s (1968) correction calcu-

lation (Table 2). Natural standards were employed.

A Philips PW-1730 diffractometer was used to analyse the

clay fractions of the Eocene marl deposits interfingering with

volcanic rocks in the Bak-Nova Half-Graben. Graphite mono-

chromator using Cu-K

α

 radiation at 45 kV and 35 mA with 1°

divergence slit and 1° receiving slit was applied. The scanning

rate was 0.05° 2

Θ

 per minute from 3° to 70°. Clay minerals

were  identified  on  ethylene-glycol  solvated  and  heated

(350 °C and 550 °C) samples from the clay fraction (less than

2 

µ

m) using the method of Thorez (1976).

Results

The very low K content of biotite concentrates (sample C-3

tonalite, C-1 tonalite — Table 1) indicate that they are con-

taminated with low-K phases, for instance amphibole and pla-

gioclase.  Electron  microprobe  analyses  of  biotite  (Table 2)

suggests that K

2

O wt. % should vary between 7.92–9.40. On

the  basis  of  microscopic  investigations  of  mineral  concen-

trates, the presence of plagioclase inclusions in biotite and in-

tergrowing of amphibole with biotite can cause the observed

low K content in biotite concentrates. The same problem of

preparation can be responsible for the relatively high K con-

Fig.  3.  Simplified  Paleogene  chronostratigraphy  of  the  Bakony  Mts

(Zala) modified after Tari et al. (1993). Thick lines represent the K/Ar

age interval with errors obtained from the intrusive and volcanic rocks

studied.  Abbreviations:  S —  series,  SS —  standard  stages,  CPS —

Central Paratethys stages, NFZ — nanno fossil zones, EZ — volcanic

zone, IZ — intrusive zone, x in the Padrag Marl — tuff horizons.

46                                                                                          BENEDEK et al.

tent  of  some  plagioclase  concentrates  (C-1  tonalite,  B-1

andesite, A-2 andesite, Table 1), as, apart from the alteration

of the groundmass in samples A-1 andesite, A-2 andesite and

A-3 dacite (Fig. 1), there is no evidence for secondary alter-

ation of the samples dated. In samples A-2 and A-3, the pla-

gioclase  ages  (27.1±1.4  and  31.6±1.3,  respectively)  are

younger than the amphibole ones (32.5±1.4 and 34.9±1.4, re-

spectively, Table 1) and do not fall within the range of analyt-

ical  error.  This  phenomenon  is  due  to  the  preparation  tech-

nique, since after using heavy liquids the magnetic separator

was not able to separate plagioclase completely from altered

groundmass, wich resulted in younger K/Ar age.

Mineral concentrates (amphibole, biotite, plagioclase) from

the  intrusives  yielded  K/Ar  ages  ranging  from  28.6±1.8  to

33.9±1.4  Ma,  while  concentrates  of  amphibole  and  plagio-

clase from volcanic rocks give K/Ar ages between 26.0±1.2

and 34.9±1.4 Ma (Table 1). It is noteworthy that Balogh et al.

(1983) reported Oligocene K/Ar age (30.7±1.0 Ma) of a small

tonalite body NE to the Zala Basin, near to the Balaton line

(Balatonfenyves, Fig. 1).

Discussion

The K/Ar ages of the tonalite samples (C-3 and C-1, Ta-

ble 1)  overlap  with  those  of  the  igneous  plutons  (Bergell,

Adamello,  Riesenferner,  Karawanke,  etc.)  aligned  along  the

Periadriatic Lineament (about 30 Ma, e.g. von Blanckenburg

& Davies 1995). Thus, the studied intrusive bodies can repre-

sent fragments deriving from the Periadriatic tonalite belt in

accordance  with  the  palinspastic  restoration  of  Kázmér  &

Kovács (1985). The present-day position of the intrusive zone

studied was a result of large-scale lateral displacement during

the Miocene (Majoros 1980; Ratschbacher et al. 1991; Tari et

al. 1993; Fodor et al. 1998; Frisch et al. 1998). Therefore, the

intrusive bodies studied may have been located far west in the

Alpine realm at about 30 Ma.

