background image

GEOLOGICA CARPATHICA, 51, 3, BRATISLAVA, JUNE 2000

145–158

MULTIPLE SOURCES OF THE WEST-CARPATHIAN VARISCAN

GRANITOIDS: A REVIEW OF Rb/Sr AND Sm/Nd DATA

IGOR PETRÍK

Geological Institute, Slovak Academy of Sciences, Dúbravská 9, 842 26 Bratislava, Slovak Republic; geolpetr@savba.savba.sk

(Manuscript received December 6, 1999; accepted in revised form May 16, 2000)

Abstract: Detailed reviewing of several existing Rb/Sr datings from the West-Carpathian granitic massifs shows that

the Rb/Sr dates older than U/Pb zircon data are possibly caused by inclusion of high Rb/Sr samples in the sample

collections.  Such  samples,  usually  occurring  as  leucocratic  veins  in  metamorphic  complexes,  usually  have  higher

initial 

87

Sr/

86

Sr ratios which results in generating pseudo-isochrons. Therefore, there is no need for an initial mixing

line  as  suggested  earlier.  Some  samples  outlying  both  above  and  below  isochrons  may  be  interpreted  in  terms  of

system opening at a time different from the initial closure. Depending on reconstructed Rb/Sr ratios late Variscan to

Early Alpine ages are obtained for the opening. In contrast to Rb/Sr, previously published Sm/Nd data show that the

initial 

143

Nd/

144

Nd ratios were not homogenized making it possible to suggest end-members responsible for the ob-

served variation. Such end-members are sought in (1) the peraluminous (leuco)granites that originated through dehy-

dration melting of gneisses with fairly high I

Sr

 and (2) gabbro/dioritic rocks occurring within granite massifs or as

mafic enclaves. Assimilation of supracrustal rocks by the mafic magma could have produced either sub- to metaluminous

I-type granitoids or peraluminous S-type granites depending on proportions of the end-members. The varying propor-

tions may also have been responsible for the mineralogical and petrological differences observed between the two

groups. Seven different sources are suggested for all the Variscan granitoids in the Western Carpathians.

Key words: Western Carpathians, open system, source rock, end-member, granitoids, leucogranite, diorite, assimilation,

Rb/Sr, Sm/Nd, pseudoisochron.

Introduction

The  problem  of  the  source  rocks  of  the  West-Carpathian

Variscan granitoids (Fig. 1) has been addressed several times

mainly on isotopic grounds discussing the possible role of a

mantle  component.  Less  frequently,  the  probable  protolith

was characterized by petrological considerations. While ear-

ly researchers preferred a metasedimentary source and palin-

genetic origin of granitoids (Cambel 1980; Hovorka 1980),

later,  mainly  due  to  accumulating  Rb/Sr  data,  the  role  of

„mantle  component“  has  been  increasingly  emphasized

(Cambel & Petrík 1982; Krá¾ 1994). The recognition of S-, I-

and A-type features borne by these granitoids enabled differ-

ent  source  lithologies  to  be  assumed  (Cambel  &  Vilinoviè

1987; Petrík et al. 1994; Uher & Broska 1996; Petrík & Ko-

hút 1997).

Recently,  the  existing  body  of  Rb/Sr  data  was  comple-

mented by new Sm/Nd determinations (Kohút et al. 1999).

The authors found in contrast to the Rb/Sr system, that the

Sm/Nd  system  was  not  homogenized  and  samples  do  not

generate  isochrons.  To  explain  the  heterogeneity  in 

143

Nd/

144

Nd  ratios  they  also  invoked  processes  of  contamination

and/or magma mixing. Based on depleted mantle Nd model

ages, the role of a Middle Proterozoic component recycling

was stressed (l.c.).

All the isotopic data clearly preclude a single source for

the West-Carpathian granitoids. Although this was conclud-

ed by all authors, the lithological character of possible pre-

cursors was mentioned only in a general way, mainly in the

isotopic context. The aim of the present work is to confront

the available data with actual, granite-related rocks found in

outcrops, and to suggest probable protoliths.

Geological setting

The West-Carpathian Variscan granitoids comprise consid-

erable parts of the Variscan crystalline terranes imbricated in

the Alpine structural edifice (Fig. 1). The edifice was formed

by contraction of the Variscan continental crust disintegrated

by  Early  Jurassic  rifting  and  Early  Cretaceous  extension.

Three main megaunits were thrust one over another during

the Late Cretaceous: the Tatric Superunit, Veporic Superunit

and Gemeric Superunit (Plašienka et al. 1997). The bulk of

granitoids  were  emplaced  during  the  Carboniferous  (350–

300 Ma B.P.) when they intruded the thickened Early Paleo-

zoic basement, and after initial uplift and erosion in the Early

Triassic, they were submerged and remained buried until the

Tertiary. Then, in the Paleogene, first the Vepor pluton was

exhumed  along  normal  faults,  followed  in  the  Neogene  by

Tatric plutons (Kováè et al. 1994) to form the characteristic

present day core-and-cover structure. The granitoids in the

Tatric Superunit crop out in eleven “core” mountains. In the

Veporic Superunit the largest and most complex Vepor plu-

ton has been uncovered. All the Tatric and Veporic granitoid

plutons intruded high-grade metamorphic rocks: migmatites,

gneisses and amphibolites. By contrast, in the Gemeric Supe-

runit small bodies of Permian Gemeric granites intruded low

background image

146                                                                                                PETRÍK

grade metapelites and now occur in the form of tectonic slic-

es.  While  Tatric  granitoids  bear  mostly  primary,  Variscan

features,  the  Veporic  and  Gemeric  granitoids  are  often

sheared and strongly reworked due to the Alpine burial reset-

ting their K/Ar and 

40

Ar/

39

Ar ages (Dallmayer et al. 1996;

Kováèik et al. 1996).

The isotopic evidence

A major part of the granitoids with a peraluminous, com-

monly leucocratic, character and a more or less obvious rela-

tionship  to  metasedimentary  wall  rocks  (migmatite  belts,

paragneiss xenoliths) was included in the S-type group. Some

of them have slightly increased initial Sr isotope ratios (Rima-

vica Granite in the Veporic Superunit or Malé Karpaty grani-

toids), or very high ratios (Kralièka Granite of the Nízke Tatry

Mts., Gemeric granites), while others do not (Strážovské vrchy

or Vysoké Tatry Mts.), Table 1. A minor part of the biotite-rich

granitoids (granodiorites and tonalites), showing sub- to meta-

luminous natures, and scattered mafic microgranular enclaves

(MME) form the I-type group. They mostly have low Sr initial

ratios around 0.705 (Tribeè Mts.,  Sihla  tonalite)  however,  a

significant  exception  is  represented  by  the  Prašivá/Ïumbier

granodiorite of the Nízke Tatry Mts. with I

Sr 

= 0.7078, Table 1.

The  A-type  group  represented  by  the  Hronèok  Granite  also

shows a high I

Sr

 (0.7114). Based on detailed discussion of the

Rb/Sr data, Krá¾ (1994) distinguished two groups of granitoids

with I

Sr

 > 0.707 and = 0.706 (approximating the S- and I-type

group)  and  suggested  wall  rock  assimilation  to  explain  the

higher I

Sr

 values.

Rb/Sr systematics

The accumulated Rb/Sr whole rock and U/Pb zircon data

showed that a discordancy exists between them, the former

giving higher dates. Krá¾ (1994) and Petrík et al. (1994) dis-

cussed the discordancy, speculated about a possible lack of

homogenization and postulated an inherited 

87

Sr/

86

Sr mixing

line of the source rock. If so, the Rb/Sr data should help to

identify possible end-members. However, a closer inspection

of several published Rb/Sr data sets shows that at least some

of  the  published  dates  are  based  on  pseudoisochrons  con-

structed using unrelated or altered rocks. [All the following

age calculations were performed by Isoplot (Ludwig 1994),

using  the  errors  given  by  authors,  and  results  are  at  95%

probability level (2

σ

), see Table 1].

Strážovské vrchy Mts. (Suchý granitic core)

The original Rb/Sr age (Krá¾ et al. 1987, recalculated as

392 ± 17 Ma, Table 1), based on four selected samples (SR-

3, 4, 5, 6), exceeds the zircon age (356 ± 9 Ma, Krá¾ et al.

1997) by 36 Ma. The original slope is rather steep owing to

the exclusion of a low Sr sample SR-2, and accepting a high

Rb/Sr sample SR-6 (Fig. 2A). The latter sample is a leuco-

cratic  sill  (one  of  several)  alternating  with  paragneisses  in

the Suchý core. The sills occur within a gneiss belt 500 m

wide steeply dipping into the main granitic body and show-

ing no transition to it. The sample was included because of

its high Rb/Sr ratio, being considered a leucocratic off-spring

of the main body. A view that such aplitic leucocratic veins

are  products  of  the  dehydration  melting  of  the  metapelitic

Fig. 1. Crystalline basement outcrops in the Western Carpathians showing main granitoid types and mountain ranges.

Ge

mer

ic 

 S

upe

runi

Mainly I-type tonalites

Metamorphic rocks

Orthogneisses 
S- and I-type granitoids

(undivided)

Porphyritic and S-type 

granitoids

10 20 30

0

km

H

Košice

Tatra Mts.

Malá 

Fatra Mts.

Tribeè Mts.

Strážovské 

vrchy Mts.

Žiar Mts.

Ve¾ká Fatra Mts.

Nízke Tatry Mts.

Malé 

Karpaty Mts.

Považský 

Inovec Mts.

Slovenské rudohorie Mts.

Èierna 

hora Mts.

Bratislava

Tat

ric

 Su

per

un

it

Ve

po

ric

 S

up

er

un

it

S-type granitoids and

orthogneisses

%

o

&

o

'

o

 

o

 

o

"&

o

"'

o

S MM

ZT

S -  Suchý  core

MM   - Malá Magura core

Bm

Mm

Bm - Bratislava massif
Mm - Modra massif

H - Hronèok A-type granite

ZT Západné Tatry Mts.

