background image

GEOLOGICA CARPATHICA, 52, 4, BRATISLAVA, AUGUST 2001

239—245

A HEAVY MINERAL ASSOCIATION

AND ITS PALEOGEOGRAPHICAL IMPLICATIONS

IN THE EOCENE BRKINI FLYSCH BASIN (SLOVENIA)

DAVIDE LENAZ

1

, ANTONIO ALBERTI

1

, GIORGIO TUNIS

2

 and FRANCESCO PRINCIVALLE

1

1

Dipartimento di Scienze della Terra, via E. Weiss 8, 34127 Trieste, Italy; lenaz@univ.trieste.it

2

Dipartimento di Scienze Geologiche, Ambientali e Marine, via E. Weiss 2, 34127 Trieste, Italy

(Manuscript received January 23, 2001; accepted in revised form June 13, 2001)

Abstract:  The heavy mineral assemblages of the Brkini Flysch Basin (Western Slovenia) have been studied in some
detail, and new minerals, hitherto not mentioned in the literature have been found. Among these, Cr-spinels, ilmenites
and one orthopyroxene were recognized. All of them were chemically characterized. Chemical analyses on garnets have
been carried out in order to discriminate between different end-members and they turned out to be similar to those found
in both the Julian (Slovenian) and Istrian basins located to the NW and SE of Brkini, respectively. The chemistry of
Cr-spinels suggests that both peridotitic (type-II and minor type-I peridotites Cr-spinels) and volcanic spinels are present.
This fact suggests that the Outer Dinarides of former Yugoslavia, where type-I peridotites are present, began to be eroded
by Middle Eocene. Moreover, similarities between the minerals of Brkini and those of the Julian and Istrian basins show
that supplies from both the NW and the SE areas are present.

Key words: Brkini, flysch, chemistry of heavy minerals, Cr-spinel.

Introduction

Mineralogy and petrography of flysch formations provide im-
portant  information  on  the  composition  and  role  of  source
rocks and consequently on the general paleogeography of ba-
sins. In the framework of this type of research, several authors
studied in a first stage the heavy mineral assemblages in order
to  define  the  paleogeography  of  the  different  basins  (Wildi
1985; Winkler & Ślączka 1992, 1994; Faupl et al. 1998; Von
Eynatten & Gaupp 1999). A second stage of knowledge is the
study of the chemistry of some heavy minerals to better dis-
criminate the source rocks. These studies were performed on
Cr-spinels (Pober & Faupl 1988; Arai & Okada 1991; Cooken-
boo  et  al.  1997;  Sciunnach  &  Garzanti  1997;  Lenaz  et  al.
2000),  garnets  (Morton  1985b;  Di  Giulio  et  al.  1999;  Von
Eynatten et Gaupp 1999), and pyroxenes (Ernst & Shirahata
1996; Schweigl & Neubauer 1996; Acquafredda et al. 1997;
Krawinkel et al. 1998).

In the area of the SE Alps and Outer Dinarides several fly-

sch  basins  are  present:  the  Claut  Basin,  the  Clauzetto  Basin,
the Julian (or Slovenian) Basin, the Vipava Basin, the Brkini
Basin and the Istrian Basin (Fig. 1). The mineralogy of some
of  them  was  studied  by  Magdalenic  (1972:  Istrian  Basin),
Kuščer et al. (1974: Slovenian Basin), Orehek (1972: Brkini
Basin), Lenaz & Princivalle (1996: Cr-spinel from Istrian Ba-
sin), Lenaz et al. (2000: Cr-spinel from Claut and Julian Ba-
sins).

The Brkini Flysch Basin (Lower—Middle Eocene; Slovenia,

Croatia) covers an area between the Julian Basin (Maastrich-
tian—Middle Eocene; Italy and Slovenia) and the Istrian Basin
(Middle—Upper  Eocene;  Italy,  Slovenia  and  Croatia).  Bios-
tratigraphical,  sedimentological,  and  mineralogical  studies
were performed (Piccoli & Proto Decima 1969; Orehek 1972,

1991; Khan et al. 1975; Bonazzi & Tunis 1990; Pavlovec et al.
1991; Bonazzi et al. 1996; Tunis & Venturini 1996).