The interpretation of the age data from the volcanic zone is

more complex. Our data (considering analytical error) indicate

Late  Eocene-Oligocene  (latest  Priabonaian-Chattian)  volcanic

activity, which contradicts the former concept of a Middle to

Late Eocene age of the volcanism (Fig. 3; Kõrössy 1988). Nev-

Fig. 4.  Photomicrographs of representative igneous rocks studied. A — Zoned plagioclase surrounded by amphiboles in hypidiomorphic to-

nalite. N+, sample C-3. B — Strongly zoned plagioclase in hypidiomorphic tonalite. N+, sample C-1. C — Zoned plagioclase and amphibole

phenocrysts in porphyritic andesite. The groundmass contains plagioclase, rare amphibole and glass. N+, sample B-1. 4 — Amphibole and

plagioclase phenocrysts in dacite. The amphibole phenocrysts are rimmed by oxide minerals. The groundmass is altered to clay minerals.

N+, sample A-3.

PALEOGENE IGNEOUS ROCKS IN THE ZALA BASIN                                                    47

 

Sample No.          

Rock type           

Depth 

Petrographic                             

description 

Dated       

fraction 

K         

(%) 

40

Ar

rad        

(%) 

40

Ar

rad 

(ccSTP/g)* 10

–6

 

K/Ar age 

(Ma) 

C-3 

Tonalite 

1867–1870 m 

Hypidiomorphic  tonalite  consisting  of  plagioclase 

(50–60),  amphibole  (20–25),  biotite  (10–15),  quartz 

(10–15).  Apatite,  zircon  and  opaque  minerals  are 

accessory phases. 

Biotite 

Amphibole 

Plagioclase 

3.25 
1.28 
0.49 

63.4 
42.8 
34.7 

4.328 
1.664 
0.585 

33.9±1.4 
33.0±1.5 
30.4±1.5 

C-1 

Tonalite 

1795.5–1798 m 

Hypidiomorphic  tonalite  consisting  of  plagioclase 

(55–65),  amphibole  (5–10),  biotite  (10–15),  quartz 

(15–20).  Apatite,  zircon  and  opaque  minerals  are 

accessory phases. 

Biotite 

Plagioclase 

3.91 
1.23 

23.7 
40.6 

4.377 
1.344 

28.6±1.8 
27.9±1.3 

A-3 

Dacite 

2302–2306.5 m 

Porphyritic  dacite  with  phenocrysts  of  plagioclase 

(25–35),  amphibole  (20–25),  accessory  apatite, 

zircon.  The  glassy  groundmass  (40–50)  is  altered 

into clay minerals. 

Amphibole 

Plagioclase 

0.58 
0.95 

54.2 
58.4 

0.794 
1.173 

34.9±1.4 
31.6±1.3 

A-1 

Andesite 

2812–2813.5 m 

Porphyritic  andesite  with  phenocrysts  of  plagioclase 

(30–40),  amphibole  (15–25),  biotite  (0–5),  quartz 

(0–5),  accessory  apatite,  zircon.  The  groundmass  is 

altered into clay minerals. 

Amphibole 

0.29 

15.6 

3.581 

31.1±2.8 

B-1 

Andesite 

2338–2342 m 

Porphyritic  andesite  with  phenocrysts  of  plagioclase 

(45–55),  amphibole  (15–20),  biotite  (0–5),  quartz 

(0–5)  in  microcrystalline  groundmass  composed  of 

plagioclase and opaque minerals. 

Amphibole 

Plagioclase 

1.22 
1.49 

45.4 
66.2 

1.247 
1.650 

26.0±1.2 
27.9±1.1 

A-6 

Andesite 

1878.5–1880 m 

Porphyritic  andesite  with  phenocrysts  of  plagioclase 

(30–40),  clinopyroxene  (10–20),  accessory  garnet, 

apatite 

and  zircon.  The  groundmass  is 

microcrystalline. 