G

G - Gemeric granites

R

R - Rimavica granite

background image

MULTIPLE  SOURCES  OF  THE  WEST-CARPATHIAN  VARISCAN  GRANITOIDS                                 147

source  (paragneisses)  rather  than  late  differentiates  of  the

main body is now considered more probable. The SR-2 sam-

ple with no signs of postmagmatic alteration or contamina-

tion was reconsidered and included into a new set. The new

arrray  including  five  samples  gives  353  ±  34  Ma,  a  value

concordant with the zircon dating, although with larger error

and MSWD = 19.4 (Table 1).

Rb  and  Sr  mobility.  For  one  of  the  originally  excluded

samples  (SR-1)  Krá¾  et  al.  (1987)  suggested  a  possible  Rb

mobility. The sample with the lowest Rb (40 ppm, compared

to the typical range of 70–100 ppm) contains abundant late

sillimanite  (3.5  vol. %)  accompanied  by  minor  muscovite

(3.7 %).  Various  sillimanite-bearing  granitoids  were  found

along a belt at least 5 km long containing up to 7 % silliman-

ite and 6 % muscovite. The assemblage is thought to have

formed at a high-temperature subsolidus stage in a low pH

environment (acid leaching, Korikovsky et al. 1987; Burn-

ham 1979). The decrease of the Rb/Sr ratio at a time signifi-

cantly different from that of the initial system closure may

result in an outlying position of the altered sample — above

the isochron, and vice versa. The distance from the isochron

(defined by non-altered samples) will be proportional to the

Rb/Sr decrease and the time elapsed since the initial closure

(i.e. the greater and younger the Rb escape, the greater the

deviation). Provided that we are able to reconstruct the origi-

nal Rb/Sr ratio, the time elapsed between the initial closure

and system opening can be calculated [see Fig. A1 and equa-

tions (A1, A2) in Appendix].

Hradetzky & Lippolt (1993) discussed in detail the Rb/Sr

system and concluded that in superficial conditions it is the

Sr mobility which causes the system opening. The example

of Suchý sillimanite granitoids suggests that in high-temper-

ature,  acid  hydrothermal  solutions,  Rb  may  become  more

mobile than Sr. Marquer & Peuqat (1994) found that in gran-

ites deformed in ductile shear zones the Rb/Sr ratio increases

in greenschist facies and decreases in amphibolite facies con-

ditions. Moreover, the greenschist facies mylonites fall be-

low and the amphibolite facies mylonites above the intrusive

Rb/Sr isochron.

In the given example, the Rb/Sr values prior to alteration

were derived assuming various degrees of the Rb escape (Ta-

ble 2). For the Suchý sillimanite granitoids, t

1

 =

 

51–102 Ma

and t

c

 = 302 – 251 Ma [eq. (A1), (A2), Appendix], assuming

the intrusive age of 353 Ma (Table 2).

It is realized that the derived ages depend on the method of

Rb and Sr reconstructions (by inspection of outliers in varia-

tions  diagrams,  Fig.  2B,C,D)  and  are  based  on  one  sample.

Therefore, special research is needed to confirm the open sys-

tem  interpretation  of  anomalous  areas  in  granitic  massifs.

However, if real, the obtained Permian age data would coin-

cide with the Permian to Lower Triassic post-collisional tran-

stension  and  rifting  in  the  West-Carpathian  basement.  In-

creased  heat  flow  could  have  initiated  circulation  of  high

temperature fluids along weakened zones of the northern Tatra

basement complex (Tatra — Fatra Belt, Plašienka et al. 1997).

A parallel, much more pronounced process, is recorded in the

southern Vepor Belt where significant Permian to Lower Tri-

assic  magmatism  and  volcanism  occurred  (Uher  &  Broska

1996; Kotov et al. 1996; Putiš et al 2000). Two additional cas-

es are shown below where outliers below the isochron corre-

late well with apparent Rb/Sr increases (Table 2).

Tribeè Mts.

The  Tribeè  tonalites  dated  by  the  Rb/Sr  method  (Bag-

dasaryan et al. 1990) yielded 362 ± 27 Ma (recalculated at

Table  1:  Rb/Sr  isochron  ages  of  selected  West-Carpathian  granite  cores  recalculated  at  95%  probability  level  (Isoplot  &  Ludwig  1994).

Notes: Errors are those given by authors (

87

Rb/

86

Sr, 

87

Sr/

86

Sr): 2 %, 0.02 % (1

σ

) by Bagdasaryan, Cambel and co-workers; 0.25 %, 0.005 %

(1

σ

) by Krá¾ and co-workers; 1%, 0.03% (2

σ

) by Kohút and co-workers. For samples with MSWD>1 also magnified errors 2

σ

*

MSWD are

given. n

1–16

 refer to the following samples: n

— SR-3A, 3B, 4, 5, 6; n

2

— as for n

1

 with SR-2, without SR-6; n

3

— T-18, 50, 25, 87, 27; n

4

— as

for n

3

 without T-27; n

5

— T-22, 36, 37, 62, 63, 70; n

6

: as for n

5

 without T-37; n

7

— ZK-14, 24, 92, 117, 120, J-3, 5, 16; n

8

— ZK-68, Kr-1, 2, 3,

2/83, 3/83; n

9

— as for n

8

 with

 

ZK-3; n

10

— VF-356, 135, 639, 612, 695, 40, 43, 45, 385, 229, VFMa-1, 2a, 2b, 3, 4, 6; n

11

 as for n

10

 without

VFMa-1, 2a, 2b, 6; n

12

— ZK-28, 118, 121, 83, 57, 58; n

13

—  as for n

12

 without ZK-58 with ZK-76, 66, 9; n

14

— ZK-26, 27, 69, 122; n

15

—

ZK-72, 67, 56, 19, KV-1, 2, 3, 4; n

16

— as for n

15

  without KV-2 and with D-1, 2, 3.

Massif

Granite type

Age (Ma)

±2ó

MSWD

±2ó ÖMSWD

Isr

Age (Ma)

±2ó

MSWD

±2ó ÖMSWD

Isr

Tatric massifs

isochron variant

isochron variant

Suchý Mts.

n

1

= 5

392 ± 17

13.5

392 ± 62

0.70596 ±

0.00027

n

2

= 5

353 ± 34

19.4

353±150

0.70616 ±

0.00037

Tribeè Mts.

Monazite series

n

3

= 5

337 ± 33

4.94

337 ± 73

0.70594 ±

0.00079

n

4

= 4

349 ± 12

0.55

0.70586 ±

0.00023

Tribeè Mts.

Allanite series

n

5

= 6

432 ± 69

2.06

432 ± 99

0.70522 ±

0.00046

n

6

= 5

305 ± 125

1.39

305±147

0.70579 ±

0.00059

Nízke Tatry Mts.

Kralièka type

n

8

= 6

361 ± 40

0.3050.71601 ±

0.00144

n

9

= 7

361 ± 40

0.307

0.71596 ±

0.00143

Ve¾ká Fatra Mts.

n

10

= 16

359 ± 47

53.6

359 ± 344

0.70631 ±

0.00069

n

11

= 12

422 ± 77

34.9

422±455

0.70570 ±

0.00087

Nízke Tatry Mts.

Ïumbier & Prašivá

n

7

= 8

369 ± 122

0.1150.70782 ±

0.00135

Veporic massifs

isochron variant

isochron variant

Sihla type

n

12

= 6

373 ± 163

0.129

0.70537 ±

0.00101

n

13

= 8

298 ± 79

0.056

0.70563 ±

0.00078

Rimavica type

n

15

= 8

393 ± 24

0.48

0.70771 ±

0.00071

n

16

= 10

385 ± 47

0.55

0.70766 ±

0.00087

Hronèok type

n

14

= 4

247 ± 8

0.952

0.71140 ±

0.00099

background image

148                                                                                                PETRÍK

2

σ

) contrasting with the U/Pb age of 306 ± 10 Ma (Broska et

al. 1990). After subdividing the sample set according to cri-

teria based on the allanite and monazite dichotomy (Broska

& Gregor 1992; Petrík & Broska 1994) broadly correspond-

ing to I- and S-type subgroups, respectively, two slopes are

obtained  in  the  Nicolaysen  diagram.  The  monazite-bearing

group yields 337 Ma ± 33 Ma with one outlying sample T-27

(a leucocratic vein) below the isochron (Fig. 3A). This sam-

ple has a significantly decreased Sr content (60 ppm, com-

pared to the observed range of 600–70 ppm) allowing us to

presume that the original Rb/Sr was lower (Table 1). Using

equations (A1, A2) for the age of system opening the values

of 265–302 Ma are obtained for estimated Sr 100 and 200

ppm  (Table  2).  Excluding  this  sample  from  the  monazite

group improves the isochron statistics to 349 ± 12 Ma and

MSWD = 0.55 (Table 1).

The  allanite-bearing  group  with  very  low  Rb/Sr  ratios

yields 432 ± 69 Ma with one sample T-37 (leucocratic vein)

steepening the slope. Unfortunately, in the absence of chemi-

cal data for this sample there is no possibility to evaluate its

chemistry. Again, the main granitoid body supplies only to-

nalites with low, tightly grouped Rb/Sr ratios which produce

isochrons with very high errors. For example, excluding T-37

would give 305 ± 125 Ma (Table 1).

Fig. 2. Rb/Sr system in the Suchý granitoid core: (A) Isochron with outlying samples SR-1, 6, 7. 

87

Sr/

86

Sr

(350)

 ratios of the samples are also

shown; (B, C, D) Correlations between Rb, Sr, K

2

O and CaO. Reconstructed SR-1 position (90 ppm Rb) is shown in B, D.

Table 2: Calculations of the age of system opening using the examples of the Suchý, Ve¾ká Fatra and Tribeè granitoids using equations

(A1, A2). See Appendix for details.

Rb

Sr

Rb

Sr

87

Sr/

86

Sr

87

Rb/

86

Sr

Massif

Sample

Intrusive

age

I

Sr

ppm

ppm

Measured

Recon.

Measured

Recon.

