GEOLOGICA CARPATHICA, 49, 2, BRATISLAVA, APRIL 1998

125–138

ENCLAVES IN THE ROCHOVCE GRANITE INTRUSION

AS INDICATORS OF THE TEMPERATURE AND ORIGIN

OF THE MAGMA

¼UBOMÍR HRAŠKO

1

, ALEXANDER B. KOTOV

2

, EKATHERINA B. SALNIKOVA

2

and VIKTOR P. KOVACH

2

1

Slovak Geological Survey, Mlynská dolina 1, 817 04 Bratislava, Slovak Republic

2

Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sciences, Makarova Emb. 2, 199034 St. Petersburg,

Russian Federation

(Manuscript received January 21, 1997; accepted in revised form December 11, 1997)

Abstract: Two boreholes in the Mo-W-bearing porphyric Cretaceous granite, located near the village of Rochovce,

Western Carpathians, reveal the existence of two types of enclaves: 1. micaceous enclaves (biotite-plagioclase gneisses

without  quartz,  with  highly  calcitic  plagioclases)  and  2.  mafic  microgranular  enclaves  (MME),  with  predominantly

dioritic composition. In the first type, corundum, Zn-hercynite and magnetite were produced due to the high temperature

melting of biotite. These are considered to be restites. The melting reactions in biotite indicate that the granite magma

temperatures exceeded 800 

o

C at the time of the enclave melting. The mafic microgranular enclaves represent portions of

mafic magma incorporated in the granitic magma. Seven types of mineralogical-petrological indicators of magma mix-

ing were found. The chemical and Sm/Nd isotopic characteristics of the host granite and MME show that chemical and

isotopic equilibration was achieved within the granite-MME system. The initial 

∈

Nd value in granite (–3.0) indicates

that some mafic magmatic material was added to the magma chamber. The apparent crustal residence age (T*

DM

  =

1100 Ma) indicates an old, Precambrian history of the crustal source material. Thus, the Rochovce magma was derived

from a crustal source, with addition of more mafic (probably mantle-derived) magma.

Key words: Western Carpathians, Cretaceous, granite, mafic microgranular enclaves, micaceous  enclaves, mixing,

Sm/Nd isotopes.

Introduction

The  hidden  Cretaceous  Rochovce  granite  intrusion  in  the

Western  Carpathians  has  attracted  the  attention  of  research

workers  since  seventies  because  of  its  geotectonic  position,

geochemical,  petrographic  and  mineralogical  features  and

Mo-W  mineralization  potential.  The  former  investigations

concern: geological-petrographic and petrological features re-

lated to the granite and its host rocks (Klinec & Macek 1979;

Klinec et al. 1980; Korikovsky et al. 1986; Krist et al. 1988;

Korikovsky  et  al.  1989;  Radvanec  1994);  mineralogical-

geochemical  and  metallogenic  features  (Ivanov  1984;  Határ

et al. 1989; Gregor 1992); isotopic-geochronological features

(Kantor  &  Rybár  1979;  Kovach  et  al.  1986;  Cambel  et  al.

1989; Repèok et al. 1992; Žák et al. 1994; Hraško et al. 1995)

and metallogenetic features (Václav et al. 1988, 1990).

The study of enclaves in the Rochovce intrusion provides

a better understanding of the genesis of the granitic magma.

Geological context

The Rochovce type granite intrudes into an area intersect-

ed  by  a  major  regional  tectonic  zone  (the  Lubeník  Line),

which separates two mega-tectonic blocks, the Veporic and

the Gemeric Superunits (Fig. 1). They are bound to a system

of shear zones running in an E-W direction, oblique to the

strike of the Lubeník Line, which marks a zone formed dur-

ing the Alpine collision of the two structural mega-blocks.

The following rock types crop out in the area (from NW

to SE): porphyritic granitoids of the Vepor type (Variscan),

with frequent superimposed Alpine deformation and recrys-

tallization,  aplites  and  aplitic  granitoids,  migmatitized

metasediments,  Early  Paleozoic  metasediments  of  the  Hla-

domorná  dolina  Complex,  metasediments  of  the  Revúca

Group (Vozárová & Vozár 1982), composed of the Slatvina

(Stefanian C-D) and Rimava (Permian) Formations.

The  Gemeric  Superunit,  represented  in  this  area  by  the

Ochtiná  Formation  (Vozárová  in  Bajaník  et  al.  1981),  was

thrusted over the Veporic Superunit, along the Lubeník Line

which  marks  the  trace  of  the  thrust  plane.  The  contact  be-

tween the two megablocks was intruded by an Alpine granite

body  elongated  in  an  E-W  direction  (Fig.  1).  U-Pb  dating,

done on abraded zircons, gives to this intrusion a concordant

age of 81–82 Ma (Michalko in Hraško et al. 1995).

Description of the Rochovce granitoid

The petrographic features of the Rochovce granitoid have

been recorded in the papers of Klinec et al. (1980) and Határ

et al. (1989). The latter authors specified two intrusive phas-

es, the younger one being a differentiate, which contains the

Mo mineralization.

126                                                                 HRAŠKO, KOTOV, SALNIKOVA and KOVACH

The  first  phase  of  granitoids,  which  represents  the  northern

part of the body, includes: a) coarse-grained to porphyric gran-

ites  with  phenocrysts  of  pink  potassium  feldspars;  they

predominate  at  greater  depths;  b)  granite  porphyries,  locally

with parallel fabric, predominating in the marginal parts of the

body;  c)  different  varieties  of  mafic  magmatic  enclaves.  Only

this  type  of  granite  contains  MME  and  rarely  micaceous  en-

claves. The magmatic accessory mineral association is allan-

ite–titanite–magnetite(+  maghemite)–zircon–apatite–thorite.

Leucogranitoids from the second phase, located predomi-

nantly  in  the  southern  portion  of  the  body,  are  free  of  en-

claves.  Radvanec  (1994)  has  proposed  a  model,  in  which

the granites of this phase evolved in a process of melting of

metasediments,  subjected  to  temperatures  of  650 

o

C  and

pressures of 9 kbar.

Types of enclaves in the Rochovce intrusion

The studied enclaves come from a coarse grained porphy-

ric  monzogranite  (first  phase)  intersected  in  the  borehole

KV-3, which reached the deepest part of the granitic body.

Three types of enclaves were observed:

1.  xenoliths  —  non  melted,  irregular,  angular  small  en-

claves  from  the  overlying  rocks,  i.e.  mainly  contact  horn-

felses, or metagabbros.

2.  micaceous  (surmicaceous)  enclaves  are  very  scarce,

with diffusional or lentiform shape up to 5 cm in diameter,

randomly distributed in granite.

3.  mafic  microgranular  enclaves  (MME),  with  predomi-

nantly dioritic characteristics.

The sizes of enclaves vary from a few cm. Enclaves up to

20 cm are scarce. The latter two types are important as they

can  be  used  to  characterize  the  granitic  magma  source  for

the Rochovce intrusion.

Petrographic and mineralogical characteristics

Micaceous  enclaves

The enclaves of this type occur locally in the form of diffu-

sional, or lentiform features, up to 3–5 cm in diameter. The

fabric  is  slightly  parallel,  locally  randomly  oriented  and  the

Fig. 1. Simplified geological  map of the Rochovce area (modified

after Bajaník et al.,1984): 1 — Silica Nappe (Lower Triassic), 2–5

Gemeric  Superunit;  2  —  Meliata  Group  (Triassic-Jurassic),  3  —

Goèaltovo Group (Permian), 4 — Dobšiná Group (Carboniferous), 5

— Gelnica Group (Cambrian? Silurian); 6 — 12 Veporic Superunit;

6  —  Foederata  Group  (Lower  Triassic),  7  —  Rimava  Formation

(Permian),  8  —  Slatvina  Formation  (Stefan  C–D)  and  part  of  the

Hladomorná valley Complex (Lower Paleozoic), 9 — Slatvina For-

mation, 10 — Krá¾ová ho¾a Complex— migmatites, gneisses (Low-

er  Paleozoic?),  11  —  leucocratic  aplitoidic  granitoids  (Upper  Car-

boniferous-Permian?),  12  —  predominantly  porphyric  granitoids

(Lower  Carboniferous),  13  —  geophysically  indicated  Rochovce

granite  intrusion,  14  —  nappes,  strike  slips,  observed  and  inferred

faults, 15 — drill holes.

Fig. 2. Al

IV

– Fe

TOT 

/ (Fe

TOT

+ Mg) classification of biotites; void cir-

cles  —  granite  biotites,  full  circles  —  MME  biotites,  crosses  —

micaceous enclave biotites.