Whole rock 
Heavy frac. 

Light frac. 

2.6 
2.1 

2.41 

59.4 
62.4 
72.6 

2.483 
2.601 
3.203 

29.3±1.2 
31.6±1.3 
33.9±1.3 

A-2 

Andesite 

2304.5–2305.5 m 

Porphyritic  andesite  with  phenocrysts  of  plagioclase 

(50–60),  amphibole  (5–10),  accessory  apatite, 

zircon. The groundmass is altered into clay minerals. 

Whole rock 

Amphibole 

Plagioclase 

1.98 
1.91 
1.10 

57.3 
51.7 
34.0 

2.117 
2.430 
1.173 

27.3±1.1 
32.5±1.4 
27.1±1.4 

 

Table 1: K/Ar data and main petrographic features of igneous rocks from the Zala Basin, Hungary. For the sake of completeness, we pre-

sented also some unpublished K/Ar data of the Hungarian Oil Company (MOL). These data are bolded.

 

plagioclase 

C-3 c 

C-3 r 

C-1 c 

C-1 r 

A-3 c 

A-3 r 

B-1 c 

B-1 r 

SiO

2 

44.80 

55.90 

60.92 

51.88 

47.26 

55.67 

45.24 

59.73 

Al

2

O

3 

35.40 

27.10 

24.99 

30.84 

33.22 

28.66 

36.03 

25.57 

FeO 

0.15 

0.00 

0.17 

0.02 

0.35 

0.32 

0.13 

0.11 

CaO 

19.70 

9.80 

6.69 

13.25 

16.74 

10.71 

19.04 

7.22 

Na

2

O 

0.99 

6.35 

8.57 

3.69 

2.07 

5.57 

0.66 

7.71 

K

2

O 

b.d.l 

0.11 

0.36 

0.08 

0.09 

0.33 

b.d.l 

0.38 

Sum 

101.0 

99.2 

101.7 

99.8 

99.7 

101.2 

101.1 

100.7 

 

amphibole 

C-3 c 

C-3 r 

A-3 c 

A-3 r 

B-1 c 

B-1 r   

biotite 

C-3 c 

C-3 r 

C-1 c 

C-1 r 

SiO

2 

42.49 

49.78 

42.99 

42.43 

43.40 

45.08 

 

SiO

2 

36.65 

36.28 

35.40 

35.80 

TiO

2 

2.05 

0.42 

2.30 

2.31 

0.90 

1.64 

 

TiO

2

 

2.00 

1.84 

4.99 

2.91 

Al

2

O

3 

13.62 

7.25 

13.32 

13.32 

12.57 

8.95 

 

Al

2

O

3 

16.21 

15.84 

13.50 

13.70 

FeO 

16.95 

14.31 

9.16 

9.08 

15.04 

15.33 

 

FeO 

18.17 

17.78 

22.10 

22.00 

MnO 

0.23 

0.25 

0.13 

0.09 

0.58 

0.32 

 

MnO 

0.12 

0.13 

0.13 

0.49 

MgO 

9.84 

13.50 

15.40 

15.33 

11.40 

13.20 

 

MgO 

13.20 

13.04 

9.31 

9.54 

CaO 

10.53 

11.04 

11.60 

11.69 

10.36 

10.82 

 

K

2

O 

7.92 

8.43 

9.40 

9.28 

Na

2

O 

0.97 

0.60 

2.35 

2.24 

2.30 

1.58 

 

Sum 

94.77 

93.90 

95.34 

94.52 

K

2

O 

0.99 

0.15 

0.60 

0.64 

0.47 

0.59 

 

 

 

 

 

 

Sum 

97.73 

97.44 

98.16 

97.31 

97.12 

97.67 

 

 

 

 

 

 

 

ertheless, some explosive (mostly tuffaceous) layers do inter-

finger with paleontologically well-dated deposits of the Eocene

marl (Kõrössy 1988, Nagymarosy, pers. com.). Further study of

explosive layers is outside the scope of this paper.