Age

(Ma)

(Ma)

Measured

Reconstructed

      S

m

     S

r

      R

m

     R

r

t

c

Suchý

353

0.70616

40.22

312.2

90

312.2

0.7087

0.70803

0.3728

0.8341

251

SR-1

140

1.2976

302

Ve¾ká Fatra

340

0.70649

99.77

148

99.77

200

0.71512

0.71594

1.9518

1.4443

227

VFMa-2

350

0.71622

198

Tribeè

350

0.70586

153.71

60.45

153.71

100

0.7391

0.74263

7.3795

4.4610

265

T-27

200

2.2304

302

0.705

0.710

0.715

0.720

0.725

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

87

Rb/

86

Sr

87

Sr/

86

Sr

SR1

SR7

SR6

100

1000

10

100

1000

Rb (ppm)

Sr (ppm)

SR1

SR7

SR6

0

20

40

60

80

100

120

140

0

1

2

3

4

5

6

K

2

O (%)

Rb (ppm)

granitoids

aplite veins

mus-sill granites

pegm. granites

SR1 reconstr.

SR1

SR7

SR6

0

100

200

300

400

500

600

700

800

0

1

2

3

4

5

6

CaO (%)

Sr (ppm)

SR1

SR7

SR6

353±34 Ma

MSWD=19.4

A

B

C

D

D

SR2

SR2

SR2

SR2

background image

MULTIPLE  SOURCES  OF  THE  WEST-CARPATHIAN  VARISCAN  GRANITOIDS                                 149

The Nízke Tatry pluton

The Nízke Tatry granitoid pluton belongs to a petrological-

ly key area with various granitoid types dated by the Rb/Sr

method (Bagdasaryan et al. 1985). No high precision zircon

data are available at present from the area. While the south-

ern slopes of the Nízke Tatry consist of orthogneisses (main-

ly ductilely deformed S-type granitoids, Petrík et al. 1998)

the ridge and northern slopes are formed by the postkinemat-

ic,  undeformed  Ïumbier  tonalite/granodiorite  and  the  Pra-

šivá Granite. The specific, leucocratic Kralièka Granite crops

out within the orthogneiss belt. It is believed to have been

formed  by  partial  melting  of  the  orthogneisses  (Zoubek

1951).  The  Ïumbier/Prašivá  granitoids  form  a  tight  array

corresponding to 369 ± 122 Ma, I

Sr 

= 0.70782 and MSWD =

0.115, whereas the Kralièka type yields 361 ± 40 Ma with

the high I

Sr 

= 0.71601, MSWD = 0.305 (Fig. 3B, Table 1).

There is one obvious outlier in the Ïumbier/Prašivá sample

set (ZK-3), a sample discussed already by Krá¾ (in Cambel et

al. 1990a) who hypothesized its possible high age (with the

Ïumbier/Prašivá initial Sr ratio of 0.716 it gives 595 Ma). It

is argued here that ZK-3 belongs to a different granite type,

possibly akin to the Kralièka Granite rather than to the Ïum-

bier/Prašivá type (as all the rocks on the main ridge between

Chopok  and  Ïereše  peaks)  thus  having  the  same  age.  The

Kralièka granite isochron including ZK-3 gives an age iden-

tical to Ïumbier/Prašivá age (361 ± 40 Ma). The Rb and Sr

chemistry  of  the  Kralièka  granites  is  compared  with  other

Nízke Tatry granitoid types in Fig. 4. Also shown is a newly

analysed set of samples (labeled Chopok) from the area be-

tween Chopok and Ïereše. The Kralièka type granitoids dif-

fer  by  their  much  lower  Sr  contents  overlapping  with  the

Chopok type and orthogneisses.

The Ïumbier/Prašivá granitoid samples come from locali-

ties which are more than 40 km apart implying Sr isotopic in-

homogeneity. They include both monazite and allanite-bear-

0.700

0.705

0.710

0.715

0.720

0.725

0.730

0.735

0.740

0.745

0.750

0

1

2

3

4

5

6

7

8

87

Rb/

86

Sr

87

Sr/

86

Sr

T27

0.705

0.710

0.715

0.720

0.725

0.730

0.735

0.740

0.745

0

1

2

3

4

5

87

Rb/

86

Sr

87

Sr/

86

Sr

B

Tribeè Mts. 

monazite s.

349±16 Ma

Nízke Tatry Mts.

Kralièka type

361±40 Ma

Ïumbier/Prašivá  type

369±122 Ma 

ZK3

0.700

0.710

0.720

0.730

0.740

0.750

0

1

2

3

4

5

6

7

87

Rb/

86

Sr

87

Sr/

86

Sr

KV2

Bac5p

Veporic u.

Rimavica g.

385±47 Ma

0.705

0.706

0.707

0.708

0.709

0.710

0.711

0.712

0.713

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

1.6

87

Rb/

86

Sr

87

Sr/

86

Sr

Veporic u.

Sihla allanite type 

298±79 Ma

Vepor type

298±79 Ma

A

C

D

0.700

0.750

0.800

0.850

0.900

0.950

0

5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60

87

Rb/

86

Sr

87

Sr/

86

Sr

F

Veporic u.

Hronèok type

247±8 Ma

0.700

0.705

0.710

0.715

0.720

0.725

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

87

Rb/

86

Sr

87

Sr/

86

Sr

Ve¾ká Fatra Mts.

422±77 Ma

E

¼ubochòa 

leucogranite

Fig. 3. Rb/Sr  isochrons for granitic rocks of the Tribeè Mts (A), Nízke Tatry Mts. (B), Rimavica Granite (C), Sihla type tonalite (D),

Ve¾ká Fatra Mts. (E) and Hronèok type granite (F). Crosses: samples age-corrected to 350 Ma.

background image

150                                                                                                PETRÍK

Vepor pluton (the Sihla and Rimavica granitoids)

In their original work Bagdasaryan et al. (1986) interpreted

the Rb/Sr data obtained on Sihla I-type tonalites as an isoch-

ron  giving  (as  recalculated  in  Table  1)  373  ±  163  Ma  and

data on Vepor/Ipe¾ granodiorites as isochron 254 ± 150 Ma.

By  redefining  the  granitoids  after  the  allanite/monazite  di-

chotomy  criterion,  as  in  the  case  of  the  Tribeè  tonalites,  a

new  array  (8  allanite-bearing  samples)  is  obtained  corre-

sponding to 298 ± 79 Ma (MSWD = 0.056) concordant with

the U/Pb age 304 ± 3 Ma (Bibikova et al. 1990), Fig. 3D.

The monazite-bearing samples are apparently disturbed and

their  increased 

87

Sr/

86

Sr  ratios  indicate  different  source(s).

The samples age-corrected to 300 Ma do not form any mix-

ing line, rather than two „plateaus“ of the Sihla and Vepor/

Ipe¾ groups (not shown in Fig. 3).

Rimming the southeastern boundary of the Vepor pluton, the

Rimavica S-type granitoids represent a rather inhomogenous

group with strong Alpine overprint. Their Rb/Sr age claimed

by the authors (Cambel et al. 1988) is 393 ± 24 (as recalculat-

ed in Table 1) based on eight samples taken as much as 22 km

apart. A constant Sr isotope ratio can hardly be expected over

such an area. Actually, twelve samples were measured from

five localities, two of them, Krokava and Chyžné (KV and D

in Notes to Table 1) covered by five and four samples, respec-

tively. The Chyžné Group yields 316 ± 111 Ma, the Krokava

group yields 394±195 Ma. The Krokava samples also supplied

zircons for the U/Pb dating (350 ± 5 Ma, Bibikova et al. 1990).

Other samples (leucocratic veins of muscovite granitoids Bac-

5p and KV-2, Fig. 3C) have apparently increased Sr initial ra-

tios of 0.71138 and 0.71238 respectively (age-corrected to 350

Ma,  further  on  denoted  by  subscript 

350

).  Thus,  the  S-type

granitoids of the SE Veporic Superunit seem to comprise sev-

eral  granite  types  (intrusions?)  with  Rb/Sr  ages  overlapping

the zircon age.

Sm/Nd systematics

In contrast to Rb and Sr, typically dispersed elements, Sm

and Nd reside mainly in accessory minerals. In the West-Car-

pathian granitoids where hornblende is rare, the relevant ac-

cessories are monazite in the S-type, and allanite and titan-

ite  in  the  I-type  rocks.  As  the  Sm/Nd  ratio  changes  only

slightly  during  partial  melting,  the  Nd  evolution  line  of  a

granite may be extrapolated into the past where, at the inter-

section with the depleted mantle (DM) evolution line, it pro-

vides the crustal residence age (T

DM

). Due to much slower

diffusivity of rare earth elements (REE), the Nd isotopes do

not homogenize and may preserve source characteristics (e.g.

Pin & Duthou 1990). An attempt to identify these source(s)

is made below using both Sm/Nd and Rb/Sr data.

The bulk of the Sm/Nd data comes from Kohút et al. (1999)

who provided twenty-one samples covering all main granite

occurrences  (one  sample  per  massif  except  the  Ve¾ká  Fatra

Mts. with five samples). The authors found that the granitoids

lack  homogenization  of 

143

Nd/

144

Nd  isotopes,  which  is  also

expressed by their model ages (two stage T

DM

147

Sm/

144

Nd,

and 

143

Nd/

144

Nd values for depleted mantle are after Liew &

Hofmann 1988) in the range of 1.6–0.62 Ga. This range was

Fig. 4. Rb vs. Sr in the Nízke Tatry Mts.: Kralièka, Ïumbier/Prašivá

type granitoids and orthogneisses. The Kralièka type and “Chopok”

type are identical in terms of Rb/Sr ratios.

ing rocks with subaluminous nature showing one of the high-

est I

Sr

 within I- and S-type granitoids (except the Kralièka

type).  Their  close  association  with  orthogneisses  and  their

presumed derivatives (Kralièka and Chopok granite?) having

extremely  high  I

Sr

,  is  considered  significant  for  explaining

this anomaly.

Ve¾ká Fatra Mts.