In this study we will better define the chemistry of the heavy

mineral assemblages of the Brkini sandstones in order to pro-
vide new information on provenance areas. Moreover we will
compare these new data from the Brkini Basin with those from
the  Julian  and  Istrian  basins  with  the  aim  of  establishing
whether  supplies  are  from  the  SE  as  suggested  by  Orehek
(1972, 1991) or from the NW as suggested by Tunis & Ven-
turini (1996).

Geological setting

The Brkini flysch has a synclinal structure and it belongs to

the  Rijeka  synclinorium  sensu  lato  (Sikic  &  Plenicar  1975).
The flysch area of Brkini borders with the Cretaceous thrust of
Mt  Sneznik  in  the  northeast.  At  its  southern  margin,  early
Eocene limestone of the Čičarja plateau represents the bound-
ary with the flysch deposits. The contact here may be marked
also by basal grey-brown, sometimes slightly cherty marls and
marly shale (Sikic & Plenicar 1975; Orehek 1991).

In the interior of the syncline, numerous folds and dissected

flysch sections are observed, so, due to strong folding, several
smaller synclines were formed. For this reason and for wide
vegetation  cover,  the  stratigraphic  sequence  of  the  flysch  of
Brkini  has  never  been  described  as  a  whole  (Pavlovec  et  al.
1991). Pavlovec et al. (1991) described its basal part near Ko-
šana, Sv. Trojica and Leskovec. Tunis & Venturini (1996) no-
ticed that the succession continues with siliciclastic turbiditic
strata interbedded with calcarenite, sandy carbonate and marl
followed by thin interbedded sandstones and marlstones inter-
calations. Then, debris flow levels, siliciclastic turbidites and

background image

240                                                                                           LENAZ  et  al.

sandy  carbonate  turbidites  occur  and,  near  the  top  of  the  se-
quence, coarse quartz sandstones are significant. The succes-
sion is closed by less than one hundred meters of siltites and
fine  sandstones  presumably  representing  a  molassic  facies
(Lutetian and/or post-Lutetian; Tunis & Venturini 1996).

The biostratigraphy of the flysch area of Brkini was investi-

gated by Piccoli & Proto Decima (1969), Khan et al. (1975),
Pavlovec et al. (1991), Tunis & Venturini (1996) who exam-
ined  the  planktonic  foraminifers  and  the  calcareous  nanno-
plankton of a few sections. On the basic of the scarce paleon-
tological  information,  the  clastic  Eocene  deep-sea  sediments
belong to the Lower—Middle Eocene and the flysch succession
may have a thickness of about 1000 meters.

The  flysch  consists  mainly  of  interbedded  sandstones  and

marlstones: the ratio of marlstone to sandstone bed thickness
changes as do the average thickness of the beds the lithology
and  the  sedimentary  structures,  sometimes  significantly,
throughout  the  stratigraphic  column.  The  sandstone  beds  are
siliciclastic  turbidites,  the  matrix  of  the  usually  well  sorted
sandstones is carbonate.

The siliciclastic turbidite beds are normally graded with oc-

casional  flute  casts.  Amalgamation  can  be  found,  cross  bed-
ding,  convolute  bedding  lamination  and  other  sedimentary
structures  are  usually  well  developed  and  also  dewatering
structures can be observed in the thickest beds. Plant debris is
frequent especially in the upper part. Some siliciclastic turbid-
ites have layers of plant debris at both their bases and tops.

Orehek (1972, 1991) suggested by studying the flute casts

that the direction of the deposition was from the SE and partly
from the east, and recognized in rocks buried under the Adriat-
ic Sea and in the rocks of Gorski Kotar (Croatia) the source
area of the Brkini flysch. In spite of this, Tunis & Venturini
(1996) recognized some sections measured in the western sec-
tor that the direction of deposition was from the NW as in the
nearby  Cormons  (Slovenian  Basin)  and  Vipava  flysch,  sug-
gesting  that  the  Brkini  Basin  was  the  eastern  prosecution  of
the Slovenian trough. Anyway, a direction of deposition from
the SE is very common in the central eastern part of the Brkini
Basin (research in progress). The turbidity currents that deliv-
ered  siliciclastic  turbidites  moved  mainly  parallel  to  the
WNW—ESE striking axis of the basin (Orehek 1991), where-
as  calciturbidites  were  delivered  from  a  carbonate  paltform
in the S—SW.