ENCLAVES IN GRANITE INTRUSION AS INDICATORS OF TEMPERATURE  OF MAGMA                             127

texture is granolepidoblastic. They were classified as biotitic-

plagioclase  gneisses  (biotite  content  is  more  than  40  vol.%

and  plagioclase  content  more  than  45  vol.%).  They  do  not

contain any quartz. Small amounts of the following minerals

occur: K-feldspar, amphibole, epidote, magnetite, corundum,

spinel with Zn-hercynite composition, apatite, titanite, zircon

and allanite. The modal composition of a representative ex-

ample of these enclaves is given in Table 1.

The composition of plagioclases ranges between An

30

 and

An

50

.  Rare  relics  of  the  calcic  labrador  (An

60

  or  more,  Ta-

ble 2), form patches in less calcic plagioclases (non peristerit-

ic) in the vicinity of the corundum crystals. Even more calcic

plagioclases  (probably  bytownite  or  anorthite)  are  present.

However,  their  composition  could  not  be  specified,  due  to

their small size.

Compared to the biotites found in the granite and/or mafic

microgranular  enclaves,  these  biotites  are  more  aluminous

(Table 3, Fig. 2). The composition of biotites from the most

recrystallized  portions  resembles  that  of  biotites  in  the

MME and granite (see also Határ et al. 1989).

Corundum forms irregular grains up to 0.5 mm in diameter.

The  marginal  parts  may  be  replaced  by  white  mica.  Due  to

Table 2: Compositions of plagioclases in the MME and in the micaceous enclaves.

Table 1: Modal compositions of the micaceous enclaves and MME (in vol. %). Abbreviations: Pl — plagioclase (in MME  — andesine-oligo-

clase), Ab — in MME oligoclase-albite, Kfs — K-feldspar, Qtz — quartz, Bt — biotite, Hbl — hornblende, Chl — chlorite, Mag — magnetite,

Ser — sericite (margarite, phengite), Zrn — zircon, Spn — sphene (titanite), Aln — allanite Ap — apatite Acc — accessories (allanite, zircon,

apatite, corundum, hercynite), Cal — calcite, Ep — epidote, Zo — zoizite/clinozoizite, + — present under 0.1 vol.%.

Enclave

Depth (m)

Pl

Ab

Qtz Kfs

Bt

Hbl Mag Ap Zrn Spn Aln Chl Ser Cal Ep CzoAcc

Micaceous

899.6

1376.4

46.1

52.4

+

0.2

43.9

40.0 0.1

4.2

6.5

1.5

+

3.6

+

+

+

+

0.6

0.8

MME

1036.6

1084.2

1145.3

1153.3

1422.5

1471.5

1471.5

30.8

65.1

63.8

59.7

5.6

53.1

52.2

11.4

0.8

4.6

2.4

0.8

3.8

3.5

7.5

2.0

44.2

0.2

1.9

70.7

14.7

29.0

8.2

21.1

12.8

27.5

5.4

15.1

16.8

8.3

6.2

9.2

0.4

2.7

2.0

2.3

2.1

0.1

1.3

1.0

1.2

0.9

1.1

1.7

+

3.1

0.7

1.0

0.6

+

+

+

0.1

0.2

0.4

+

0.1

0.4

0.3

0.2

+

+

0.3

0.2

0.2

0.2

0.6

2.7

11.1

1.3

0.5

0.9

1.0

+

+

+

0.5

0.5

+

+

+

+

0.2

0.3

Enclave

MME                                                                              MME

Micaceous

Point

1/13

1/11

1/14

A-1/1

1

3

4

2/5

2/4

3/1

Depth (m)

814.0

814.0

814.0

1153.3

1471.5

1471.5

1471.5

1471.5

1471.5

1471.5

899.6

899.6

SiO

2

56.38

60.80

64.42

63.08

56.27

60.67

64.54

64.16

57.37

62.35

51.93

51.40

Al

2

O

3

27.57

24.37

22.73

23.54

26.53

24.22

21.64

22.63

27.45

24.48

30.40

30.43

CaO

9.20

5.56

3.54

4.44

8.42

5.71

3.00

3.74

8.44

5.58

12.46

12.52

Na

2

O

5.88

7.78

9.48

8.50

6.45

8.14

9.80

8.39

6.01

7.93

3.85

3.70

K

2

O

0.12

0.32

0.19

0.19

0.15

0.33

0.29

0.28

0.19

0.22

0.12

0.07

FeO

0.09

0.20

0.09

0.00

0.02

0.16

0.13

0.13

0.17

0.30

0.26

0.05

Total

99.24

99.03

100.45

99.75

97.84

99.23

99.40

99.33

99.63

100.86

99.02

98.17

Recalculated to 8 O

Si

2.545

2.724

2.829

2.790

2.575

2.719

2.863

2.840

2.573

2.740

2.373

2.368

Al

1.467

1.287

1.176

1.227

1.431

1.279

1.131

1.180

1.451

1.268

1.638

1.652

Ca

0.445

0.267

0.166

0.210

0.413

0.274

0.143

0.177

0.405

0.263

0.610

0.618

Na

0.515

0.676

0.807

0.729

0.572

0.707

0.843

0.720

0.523

0.676

0.341

0.330

K

0.007

0.018

0.011

0.011

0.009

0.019

0.016

0.016

0.011

0.012

0.007

0.004

Fe

0.003

0.007

0.003

0.000

0.001

0.006

0.005

0.005

0.006

0.011

0.010

0.002

Total

4.982

4.979

4.992

4.967

5.001

5.004

5.001

4.938

4.969

4.970

4.980

4.974

Type and

position

xenocryst

    rim       internal

matrix

lagthy plagioclase

centre       inter.         rim

matrix

lagthy plagioclase

center        inter.

near contact

biotite-corundum

Or

0.72

1.90

1.08

1.13

0.88

1.89

1.64

1.73

1.16

1.30

0.73

0.43

Ab

53.25

70.33

82.00

76.73

57.59

70.71

84.14

78.85

55.66

71.07

35.61

34.70

An

46.03

27.77

16.92

22.14

41.53

27.40

14.22

19.42

43.18

27.63

63.66

64.87

superimposed  alterations  its  relation  to  the  higher-tempera-

ture mineral assemblage is problematic. However, it is often

included in plagioclase, when biotite is around. Corundum, in

a sample from a depth of 899.6 m, contains: Al

2

O

3

 (97 wt. %)

and Fe

2

O

3

. BEI image (Pl. I: Fig. 1) shows a high temperature

mineral association replaced by a lower temperature associa-

tion  (white  micas-zoisite).  The  typical  texture  of  micaceous

enclave is shown in Fig. 3.

Spinel  occurs  in  the  form  of  beer-bottle-green  grains,

grouped in large clusters and associated with tiny magnetite

grains. The grain size is less than 0.1 mm. They are consid-

ered  to  represent  the  ultimate  desintegration  product  of  bi-

otite. Its composition corresponds to that of the Zn-Mg bear-

ing hercynite (Table 4). It is frequently associated with the

magnetite in a matrix composed of very fine-grained white

micas  and  epidote-zoizite  group  minerals — products  of

superimposed  alteration.

Alterations: substitution of the corundum by white micas is the

most  distinct  type  of  subsolidus  alteration.  Microprobe  study  re-

vealed that the phyllosilicate minerals are concentrated in an enve-

lope, the margarite being in the internal and the phengite in the ex-

128                                                                 HRAŠKO, KOTOV, SALNIKOVA and KOVACH

ternal  zone.  Sphalerite,  formed  on  account  of  Zn-hercynite,  has

also  been  identified.  Its  precipitation  occurred  during  a  postmag-

matic period and was followed by a fluidization stage, which was

locally  associated  with  increasing  activity  of  sulphur  and  subse-

quent development of pyrite impregnations.

Fig. 3. Mineral associations in micaceous enclaves: A — corundum-

magnetite-biotite-plagioclase;  B  —  corundum–magnetite–biotite–

plagioclase,  hercynite–magnetite–biotite–plagioclase.  Abbrevia-

tions: Crn — corundum, Mag — magnetite, Hc — hercynite, Bt —

biotite, Pl — plagioclase, wM — white micas (phengite, margarite).

Table  4:  Compositions  of  hercynites  in  the  micaceous  enclave

(depth 899.6 m).

Table  3:  Compositions  of  the  biotites  from  the  micaceous  and

MME (in w. perc.).