The granitoids of the Ve¾ká Fatra Mts. are the only ones in

the Western Carpathians where Rb/Sr and Sm/Nd systemat-

ics  are  available  (in  addition  to  K/Ar  and 

40

Ar/

39

Ar  data)

through the comprehensive work by Kohút (1992) and Kohút

et al. (1996, 1998, 1999). Mainly for geological reasons, Ko-

hút (1992) treated the groups of main pluton granitoids sepa-

rately from the leucocratic ¼ubochòa granites, showing cut-

ting contacts with the zoned pluton. While all the samples

give 359 ± 47 Ma (Table 1), the main granitoids yields 422 ±

77 Ma and the ¼ubochòa granite samples fail to form an iso-

chron at all (Fig. 3E). Although the author accepts the high

age interpreting it as that of a „pre-existing pluton“ he also

discusses the possibility of pseudoisochron due to the inho-

mogeneity of source(s). Considering the U/Pb zircon age of

356  ±  25  Ma  obtained  from  the  main  pluton  (Kohút  et  al.

1997), the latter interpretation seems to be more probable in

explaining  different  initial  ratios  of  the  main  petrographic

types. The ¼ubochòa leucogranites form a negative slope, the

sample with apparently lower 

87

Sr/

86

Sr (VFMa-2) also hav-

ing the lowest concentration of Sr (148 ppm). The possible

increase of the Rb/Sr ratio allows us to try an open system in-

terpretation. The ages of 227 Ma for the system opening are

obtained assuming original Sr 200 ppm and the intrusive age

of 340 Ma, and 198 Ma for the intrusive age of 350 Ma (Ta-

ble 2). Similarly, anomalous Ve¾ká Fatra orthogneiss samples

(5, 44 in Bagdasaryan et al. 1992) may be explained by a Sr

loss (not shown).

10

100

1000

10

100

1000

Rb (ppm)

Sr (ppm)

Kralièka type
Ïumbier/Prašivá 
Chopok type
orthogneisses

background image

MULTIPLE  SOURCES  OF  THE  WEST-CARPATHIAN  VARISCAN  GRANITOIDS                                 151

interpreted analogically with other workers on the European

Variscides  as  resulting  from  source  inhomogeneities.  The

sources are regarded as mixtures of at least two end members

(Liew & Hofmann 1988; Pin & Duthou 1990; Janoušek et al.

1995). Kohút et al. (1999) also identified a gabbro from the

Veporic  Superunit and the Kralièka Granite from the Nízke

Tatry  Mts.  as  samples  with  the  highest 

143

Nd/

144

Nd

(350) 

=

0.511834  and  lowest 

143

Nd/

144

Nd

(350) 

=  0.512474  ratios,  re-

spectively  with  corresponding  T

DM2st 

=  1.6  and  0.62  Ga

[DM2st refers to two-stage mantle melting according to Liew

&  Hoffman  (1988)].  The  bulk  of  granitoids  shows  a  lesser

Nd

(350)

 isotopic range between 0.51215 (Tribeè tonalite) and

0.51197  (Považský  Inovec  leucogranite)  with  corresponding

T

DM2st 

= 1.11–1.4 Ga. This range most probably reflects vari-

able  proportions  of  (at  least)  two  contrasting  sources  of  the

granitoid magma.

Summary of the isotope systematics

The detailed inspection of the Rb/Sr systematics of the most

important granitoid massifs showed that (1) the main body to-

nalites and granodiorites if subdivided according to the allan-

ite /monazite criterion yield dates within error concordant with

U/Pb zircon ages. However, due to the small ranges of the Rb/

Sr ratios they show too large errors (Tribeè, Ïumbier/ Prašivá

type, Sihla type). (2) The incorporation of high Rb/Sr samples

occurring often only as leucocratic veins or sills results in the

increase of the presumably apparent age since the veins arising

from  a  different  (metapelitic)  protolith  (e.g.  Suchý,  Tribeè

Mts., Veporic Superunit) have higher initial 

87

Sr/

86

Sr ratios.

(3) Although an initial slope may form due to higher I

Sr

 of the

leucocratic melts, the hypothesis of a „source mixing line“ ex-

isting in the initial 

87

Sr/

86

Sr ratios of the main granitoid groups

does not seem to be confirmed. (4) Correlation between the

distances of outliers above the isochron and their anomalously

low Rb/Sr ratios (and vice versa) may be interpreted in terms

of the Rb/Sr system opening at a time different from the initial

closure time. Using the equations (A1, A2) and good guesses

for the original Rb/Sr ratios, late Variscan to early Alpine ages

are obtained for this opening.

Interpretation of the isotope systematics

The need for differing precursors

The  Sm/Nd  data  show  that  the  most  radiogenic  samples

have the lowest Sm/Nd ratios. Such rocks (gabbro, tonalites)

have steep light rare earth element patterns, but flat Nd evolu-

tion lines which intersect the DM evolution line at the young-

est ages (Fig. 5A). In contrast, the samples with the highest

Sm/Nd ratios (flat light rare earth element patterns characteris-

tic mainly of leucogranites) are least radiogenic, which means

that they must have started their crustal history at a very low

Nd  isotopic  ratio,  that  is  they  have  high  DM  model  ages.

Lithological and model age contrasts exist between the end-

members  as  is  confirmed  by  a  negative  correlation  between

143

Nd/

144

Nd

(350)

  and  SiO

shown  in  Fig.  5B.  Thus,  a  young

mafic, infracrustal end member (IC

m

) is required to mix with

an old, felsic supracrustal end member (SC

f

) to give the ob-

served  span  in 

143

Nd/

144

Nd

(350)

  ratios.  The  requirement  of  a

low  Sm/Nd  ratio  for  the  IC

m

  end  member  precludes  a  mid

ocean ridge type basalt with Sm/Nd ˜ 0.33 (e.g. Jenner et al.

1987), and points rather to light rare earth element enriched

gabbros and diorites. The SC

f

 end member best correlates with

peraluminous  leucocratic  melts  formed  by  metapelite/me-

tagreywacke dehydration melting in upper crustal conditions.

The end-members

IC

m

  end-member.  The  only  known  basic  rocks  with  low

Sm/Nd ratios found in a close relation to granitoids are dior-

itic  rocks.  They  are  known  from  many  West-Carpathian

basement massifs, where they form small-sized bodies within

granitoids  commonly  too  small  to  be  shown  on  geological

maps. Diorites, as known from the Malé Karpaty Mts. (Cam-

Fig. 5. (A) Nd evolution diagram, dotted: gabbro and diorite mafic enclave, dashed: felsic rocks (Kralièka type), thin lines: Tatric and Ve-

poric granitoids; Depleted mantle (DM) evolution after Liew & Hofmann (1988). (B) 

143

Nd/

144

Nd

(350) 

vs.

 

SiO

2

; gabbro: KV-3 from the con-

tact zone of the Veporic and Gemeric superunits (Kohút et al. 1999); enclave: from the Rochovce Granite (Hraško et al. 1999); closed

symbols: Ve¾ká Fatra granitoids.

0.5115

0.5117

0.5119

0.5121

0.5123

0.5125

0.5127

45

50

55

60

65

70

75

80

SiO

143

Nd/

144

Nd

(350)

gabbro

Kralièka 

granite

Rochovce

MME

0.5090

0.5095

0.5100

0.5105

0.5110

0.5115

0.5120

0.5125

0.5130

0.5135

0

500

1000

1500

2000

2500

Age (Ma) 

143

Nd/

144

Nd

Rochovce

MME

DM

gabbro

Gemeric granite

Kralièka

granite 

A

B

background image

152                                                                                                PETRÍK

bel & Pitoòák 1980; Cambel & Vilinoviè 1987), are fine- to

medium-grained plagioclase- and hornblende-dominated rocks

with SiO

2

 ranging from 54 to 63 % and steep rare earth ele-

ment patterns (Sm/Nd = 0.12–0.18). The main carrier of light

rare earth elements, besides hornblende, is allanite. Cambel &

Vilinoviè  (1987)  showed  that  major  and  minor  elements  of

these diorites are found along trends defined by granitoids in

Harker diagrams (Fig. 6). Since much of the granite variation

may be interpreted by a magma differentiation process, such

as  crystal  fractionation  (Vilinoviè  &  Petrík  1984),  the  ob-

served trends may coincide just because the compositions of

cumulates and diorites are similar. This would preclude simple

mixing relations, as indicated in the diagram Zr vs. SiO

2

 (Fig.

6D), but it does not rule out the diorite magma playing a role

in granite genesis. Even more indicative, that mafic magmas

are involved, is the presence of mafic microgranular enclaves

(MME) in I-type tonalites (Petrík & Broska 1989). The Tribeè

MME  with  dioritic  to  tonalitic  compositions  lie  on  linear

trends with host tonalites in both major and trace element vari-

ations, Figs. 7A,B. The compositional range of the enclaves is

best explained by their mixing with granitoid magma before

being individualized into enclaves. The fact that the MME oc-

cur only in the most mafic varieties of host tonalites implies an

interaction  (mixing)  of  both  magmas  which  has  shifted  the

host  granitoid  magma  toward  a  more  mafic  composition.

Thus, the diorites, occurring either as individual bodies or as

MME, appear a suitable IC

m

 candidate in the granite magma

genesis. They themselves appear to be products of the hybrid-

ization of a mantle-derived gabbroic (basaltic) precursor by a

felsic magma.