Modification of K/Ar systems due to postmagmatic processes

The formation age of the volcanic rocks could have been

modified by: (1) metamorphism, (2) hydrothermal alteration,

(3)  superficial  or  subsurface  weathering,  (4)  thermal  effect

(due to volcanism).

Index minerals of any metamorphic overprint have not been

observed in the samples studied (Fig. 4). The pre-Late Car-

boniferous rocks of the Transdanubian Central Range under-

went low grade, regional pre-Westfalian metamorphism (Ár-

kai  &  Lelkes-Felvári  1987),  but  they  were  overprinted  by

subsequent  Alpine  metamorphism  (Lelkes-Felvári  et  al.

1996).

Table 2: Representative composition of mineral fractions dated. Abbreviations: c — core, r — rim, b.d.l. — below detection limit.

48                                                                                          BENEDEK et al.

In order to determine the maximum temperature reached af-

ter the deposition of the Eocene marl, XRD analyses on clay

mineral  fractions  separated  from  the  marl  were  carried  out

(Kõrössy 1988). The shift of 1.4 nm peak to 1.7 nm in ethyl-

ene glycol treated samples indicated the presence of smectite

(stability max. 70 °C, Glasmann et al. 1989) in the marl. This

suggested that post-magmatic (or post-Eocene) thermal modi-

fication  of  the  volcanic  rocks  due  to  metamorphism  or  the

neighbouring Miocene volcanic activity (Kõrössy 1988) is not

a viable scenario to account for the discrepancy between radi-

ometric and stratigraphic data.

The  Velence  Mts  and  Recsk  (other  Paleogene  igneous

complexes in Hungary, Fig. 1) demonstrate many features of

hydrothermal  alteration  (Molnár  1996),  however  detailed

petrographic study on the volcanic rocks suggested that hy-

drothermal  alteration  did  not  modify  the  samples  dated

(Fig. 4). Petrographic observations and electron microprobe

analyses  of  dated  mineral  phases  also  exclude  superficial

or subsurface alteration of the samples studied. Only alter-

ation of the groundmass was observed in samples A-1, A-2,

and A-3.

The age of the volcanic rocks

Concluding  the  preceeding  sections,  secondary  modifica-

tion of the K/Ar system of the volcanic rocks studied cannot

be  responsible  for  the  discrepancy  between  radiometric  and

paleontological age data. Study on abundant planktonic fora-

miniferal assemblages suggests deposition of the Eocene marl

in a water depth of about 800–1200 m (Báldi-Beke & Báldi

1990). As a consequence, if volcanic activity producing vol-

canic material and marl deposition (Fig. 2) were contempora-

neous,  the  volcanic  activity  should  have  shown  submarine

features. However, the discrete petrographic consequences of

submarine volcanic activity (pillow lava, peperite, amygdale,

blistered structure and typical chilled, variolitic texture of the

groundmass)  have  not  been  observed  in  the  volcanic  rocks

studied. In addition, this process should have been accompa-

nied by intensive chloritization, carbonitization and clay min-

eralization. None of these diagnostic features were observed

in the studied samples (Fig. 4), therefore the data do not sup-

port coeval submarine magmatism with the deposition of the

Eocene marl.

We assume that K/Ar ages measured on amphibole concen-

trates  of  volcanic  rocks  (Table  1)  represent  true  formation

ages and were not modified significantly by subsequent geo-

logical-geochemical processes. We suggest that the volcanic

rocks studied are dykes crosscutting the Eocene marl succes-

sion. This concept is based on the following evidence: 1) the

penetrated thickness of the studied volcanic rocks is usually

not more than 5 m and 2) seismic sections and stratigraphic

considerations do not suggest post-Paleogene tectonism in the

explored sections (at least in the appropriate depth interval of

the  boreholes  studied),  which  excludes  tectonic  contact  of

volcanic rocks studied and the Eocene marl. This interpreta-

tion resembles the situation in the Velence Mts (Fig. 1), where

Józsa  (1983)  described  abundant  andesitic  dyke  magmatism

of  the  same  age  (radiometric  ages  concentrate  between  29–

35 Ma) penetrating Variscan granitoid.

The  younger  K/Ar  age  of  the  plagioclase  concentrates  of

samples A-3 and A-2 (Table 1) is due to the presence of al-

tered  groundmass  in  the  separated  material,  which  refers  to

immediate  alteration  of  the  groundmass  just  after  magmatic

activity.