Type

 micaceous

MME

MME

MME

Depth (m)

899.6

899.6

1376.6

1145.3

1471.5

1471.5

SiO

2

34.69

33.97

37.78

36.40

38.97

36.26

Al

2

O

3

18.86

18.76

14.23

13.06

13.90

13.37

TiO

2

2.45

2.84

2.28

2.99

2.96

3.51

FeO

17.20

18.02

14.76

16.98

15.58

16.60

MgO

11.44

10.91

13.72

13.20

13.70

12.98

MnO

0.49

0.53

0.69

0.62

0.71

0.68

Cr

2

O

3

0.04

0.02

0.00

0.00

0.00

0.02

K

2

O

9.55

9.32

9.72

10.32

9.28

10.13

Na

2

O

0.13

0.13

0.09

0.06

0.11

0.11

Total

94.85

94.50

93.27

93.63

95.21

93.66

recalculated to 22 oxygens

Si

5.280

5.220

5.780

5.660

5.830

5.620

Al

3.380

3.390

2.565

2.390

2.451

2.440

Ti

0.280

0.330

0.262

0.350

0.334

0.410

Fe tot 2+

2.190

2.310

1.888

2.210

1.949

2.150

Mg

2.700

2.500

3.127

3.060

3.054

3.000

Mn

0.060

0.070

0.090

0.080

0.090

0.090

Cr

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

K

1.850

1.830

1.897

2.050

1.771

2.000

Na

0.040

0.040

0.027

0.020

0.032

0.030

Total

15.780 15.690

15.636

15.820

15.511

15.740

Al-IV

2.660

2.780

2.220

2.340

2.170

2.380

Fe/

(Fe+Mg)

0.448

0.476

0.376

0.419

0.390

0.417

Anal.  no

1

2

3

4

Weight percent

Al

2

O

3

55.97

56.34

56.42

56.26

ZnO

7.05

6.87

13.05

12.75

FeO

31.02

31.45

25.18

25.09

MnO

2.63

2.44

1.96

1.85

MgO

3.22

3.23

3.17

3.05

Cr

2

O

3

0.17

0.23

0.56

0.58

Total

99.96

100.56

100.34

99.58

    recalculated to 24 cations

Al 3+

15.23

15.17

15.26

15.33

Fe 3+

0.77

0.74

0.51

0.43

Cr 3+

0.01

0.09

0.23

0.24

Fe 2+

5.21

5.27

4.32

4.42

Mn 2+

0.49

0.47

0.38

0.36

Mg 2+

1.10

1.10

1.09

1.05

Zn 2+

1.20

1.16

2.21

2.18

Total

24.01

24.00

24.00

24.01

Mafic microgranular enclaves (MME)

These  enclaves  have  a  mostly  dioritic  composition.  Their

size  may  reach  several  cm,  rarely  more  than  15  cm.  Their

shapes are amoeboidal (Pl. I: Fig. 2), semioval to oval (Pl. I:

Fig. 3), which is a typical feature for a hot and a less viscous

dioritic  magma,  trapped  within  a  granitic  magma  environ-

ment. The enclave margins are mostly sharp, or diffusional.

In the latter case the tiny minerals of the MME are trapped as

poikilitic  inclusions  in  quartz  and  K-feldspar  —  the  latest

products of the granite magma crystallization. They are dark,

or pale grey in the presence of quartz, or pinkish, in the pres-

ENCLAVES IN GRANITE INTRUSION AS INDICATORS OF TEMPERATURE  OF MAGMA                             129

ence  of  K-feldspar.  The  content  of  alkaline  feldspars  shifts

the MME modal composition into the fields of quartz diorite-

monzonite-syenite (Fig. 4). The composition of mafic micro-

granular enclaves is given in Table 1.

The  texture  of  enclaves  is  massive,  fine-grained  and  mi-

crodioritic. They locally contain larger plagioclase xenocrysts

(1–5 mm), with comparable size and the type of zoning, char-

acteristic for the plagioclases present in the granite, but with a

typically  thin,  more  calcic  fringe  (X

An

  ~  0.46).  The  xenoc-

rysts are several times larger than the minerals from the ma-

trix (usually <0.1–0.5 mm ). Xenocrysts of quartz and locally

also amphibole and biotite are present. The plagioclase (X

An

~ 0.43–0.14) laths (up to 0.1 

×

 1 mm) are oriented at random,

the spaces between them being filled with a more sodic and

younger plagioclase (X

An

 ~ 0.22–0.17). They may also be in-

cluded in the poikilitic quartz or K-feldspar in the matrix. The

poikilitic  minerals  are  more  than  ten  times  (more  than  15–

20 mm across) larger and fluently pass into the granitic ma-

trix. In small enclaves the poikilitic minerals occupy most of

the enclave area, which causes shifts of their modal composi-

tion to syenitic.

The mafic minerals are biotite (up to 27 %) and amphibole

(up to 9 %). The biotite composition is characterized by a pre-

dominance of Mg over Fe (Mg/Mg + Fe = 0.58–0.61), reminis-

cent  of  the  composition  in  the  granite  host  (Table  3,  Fig. 2).

The amphibole (Mg/Mg + Fe = 0.68–0.8) not only forms indi-

vidual grains, but also aggregates of small grains (Pl. I: Fig. 4),

which are probably pseudomorphoses after higher temperature

amphiboles.  The  amphibole  composition  is  displayed  in  Ta-

ble 5 (calculated to 13 cations). The majority of amphiboles

are zonal and their composition ranges from magnesium-rich

hornblende in the crystal centres, to actinolite at the margins.

Using Al (Anderson & Smith 1995) as hornblende barometer,

pressure during growth of aggregates, can be assessed to 1.5–

2.5 kbar.

The accessory minerals comprise the elongated, prismatic,

to needle-shaped apatite, locally with dusky centres, sphene,

allanite, zircon and metallic ore minerals.

The amoeboidal shape of larger dioritic enclaves (Pl. I: Fig.

2) indicates that they formed fluid vesicles within the granite

magma. Pale grey and pink enclaves are smaller and oval (Pl.

I:  Fig.  3).  Their  composition  is  more  alkaline,  approaching

that  of  monzonite  or  alkaline-felspathic  syenite.  K-feldspar

forms here small anhedral grains.

The microfabrics indicate that the beginning of rapid dior-

ite magma crystallization, and formation of the dark enclaves,

started after the crystallization of first generation plagioclase

and  quartz  in  the  granitic  magma.  These,  early-crystallized

minerals, were later included in a form of much larger xenoc-

ryst within the fine-grained matrix. The ocellar quartz xenoc-

rysts, surrounded by tangentially oriented amphiboles (Pl. II:

Fig. 2) or biotites and plagioclases (Pl. II: Fig. 3). The thermal

effects of a hotter dioritic magma observed in the immediate

contacts of enclaves with the host granitic magma are demon-

strated by the formation of plagioclase envelopes, surround-

ing K-feldspar crystals (Pl. II: Fig. 4), thus resembling a rapa-

kivi structure.

Geochemical and Sm/Nd isotope characteristics

of a MME and a granite

Owing to the small amount and size of enclaves the chance

to collect a sample for chemical analysis (Table 6) was quite

limited. Only one granite sample taken at the depth of 1222 m

and one MME sample from 1036.6 m (borehole KV-3) were

submitted to the Sm/Nd isotope analyses (Table 7).

Geochemical characteristics of a MME

The MME sample (Table 6) represents a monzonitic vari-

ety. The petrographic observations have shown that its com-

position,  enriched  in  K,  reflects  a  process  of  mingling  and

mixing of the mafic and felsic components and biotitization

processes, rather than the primary magma composition of the

MME.

Comparing the composition of the MME with granite, an

enrichment in Fe, K, Li, Rb, Cr, Zr, LREE, Y and Th can be

noted.  This  difference  is  partially  of  primary  origin.  The

chemical  transfer  between  the  granite  and  the  enclave  can

result in the increased contents of SiO

2

, K

2

O, Li, Zr, Nb, Y

and REE in enclaves (Orsini et al. 1991). Mechanical mix-

ing of the granite magma crystals with the MME magma en-

hances the effects of this process.

Several  authors  (in  Orsini  et  al.  l.c.)  noted  that  the  least

acidic composition enclaves has in each association the high-

est contents of K

2

O, Rb and Li. They relate this to a chemical

transfer  of  alkalies  from  the  acidic  magma.  Increased  con-

tents of Y, Nb, Zr and REE can be explained in the same way.

Thus this process is probably controlled by the modal abun-

dances of biotite and amphibole  —  the principal concentra-

tors of the above mentioned elements in an enclave. K, Rb, Zr

Fig. 4. Q–A–P diagram for modal composition of mafic microgran-

ular enclaves (full circles) and associated granites (open circles). 3a

—  syenogranites,  3b  —  monzogranites,  6  —  alkali-syenite,  8  —

monzonite, 9

x

 — quartz-monzodiorite, 10 — diorite, 10

x

 — quartz-

diorite.

130                                                                 HRAŠKO, KOTOV, SALNIKOVA and KOVACH

and  LREE  enrichment  in  the  enclaves  as  compared  to  the

host granitoids and average diorites, was proved by Petrík &

Broska (1989) and Broska & Petrík (1993) in the Variscan I-

type granitoids of the Western Carpathians. The authors as-

sign this enrichment to the migration of ions towards the en-

clave  from  the  granitoid  magma  environment,  in  a  process

accompanied  by  biotitization.  A  similar,  but  more  pro-

nounced enrichment trend has been observed in the granite-

MME pair from Rochovce.