SC

f

 end member. Felsic rocks with high Sm/Nd ratios are

typically represented by leucogranites occurring within para-

and orthogneiss complexes. They commonly show flat rare

earth elements patterns often with increased heavy rare earth

elements.  Peraluminous  leucogranites  are  considered  to  be

typical  products  of  partial  dehydratration  melting  of

metapelite precursors (Montel & Vielzeuf 1997; Stevens et

al. 1997; Patino-Douce & Harris 1998). Their light REE de-

pleted nature is known from the geochemical studies of gran-

ites of collisional orogenic belts (Dietrich & Gansser 1981;

Nabelek & Glascock 1995) which showed that they had Sm/

Nd ratios typically between 0.2–0.4. The strongly peralumi-

nous Kralièka Granite with the lowest 

143

Nd/

144

Nd

(350)

 and

highest 

87

Sr/

86

Sr

(350)

  ratios  is  considered  to  be  a  melting

product of the Nízke Tatry orthogneisses which also have flat

REE patterns (Sm/Nd = 0.2–0.3). The orthogneisses were in-

terpreted as ductilely deformed S-type granitoids (Petrík et

al.  1998).  Thus  both  para-  and  orthogneisses  may  produce

characteristic  leucogranites  when  being  melted.  They  have

the properties of the SC

f

 end-member which escaped Sr iso-

topic homogenization common in main granite bodies, and

reflect the 

87

Sr/

86

Sr ratio of their source. The high 

87

Sr/

86

Sr

value  indicates  a  recycled  crustal  material.  This  is,  in  the

case of orthogneisses, confirmed by the high Nd T

DM2st

 age

Fig. 6. Harker diagrams for K

2

O (A), MgO (B), V (C) and Zr (D) in the Malé Karpaty granitoids and diorites. (A–C) data from both Brat-

islava and Modra massifs, (D) the Bratislava Massif only (source data  Cambel & Vilinoviè 1987).

0

1

2

3

4

5

6

7

8

50

55

60

65

70

75

80

SiO

2

K

2

O

Bratislava massif

Modra massif

BM diorites

MM diorites

0

100

200

300

400

500

600

50

55

60

65

70

75

80

SiO

2

Zr (ppm) 

BM diorites

BM main body granites

BM leucogranites

0

1

2

3

4

5

6

7

8

50

55

60

65

70

75

80

SiO

2

MgO

0

50

100

150

200

250

45

55

65

75

SiO

2

V

 (ppm)

A

B

C

D

background image

MULTIPLE  SOURCES  OF  THE  WEST-CARPATHIAN  VARISCAN  GRANITOIDS                                 153

(1.6 Ga) and the upper intercept zircon age (for the Western

Tatra  orthogneiss  >1.6  Ga,  Poller  et  al.  1999a).  The  me-

tagreywackes (gneisses) have not yet been dated by high pre-

cision methods, however earlier zircon datings for the Tatra

paragneiss range between 620–700 Ma (Cambel et al. 1990).

Mixing of the end-members

The  relationship  between  the  end-members  characterized

above and the whole group of granitoids is shown in diagram

Sm/Nd vs. 

143

Nd/

144

Nd (Fig. 8A). Diorites, spatially and ge-

netically  related  to  granitoids,  are  preferred  to  the  gabbro

which is tectonically sandwiched between metapelites and the

Alpine Rochovce Granite (Krist et al. 1988) with no apparent

relationship to them. The end members are bounded using the

following data.The Sm/Nd data for diorites (IC

m

 end member)

come from the Tatry Mts. Poller et al. (1999b) found 

ε

Nd(330)

values  of  0–2  which  correspond  to 

143

Nd/

144

Nd

(330)

  =

0.512213–0.512315 [initial 

ε

Nd(330) 

calculated using magmatic

zircon  age].  The  value  of  0.51228  within  the  range  given

above was used for the mixing model. The range of Sm/Nd ra-

tios (0.12–0.19) is taken mainly from the Malé Karpaty dior-

ites. The SC

f

 end member is bounded by the Sm/Nd ratios of

leucogranites  (Suchý  and  Považský  Inovec  garnet  aplites,

Kralièka Granite) ranging from 0.16 to 0.29, and the 

143

Nd/

144

Nd  ratios  of  the  Western  Tatra  micaschists  (Poller  et  al.

1999b) ranging from 0.51162 to 0.5118. The outlined fields

with  the  joining  mixing  line  (calculated  according  to  Faure

1989) cover the observed scatter of granitoids. The two outli-

ers are the Veporic two-pyroxene gabbro, apparently a pure

mantle-derived rock with 

ε

ND(350)

 = 5.6 and the Gemeric Gran-

ite with extremely high Sm/Nd and 

87

Sr/

86

Sr

(350)

 ratios (0.29–

0.31,  0.720–0.734  respectively)  suggesting  a  different  su-

pracrustal source.

Sr vs. Nd isotopes

The mixing relations of IC

m

 and SC

f

 end-members are also

illustrated in a (

87

Sr/

86

Sr)

350

 vs. (

143

Nd/

144

Nd)

350

 diagram (Fig.

8B). Two mixing lines are shown between the same IC

m

 end-

Fig. 7. Harker diagrams of  MgO (A) and Zr (B) in granitoids and mafic microgranular enclaves in the Tribeè Mts. (source data Petrík &

Broska 1989). Formed presumably from the same magma as diorites, the enclaves show mixing relations with I-type tonalites.

0

1

2

3

4

5

6

7

40

50

60

70

80

SiO

2

MgO

S-type
I-type
Enclaves

0

100

200

300

400

500

600

40

50

60

70

80

SiO

2

Zr (ppm)

A

B

Fig. 8. (A) Mixing in 

143

Nd/

144

Nd vs. Sm/Nd plot (Nd IC ppm: 60, SC: 15). (B)

 87

Sr/

86

Sr vs. 

143

Nd/

144

Nd plot with mixing line [Sr used in mix-

ing (ppm): IC

m

 600, SC

f

 122/150, Nd SC

f

 15/18]. Tick marks at 10 %. MKm — Malé Karpaty gneisses. Source data: Kohút et al. (1999) —

individual points (closed symbols — Ve¾ká Fatra granitoids), Poller et al. (1999b) — the fields of micaschists and diorites.

0.12

0.14

0.16

0.18

0.20

0.22

0.24

0.26

0.28

0.30

0.32

0.5116

0.5118

0.5120

0.5122

0.5124

0.5126

(

143

Nd/

144

Nd)

350

Sm/

N

d

High Tatra 

diorites

gabbro

Gemeric granite

0.5116

0.5117

0.5118

0.5119

0.5120

0.5121

0.5122

0.5123

0.5124

0.5125

0.5126

0.700

0.705

0.710

0.715

0.720

0.725

(

87

Sr/

86

Sr)

350

(

143

Nd/

144

Nd)

350

Ïumbier/Prašivá

gabbro

W

est

ern 

Tat

ra

m

icaschi

sts

Kralièka

Western Tatra 

micaschists

Gemeric granite

SC 

f

High Tatra 

diorites

MKm

A

B

IC

m

IC

m

SC 

f

background image

154                                                                                                PETRÍK

Fig. 9. Malé Karpaty granitoids and metamorphic rocks in the A–B

plot  (Debon  &  Le  Fort  1983)  compared  with  experimental  melts

(Montel & Vielzeuf 1997). Evolution trend of granitoids is shown

by the arrow. Source data Cambel & Vilinoviè (1987) and Cambel

et al. (1990).

member as in Fig. 8A and two SC

f

 end-members with differ-

ent 

87

Sr/

86

Sr ratios, 0.710 and 0.716. They represent the I

Sr

values  of  the  Malé  Karpaty  gneisses  (Bagdasaryan  et  al.

1983) and the Kralièka Granite (Kohút et al. 1999), respec-

tively. The 

143

Nd/

144

Nd ratio of the first SC end-member is

assumed to be the same as for orthogneisses, at the upper lim-

it of the Tatra micaschist range (Poller et al. 1999b). The mix-

ing range covers the observed field of granitoids which are

spread  mainly  between  diorite  and  gneiss  end-members.

However, some of them with relatively high 

143

Nd/

144

Nd ra-

tios are shifted to higher 

87

Sr/

86

Sr values (Ïumbier tonalite)

thus lying on the other line, diorite — Kralièka Granite. An

end-member with such a high 

87

Sr/

86

Sr ratio seems to be nec-

cessary to explain the relatively increased I

Sr

 (0.706–0.708) of

some  more  mafic  types  (Ïumbier/Prašivá):  a  smaller  SC

f

end-member proportion (60 % in this model) is sufficient to

increase the I

Sr

 while keeping the high Nd isotopic ratio and

the more mafic composition of the tonalites. The S-type gran-

itoids with 

87

Sr/

86

Sr 

(350)

 around 0.706–0.707 would require

60–80 % of the gneissic end-member which is in agreement

with their more felsic nature.

The mechanism of mixing

The mechanism of mixing can hardly be traced unambigu-

ously. In principle three processes are conceivable: (1) melt-

ing of a mixed source rock, (2) mixing of contrasting magmas

and (3) assimilation of a felsic rock by a mafic magma. All of

them have been invoked in literature. On the basis of Sm/Nd

data from lower crustal xenoliths, Pin & Duthou (1990) pre-

ferred a composite source mixed on a small-scale. However,

the potential source rocks in the Western Carpathians (parag-

neisses, orthogneisses) do not show a mixed character and ac-

tually they were treated as end-members. Therefore, melting

and assimilation of a metagreywacke precursor by the hybrid

gabbro-diorite magma and subsequent mixing and mingling

are considered more likely.

An  important  result  of  melting  experiments  with  various

metasedimentary rocks is that they can produce only peralu-

minous  and  mostly  leucocratic  melts  (Vielzeuf  &  Montel

1994; Montel & Vielzeuf 1997). Slightly more mafic peralu-

minous melts originate by melting of a metagreywacke pro-

tolith  as  demonstrated  by  Montel  &  Vielzeuf  (1997).  Such

melts resemble the compositions of typical two-mica S-type

granitoids  which  form  bulk  massifs  in  the  Western  Car-

pathians. Montel and Vielzeuf’s results are shown in an A–B

plot (after Debon & Le Fort 1983) and compared with Malé

Karpaty  granitoids  and  metamorphic  rocks  (Fig.  9).  The

greywacke starting compositions are matched by less peralu-

minous  and  less  mafic  varieties  of  Malé  Karpaty  gneisses.