Paleogene position of the studied igneous rocks

The  schematic  block  diagram  of  the  Zala  Basin  (Fig.  2)

demonstrates the tectonic connection of the intrusive zone and

the volcanic zone. Further evidence for non-uniform behav-

iour  of  the  studied  area  in  the  Paleogene  can  be  gained  by

comparing  the  southern  intrusive  and  the  northern  volcanic

rocks  in  the  nature  of  their  emplacement.  According  to

geobarometric calculations, the intrusive rocks studied crys-

tallized at depth of 7–15 km (Benedek & Szabó 2000). As the

intrusive rocks are covered by Miocene sediments at present

(Fig. 2; Kõrössy 1988), they must have undergone intensive

erosion prior to the Miocene. Consequently, if the entire area

studied  had  behaved  uniformly  during  the  Paleogene,  the

Eocene marl sequences should have been eroded completly.

However, this is not the case in the north (Fig. 2).

Fodor et al. (1998) suggested that superficial occurrences of

Paleozoic  granite  in  the  Velence  Mts  and  subsurface  lenses

south of Lake Balaton in Hungary can be correlated with the

Eisenkappel granite (see Fig. 1 in Fodor et al. 1998). Accord-

ingly, the Hungarian granite occurrences can be interpreted as

the  eastern  continuation  of  strike-slip  duplexes  described  in

the Central Karavanke Zone due to Miocene dextral displace-

ment  along  the  Periadriatic  Lineament  system  (Fodor  et  al.

1998). Following this concept, we suggest that the intrusive

zone studied can be the eastern equivalent of the Periadriatic

tonalite  belt  (von  Blanckenburg  &  Davies  1995)  and  their

separation took place contemporaneously with that of the Pa-

leozoic granites (Fodor et al. 1998). Accordingly, the intru-

sive zone studied can represent a strike-slip duplex. The close

genetic  relationship  of  the  Karavanke  tonalite  (Fig. 1,  ~30

Ma, Scharbert 1975) and the intrusive zone studied has been

successfully  demonstrated  by  using  chondrite  and  MORB

normalized trace element distribution diagram (Fig. 5A,B). In

contrast, the Pohorje tonalite (Fig. 1, 15.5–17 Ma) is enriched

in LILE (large ion lithophile elements) and La, Ce relative to

those of the intrusive rocks studied and the Karavanke intru-

sives (Fig. 5A,B). The close correspondence of the age data

and the geochemistry of the Karavanke intrusive rocks and the

studied ones support a genetic relationship between these plu-

tons.

The  tectonic  interpretation  of  the  studied  area  means  that

the  Paleogene  position  of  the  volcanic  zone  (Fig. 1,  Fig. 2)

was west of the 30 Ma position of the intrusive zone and vol-

canic rocks were juxtaposed as a result of the escape of the

ALCAPA block from the Alpine realm in the Miocene. Frisch

et al. (1998) placed the northern part of the studied area south-

east of the hidden Tauern Window and west of the present-day

setting  of  the  Karavanke  tonalite  in  their  palinspastic  recon-

struction at 30 Ma. This implies that the Karavanke tonalite is

the  only  possible  counterpart  for  the  intrusive  zone  studied

along  the  Periadriatic  intrusive  belt.  Tari  (1994)  estimated  a

dextral slip of 350–550 km along the Periadriatic Lineament.