Orehek (1972) also studied the mineralogy and petrography

of the Brkini sandstones, reporting that the average content of
sandstone is about 43 % quartz, 5 % feldspar, 28 % calcite,
21  %  rock  fragments  and  3  %  micas.  As  regards  the  heavy
minerals,  Orehek  (1972)  recognized  pyrite  (16 %),  opaque
minerals (48 %), rutile (7 %), zircon (4 %), tourmaline (3 %),
and garnet (22 %).

Methodology

All the rocks sampled for this study are classified as lithic

graywackes. The main constituents are quartz and calcite; pla-
gioclases,  clay  minerals  and  dolomites  are  minor.  K-feld-
spars (microcline) and micas (muscovite, chlorite, biotite) are
very rare.

Sandstones  were  crushed  and  divided  into  different  grain

size. Heavy minerals were looked for in the 63—125 

µ

m frac-

tion  where  they  are  most  abundant  (Morton  1985a).  Succes-
sively  they  were  recognized  under  the  microscope.  Some  of
them were handpicked, mounted in epoxy resin and analysed
by electron microprobe. About 140 spinel and a few ilmenite
crystals were analysed using a Cameca SX50 electron micro-
probe (15 kV accelerating voltage, 10 nA beam current) at the
University of Tasmania (Australia). Garnet and pyroxene crys-
tals were analysed using the Cameca/Camebax electron micro-
probe (15 kV accelerating voltage, 10 nA beam current) at the
University of Padova (Italy).

X-ray diffraction data of the orthopyroxene crystal were re-

corded on an automated KUMA-KM4 (K-geometry) diffracto-
meter,  using  MoK

α

  radiation,  monochromatized  by  a  flat

graphite crystal. The h k l and h -k l reflections were collected
up to 60° of 2

θ

 with 

ω

—2

σ

 scan mode. The peak-base width

was 2.5° 2

θ

 and the counting times were variable from 20 to

40 s, as a function of peak 

σ

. The intensities were corrected for

absorption  according  to  North  et  al.  (1968).  30  reflections
were accurately centred and used for cell parameter determina-

Fig.  1.  Flysch  deposits  of  the  SE  Alps  and  Outer  Dinarides  and
sample locations (numbers).

background image

A  HEAVY  MINERAL  ASSOCIATION  IN  THE  BRKINI  FLYSCH  BASIN                                          241

tion (a = 18.3030 (7) 

×

 10

—1

 nm, b = 8.8593 (9) 

×

 10

—1

 nm and

c = 5.2108 (3) 

×

 10

—1

 nm). Structure refinement was performed

by means of SHELX-93 program (Sheldrick 1993). The struc-
ture refinement was carried out assuming fully ionized Mg vs.
Fe

2+

 both in M1 and M2 sites, Si

2.5+

 for T sites and O

1.5—

 for

the six non-equivalent oxygens (Rossi et al. 1983). Reflections
with I > 3 (

σ

I) were considered as observed and were used for

the refinement. All the atoms were treated anisotropically, and
all  the  parameters  were  varied  simultaneously  during  the
structure refinement, using the weighting scheme proposed by
the refinement program.

Results and discussion

In  this  study,  besides  the  minerals  identified  by  Orehek

(1972), as rutile (Fig. 2), zircon (Fig. 2), tourmaline, pyrite and
garnet,  new  heavy  minerals  such  as  Cr-spinel  (Fig.  3),  il-
menite,  and  one  unique  orthopyroxene  crystal  (Fig.  3)  were
recognized and analysed.

Cr-spinel

Cr-spinel is present in all the flysch basins of the SE Alps

and  Outer  Dinarides,  from  the  Claut  and  Clauzetto  basins

Fig.  3.  Above:  Cr-spinel  crystal,  SEM.  Below:  Orthopyroxene
crystal, SEM.

Fig. 2. Above: Rutile crystal, SEM. Below: Zircon crystal, SEM.

(Lenaz  et  al.  2000),  through  the  Julian  Basin  (Lenaz  et  al.
2000), and the Istrian Basin (Magdalenic 1972; Lenaz & Prin-
civalle 1996; Lenaz 2000). Among heavy minerals, normally
found  in  sediments,  Cr-spinel  is  particularly  useful  to  basin
analyses.  Unlike  silicate  heavy  minerals,  such  as  pyroxene
and olivine, it is resistant to low-grade alteration and mechani-
cal breakdown. In addition, it is a widespread accessory min-
eral in ultramafic and mafic intrusives, cumulates, rocks be-
longing  to  volcanic  suites  and  some  metamorphic  rocks.
Therefore, detrital Cr-spinel deriving from mantle peridotites
and volcanic rock types is indicative of igneous and tectonic
activity of the source areas.