The more mafic greywacke-derived experimental melts (cir-

cles), straddle the boundary of leucogranites and overlap the

peraluminous part of the Malé Karpaty monzogranites. How-

ever, they do not cover minor subaluminous and metalumi-

nous granodiorites. Therefore, the input of a mafic end-mem-

ber  is  necessary  to  get  the  more  mafic,  metaluminous

granodiorites and tonalites (Patino-Douce 1995; Castro et al.

1999). This is also supported by the lower I

Sr 

of the Malé Kar-

paty granitoids (0.707; Cambel et al. 1982) compared to that

of gneisses (0.710; Bagdasaryan et al. 1986).

Generally, the input appears to have been more pronounced

in  I-type  granitoids  with  I

Sr

  between  0.706  and  0.705.  The

contrasting mineralogical composition and petrological prop-

erties of the S- and I-type granitoids, as inferred by Petrík &

Broska (1994), may thus reflect varying proportions of the ma-

fic gabbroic infracrustal end-member, rich in water and rare

earth  elements.  Such  magmas  originate  above  a  subducting

slab (Peacock 1993). The melting of deeply buried metapelites

in the course of Variscan thrusting is documented by extensive

migmatization. Janák et al. (1999) estimated the melting con-

ditions  of  the  Tatra  migmatites  at  700–750 °C,  1100–1200

MPa (kyanite zone) and 680–825 °C, 530–800 MPa (silliman-

ite zone). The peak temperatures seem to require a mantle-de-

rived heat source. The hybrid diorite zone present in the area

(Kohút & Janák 1994) supports the role of infracrustal mag-

mas both as suppliers of heat and material.

Other granitoid types

Besides  the  common  S-  and  I-type  granitoids  discussed

above, the A-type granites of the Veporic Superunit, and spe-

cialized  granites  of  the  Gemeric  Superunit  are  treated  sepa-

rately.

The Rb/Sr age of the Hronèok A-type granite is 247 ± 8 Ma

as recalculated according to the data of Cambel et al. (1989)

and redefinition by Petrík et al. (1995), Fig. 3F, Table 1. It is

-50

0

50

100

150

200

0

50

100

150

200

B=Fe+Mg+Ti

A=Al-(Na+K+2

Ca)

Starting material
average greywacke
P=300MPa
P=500MPa
gneisses
BM granitoids

metaluminous domain 

peraluminous domain

leuco

granitoids

background image

MULTIPLE  SOURCES  OF  THE  WEST-CARPATHIAN  VARISCAN  GRANITOIDS                                 155

concordant with the zircon dating which yielded the lower and

upper intercept ages of 238.6 ± 1.4 Ma and 1096 Ma ± 44, re-

spectively (Putiš et al. 2000). The I

Sr 

(= 0.7114), the second

highest after the Kralièka Granite, and mildly alkalic chemis-

try with high Rb/Sr ratios (2–18) point to a mature source, pos-

sibly  older  biotite  granites.  The  intersection  of  the  Hronèok

protolith Sr evolution (I

Sr

 = 0.7114 at 240 Ma) with the mantle

value at 1 Ga gives the Rb/Sr ratio about 0.32, a value typical

of granites. This, and the high I

Sr

, precludes the Sihla tonalite

as  a  potential  precursor  as  suggested  by  Petrík  &  Kohút

(1997).

The Gemeric granites with I

Sr 

0.720–0.734 (after Cambel et

al. 1990) also show the most extreme Rb/Sr and Sm/Nd ratios

(>10 and 0.29 respectively). They also have the highest single

stage Nd age = 2.4 Ga, Fig. 5A (two stage Nd age is 1.3 Ga at

t = 280 Ma). In the absence of high precision zircon data no

protolith age constraints can be made. The Permian age ap-

pears most probable for an event when a muscovite and quartz

rich  source  (recycled  metapelite)  underwent  melting  to  pro-

duce the observed highly specialized Rb, Li, F, B, Sn, Mo en-

riched melts.

Conclusions

Existing  Rb/Sr  data  from  several  Western  Carpathians

granite massifs were re-interpreted after a detailed inspection

of outlying samples. It appears that a mixing line in source

87

Sr/

86

Sr  ratios  is  not  neccessary  to  explain  higher  Rb/Sr

ages  from  these  massifs.  The  high  Rb/Sr  samples  (vein

leucogranites)  are  often  unrelated  to  other  granitoids  and,

with  their  increased  I

Sr

,  generally  reflect  heterogeneous

sources of S-type granitoids. Some individual samples lying

above and below the isochron may be interpreted in terms of

the Rb/Sr system opening at a time different from the initial

closure. The samples from the Tatra belt granitoids indicate

Permian to Triassic ages for this event, coeval with exten-

sional magmatism in the Vepor Belt.

While  being  homogenous  in  terms  of  I

Sr

,  the  main  body

granitoids still preserve a range of initial 

143

Nd/

144

Nd ratios re-

flecting various proportions of at least two contrasting source

components.  The  components  were  identified  with  old  su-

pracrustal metasediments producing peraluminous leucograni-

toids and young basaltic (gabbroic) producing diorites. The as-

similation of the supracrustal component by the diorite magma

may  have  produced  observed  isotopic,  trace  and  major  ele-

ment variations of both S- and I-type granitoids.

The following source rocks, arranged with decreasing pro-

portions  of  the  supracrustal  component,  are  recognized

among the West-Carpathian granitoids: (1) Gemeric granites

derived from a several times recycled crustal material with

extreme  Sr  initials  (I

Sr

  >  0.720),  possibly  muscovite

metapelite. (2) The Kralièka type granite (I

Sr

 = 0.715) and its

equivalents derived from a recycled crustal complex domi-

nated  by  older  S-type  granitoids  (orthogneisses).  (3)  The

Hronèok A-type granite (I

Sr 

= 0.7114) derived from a mature

high Rb/Sr, probably granitic source. (4) Peraluminous leu-

cocratic  aplitic  veins,  migmatite  related  in  metamorphic

complexes,  the  products  of  gneiss  dehydration  melting

(Strážovské  vrchy,  Považský  Inovec,  Malé  Karpaty  Mts.).

(5) Undeformed, peraluminous, mainly S-type granitoids with

I

Sr

 = 0.708–0.706 showing transitional characteristics, derived

from  a  metagreywacke  (gneissic)  protolith  with  minor  in-

fracrustal contribution (Bratislava type granitoids). (6) Sub- to

metaluminous I-type granodiorites and tonalites (I

Sr

 = 0.705)

with moderate infracrustal contribution. (7) Dioritic rocks and

MME probably themselves products of crustal contamination

of mantle-derived gabbroic melts.

The  variable  proportions  of  H

2

O  and  REE-rich  IC

m

  end-

member  (7)  and  H

2

O  and  LREE-poor  SC

f

  end-member  (4)

may  explain  the  contrasting  mineralogical  and  petrological

properties observed and inferred for the major (5, 6) groups of

S- and I-type granitoids (Petrík & Broska 1994) which follow

mainly from contrasting water contents.

Acknowledgement:  The  thorough  and  detailed  reviews  of

V. Janoušek and the anonymous reviewer helped to consider-

ably  improve  an  earlier  version  of  the  manuscript.  J.  Krá¾

pointed to the biotite isochron age of the Suchý granite. Mi-

lan Kohút is thanked for making available his unpublished

data. This work was done within the project GA 4078 (Slo-

vak Grant Agency).

References

Bagdasaryan G.P., Gukasyan R.Kh., Cambel B. & Veselský J. 1983:

The results of Rb/Sr dating of the Malé Karpaty metamorphic

rocks. Geol. Zbor. Geol. Carpath. 34, 387–397 (in Russian).

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

1985: Rb/Sr dating of the Ïumbier zone granitoids of the Níz-

ke  Tatry  Mts.  Geol.  Zborn.  Geol.  Carpath.  36,  637–645  (in

Russian).

Bagdasaryan G.P., Gukasyan R.Kh. & Cambel B. 1986: Rb/Sr iso-

chron  age  of  the  Vepor  pluton  granitoids.  Geol.  Zbor.  Geol.

Carpath. 37, 365–374 (in Russian).

Bagdasaryan G.P., Gukasyan R.Kh., Cambel B. & Broska I. 1990:

Rb-Sr isochron dating of granitoids from the Tribeè Mts. Geol.

Zbor. Geol. Carpath. 41, 437–442.

Bibikova  E.V.,  Cambel  B.,  Korikovsky  S.P.,  Broska  I.,  Gracheva

T.V., Makarov V.A. & Arakeliants M.M. 1988: U-Pb and K-Ar

isotopic dating of Sinec, Rimavica granites (Kohút zone of Ve-

porides). Geol. Zbor. Geol. Carpath. 39, 147–157.

Bibikova E.V., Korikovsky S.P., Putiš M., Broska I., Goltzman Z.V.

& Arakeliants M.M. 1990: U-Pb, Rb-Sr, K-Ar dating of Sihla

tonalites  of  Vepor  pluton  (Western  Carpathian  Mts.).  Geol.

Zbor. Geol. Carpath. 41, 427–436.

Broska  I.  &  Gregor,T.  1992:  Allanite–magnetite  and  monazite-il-

menite granitoid series in the Tribeè Mts. Spec. Vol. IGCP 276,

GÚDŠ, Bratislava 25–36.

Broska I., Bibikova E.V., Gracheva T.V., Makarov V.A. & Caòo F.

1990: Zircon from granitoid rocks of the Tribeè-Zobor crystal-

line complex: its typology, chemical and isotopic composition.

Geol. Zbor. Geol. Carpath. 41, 393–406.

Burnham  C.W.  1979:  The  importance  of  volatile  constituents.  In:

Yoder H.S. (Ed.): The evolution of igneous rocks (Fiftieth An-

niversary Perspectives). Princeton University Press, Princeton

(Russian translation), Nauka, Moscow, 439–482.

Cambel B. 1980: To the problem of granitoid rocks of the Western

Carpathians. Acta Geol. Geogr. Univ. Comen. 35, 101–110 (in

Russian).