Sm/Nd characteristics of the Rochovce Granite and MME

The results are shown in Table 7.

Analytical  technique:  Rock  powders  for  Sm-Nd  studies  were

analysed following the method of Richard et al. (1976). They were

totally spiked with 

149

Sm-

146

Nd mixed solution and dissolved in a

mixture  of  HF+HNO

3

+HClO

4

.  Sm  and  Nd  were  separated  using

conventional cation-exchange chromatography and then extraction

chromatography on HDEHP covered with teflon powder. The total

blanks during the study were 0.1–0.2 ng for Sm and 0.1–0.5 ng for

Nd. Isotopic measurements were performed at the Institute of Pre-

cambrian Geology and Geochronology, Russian Academy of Sci-

ences,  St.  Petersburg  on  a  Finnigan  MAT  261  8-collector  mass-

spectrometer in static mode. The accuracy of the measurements is:

Sm and Nd isotopes ±0.5 %, 

147

Sm/

144

Nd — ±0.5 %, 

143

Nd/

144

Nd

— ±0.005 % (2s). During this work the weighted average of 31 La

Jolla Nd-standard runs yielded 0.511845 ± 4(2s) for 

143

Nd/

144

Nd,

using 0.7219 for 

146

Nd/

144

Nd to standardize. A linear model with

parameters 

147

Sm/

144

Nd = 0.2136, 

143

Nd/

144

Nd(0) = 0.513151 was

used for depleted mantle (DM) (Goldstein & Jacobsen 1988) and

modern values for chondrite uniform reservoir (CHUR) (Jacobsen

&  Wasserburg  1980).  Details  of  analytical  technique  were  de-

scribed in Neymark et al. (1993).

Interpretation of results: The closeness of the 

∈

Nd (T) val-

ues was probably caused by an isotopic equilibration between

Table 7: Sm-Nd isotope characteristics of the granite and MME from the borehole KV-3. (T*

(DM)

— according to model Liew & Hofmann 1988).

Table 6: Chemical composition of the MME and granite. Explana-

tions: ( ) — average value for granites from the borehole KV-3.

Table  5: Compositions  of  the  amphiboles  from  the  MME  (depth

1145.3 m )

Point in

Core

Inner part

Rim

SiO

2

46.61

47.89

52.31

Al

2

O

3

6.32

5.21

2.22

TiO

2

0.63

0.51

0.18

FeO

14.49

13.46

10.49

MgO

12.96

13.16

16.14

CaO

11.32

11.60

11.68

MnO

0.94

0.74

0.97

K

2

O

0.59

0.46

0.19

Na

2

O

1.27

1.06

0.60

Total

95.13

94.09

94.78

recalculated to 13 cations

Si

6.982

7.240

7.665

AI-IV

1.018

0.760

0.335

Post. T

8.000

8.000

8.000

AI-VI

0.099

0.168

0.049

Fe 3+

0.663

0.309

0.374

Ti

0.071

0.058

0.020

Mg

2.895

2.967

3.525

Fe 2+

1.153

1.393

0.912

Mn

0.119

0.095

0.120

Pos. M1-3

5.000

4.990

5.000

Ca

1:816

1.878

1.833

Na

0.184

0.122

0.167

Pos. M4

2.000

2.000

2.000

Na

0.184

0.190

0.003

K

0.113

0.089

0.036

Pos.A

0.297

0.279

0.039

Mg/(Mg+Fe2+)

0.715

0.681

0.795

Type

Mg

hornblend

actinol.

hornblend

actinolite

Type

MME

Granite

Granite

Depth  (m)

1036.60

1131.30

1222.00

SiO

2

58.51

71.25

70.31

Al

2

O

3

16.34

13.84

14.06

TiO

2

0.40

0.27

0.30

Fe

2

O

3

2.54

1.20

1.08

FeO

2.75

1.22

1.37

CaO

3.40

2.29

2.58

MgO

2.07

1.14

1.16

MnO

0.176

0.051

0.057

Na

2

O

3.59

3.49

3.45

K

2

O

7.45

3.87

4.01

P

2

O

5

0.63

0.19

0.28

H

2

O+

0.03

0.25

0.48

H

2

O-

0.18

0.38

0.25

Total

98.07

99.44

99.39

ppm

Li

32.0

32.0

32,0

Rb

190.0

106.0

98.0

Sr

509.0

440.0

520.0

Ba

1,349.9

828.6

848.4

Co8.0

6.0

6.0

Cr

35.0

18.0

17.0

Ni

6.0

4.0

6.0

Zr

260.7

150.0

159.0

Hf

8.6

4.6

4.6

La

221.8

80.3

81.5

Ce

373.6

142.4

144.2

Nd

176.4

47.0

51.0

Sm

17.9

8.98

9.72

Eu

2.9

(1.53)

(1.53)

Tb

<1.0

0.6

0.9

Yb

3.5

2.9

2.7

Lu

0.4

0.37

0.42

Y

38.0

23.0

26.0

Nb

16.8

<20.0

20.0

Ta

<1.0

<0.2

<0.2

U

7.0

10.1

9.2

Th

34.9

24.9

28.6

Rock

Depth

Sm

Nd

Measured ratios

T (DM) T*(DM)

T=81 Ma

147

Sm/

144

Nd

143

Nd/

144

Nd

ENd(0)

143

Nd/

144

Nd ENd(T)

MME

1036.6

19.04 139.33

0.08286

0.512454+/-4

-3.6

813

1042

0.512410

-2.42

Granite 1222.0

6.73

39.28

0.10385

0.512435+/-4

-4.0

994

1115

0.512380

-3.00

m

ppm

ppm

Ma

Ma

initial values

ENCLAVES IN GRANITE INTRUSION AS INDICATORS OF TEMPERATURE  OF MAGMA                             131

Plate 

I: 

Fig. 

1 —

 S

tructure 

of 

a 

m

icaceous 

enclave; 

M

ag 

—

 m

agnetite, 

Hc 

—

 hercynite, 

Czo 

—

 c

linozoizite/zoizite, 

Pl 

—

 p

lagioclase.

 F

ig

. 2

 —

 A

m

oeboidal 

m

icrodioritic 

enclave 

in 

granite, 

core 

diam

-

eter 

7 

cm

. F

ig

. 3

 —

 D

isc-shaped 

enclave 

rich 

in 

K

-feldspar; 

core 

diam

eter 

7 

cm

. Fig. 

4 —

 A

m

phibole 

glom

eroblast 

in 

M

M

E; 

BEI 

im

age.

132                                                                 HRAŠKO, KOTOV, SALNIKOVA and KOVACH

Plate II: Fig. 1

 — Lath-shaped plagioclases in poikilitic K-feldspar. BEI image. 

Fig. 2

 — Ocellar quartz grain rimmed by tangentially oriented amphiboles (Hbl); BEI

image. 

Fig. 

3 

—

 O

cellar 

quartz 

grain 

rimmed 

by 

tangentially 

oriented 

plagioclases 

(Pl); 

microtonalitic 

part 

of 

the 

enclave 

(quartz 

—

 b

lack 

—

 is 

poikilitic); 

BEI 

im-

age. 

Fig. 

4 

—

 O

rthoclase 

crystal 

(Kfs) 

in 

granitic 

m

atrix 

at 

the 

contact 

w

ith 

the 

MME 

(left 

side 

of 

the 

photo) 

with 

a 

plagioclase 

margin; 

ph

ot

o w

id

th

 —

 4

 c

m

.

ENCLAVES IN GRANITE INTRUSION AS INDICATORS OF TEMPERATURE  OF MAGMA                             133

the granite host and the MME. This is also one of the reasons

why this enclave does not have a Sm/Nd characteristic corre-

sponding  to  a  mantle  derivation,  even  though  it  is  closer  to

the field of the depleted mantle than granite. An example of a

missing isotopic contrast between granite and associated en-

claves was given by Pin (1991) to demonstrate the presence

of  re-equilibration  processes  during  the  high  temperature

magmatic  regimes.  Apparent  crustal  residence  ages  T(DM)

characterize  the  time  span  needed  for  the  separation  of  the

material precursor for the Rochovce Granite from the mantle

materials  (including  possible  multiple  recycling  in  a  crustal

environment). The T(DM) value indicates the existence of an

old crustal, probably Proterozoic source.

Discussion

Enclaves in granitoid rocks — a source of information

on the origin of magmas

Study of enclaves in granitoid rocks can provide informa-

tion on the source of granitoid magmas.

Micaceous  enclaves

Can be regarded as a metamorphosed crustal material. Its

metamorphic  nature  is  shown  by  the  occurrence  of  planar

fabric. Locally observed microfabrics indicate a considerable

plastic deformation. The existence of Al-rich minerals, such

as corundum and hercynite (the other Al-minerals could not

be  identified  due  to  superimposed  alterations),  found  in  the

intrusive granitoids, have been described especially in the en-

claves  enriched  in  micas.  These  minerals  normally  result

from high temperature melting reactions of micas, alumino-

silicates  and  Fe-Mg  containing  minerals,  such  as  garnet,

cordierite, staurolite, etc.