In  Brkini  sandstones  Cr-spinels  are  the  most  abundant

heavy minerals and show significant compositional variations
of different parameters such as Mg/(Mg + Fe

2+

) (Mg#), Cr/(Cr

+ Al) (Cr#), FeO/Fe

2

O

3

 ratios and TiO

2

 wt. % content. These

variations suggest different sources related to mantle peridot-
ites and mantle-derived volcanic rocks. According to Lenaz et
al. (2000), Cr-spinels from the Brkini Basin were subdivided
in  two  major  groups  on  the  basis  of  their  TiO

2

  content  and

FeO/Fe

2

O

3

  ratio:  the  peridotitic  group  (TiO

2

  <  0.2  wt.  %;

FeO/Fe

2

O

3

 > 3) and the magmatic group (TiO

2

 > 0.2 wt. %;

FeO/Fe

2

O

3

 < 4).

Peridotitic  Cr-spinels  predominate  over  magmatic  ones.

Peridotitic Cr-spinels show Cr# number ranging between 30

background image

242                                                                                           LENAZ  et  al.

and  86.  These  compositions  mainly  correspond  to  Cr-spinel
from transitional type-II peridotites and in lower extent (about
5 % of spinel population) to type-I peridotites (Dick & Bullen
1984). Only a few magmatic Cr-spinels (Cr# between 35 and
69) were recognized (about 15% of spinel population).

The chemical analyses of the peridotitic (sample 30—1, 30—

61)  and  volcanic  (sample  36—55,  36—69)  Cr-spinels  having
respectively the highest and the lowest Cr# are shown in Ta-
ble 1.

Cr-spinels  are  ubiquitous  in  all  the  Late  Cretaceous—Upper

Eocene flysch basins of the SE Alps and Outer Dinarides. Lenaz
et al. (2000), studying the nearby Julian and Claut flysch basins,
recognized that peridotitic Cr-spinels with harzburgite affinity
are present (Cr# between 50 and 90). To the south, that is in the

Istrian Basin, Lenaz (2000) recognized both type-I and type-II
peridotitic spinels (Cr# between 14 and 72; type-I peridotite Cr-
spinels about 17 % of spinel population). In Fig. 4 the Brkini
peridotitic Cr-spinels are compared with those from the Julian
and Claut basins (Lenaz et al. 2000). Cr-spinels from Brkini are
rather similar to the ones from the Claut and Julian basins, but it
should be noticed that, in Brkini Basin, Cr-spinels with type-I
peridotites affinity, are also present, although they were not rec-
ognized in the Claut and Julian basins.

As regards volcanic Cr-spinels (Fig. 5; fields are from Ka-

menetsky et al. 2001) in the Julian and Claut basins, Lenaz et
al. (2000) found magmatic Cr-spinels with OIB (ocean island
basalts), BABB (back arc basin basalts) and MORB (middle
ocean  ridge  basalts)  affinities.  Differences  between  BABB
and  MORB  affinities  were  recognized  in  the  Cr-spinel  from
Julian Basin utilizing silicate melt inclusions. Unfortunately,
in Brkini Cr-spinels, melt inclusions are not present, and this
does not allow us to discriminate if they are BABB or MORB-
related. However, by analogy with Julian Basin Cr-spinels, we
suppose that Brkini Cr-spinels with low Al

2

O

3

 (15—25 wt. %)

content  are  related  to  BABB,  while  spinels  with  high  Al

2

O

3

(> 25 wt. %) are related to MORB.

Crystal-chemical studies on Cr-spinels from Brkini are cur-

rently in progress.

Ilmenite

Ilmenite  grains,  sometimes  with  apatite  inclusions,  were

recognized  only  in  the  molasse  sediments  (top  of  the  se-
quence). Ilmenite grains were found also in the Istrian Basin
(Lenaz 2000). In both basins ilmenite grains are very scarce.
Ilmenite analyses are reported in Table 2.