Cambel  B.  &  Petrík  I.  1982:  The  West  Carpathian  granitoids:  I/S

classification and genetic implications. Geol. Zbor. Geol. Car-

path. 33, 255–267.

background image

156                                                                                                PETRÍK

Cambel  B.  &  Pitoòák  P.  1980:  Geochemistry  of  amphiboles  from

metabasites  of  the  Western  Carpathians.  Acta  Geol.  Geogr.

Univ. Comen. 35, 45–90 (in Slovak).

Cambel B. & Vilinoviè V. 1987: Geochemistry and petrology of the

granitoid rocks of the Malé Karpaty Mts. Veda, Bratislava, 1–

247 (in Slovak with English summary).

Cambel B., Bagdasaryan G.P., Gukasyan R.C. & Dupej J. 1988: Age

of granitoids from the Kohút Veporic zone according to Rb-Sr

isochron analysis. Geol. Zbor. Geol. Carpath. 39, 131–146.

Cambel B., Bagdasaryan G.P., Gukasyan,R.C. & Veselský J. 1989:

Rb-Sr  geochronology  of  leucocratic  granitoid  rocks  from  the

Spišsko-gemerské rudohorie Mts. and Veporicum. Geol. Zbor.

Geol. Carpath. 40, 323–332.

Cambel B., Krá¾ J. & Burchart J. 1990a: Isotope geochronology of

the Western Carpathian basement. Veda, Bratislava, 1–183 (in

Slovak with English summary).

Cambel B., Miklóš J., Khun M. & Veselský J. 1990b: Geochemistry

and petrology of quartz-clayey metamorphic rocks of the Malé

Karpaty basement. GÚ SAV, Bratislava, 1–267 (in Slovak).

Castro A., Patino-Douce A.E., Corretgé L.G., de la Rosa J., El-Biad

M. & El-Hmidi H. 1999: Origin of peraluminous granites and

granodiorites,  Iberian  massif,  Spain:  an  experimental  test  of

granite petrogenesis. Contr. Mineral. Petrology 135, 255–276.

Dallmeyer R.D., Neubauer F., Handler R., Fritz H., Muller W., Pana

D. & Putiš D. 1996: Tectonothermal evolution of the internal

Alps  and  Carpathians:  Evidence  from 

40

Ar/

39

Ar  mineral  and

whole rock data. Eclogae Geol. Helvet. 89, 203–227.

Debon F & Le Fort P. 1983: A chemical-mineralogical classification

of common plutonic rocks and associations. Trans. Royal Soc.

Edinburgh: Earth Sci. 73, 135–149.

Dietrich V. & Gansser A. 1981: The leucogranites of the Bhutan Hi-

malaya (crustal anatexis versus mantle melting). Schweiz. Min-

eral. Petrogr. Mitt. 61, 177–202.

Faure G. 1989: Principles of isotope geology. John Wiley and sons,

New York. 1–590.

Hovorka D. 1980: The West Carpathians crust origin and plutonite

formations. Geol. Zbor. Geol. Carpath. 31, 523–535.

Hradetzky H. & Lippolt H.J. 1993: Generation and distortion of Rb/

Sr whole-rock isochrons — effects of metamorphism and alter-

ation. Eur. J. Mineral. 5, 1175–1193.

Hraško ¼., Kotov A.B., Salnikova E.B. & Kovach V. 1998: Enclaves

in the Rochovce granite intrusion as indicators of the tempera-

ture and origin of the magma. Geol. Carpathica 49, 125–138.

Janák M., Hurai V., Ludhová L. & Thomas R. 1999: Partial melting

and  retrogression  during  exhumation  of  high-grade

metapelites,  the  Tatra  Mountains,  Western  Carpathians.  Phys.

Chem. Earth (A), 24, 3, 289–294.

Janoušek  V.,  Rogers  G.  &  Bowes  D.R.  1995:  Sr-Nd  isotopic  con-

straints  on  the  petrogenesis  of  the  Central  Bohemian  Pluton,

Czech Republic. Geol. Rdsch. 84, 520–534.

Jenner G.A., Cawood P.A., Rautenschlein M. & White W.M. 1987:

Composition  of  back-arc  basin  volcanics,  Valu  Fa  ridge,  Lau

basin:  Evidence  for  a  slab-derived  component  in  their  mantle

source. J. Volcanol. Geotherm Res. 32, 209–222.

Kohút M. 1992: The Ve¾ká Fatra granitoid pluton — an example of

a Variscan zoned body in the Western Carpathians. In: Vozár J.

(Ed.): The Paleozoic geodynamic domains of the Western Car-

pathians, Eastern Alps and Dinarides. Spec. Vol. IGCP Project

276, Bratislava, 79–92.

Kohút M. & Janák M. 1994: Granitoids of the Tatra Mts., Western

Carpathians:  Field  relations  and  petrogenetic  implications.

Geol. Carpathica 45, 301–311.

Kohút M., Carl C. & Michalko J. 1996: Granitoid rocks of the Ve¾ká

Fatra  Mts.—  Rb/Sr  isotope  geochronology  (Western  Car-

pathians, Slovakia). Geol. Carpathica 47, 2, 81–89.

Kohút M., Krá¾ J., Michalko J. & Wiegerová V. 1998: The Hercyn-

ian  cooling  of  the  Ve¾ká  Fatra  Mts.  Massif  —  evidence  from

40

K/

40

Ar and 

40

Ar/

39

Ar thermochronometry and the current sta-

tus of thermochronometry. Miner. Slovaca 30, 253–264 (in Slo-

vak with English summary).

Kohút M., Todt W., Janák M. & Poller U. 1997: Thermochronome-

try  of  the  Variscan  basement  exhumation  in  the  Ve¾ká  Fatra

Mts.  (Western  Carpathians,  Slovakia).  Terra  Abstracts  9,  1,

EUG 9, Strasbourg, 494.

Kohút M., Kotov A.B., Salnikova E.B. & Kovach V.P. 1999: Sr and

Nd isotope geochemistry of Hercynian granitic rocks from the

Western  Carpathians  —  implications  for  granite  genesis  and

crustal evolution. Geol. Carpathica 50, 477–487.

Korikovsky S.P., Kahan Š, Putiš M. & Petrík I. 1987: Metamorphic

zoning in the crystalline complex of the Suchý Mts. and high

temperature autometasomatism in peraluminous granites of the

Strážovské vrchy Mts. Geol. Zbor. Geol. Carpath. 38, 181–203

(in Russian).

Kováè M., Krá¾ J., Márton E., Plašienka D. & Uher P. 1994: Alpine

uplift  history  of  the  Central  Western  Carpathians:  geochrono-

logical,  paleomagnetic,  sedimantary  and  structural  data.  Geol.

Carpatica, 45, 2, 83–96.

Kováèik M., Krá¾ J. & Maluski H. 1996: Metamorphic rocks in the

southern Veporicum basement: their Alpine metamorphism and

thermochronologic evolution. Miner. Slovaca 28, 185–202 (in

Slovak with English summary).

Krá¾  J.  1994:  Strontium  isotopes  in  granitic  rocks  of  the  Western

Carpathians. Mitt. Österr. Geol. Gesell. 86, 75–81.

Krá¾ J., Goltzman Y.V. & Petrík I. 1987: Rb-Sr whole rock isochron

data of granitic rocks from the Strážovské vrchy Mts.: the pre-

liminary report. Geol. Zbor. Geol. Carpath. 38, 171–180.

Krá¾ J., Hess J.C. & Lippolt H.J. 1997: 

207

Pb/

206

Pb and 

40

Ar/

39

Ar age

data  from  plutonic  rocks  of  the  Strážovské  vrchy  Mts.  base-

ment,  Western  Carpathians.  In:  P.  Grecula,  D.  Hovorka  and

M.Putiš  (Eds.):  Geological  evolution  of  the  Western  Car-

pathians. Miner. Slovaca—Monograph, 253–260.

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

parative  mineralogical-petrographical  characteristics  of  met-

agabbro from borehole KV-3 near Rochovce and amphibolites

of  Hladomorná  valley  formation  (Slovenské  rudohorie  Mts.).

Geol. Zbor. Geol. Carpath. 39, 171–194.

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

plutonic associations, plate environment of the Hercynian fold

belt of Central Europe: Indications from a Nd and Sr isotopic

study. Contr. Mineral. Petrology 98, 129–138.

Ludwig K. R. 1994: Isoplot, a plotting and regression program for

radiogenic  isotope  data,  ver.  2.75.  U.S.  Geol.  Surv.  Open-file

Report 91–445, 1–35.

Marquer D. & Peucat J.J. 1994: Rb-Sr systematics of recrystallized

shear zones at the greenschist-amphibolite transition: examples

from  granites  in  the  Swiss  Central  Alps.  Schweiz.  Mineral.

Petrogr. Mitt. 74, 343–358.

Montel J.-M. & Vielzeuf D. 1997: Partial melting of metagreywack-

es, Part II. Compositions of minerals and melts. Contr. Miner-

al. Petrology 129, 176–196.

Nabelek  P.I.  &  Glascock  M.D.  1995:  REE-depleted  leucogranites,

Black  Hills,  South  Dakota:  a  consequence  of  disequilibrium

melting of monazite-bearing schists. J. Petrology 36, 1055–1071.

Patino-Douce A. E. 1995: Experimental generation of hybrid silicic

melts  by  reaction  of  high-Al  basalts  with  metamorphic  rocks.

J. Geophys. Res. 100, 15623–15639.

Patino-Douce A.E. & Harris N. 1998: Experimental constraints on

Himalayan anatexis. J. Petrology 39, 689–710.

Peacock S.M. 1993: Large-scale hydration of the lithosphere above

subduction slabs. Chem. Geol. 108, 49–59.

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

Tribeè Mts., Western Carpathians. Geol. Zbor. Geol. Carpath.

40, 667–696.

Petrík I. & Broska I. 1994: Petrology of two granite types from the

background image

MULTIPLE  SOURCES  OF  THE  WEST-CARPATHIAN  VARISCAN  GRANITOIDS                                 157

Tribeè Mountains, Western Carpathians; an example of allanite

(+magnetite) versus monazite dichotomy. Geol. J. 29, 59–78.