Montel et al. (1991) described the enclaves in the granites

of the French Massif Central whose compositions is similar

to  that  found  in  the  Rochovce  Granite.  The  micaceous  en-

claves from the Sidobre Massif have the following composi-

tion:  45 %  biotite,  35–46  %  plagioclase,  less  than  1 %  her-

cynite and 3–4 % corundum. These enclaves are considered

to be rocks from the source area, which did not melt owing to

their  special  chemical  composition,  or  they  represent  frag-

ments of the host rocks, incorporated in the deeper parts —

the so called deep xenoliths.

The micaceous enclaves are referred to by some authors

as  being  the  restites  after  the  granite  magma  melting  (e.g.

Didier 1973). However, such quartz-less rocks can also de-

velop  due  to  the  repetition  of  melting  episodes  (Montel  et

al. 1986), or due to a continual removal of the granite melts,

generated at the beginning of partial melting (Harris 1981).

Corundum  in  association  with  spinel  has  been  described

in  high  degree  metamorphic  rocks,  which  formed  under

nearly  anatectic  conditions  (Godard  1990),  from  granulites

(Perchuk et al. 1989; Bertrand et al. 1992), from enclaves of

predominantly metapelitic xenolithic nature, found in mag-

matites of either more basic (Owen & Greenough 1991), or

more  acid  composition  (Montel  et  al.  1991;  Suarez  et  al.

1992). The corundum is stable in the rock free of quartz.

The  stability  field  of  hercynite  expands  as  the  gahnite

component  increases  (Schulters  &  Bohlen  1989),  or  when

the oxygen fugacity increases in the system (Hensen 1986).

Increasing content of Zn shifts the hercynite stability toward

higher  pressures.  The  hercynite  usually  exists  in  both

quartz-rich and quartz-free associations under either higher

amphibolite facies (Harley & Fitzsimmons 1991), or contact

metamorphism conditions (Pattison & Tracy 1991). Forma-

tion  of  the  Zn-hercynite  due  to  thermal  desintegration  of

staurolite has also been described (Cesare 1994).

Pattison & Tracy (1991) refer to dehydration-melting reac-

tions  of  biotite  associated  with  the  Al

2

SiO

5

,  with  cordierite

and/or garnet, and the resulting formation of corundum and/or

spinel. In all cases the K-feldspar forms simultaneously. This

also  happens  when  the  muscovite  melts.  The  corundum  oc-

curs  more  frequently  at  the  contacts  between  the  metasedi-

ments  and  intermediary  or  basic  intrusives,  indicating  that

higher  reaction  temperatures  are  needed  for  corundum  to

form.

The association of corundum with hercynite + magnetite

(Fig. 3) suggests that these minerals were formed as a result

of high temperature melting of a Fe-Mg-Al mineral, proba-

bly  biotite.  Experiments  of  high  temperature  dehydration-

melting of biotite at T = 800 

o

C and p = 1 kbar with the f

O2

at the level of QFM buffer (Brearley 1987a), led to the for-

mation of hercynite and a melt along the cleavage plains of

biotite, according to the reaction:

 Al-rich biotite = 0.2 hercynite +0.13 melt + 0.83 Al-poor

biotite.

Under natural conditions at the contact with a dolerite sill,

Brearley  (1987b)  found  that  the  biotite  in  a  pelitic  gneiss

melts, following the reaction:

Fe-Al biotite = Mg-Al biotite + magnetite + hercynite +

K-feldspar + melt/vapour.

He inferred, that the temperature of this dehydration-melt-

ing  exceeded  770 

o

C.  Such  reaction  could  also  explain  the

hercynite + magnetite formation in the enclaves of the Roch-

ovce Granite and should also be responsible for the shift of

the biotite composition in the enclaves (Table 3, the first two

analyses) towards more magnesian types (Table 3, the third

analysis), which occur in the most recrystallized parts of the

enclaves.

At the same time decreasing Al content in the biotite could

contribute to the formation of corundum. The presence of an

An-rich plagioclase may be explained by the reaction (Suarez

et al. 1992):

biotite  +  plagioclase

Ca-Na 

=  hercynite  +  An-rich  plagio-

clase + melt.

Experimental  melting  of  metagreywacke  (biotite–plagio-

clase–quartz) composition (Vielzeuf & Montel 1994) leads

134                                                                 HRAŠKO, KOTOV, SALNIKOVA and KOVACH

clave  melting,  accompanied  by  corundum,  her-

cynite  and  magnetite,  could  have  taken  place

within a quite large pressure interval ranging from

the magma source up to the area of its emplace-

ment. The increased content of Zn in hercynite al-

lows  us  to  assume  its  formation  under  relatively

high pressure conditions.

Occurrence of retrograde alteration of corundum

or  spinel  with  resulting  formation  of  white  micas

(phengite and margarite) were already described in

micaceous enclaves by several authors (Rosing et

al. 1987; Montel et al. 1991; Suarez et al. 1992).

Mafic microgranular enclaves (MME)

Several  hypotheses  to  explain  the  origin  of

MME  were  summarized  in  Didier  &  Barbarin

(1991). The most popular is that MME are glob-

ullae of mantle-derived magmas.

The  petrographic  description  of  MME  given

above has shown that the magma of hotter (dior-

itic or more alkaline) MME had the consistency

of a fluid. Due to the difference in the tempera-

tures of the solidus of the MME magma versus

the granite magma, the globullae of a more maf-

ic magma crystallized suddenly in a form of mi-

crogranular  textures.  Mutual  enclosures  of  dif-

ferent minerals indicate that this had taken place

after  the  crystallization  of  quartz,  plagioclase

and also biotite and amphibole of the first stage

crystallization of the granite magma, but before

the  crystallisation  of  quartz  and  K-feldspar  of

the last generations.

However, a portion of MME has a remarkably

alkaline character, they are K-feldspar-rich. Didi-

er  (1987)  explains  the  existence  of  K-feldspar-

rich enclaves and the presence of dioritic enclaves

as a result of the coexistence of various types of

magma.  Alkalinity  increases  partially  due  to  the

marginal  MME  poikilitic  minerals  being  trapped

in the granitic K-feldspars or in sodic plagioclase

and  due  to  high  temperature  diffusion  (biotitiza-

Plate III: Fig. 1 — A “granite” plagioclase xenocryst (Pl) with a calcic rim (ar-

row); BEI image. Fig. 2 — Boxy cellular plagioclase in a microgranitic matrix;

the lighter phase is more calcic; BEI image.

to formation of a new mineral association: garnet/cordierite/

spinel + orthopyroxene + K-feldspar + melt. The tempera-

ture  required  for  this  type  of  melting  exceeded  800 

o

C.

Spinel was stable over the temperature range of 800–850 

o

C

and the pressures of less than 500 MPa.

It is probable that the biotite-plagioclase gneiss enclaves in

the Rochovce Granite, either represent the restites after sepa-

ration of the granite melt within the Rochovce Granite mag-

ma source area (but this should produce Na-rich melt), or the

so-called abyssal biotite-plagioclase gneissic xenoliths, which

are  the  restitic  mineral  association  after  the  melting  of  older

granites.  This  type  of  xenolith  was  brought  into  the  higher

crustal  horizons  by  the  Rochovce  granitoid.  Their  location  at

depth cannot be far away from the source area of the Rochovce

granitic magma.

The high temperature melting of the biotite, obviously ex-

ceeding  the  boundary  800 

o

C,  at  the  time  of  micaceous  en-

tion). System MME–plagioclase–poikilitic K-feldspar did not

reach an equilibrium, which resulted in a substitution of pla-

gioclase and frequent resorption (Pl. II: Fig. 1).

The following mineralogical indicators for the mixing of the

felsic and mafic magma can be observed in the MME textures:

1.  plagioclase  margins  in  the  orthoclase  crystals  devel-

oped at the contacts of dioritic MME (Pl. II: Fig. 4). It is a

result  of  cooling-provoked  epitaxial  nucleation  of  plagio-

clase at the surface of orthoclase, which already existed in

the granitic magma (Hibbard 1991).

2.  formation  of  poikilitic  quartz  or  K-feldspar  or  plagio-

clase  (Pl.  II:  Figs.  1,  3)  developed  due  to  crystallization  of

large  quartz  or  K-feldspar  or  plagioclase  crystals  from  the

granitic magma environment, together with crystallization of

small MME minerals. This led to a dispersion of fine MME

minerals  throughout  the  quartz-K-feldspar-plagioclase

poikilocrysts (Hibbard 1991).