Pyroxene

Only one orthopyroxene crystal has been found. It was anal-

ysed by means of single crystal diffractometer in order to rec-

Fig. 5. Al

2

O

3

 vs. TiO

2

 diagram for volcanic spinels (TiO

2

 > 0.2 wt. %;

FeO/Fe

2

O

3

 < 4). Full circle: Brkini Basin spinels; open circle: Julian

Basin  spinels  (Lenaz  et  al.  2000);  open  square:  Claut  Basin  spinels
(Lenaz  et  al.  2000).  Arc,  OIB,  MORB,  BABB  fields  are  from  Ka-
menetsky et al. (2001).

Fig. 4. Cr# vs. Mg# diagram for peridotitic spinels (TiO

2

 < 0.2 wt. %;

FeO/Fe

2

O

3

 > 3). Dotted field: Brkini Basin spinels; solid line: Julian

Basin  spinels  (Lenaz  et  al.  2000);  dashed  line:  Claut  Basin  spinels
(Lenaz et al. 2000). Cr# = Cr/(Cr + Al); Mg# = Mg/(Mg + Fe

2+

).

Table  1:  Chemical  composition  and  structural  formulae  of  Cr-
spinels. Fe

2

O

3

 calculated on the basis of spinel stoichiometry. Cr#

= Cr/(Cr + Al); Mg# = Mg/(Mg + Fe

2+

).

Cr - SPINELS

Peridotitic

Volcanic

Sample

30-1

30-61

36-55

36-69

TiO

2

0.04

0.09

0.44

0.38

Al

2

O

3

6.66

41.32

13.87

37.38

Cr

2

O

3

62.72

26.57

45.35

29.82

Fe

2

O

3

1.87

1.61

8.65

3.84

FeO

20.33

13.79

24.42

12.55

MnO

0.19

0.07

0.29

0.12

MgO

8.26

16.09

6.27

16.93

Total

100.07

99.54

99.29

101.02

Numbers of cations on the basis of 4 oxygens

Ti

0.001

0.002

0.011

0.008

Al

0.266

1.371

0.551

1.239

Cr

1.685

0.591

1.208

0.664

Fe

3+

0.048

0.034

0.219

0.081

Fe

2+

0.577

0.325

0.688

0.295

Mn

0.005

0.002

0.008

0.003

Mg

0.418

0.675

0.315

0.710

Total

3.000

3.000

3.000

3.000

Cr#

86.3

30.1

68.7

34.8

Mg#

40.1

65.3

25.8

65.3

background image

A  HEAVY  MINERAL  ASSOCIATION  IN  THE  BRKINI  FLYSCH  BASIN                                          243

ognize  the  cell  parameter  (a  =  18.3030  (7) 

×

  10

—1

 nm,  b  =

8.8593 (9) 

×

 10

—1

 nm and c = 5.2108 (3) 

×

 10

—1

 nm) and the

structure. Successively the same crystal was studied by means
of electron microprobe and its chemistry was determined. Its
formula is about En

85

Fs

11

Wo

4

. Chemical and some structural

data are reported in Table 3. Bertolo & Nimis (1993) distin-
guished volcanic, granulitic and high-pressure orthopyroxene
on  the  basis  of  their  structural  data,  but  the  pyroxene  of  our
study  does  not  plot  in  any  of  the  fields  recognized  by  them,
therefore,  it  is  not  possible  to  clearly  recognize  its  genesis.
New occurrences of orthopyroxenes and new crystal chemical
studies will yield probably to a better definition of the source.
However, this is the first occurrence of orthopyroxene in the
Brkini Basin and, to our knowledge, in all the basins from the
SE Alps and Outer Dinarides.

Garnet

Garnets were recognized by Orehek (1972), but no chemical

analyses were given in his paper. In this study, garnets were
recognized in the whole sequence but, at present, only a few
garnets  from  the  molasse  samples  were  analysed.  Variable
chemistry occurs and the analyses are reported in Table 4. De-
trital garnets analysed in this study are almandine-rich (40—75
mol %), the spessartine component ranges between 0 and 16
mol %, and the pyrope content is particularly high in one grain
(30 mol %). The pyrope-rich garnet is very similar to the gar-
nets  from  amphibolites  associated  with  the  Dinaride  ultra-
mafics (Pamic et al. 1973) so that such a kind of source can
be postulated. As regards the other garnets it is not possible
to define a precise source. Some garnets are similar to those
found  in  the  Julian  Basin  while  others  are  similar  to  those
found  in  the  Istrian  Basin  (Lenaz  2000)  but  more  analyses
are necessary.