PALEOGENE IGNEOUS ROCKS IN THE ZALA BASIN                                                    49

The suggested non-uniform behaviour of the studied area in

the Paleogene can explain why the Eocene marl in the N was

not eroded completely: different subunits of the studied area

(Fig.  2)  could  have  undergone  different  Paleogene  evolu-

tion.

The origin of igneous clasts found in the Csatka Formation

Benedek  et  al.  (2001)  described  clasts  of  tonalite  (30–

34 Ma), andesite and dacite (31–35 Ma) in the Oligocene-Mi-

ocene molasse deposits (Csatka Formation, Western Hungary,

Fig. 1).  By  comparing  the  trace  element  composition  of  the

intrusive and volcanic rocks studied and that of igneous clasts

found in the molasse, a perfect compositional (Fig. 5C,D) and

age fit can be observed. This suggests that the drainage area of

the former alluvial system must have included the Oligocene

magmatic suites now located in the Zala Basin. Sedimentary

features (direction of gravel imbrication) of the alluvial depos-

its (Korpás 1981) also support this interpretation.

Conclusion

Paleogene igneous rocks buried by sedimentary formations

in the Zala Basin were identified as Eocene on the basis of

biostratigraphical criteria. In this paper we present new K/Ar

data, which contradict this interpretation. The major conclu-

sions of this paper include:

1) K/Ar ages of amphibole, biotite and plagioclase concen-

trates  from  intrusive  (28.6±1.8–33.9±1.4  Ma)  and  volcanic

(26±1.2–34.9±1.4  Ma)  rocks  studied  constrain  to  classify

these formations to the latest Priabonian–Chattian. However

Eocene  onset  of  Paleogene  magmatism  is  apparent  on  the

basis of biostratigraphical data.

2)  Post-magmatic  processes  could  not  modify  K/Ar  geo-

chronometers.

3)  Volcanic  rocks,  as  dykes,  crosscut  sediments  of  the

Eocene marl.

4) The intrusive zone encountered along the Balaton line is a

fragment of the magmatic belt along the Periadriatic Lineament.

Fig.  5.  Chondrite-normalized  REE  (A)  and  MORB-normalized  trace  element  (B)  pattern  of  the  intrusive  zone  studied  (hatched  field),

Karawanke (thick solid line), and Pohorje Mts (grey field). Trace element data of Karawanke and Pohorje Mts were taken from Altherr et al.

(1995) and Pamiæ & Palinkaš (2000). MORB-normalized trace element pattern of the intrusive (C) and volcanic (D) rocks studied (solid

line) and pebbles from the Oligocene-Miocene molasse (grey field). Data of igneous pebbles from the molasse were taken from Benedek et

al. (2001). Composition of the igneous rocks studied is taken from Benedek et al. (unpublished data). Normalizing constants of MORB are

from Sun & McDonough (1989) and that of chondrite from Nakamura (1974).

50                                                                                          BENEDEK et al.

5) The Zala Basin did not function uniformly during the Pa-

leogene. The intrusive zone was situated east relative to the

volcanic  zone  30  Ma,  very  close  to  the  Karavanke  tonalite.

The intrusive zone most likely represents a strike-slip duplex

that was formed by dextral displacement along the Periadriat-

ic Lineament system in the Miocene. Thus volcanic and intru-

sive suites in the studied area were juxtaposed as a result of

the escape of the ALCAPA block.

6) Igneous rocks in the present-day Zala Basin survived an

important erosion event between ca. 30 Ma and the Badenian

and a great amount of the eroded material accumulated in the

lower part of the Oligocene-Miocene molasse deposits.

Acknowledgements: Csaba Bokor, László Kósa and András

Németh  (Hungarian  Oil  Company,  MOL  Rt.)  are  gratefully

acknowledged  for  useful  comments  and  for  permission  to

publish this work. We are also grateful to László Fodor, An-

drás Nagymarosy, István Dunkl, Miklós Kázmér, Zsolt Nagy

for helpful comments. We thank Orlando Vaselli (University

of Florence) for the electron microprobe analysis. The authors

wish express their thanks to János Haas, Jaroslav Lexa and Ja-

kob  Pamiæ  for  their  helpful  and  critical  reviews.  This  work

could not have been accomplished without the help of Angéla

Baross-Szõnyi,  Magdolna  Pálfi-Dudás  and  the  Lithosphere

Fluid Laboratory. This is the N

o

 8 publication of the Lithos-

phere Fluid Laboratory.