ENCLAVES IN GRANITE INTRUSION AS INDICATORS OF TEMPERATURE  OF MAGMA                             135

3. ocellar texture composed of large quartz grains fringed

by  tangentially  oriented  small  amphibole,  biotite  (or/and

plagioclase) crystals (Pl. II: Figs. 2–3). It is often described

in hybrid systems as being a result of mafic and felsic mag-

ma mechanical mixing (Palivcová 1978; Lindberg & Eklund

1988; Vernon 1991; Hibbard 1991).

4. acicular apatites — referred to often as being a result of

mixing (Didier 1987), suggest in any case that a rapid cool-

ing of the mafic system versus the felsic has taken place.

5.  small  lathy  plagioclases  in  the  MME  with  a  length/

width ratio up to 10:1 (Pl. II: Fig. 1) also indicate that cool-

ing takes place in the MME system with respect to the gran-

ite magma. The development of more sodic margins here in-

dicates an equilibration within a hybrid system.

6.  trapping  of  early  crystallized  plagioclase  xenocrysts

(Barbarin 1990) from granite magma in the MME environ-

ment with typical calcic margins (Pl. III: Fig. 1).

7. boxy cellular plagioclases (composed of more calcic and

more sodic feldspars) (Pl. III: Fig. 2). Hibbard (1991) noted

that cooling of a more mafic system can be, at a certain stage,

ideal for the development of such plagioclases. This type of

plagioclase has been found in the microgranitic matrix (bore-

hole RO-6).

The last two types of interaction can be explained using a

simple binary albite–anorthite system (Fig. 5). An acidic melt

with a composition L

1

 begins to crystallize at the temperature

T

1 

, coexisting with a plagioclase P

1

. Gradual crystallization

and  lowering  of  the  temperature  results  in  a  compositional

modification to the L

2

 and coexistence with a more sodic pla-

gioclase P

2

. This system is intruded by a more calcic and hot-

ter  dioritic  melt  with  a  composition  D  and  the  temperature

T

D

. The resulting hybridic melt L

H

 has a more calcic compo-

sition and a higher temperature T

H

, compared to the L

2

 and a

more calcic plagioclase with a composition P

3

 crystallizes out

of it at the T

3

 liquidus temperature. The P

3

 plagioclase with a

composition  close  to  An

50

  crystallized  in  the  form  of  tiny

laths and represents a dioritic matrix, or has formed more cal-

cic thin margins fringing the older plagioclase xenocrysts, or

has  resorbed  the  older,  more  acidic  plagioclases,  accompa-

nied by formation of the boxy cellular plagioclases.

The plagioclases with the An

50

 (more calcic ones could not

be identified due to alterations), as well as the occurrence of

boxy-cellular plagioclases in granite we consider to be miner-

alogical indicators of mixing in the granites. Interrupted zoning

and resorption in plagioclases of the first generation of granite

(observed by Klinec et al. 1980 and Határ et al. 1989), may not

only be a result of decreasing pressure, but also of an increase

of temperature, caused by more mafic and hotter magmas.

The mafic magma could have been primarily derived from

a more basic — mantle source. The MME magma could also

have been modified by mixing of mafic magma with a small

amount  of  acidic  magma  of  crustal  composition,  or  could

have been contaminated with crustal material. In any case, its

temperature exceeded that of the granitic magma, which con-

forms  with  a  higher  temperature  source,  located  at  greater

depths.

A similar problem refers to the granite. The above mentioned

mineralogical indicators for the mafic and felsic magma inter-

actions support the concept of a hybrid origin of the granitic

magma. At a shallower level the extent of interaction was time-

limited due to both, considerable differences between the two

contrasting  magmas  and  by  the  small  volume  of  the  mafic

member.  However,  in  deep  areas  of  felsic  magma  ascent  the

conditions should have been favourable for a complete mixing

(Barbarin & Didier 1992), which would result in formation of a

chemically homogeneous product. The generation of a hybrid

magma due to mixing of contrasting magmatic members could

only have taken place if their rheologic properties were com-

patible  (Huppert  et  al.  1984;  Barbarin  &  Didier  1992).  De-

creasing  temperature  induces  the  crystallization  of  basaltic

magma and an increase in its viscosity to match that of the gra-

nitic magma (inversion temperature T

1 

of Fernandez & Barbar-

in 1991). The overstepping of the T

1

 due to rapid crystalliza-

tion of small MME in the Rochovce Granite probably resulted

in their behaviour as relatively rigid objects within a more plas-

tic  environment;  this  is  why  the  elliptic  features,  resembling

boudins, were formed. The larger MME, whose viscosity was

lower, whilst the crystallization process slower, behaved as liq-

uid bodies in the granite magma.

The  Sm/Nd  isotope  characteristics  for  the  Rochovce

Granite differ in several aspects from the isotopic data ob-

tained  for  Hercynian  granitoids  and  sedimentary-metamor-

phic lithologies of Central Europe (Liew & Hofmann 1988)

and  also  for  Hercynian  granitoids  of  the  Western  Car-

pathians (Kohút et al. 1995). These are as follows:

1. The apparent crustal residence ages for the Hercynian

granitoids,  metamorphics  and  sediments  range  between

1400 and 1700 Ma (rarely more than that), which is a result

of melting of mainly Proterozoic lithologies with some con-

tribution  from  a  Paleozoic  component.  The  value  for  the

Rochovce  Granite  is  ~1100  Ma,  some  300  Ma  younger

compared to the above mentioned values of Liew & Hofmann

(1988), but still in the lower part of the T

DM

 span of the West-

Carpathian  Hercynian  granitoids  (Kohút  et  al.1995).  This

Fig. 5. Schematic representation of changing  in plagioclase com-

positions  in  the  albite–anorthite  binary  system,  as  a  function  of

granitic and dioritic magma mixing (for a more detailed explana-

tion see text).

136                                                                 HRAŠKO, KOTOV, SALNIKOVA and KOVACH

difference should either be attributed to a contribution of ju-

venile material introduced into the magma chamber (Upper

Cretaceous mantle input), or to an extensive entry of Paleo-

zoic crustal material, while the recycled crustal source ma-

terial of Proterozoic age played an important role.

2. The initial 

∈

value is higher compared to that in grani-

toids of Central Europe. This value approaches the values for

small  amphibole-bearing  plutons  with  granodiorite-dioritic

composition,  which  occur  in  association  with  the  gabbros.

Such plutons are known from the area of Odenwald-Spessart,

where they represent a mixture of mantle and crustal material

(Liew & Hofmann 1988). Compared to 

∈

Nd(T) for the West-

Carpathian  granitoids,  the  value  for  Rochovce  Granite  falls

again within the lower limb of this span. If we recalculate our

value to the same age as the recalculated Sm/Nd isotopic val-

ues of the West-Carpathian Hercynian granitoids, our sample

will have a positive 

∈

Nd value (~+0.4), which indicates larg-

er input of mantle material into source region of the Rocho-

vce granite magma.

Didier  (1987)  argued  that  the  granites  containing  two

types of enclaves, the first, rich in micas, of metamorpho-

genic origin and the second, mafic microgranular, of mag-

matogenic  origin,  belong  to  the  mixed  type  (crustal-man-

tle)  granites.  The  provenance  of  such  granites  should  be

sought in the lower crustal levels at the contacts with the

upper mantle.

In  Rochovce  the  granite  magma  ascended  to  a  consider-

able  level.  The  ultimate  depth  of  the  granite  emplacement

estimated  on  the  basis  of  contact  mineral  parageneses

should  be  of  the  order  100–200  MPa  (Korikovsky  et  al.

1986; Vozárová 1990). Its prolonged crystallization history

allows us to assume that this magma remained hot for a rel-

atively long period of time. It lacked water and originated in

the deeper crustal horizons. This assumption agrees with the

findings, observed in these enclaves, that an abyssal source

was responsible for the generation of the Rochovce Granite.

The magma differentiates derived from the mantle could, to

a  certain  degree,  also  participate  as  the  co-sources  of  this

magma.  The  results  of  Nd-Sm  isotope  study  have  shown

that the source also contained some crustal material with an

old  history.  The  upper  mantle  played  an  important  role  in

the generation of the Rochovce granite magma as a source

of heat, and to some extent perhaps as a source of material.

Conclusion

Upper  Cretaceous  coarse  grained  to  porphyritic,  granites

with  phenocrysts  of  pink  potassium  feldspars  and  accessory

mineral association: allanite–titanite–magnetite(+maghemite)

–zircon–apatite–thorite,  from  Rochovce  contain  micaceous

enclaves with metamorphogenic origin and mafic microgran-

ular  enclaves  (MME)  with  predominantly  dioritic  composi-

tions. The micaceous enclaves are quartz-free, biotite-plagio-

clase gneisses (more than 40 % biotite and more than 45 %

plagioclase with An-content up to 60 %, rarely more), which

are  probably  restites.  They  contain  corundum–hercynite–

magnetite  mineral  association.  These  minerals  were  formed

as a result of a high temperature dehydration-melting of bi-

otite, indicating, that the temperature of the granite magma ex-

ceeded 800 

o

C at the time the micaceous enclave melted.