Conclusions

The study of heavy minerals is important in reconstructing

the  history  of  a  sedimentary  basin.  The  occurrence  of  some
types of heavy minerals is of particular interest, as they are re-
lated to well defined tectonic settings. In the case of the Brkini
Basin new minerals, with respect to published data, have been
identified and analysed, allowing a better knowledge of heavy
mineral assemblages and tectonic evolution of source and dep-
ositional areas.

In  the  Brkini  Basin,  Cr-spinels  with  type-II  peridotite  and

minor type-I affinities are present. A few volcanic Cr-spinels
are also found. Ophiolites and mafic complexes occur widely
in  the  Internal  and  Outer  Dinarides  of  former  Yugoslavia.

Table 2: Chemical composition and structural formulae of ilmeni-
tesFe

2

O

3

 calculated on the basis of ilmenites stoichiometry.

ILMENITES

Sample

36-5

36-4

36-24

36-19

TiO

2

49.92

49.66

49.51

48.96

Al

2

O

3

0.05

0.05

0.08

0.03

Cr

2

O

3

0.00

0.01

0.00

0.00

Fe

2

O

3

5.80

6.16

5.95

6.79

FeO

43.20

42.90

42.57

42.35

MnO

0.55

0.47

0.59

0.55

MgO

0.64

0.72

0.76

0.63

Total

100.16

99.97

99.46

99.31

Number of cations based on the basis of 3 oxygens

Ti

0.944

0.941

0.942

0.934

Al

0.001

0.001

0.002

0.001

Cr

0.000

0.000

0.000

0.000

Fe

3+

0.110

0.117

0.113

0.130

Fe

2+

0.909

0.904

0.901

0.899

Mn

0.012

0.010

0.013

0.012

Mg

0.024

0.027

0.029

0.024

Total

2.000

2.000

2.000

2.000

Table 3: Chemical composition and structural data of BK30 orthopyroxene.

Chemical analyses

Numbers of cations on the basis

of 6 oxygens

Structural parameters

SiO

2

55.08

(0.19)

T site

Si

1.9550

a

0

 (nm 

× 10)

18.3030

(7)

TiO

2

0.13

(0.04)

Al

IV

0.0450

b

0

 (nm 

× 10)

8.8593

(9)

Al

2

O

3

1.25

(0.12)

Σ

2.0000

c

0

 (nm 

× 10)

5.2108

(3)

Cr

2

O

3

0.23

(0.04)

FeO*

10.73

(0.19)

M1 site

Al

VI

0.0056

MgO

29.79

(0.23)

Fe

3+

0.0273

Rsym

2.71

MnO

0.25

(0.07)

Ti

0.0030

N obs. refl.> 3 

σ

884

CaO

2.53

(0.11)

Cr

0.0060

R1

2.33

Na

2

O

0.01

(0.01)

Mg

0.9339

wR2

5.86

Total

100.00

Fe

2+

0.0236

GooF

1.255

FeO

9.40

Mn

0.0006

Fe

2

O

3

1.48

Σ

1.0000

Total

100.15

< M1 - O > (nm 

× 10)

2.081

(6)

Wo

4.93

M2 site

Ca

0.0952

V M1 (nm 

× 1000)

11.884

(8)

En

80.78

Na

0.0000

< M2 - O > (nm 

× 10)

2.189

(6)

Fs

14.29

Mg

0.6394

V M2 (nm 

× 1000)

12.954

(9)

Fe

2+

0.2592

< TA - O > (nm 

× 10)

1.628

(5)

Mn

0.0062

V TA(nm 

× 1000)

2.188

(4)

Σ

1.0000

< TB - O > (nm 

× 10)

1.641

(5)

V TB (nm 

× 1000)

2.254

(4)

background image

244                                                                                           LENAZ  et  al.

Lherzolitic peridotites (type-I peridotites) are mainly exposed
in  the  Outer  Dinarides  (Karamata  et  al.  1980),  whereas
harzburgites, dunites, gabbroid (type-II peridotites) and volca-
nic rocks are present in the Internal Dinarides (Karamata et
al. 1980).

As regards the nearby Claut and Julian Basin, Lenaz et al.