Petrík I., Broska I., Bezák V. & Uher P. 1995: The Hronèok type

granite, a Hercynian A-type granite in shear zone. Miner. Slo-

vaca 27, 351–363 (in Slovak with English summary).

Petrík I., Broska I. & Uher P. 1994: Evolution of the Western Car-

pathian granite magmatism: Age, source rock, geotectonic set-

ting  and  relation  to  the  Variscan  structure.  Geol.  Carpathica

45, 283–291.

Petrík I. & Kohút M. 1997: The evolution of granitoid magmatism

during the Hercynian orogen in the Western Carpathians.  In: P.

Grecula,  D.  Hovorka  &  M.Putiš  (Eds.):  Geological  evolution

of  the  Western  Carpathians.  Miner.  Slovaca—Monograph,

235–252.

Petrík I., Siman P. & Bezák V. 1998: The granitoid protolith of the

Ïumbier Nízke Tatry orthogneisses: Ba distribution in K-feld-

spar megacrysts. Miner. Slovaca 30, 265–274 (in Slovak with

English summary).

Pin Ch. & Duthou J.L. 1990: Sources of Hercynian granitoids from

the  French  Massif  central:  inferences  from  Nd  isotopes  and

consequences for crustal evolution. Chem. Geol. 83, 281–296.

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

Evolution  and  structure  of  the  Western  Carpathians:  an  over-

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

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

graph, 1–24.

Poller U., Todt W., Janák M. & Kohút M. 1999a: The geodynamic

evolution of the Tatra Mountains constrained by new U-Pb sin-

gle  zircon  data  on  orthogneisses,  migmatites  and  granitoids.

Geol. Carpathica 50, Spec. Iss., 129–131.

Poller U., Todt W., Janák M. & Kohút M. 1999b: The relationships

between the Variscides and the Western Carpathians basement:

new Sr, Nd and Pb-Pb isotope data from the Tatra Mountains.

Geol. Carpathica 50, Spec. Iss., 131–133.

Putiš M., Kotov A.B., Uher P., Salnikova E.B. & Korikovsky S.P.

2000: Triassic age of the Hronèok pre-orogenic A-type granite

related to continental rifting: a new result of U/Pb isotope dat-

ing (Western Carpathians). Geol. Carpathica 51, 59–66.

Stevens  G.,  Clemens  J.D.  &  Droop  G.T.R.  1997:  Melt  production

during  granulite-facies  anatexis:  experimental  data  from

„primitive“  metasedimentary  protoliths.  Contr.  Mineral.  Pe-

trology 128, 352–370.

Uher P. & Broska I. 1996: Post-orogenic Permian granitic rocks in

the Western Carpathian-Pannonian area: geochemistry, miner-

alogy and evolution. Geol. Carpathica 47, 311–321.

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

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

Mineral. Petrology 117, 375–393.

Vilinoviè V. & Petrík I. 1984: Petrogenetic modelling of the differ-

entiation  of  granitoid  magmas:  a  cumulate-rich  character  of

Modra granodiorite. Acta Montana 68, 205–224 (in Slovak).

Zoubek V. 1951: The report on geological investigations on the south-

ern slope of the Nízke Tatry Mts. between the Bystrá and Jasen-

ská valleys. Vìstník Ústø. Úst. Geol. 26, 162–166 (in Czech).

System opening

The time elapsed since the system opening (t

1

)

 

is given by:

t

= 1/

λ

 ln[(S

– S

r

)/(R

– R

m

)

 

+ 1]

(A1)

where S

m

, R

m

 and S

r

, R

r

 are measured and reconstructed 

87

Sr/

86

Sr

and 

87

Rb/

86

Sr ratios, respectively and 

λ

 is the 

87

Rb decay constant.

The age of the Rb/Sr change (t

c

) is then:

t

c

 = t

– t

1

(A2)

where  t

is  intrusive  age  of  the  sequence.  The  reconstructions  of

SR-1 and T-27 samples are shown in Fig. A1. A series of samples

Appendix

Fig. A1. 

87

Sr/

86

Sr ratio evolution with episodical change of the Rb/Sr ratio as illustrated by the Suchý SR-1 granodiorite (A) and Tribeè T-27 granite

(B). The Rb/Sr ratio either decreases (A) or increases (B) at time t

1

 (R

r

 

R

m

) that corresponds to the slope (S

m

– S

r

)/(R

r

– R

m

) (eq. A1). The age of the

change is t

– t

1

 (eq. A2). d = S

m

 – S

r

 corresponds to the excess (A) or deficit (B) of radiogenic Sr of the sample, inherited from the time prior to the

Rb/Sr change. S

m

 and S

r

 are measured and reconstructed 

87

Sr/

86

Sr ratios; R

m

 and R

r

 are measured and reconstructed 

87

Rb/

86

Sr ratios, respectively.

with the same t

c

 and various degrees of Rb/Sr change would form

an  isochron  corresponding  to  the  t

c

.  It  is  noted  that  the  equation

(A1) neglects the decrease of 

87

Rb/

86

Sr ratios with time, but the er-

ror so introduced is much smaller than the uncertainty due to the

Rb/Sr  ratio  reconstruction.  There  is  also  an  implicit  assumption

that  the  Rb  escape  (sample  SR-1)  was  not  accompanied  by  a

change in the 

87

Sr/

86

Sr ratio. This seems unrealistic when we real-

ize that the 

87

Sr resides precisely at the sites of its formation, i.e.

in  the  Rb

+

  positions  of  K-rich  minerals.  However,  the  change  of

87

Sr/

86

Sr ratio requires decoupling of radiogenic and common Sr.

This may occur when the rock is thermally overprinted and the bi-

otite-produced 

87

Sr escapes to plagioclase until a new whole rock

87

Sr/

86

Sr  ratio  is  established.  In  the  case  of  biotite  to  sillimanite

breakdown, interlayer cations including Rb, and Sr (common and

0.705

0.706

0.707

0.708

0.709

0.710

0.711

0.712

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

87

Rb/

86

Sr

87

Sr/

86

Sr

0.700

0.710

0.720

0.730

0.740

0.750

0

1

2

3

4

5

6

7

8

87

Rb/

86

Sr

87

Sr/

86

Sr

S

m

S

r

R

m

R

r

d

d

t

1

t

2

SR1

T27

d

d

S

m

S

r

R

m

R

r

t

1

t

2

A

B

background image

158                                                                                                PETRÍK

radiogenic)  are  likely  to  escape  together  without  the  change  of

87

Sr/

86

Sr  ratio.  The 

87

Sr  excess  in  the  SR-1  sample  seems  to  be

preserved from an earlier history confirming that the 

87

Sr/

86

Sr ra-

tio  does  not  change  in  the  course  of  the  reaction.  However,  as

pointed  by  Hradetzky  &  Lippolt  (1993)  if  Sr  is  emitted  mainly

from plagioclase, the 

87

Sr/

86

Sr increases, because it is common Sr

that escapes. If so, the data obtained for low Sr outliers (VMFa-2,

T-27 in Table 2) represent upper limits for the age of system open-

ing possibly indicating rather an Alpine than a late Variscan event.

Mineral isochron

While Sr mobility is typical of weathering products, Rb escaped

during high temperature acid leaching (above 600 °C, Korikovsky

et  al.  1987)  implying  a  thermal  overprint,  redistribution  and  ho-

mogenization  of 

87

Sr  between  minerals  (Fig.  A2a,  path  1–2–3).

The new whole rock 

87

Sr/

86

Sr ratio (I

Sr

)

m

 is not influenced by the

subsequent Rb or Sr escape because biotite undergoing the break-

down  releases  both  radiogenic  and  common  Sr.  Therefore,  the

high-temperature system opening has no effect on the mineral iso-

chron  age  provided  that  the  Rb  escape  occurred  simultaneously

with  mineral 

87

Sr  homogenization  (path  1–2–3–5–6).  Actually,

Krá¾ (2000, personal comm.) obtained a mineral isochron for SR-1

biotite  corresponding  to  approximately  300  Ma.  Such  an  age  (t

c

)

for the system opening would require a reconstructed Rb value of

140 ppm (Table 2). This seems too high a value compared to the

observed range (40.2–115.6 ppm). A delay between the metamor-

phism and Rb/Sr change would, however, raise the biotite 

87

Sr/

86

Sr

ratio above mineral isochron (Fig. A2b, path 1–2–3–5–6–7 or –8–

9)  and  generate  an  apparent  biotite  mineral  age.  The  neccessary

delay (angle 

δ

) is strongly dependent on the biotite Rb/Sr change

(path 5–6–8), for example at t

= 251 Ma the apparent biotite age

of 300 Ma is produced at 75 % Rb/Sr ratio drop and the delay of

12 Ma, or at 50 % drop and the delay of 24 Ma. The geological rel-

evance of the delay between metamorphism and system opening is

not  discussed  here  mainly  because  of  the  lack  of  the  neccessary

high-precision mineral trace element data.

Fig.  A2. 

87

Sr/

86

Sr  mineral  evolution:  (A)  A  metamorphic  event  occur-

ring at the time corresponding to the angle 

α

 (path 1–3), is immediately

followed  by  various  decreases  of  Rb/Sr  ratio  (paths  3–4,  3–5–6).  (B)

The metamorphic event is followed by various degrees of the Rb escape

after  a  time  delay  (angle 

δ

,  paths  3–5–7  and  3–5–9).  In  this  case  the

87

Sr/

86

Sr  evolution  produces    mineral  pseudoisochrons  with  higher

“age” than that of the metamorphic event. (I

Sr

)

i

 and (I

Sr

)

m

 are intrusive

and metamorphic Sr initial ratios, respectively.

87

86

Rb/ Sr

87

86

Sr

/

S

r

(I )

Sr i

(I )

Sr m

2

3

4

5

1

biot

ite

A

87

86

Rb/ Sr

87

86

Sr

/

S

r

(I )

Sr i

(I )

Sr m

2

3

4

5

6

7

1

biot

ite

8

9

B

6