References

Altherr R., Lugovic B., Meyer H.P. & Majer V. 1995: Early Miocene

post-collisional  calc-alkaline  magmatism  along  the  easternmost

segment  of  the  Periadriatic  fault  system  (Slovenia  and  Croatia).

Mineral. Petrol. 54, 225–247.

Árkai  P.  &  Lelkes-Felvári  Gy.  1987:  Very  low-  and  low-grade  meta-

morphic terraines of Hungary. In: Flügel H.V., Sassi F.P. & Grecu-

la  P.  (Eds.):  IGCP  Project  No.  5  Regional  Vol.  Miner.  Slovaca

Monography  51–68.

Balogh K., Árva Sós E. & Buda G. 1983: Chronology of granitoid and

metamorphic  rocks  of  Transdanubia  (Hungary).  Ann.  Inst.  Geol.

Geofiz. 6,  359–364.

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

Experimental  technique,  experiences  and  methods  of  chronologic

studies. ATOMKI Reports 1, 277–288.

Báldi-Beke  M.  &  Báldi  T.  1990:  Palaeobathymetry  and  palaeogeogra-

phy  of  the  Bakony  Eocene  Basin  in  western  Hungary.  Palaeo-

geogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 88, 25–52.

Benedek K. & Szabó Cs. 2000: Palaeogene intrusive and effusive igne-

ous rocks in the Zala Basin (Western Hungary): do they represent

a changing tectonic environment? Pancardi 2000 Conference, Ab-

stract Volume, 21.

Benedek K., Nagy Zs.R., Dunkl I., Szabó Cs. & Józsa S. 2001: Petro-

graphical,  geochemical  and  geochronological  constraints  on  igne-

ous  clasts  and  sediments  hosted  in  the  Oligo-Miocene  Bakony

Molasse,  Hungary:  evidence  for  a  Paleo-Drava  system.  Inter.  J.

Earth Sci. 90, 519–533.

Benedek K. 2002: Paleogene igneous activity at the easternmost segment

of the Periadriatic lineament. Acta. Geol. Hung. 45, 4, 359–371.

Bérczi-Makk M. 1980: Triassic to Jurassic microbiofacies of Szilvágy,

southwestern Hungary. Bull. Hung. Geol. Soc. 110, 90–103.

Blanckenburg  F.V.  &  Davies  J.H.  1995:  Slab  breakoff:  A  model  for

syncollisional magmatism and tectonics in the Alps. Tectonics 14,

1, 120–131.

Fodor L., Jelen B., Márton E., Skaberne D., Car J. & Vrabec M. 1998:

Miocene-Pliocene tectonic evolution of the Slovenian Periadriatic

fault:  implications  for  Alpine-Carpathian  extrusion  models.  Tec-

tonics 17, 690–709.

Frisch W., Kuhleman J., Dunkl I. & Brügel A. 1998: Palinspastic recon-

struction and topographic evolution of the Eastern Alps during late

Tertiary tectonic extrusion. Tectonophysics 297, 1–15.

Glassmann J.R., Larter S., Briedis N.A. & Lundegard P.D. 1989: Shale

diagenesis  in  the  Bergen  high  area,  North  Sea.  Clays  and  Clay

Miner. 37, 97–112.

Haas  J.  1993:  Formation  and  evolution  of  the  Kössen  Basin  in  the

Transdanubian Range. Bull. Hung. Geol. Soc. 123, 1, 9–54.

Haas J., Mioc P., Pamiæ J., Tomljenovic B., Árkai P., Bérczi-Makk A.,

Koroknai B., Kovács S. & Felgenhauer E.R. 2000: Complex struc-

tural  pattern  of  the  Alpine-Dinaridic-Pannonian  triple  junction.