(2000)  suggested  that  the  source  area  of  the  type-II  spinel
should be located in the Internal Dinarides where harzburgite
rocks outcrop. We suggest that the Brkini Basin was supplied
from both the Internal and Outer Dinarides. This implies that
by Lower-Middle Eocene, not only the Internal, but also the
Outer Dinarides had been eroded and that their material was
supplied to the Brkini flysch.

Ilmenites are present only in the molasse rocks at the top of

the sequence (Lutetian and/or post-Lutetian; Tunis & Venturi-
ni 1996) and in the Istrian Basin (Middle—Upper Eocene) sug-
gesting that an ilmenite-bearing source rock had been eroded
at least by Lutetian times. It is not possible to define its source
even if it possible that its supplies are from the Dinarides.

For the first time, pyroxene has been recognized in the SE

Alps and Outer Dinarides flysch basins. Neither chemistry nor
structural  studies  permits  us  to  attribute  it  to  a  specific  rock
source;  new  occurrences  and  the  related  structural  studies
could  probably  yield  in  the  future  a  better  definition  of  the
source rocks.

The  garnets  are  similar  to  those  found  in  the  Julian  Basin

and to those in the Istrian Basin (Lenaz 2000). A pyrope-rich
garnet can be associated with garnets from amphibolites relat-
ed to Dinarides ultramafics. Other garnets cannot be related to
a precise source rock.

Similarities  have  been  recognized  to  the  minerals  of  both

Julian  and  Istrian  basins  (e.g.  garnets)  so  that  supplies  from

both the NW areas and the SE ones are present, confirming the
paleocurrent data obtained by Tunis & Venturini (1996) and by
Orehek (1972; 1991).

Acknowledgments:  DL  gratefully  acknowledges  Dr.  V.  S.
Kamenetsky and Mr. R. Carampin for assistance in microanal-
yses at the University of Tasmania (Hobart, Australia) and Pa-
dova  (Italy),  respectively,  Dr.  E.  Cigna  for  help  in  sampling
and Mr. L. Furlan for technical assistance. Prof. I. Rojkovič,
Dr. I. Broska and Prof. R. Kryza are acknowledged for their
helpful comments. The financial support of the MURST grant
(Crystal chemistry of mineral species: use of advanced tech-
niques for a modern systematic; Cristallochimica delle specie
minerali: uso di tecniche avanzate per una moderna sistemati-
ca; COFIN ’99; F. Princivalle) is also acknowledged. The Ital-
ian  C.N.R.  financed  the  installation  and  maintenance  of  the
microprobe laboratory at the University of Padova (Italy).

References

Acquafredda P., Fornelli A., Piccarreta G. & Summa V. 1997: Prov-

enance  and  tectonic  implications  of  heavy  minerals  in
Pliocene-Pleistocene  siliciclastic  sediments  of  the  Southern
Apennines, Italy. Sed. Geol. 113, 149—159.

Arai  S.  &  Okada  H.  1991:  Petrology  of  serpentine  sandstone  as  a

key to a tectonic development of serpentine belts. Tectonophys-
ics
 195, 65—81.

Bertolo S. & Nimis P. 1993: Crystal chemical and structural varia-

tions  in  orthopyroxenes  from  different  petrogenetic  environ-
ments. Eur. J. Mineral. 5, 707—719.

Bonazzi A., Catani G. & Tunis G. 1996: Clay mineral assemblages

of the eastern Southern Alps flysch units (NE Italy, SW Slove-

Table 4: Chemical composition and structural formulae of garnets. Fe

2

O

3

 calculated on the basis of garnet stoichiometry.