Interactions  between  dioritic  MME  and  granitic  magmas

show,  that  MME  magma  was  hotter  and  chilled  in  a  colder

granite  magma  environment.  This  happens  after  crystalliza-

tion  of  quartz,  plagioclase  (+biotite,  amphibole)  of  the  first

stage  crystallization  of  the  granite  magma,  but  before  the

crystallization  of  quartz  and  K-feldspar  of  the  last  genera-

tions.  The  MME  with  monzonitic  to  syenitic  compositions

are also present. Various textures in MME and granite indi-

cate the mixing and mingling of the felsic and mafic magmas.

The  closeness  of  the 

∈

Nd(T)  values  of  the  granite  and  the

MME results from isotopic equilibration. It demonstrates the

presence  of  re-equilibration  processes  during  the  high  tem-

perature magmatic regimes. The initial 

∈

Nd (–3.0) value in

granite  allows  us  to  assume  that  some  mantle  material  has

been  added  into  the  magma  chamber.  The  apparent  crustal

residence age T*

DM

 = 1100 Ma indicates an old, Precambrian

history of the crustal source material. The upper mantle par-

ticipated in the generation of the Rochovce granite magma as

a source of heat, and to some extent as a source of material.

Acknowledgements: Authors are grateful to Dr. Siman and

Dr.  Koneèný  for  microprobe  analysis.  We  also  thank  Dr.

Petrík  and  Ing.  Radvanec  for  their  comments.  Careful  re-

view by Dr. Bernard Barbarin improved the content of this

paper.

References

Anderson J.L. & Smith D.R., 1995: The effects of temperature and

f

O2 

on  the  Al-in-hornblende  barometer.  Amer.  Mineralogist,

80, 549–559.

Bajaník Š., Ivanièka J., Mello J., Reichwalder P., Pristaš J., Snopko

L.,  Vozár  J.,  &  Vozárová  A.,  1984:  Geological  map  of  the

Slovenské  rudohorie  Mts.  —  Eastern  part,  1:50,000.  GÚDŠ,

Bratislava, 1–223.

Bajaník Š., Vozárová A. & Reichwalder P., 1981: Lithostratigraph-

ic classification of the Rakovec Group and Late Palaeozoic in

the Spišsko-gemerské rudohorie Ore Mountains. Geol. Práce,

Spr., 75, 27–55 (in Slovak).

Barbarin B., 1990: Plagioclase xenocrysts and mafic magmatic en-

claves in some granitoids of the Sierra Nevada batholith, Cal-

ifornia. J. Geophys. Res., 95, 17747–17756.

Barbarin B. & Didier J.M., 1992: Genesis and evolution of mafic

microgranular  enclaves  through  various  types  of  interaction

between coexisting felsic and mafic magmas. Trans. Roy. Soc.

Edinburgh, Earth Sci., 83, 145–153.

Bertrand  P.,  Ouzegane  K.  &  Kienast  J.R.,  1992:  P-T-X  relation-

ships in the Precambrian Al-Mg rich granulites from In Ouz-

zal, Hoggar, Algeria. J. Metamorph. Geol., 10, 1, 17–31.

Brearley  A.J.,  1987a:  An  experimental  and  kinetic  study  of  the

breakdown of aluminous biotite at 800°C: reaction, microstruc-

tures and mineral chemistry. Bull. Mineral., 110, 513–532.

Brearley  A.J.,  1987b:  A  natural  example  of  the  disequilibrium

breakdown of biotite at high temperature: TEM observations

and  comparison  with  experimental  kinetic  data.  Mineral.

Mag., 51, 93–106.

Broska  I.  &  Petrík  I.,  1993:  Magmatic  enclaves  in  Western  Car-

pathians granitoids. Miner. slovaca, 25, 2, 104–108 (in Slovak).

Cambel  B.,  Bagdasaryan  G.P.,  Gukasyan  R.Kh.  &  Veselský  J.,

ENCLAVES IN GRANITE INTRUSION AS INDICATORS OF TEMPERATURE  OF MAGMA                             137

1989:  Rb-Sr  geochronology  of  leucocratic  granitoid  rocks

from  the  Spišsko-gemerské  rudohorie  Mts.  and  Veporicum.

Geol. Zbor. Geol. Carpath., 40, 3, 323–332.

Cesare B., 1994: Hercynite as the product of staurolite decomposi-

tion in the contact aureole of Vedrette di Ries, eastern Alps,

Italy. Contrib. Mineral. Petrology, 116, 3, 239–246

Didier J., 1973: Granites and their enclaves. Elsevier, Amsterdam,

1–393.

Didier  J.,  1987:  Contribution  of  enclave  studies  to  understanding

of origin and evolution of granite magmas. Geol. Rdsch., 76,

1, 41–45.

Didier J. & Barbarin B. (Eds.), 1991: Enclaves and granite petrolo-

gy. Elsevier, Amsterdam, 1– 625.

Fernandez A.N. & Barbarin B., 1991: Relative rheology of coeval

mafic and felsic magmas: Nature of resulting interaction pro-

cesses. Shape and mineral fabrics of mafic microgranular en-

claves.  In:  Didier  J.  &  Barbarin  B.  (Eds.):  Enclaves  and

Granite Petrology. Elsevier, Amsterdam, 263–275.

Godard G., 1990: Decouverte ï eclogites, de peridotites â spinelle

et  ï  amphibolites  â  anorthite,  spinelle  et  corundon  dans  le

Morvan. C. R. Acad. Sci., Ser. II., (Paris), 310, 3, 227–232.

Goldstein S.J. & Jacobsen S.B., 1988: Nd and Sm isotopic system-

atics of river water suspended material: implication for crust-

al evolution. Earth Planet. Sci. Lett., 87, 249–265.

Gregor T., Határ J., Stránska M. & Václav J., 1992: Magnetic, den-

sity and radioactive properties of Rochovce granites (Sloven-

ské rudohorie Mts., Western Carpathians). Geol. Zbor. Geol.

Carpath., 43, 1, 41–47.

Harley S.L. & Fitzimmons I.W.C., 1991: Pressure-temperature evolu-

tion of metapelitic granulites in a polymetamorphic terrane: the

Rauer group, east Antarctica. J. Metamorph. Geol., 9, 231–244.

Harris  N.,  1981:  The  application  of  spinel-bearing  metapelites  to

P/T  determinations:  an  example  from  south  India.  Contrib.

Mineral. Petrology, 1–76, 229–233.

Határ  J.,  Hraško  ¼.  &  Václav  J.,  1989:  Hidden  granite  intrusion

near  Rochovce  with  Mo(-W)  stockwork  mineralization  (first

object of its kind in the West Carpathians). Geol. Zbor. Geol.

Carpath.,  5, 621–654.

Hensen  B.J.,  1986:  Theoretical  phase  relations  involving  cordier-

ite  and  garnet  revised:  the  influence  of  oxygene  fugacity  on

the stability of sapphirine and spinel in the system Mg-Fe-Al-

Si-O. Contr. Mineral. Petrology, 92, 3, 362–367.

Hibbard M.J., 1981: The magma-mixing origin of mantled feldspars.

Contr. Mineral. Petrology, 76, 158–170.

Hibbard  M.J.,  1991:  Textural  anatomy  of  twelve  magma-mixed

granitoid systems. In: Didier J. & Barbarin B. (Eds.): Enclaves

and Granite Petrology. Elsevier, Amsterdam, 431–444.

Hraško  ¼.,  Michalko  J.,  Határ  J.,  Hók  J.,  Vaasjoki  M.  &  Kotov

A.B., 1995: Upper Cretaceous granite in Western Carpathian

region. EUG 8, Strasbourg, Abstracts, Terra nova 7, 307.

Huppert H.E., Sparks R.S.J. & Turner J.S., 1984: Some effects of

viscosity on the dynamics of replenished magma chamber. J.

Geophys. Res., 89, 6857–6877.

Ivanov  M.,  1984:  Rare  earth  elements  in  acid  and  basic  rocks  -

Rochovce  (drillhole  KV-3).  Miner.  slovaca,  16,  2,  173–179

(in Slovak).

Jacobsen S.B. & Wasserburg G.J., 1980: Sm-Nd isotopic evolution

of chondrites. Earth Planet. Sci. Lett., 67, 137–150.

Kantor J. & Rybár J., 1979: Radiometric ages and polyphasic character

of gemeride granites. Geol. Zbor. Geol. Carpath., 30, 4, 433–447.

Klinec A. & Macek J., 1979: Granitoids in the southern part of the

Veporicum Unit. Miner. slovaca, 11, 4, 371–372 (in Slovak).

Klinec A., Macek J., Dávidov᠊. & Kamenický L., 1980: Rocho-

vce  granite  in  the  contact  zone  between  the  Veporicum  and

Gemericum Units. Geol. Práce, Spr., 74, 103–112.