Int. J. Earth Sci. 89, 377–389.

Józsa S. 1983: Petrographic and geochemical study of andesite from the

Velence Mts., Hungary. M.S. Thesis, Department of Petrology and

Geochemistry, Eötvös University, Budapest, 1–107 (in Hungarian).

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

along  the  eastern  part  of  the  Insubric-Periadriatic  Lineament  sys-

tem: evidence for continental escape of the Bakony-Drauzug Unit.

Acta Geol. Hung. 28, 71–84.

Korpás  L.  1981:  Oligocene-Lower  Miocene  formations  of  the  Trans-

danubian  Central  Mountains  in  Hungary.  Ann.  Hung.  Geol.  Inst.

64, 1–140.

Kõrössy L. 1988: Hydrocarbon geology of the Zala basin in Hungary.

Ann. Hung. Geol. Inst. 23, 3–162.

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

tures  of  the  regional  metamorphic  events  in  Hungary:  a  review.

Geol. Carpathica 47, 257–270.

Majoros Gy. 1980: The problem of Permian sedimentation in the Trans-

danubian Central Range. Bull. Hung. Geol. Soc. 110, 323–341.

Molnár F. 1996: Fluid inclusion characteristics of Variscan and Alpine

metallogeny  of  the  Velence  Mts.,  W-Hungary.  Plate  tectonic  as-

pects  of  the  Alpine  metallogeny  in  the  Carpatho-Balkan  region.

Proceedings  of  the  annual  meetings-Sofia.  UNESCO-IGCP

Project No 356, Vol. 2, 29–44.

Nakamura  N.  1974:  Determination  of  REE,  Ba,  Fe,  Mg,  Na  and  K  in

carboniceous  and  ordinary  chondrites.  Geochim.  Cosmochim.

Acta. 38, 757–773.

Onstott T.C. & Peacock M.W. 1987: Argon retentivity of hornblende: a

field  experiment  in  a  slowly  cooled  metamorphic  terrane.

Geochim. Cosmochim. Acta. 51, 2891–2903.

Pamiæ  J.  &  Palinkaš  L.  2000:  Petrology  and  geochemistry  of  Palaeo-

gene tonalites from the easternmost parts of the Periadriatic Zone.

Miner. Petrology 70, 121–141.

Ratschbacher L., Frisch W., Linzer H.G & Merle O. 1991: Lateral ex-

trusion in the Eastern Alps. Part 2.: Structural analysis.  Tectonics

10, 257–271.

Scharbert  S.  1975:  Radiometrische  Altersdaten  von  Intrusivegesteinen

im Raum Eisenkappel (Karawanken, Kärnten). Verh. Geol. B.A. 4,

301–304.

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

vention on the use of decay constants in geo- and cosmochronolo-

gy. Earth Planet. Sci. Lett. 36, 359–362.

Sun S. & McDonough W.F. 1989: Chemical and isotopic systematics of

oceanic basalts: implications for mantle composition and process-

es.  In:  Saunders  A.D.  &  Norry  M.J.  (Eds.):  Magmatism  in  the

ocean basins. Geol. Soc. Spec. Publ. 42, 313–345.

Székyné F.V. 1957: Some comments on the Tertiary volcanic activity in

Transdanubia. Bull. Hung. Geol. Soc. 87, 1, 63–68.

Tari G., Báldi T. & Báldi-Beke M. 1993: Palaeogene retroarc flexural

basin beneath the Neogene Pannonian basin: a geodynamical mod-

el. Tectonophysics 226, 433–455.

Tari  G.  1994:  Alpine  tectonics  of  the  Pannonian  basin.  Ph.D.  Thesis,

Rice University, Houston, Texas, 1–501.

Thorez  J.  1976:  Practical  identification  of  clay  minerals.  Editions:

Lelotte G., Dison (Belgique), 1–99.