Kohút M., Kotov A.B., Salnikova E.B., Kovach V.P. & Michalko J.,

1995:  Hercynian  granitic  rocks  of  the  Western  Carpathians:

Products of crustal reactivation. In: Brown M. & Piccoli P.M.

(Eds.): The origin of granites and related rocks. Third Hutton

Symposium, Maryland, Abstracts, 1–170.

Korikovsky S.P., Janák M. & BoronikhinV.A., 1986: Geothermom-

etry  and  mineral  equillibria  changes  in  recrystallized  garnet-

micaceous  schists  in  cordierite  chertstones  in  the  Rochovce

granite  aureole  (Slovak  Ore  Mountains,  Rochovce-Chyžné

area). Geol. Zbor. Geol. Carpath., 37, 5, 607–633.

Korikovsky S.P., Krist E. & Janák M., 1989: Metamorphic phase

equilibria and primary character of metagabros from borehole

KV-3 near Rochovce and of amphibolites of Hladomorná Val-

ley Formation (Slovenské rudohorie Mts.). Geol. Zbor. Geol.

Carpath., 40, 2, 231–244.

Kovách A., Svingor E. & Grecula P., 1986: Rb-Sr isotopic ages of gran-

itoid  rocks  from  the  Spišsko-gemerské  rudohorie  Mts.,  Western

Carpathians, Eastern Slovakia. Miner. slovaca, 18, 1, 1–14.

Krist  E.,  Korikovsky  S.P.,  Janák  M.  &  Boronikhin  V.A.,  1988:

Comparative  mineralogical-petrological  characteristic  of

metagabbro from borehole KV-3 near Rochovce and amphib-

olites  of  Hladomorná  Valley  Formation.  Geol.  Zbor.  Geol.

Carpath., 39, 2, 179–194.

Liew  T.C.  &  Hofmann  A.W.,  1988:  Precambrian  crustal  compo-

nents, plutonic associations, Pl. environment of the Hercynian

Fold Belt of central Europe: Indications from a Nd and Sr iso-

topic study. Contrib. Mineral. Petrol., 98, 129–138.

Lindberg B. & Eklund O., 1988: Interactions between basaltic and

granitic magmas in a Svecofennian postorogenic granitoid in-

trusion, Aland, Southwest Finland. Lithos, 22,13–23.

Montel J.M., Didier J. & Pichavant M., 1991: Origin of micaceous

enclaves  in  intrusive  granites.    In:  Didier  J.  &  Barbarin  B.

(Eds.): Enclaves and Granite Petrology. Elsevier, Amsterdam-

New York-Tokyo, 1–625.

Montel J.M., Weber C. & Pichavant M., 1986: Biotite-sillimanite-

spinel  assemblages  in  high-grade  metamorphic  rocks:  occur-

rences, chemographic analysis and thermobarometric interest.

Bull. Mineral., 109, 555–573.

Neymark L.A., Kovach V.P., Nemchin A.A., Morozova I.M., Ko-

tov A.B., Vinogradov D.P., Gorochovsky B.M., Ovchinikova

G.V., Bogomolova L.M. & Smelov A.P., 1993: Late Archean

intrusive complexes in the Olekma granite-greenstone terrain

(Eastern  Siberia):  geochemical  and  isotopic  study.  Precam-

brian Res., 62, 453–472.

Orsini J.B., Cocirta C. & Zorpi M.J., 1991: Genesis of mafic micro-

granular enclaves through differentiation of basic magmas, min-

gling and chemical exchanges with their host granitoid magmas.

In: Didier J. & Barbarin B. (Eds.): Enclaves and granite petrolo-

gy. Elsevier, Amsterdam, 1–625.

Owen J.W. & Greenough D., 1991: An empirical sapphirine-spinel

Mg- Fe exchange thermometer and its application to high grade

xenoliths  in  the  Popes  Harbour  Dyke,  Nova  Scotia,  Canada.

Lithos, 26, 317–332.

Palivcová M., 1978: Ocellar quartz leucogabbro (Central Bohemian

Pluton)  and  genetic  problems  of  ocellar  rocks.  Geol.  Zbor.

Geol. Carpath., 29, 19–41

Pattison  D.R.M.  &  Tracy  R.J.,  1991:  Phase  equilibria  and  ther-

mobarometry of metapelites. In: Contact metamorphism. Min-

er. Soc. Amer., Rev. in Mineralogy, 26, 105–205.

Perchuk L., Gerya T. & Nozhkin A., 1989: Petrology and retrograde

P-T  path  in  granulites  of  the  Kanskaya  formation,  Yenisey

range, eastern Siberia. J. Metamorph. Geology, 7, 6, 599–617.

Petrík  I.&  Broska  I.,  1989:  Mafic  enclaves  in  granitoid  rocks  of

the  Tríbeè  Mts.,  Western  Carpathians:  geochemistry  and  pe-

trology. Geol. Zbor. Geol. Carpath., 40, 667–696.

Pin Ch., 1991: Sr-Nd isotopic study of igneous and metasedimen-

tary  enclaves  in  some  Hercynian  granitoids  from  the  Massif

138                                                                 HRAŠKO, KOTOV, SALNIKOVA and KOVACH

Central, France. In: Didier J. & Barbarin B. (Eds.): Enclaves

and granite petrology. Elsevier, 1–625.

Radvanec  M.,  1994:  Crystallisation  sequence  under  partial  crust

melting in extensional regime on the example of granite gen-

eration in and Rochovce (Western Carpathians). Miner. slova-

ca, 26, 373–386 (in Slovak).

Repèok I., EliᚠK., Hašková A., Kováøová A., Rúèka I., Sládková

M.  &  Wiegerová  V.,  1992:  Quartz  in  granitoids  and  hydro-

thermal  molybdenum-tungsten  ore  veins  near  Rochovce  vil-

lage  contact  zone  of  the  Veporicum  and  Gemericum  Units,

Eastern Slovakia. Miner. slovaca, 24, 99–108 (in Slovak).

Richard P., Shimizu N. & Allegre C.J., 1976: 

143

Nd/

144

Nd, a natural

tracer:  An  application  to  oceanic  basalts.  Earth  Planet.  Sci.

Lett., 31, 269–278.

Rosing M.T., Bird D.K. & Dymek R.F., 1987: Hydration of corundum-

bearing  xenoliths  in  the  Qôrgut  Granite  Complex,  Godthabsf-

jord, West Greenland. Amer. Mineralogist, 72, 29–38.

Schulters J.C. & Bohlen S.R.,1989: The stability of hercynite and

hercynite-gahnite  spinel  in  corundum-  or  quartz  bearing  as-

semblages. J. Petrology, 30, 1017–1031.

Suarez  O.,  Cuesta  A.,  Corretge  G.,  Fernandez  A.  &  Suarez  J.,

1992: Spinel-bearing inclusions in calc-alkaline granitoids of

the  Cantabrian  and  west  Asturian  Leinese  zones,  Hercynian

Iberian Belt. Bull. Soc. Géol. France, 163, 5, 611–623.

Václav J., Határ J., Vozárová A. & Beòka J., 1988: Mo-W mineralization

south of Rochovce. Geol. Pruzk., 30, 10, 291–294 (in Slovak).

Václav J., Molák B., Határ J., Vozárová A. & Repèok I., 1990: Min-

eral  potential  of  western  part  of  the  zone  of  contact  between

Veporicum and Gemericum Units and new information on Mo-

W  porphyry  mineralization  at  Rochovce.  Conf.-symp.-sem.,

GÚDŠ, Bratislava, 93–98 (in Slovak).

Vernon  R.H.,  1991:  Interpretation  of  microstructures  of  microg-

ranitoid enclaves.278–291. In: Didier J. & Barbarin B. (Eds.):

Enclaves  and  Granite  Petrology.  Elsevier,  Amsterdam-New

York-Tokyo, 1–625.

Vielzeuf D. & Montel J.M., 1994: Partial melting of metagreywack-

es.  Part.  I.  Fluid-absent  experiments  and  phase  relationships.

Contr. Mineral. Petrology, 117, 4, 375–393.

Vozárová A., 1990: Development of metamorphism in the Gemeric/

Veporic contact zone (Western Carpathians). Geol. Zbor. Geol.

Carpath., 41, 5, 475–502.

Vozárová A. & Vozár J., 1982: New lithostratigraphic units in the

southern  part  of  the  Veporicum  Unit.  Geol.  Práce, Spr.,  78,

169–194 (in Slovak).

Žák K., Radvanec M. & Jeleò M., 1994: Study of S, C and O stable iso-

topes from the molybdenum-tungsten mineralization in the contact

zone of the Veporicum and Gemericum Units, the Ochtiná-Rocho-

vce area. Miner. slovaca, 26, 3, 149–156 (in Slovak).