GARNETS

Sample

NV-a

NV-b

NV-c

NV-d

NV-e

NV-f

SiO

2

36.77

38.72

37.22

37.54

36.37

37.52

Al

2

O

3

20.59

21.52

20.84

20.79

20.60

20.92

Cr

2

O

3

0.01

0.02

0.02

0.05

0.02

0.01

MgO

2.33

8.10

4.51

1.82

2.27

4.62

FeO

30.65

17.73

33.35

29.09

32.93

31.11

Fe

2

O

3

1.13

2.88

1.37

0.70

1.72

0.84

TiO

2

0.01

0.09

0.00

0.08

0.02

0.01

MnO

7.00

0.58

1.84

0.66

5.42

3.42

CaO

1.62

10.63

0.97

9.33

0.81

1.61

Total

100.11

100.25

100.11

100.06

100.16

100.06

Numbers of ions on the basis of 12 oxygens

Si

2.982

2.948

2.977

2.995

2.959

2.990

Al

1.967

1.930

1.964

1.955

1.974

1.966

Cr

0.001

0.001

0.001

0.003

0.001

0.001

Mg

0.282

0.919

0.538

0.216

0.275

0.549

Fe

2+

2.078

1.128

2.230

1.941

2.241

2.074

Fe

3+

0.069

0.164

0.082

0.042

0.105

0.051

Ti

0.001

0.005

0.000

0.005

0.001

0.001

Mn

0.481

0.037

0.125

0.045

0.373

0.231

Ca

0.141

0.867

0.083

0.798

0.071

0.138

Total

8.000

8.000

8.000

8.000

8.000

8.000

Pyrope

9.44

31.13

18.06

7.22

7.57

18.35

Almandine

70.49

40.28

75.95

64.71

77.02

69.68

Spessartine

16.12

-

3.30

1.48

12.62

7.72

Andradite

2.29

5.26

2.61

2.09

2.32

2.00

Grossulare

1.59

23.00

-

24.10

-

2.18

Uvarovite

0.03

0.06

0.06

0.16

-

0.03

Schorlomite

0.03

0.26

0.01

0.24

0.06

0.03

background image

A  HEAVY  MINERAL  ASSOCIATION  IN  THE  BRKINI  FLYSCH  BASIN                                          245

nia, W Croatia). Mem. Soc. Geol. Ital. 51, 929—947 (in Italian).

Bonazzi  A.  &  Tunis  G.  1990:  Mineralogical  characteristics  of  the

clayey fraction of the pelites, following the stratigraphy of the
Cretaceous-Tertiary clastic units and formations of eastern Fri-
uli  and  Western  Slovenia  (Jugoslavia).  Atti  Tic.  Sci.  Terra  33,
199—234 (in Italian).

Cookenboo H.O., Bustin R.M. & Wilks K.R. 1997: Detrital chromi-

an  spinel  compositions  used  to  reconstruct  the  tectonic  setting
of  provenance:  implications  for  orogeny  in  the  Canadian  Cor-
dillera. J. Sed. Petrology 67, 116—123.

Dick H.J.B. & Bullen T. 1984. Chromian spinel as a petrogenetic in-

dicator  in  abyssal  and  alpine-type  peridotites  and  spatially  as-
sociated lavas. Contr. Mineral. Petrology 86, 54—76.

Di  Giulio  A.,  Tribuzio  R.,  Ceriani  A.  &  Riccardi  M.P.  1999:  Inte-

grated  analyses  constraining  the  provenance  of  sandstones,  a
case  study:  the  Section  Peak  Formation  (Beacon  Supergroup,
Antarctica). Sed. Geol. 124, 169—184.

Ernst  W.G.  &  Shirahata  K.  1996:  Reconnaissance  feasibility  study

of  heavy  mineral  suites  in  the  fine-grained  matrix  of  several
lithostratigraphic  terranes,  southern  New  Zealand.  Int.  Geol.
Rev.
 38, 1086—1097.

Faupl P., Pavlopoulos A. & Migiros G. 1998: On the provenance of

flysch  deposits  in  the  External  Hellenides  of  mainland  Greece:
results from heavy mineral studies. Geol. Mag. 135, 3, 421—442.

Kamenetsky  V.,  Crawford  A.J.  &  Meffre  S.  2001:  Factors  control-

ling chemistry of magmatic spinel: an empirical study of asso-
ciated  olivine,  Cr-spinel  and  melt  inclusions  from  primitive
rocks. J. Petrology 42, 655—671.

Karamata S., Majer V. & Pamic J. 1980: Ophiolites of Yugoslavia.

Ofioliti 105—125.

Khan  M.R.,  Pavlovec  R.  &  Pavšic  J.  1975:  Eocene  microfossils

from Podgrad. Geologija (Ljubljana) 18, 9—60.

Krawinkel  H.,  Wozazek  S.,  Krawinkel  J.  &  Hellmann  W.  1999:

Heavy-mineral  analysis  and  clinopyroxene  geochemistry  ap-
plied to provenance analysis of lithic sandstones from the Azu-
ero-Sonà Complex (NW Panama). Sed. Geol. 124, 149—168.

Kuščer D., Grad K., Nosan A. & Ogorelec B. 1974: Geology of the

Soca  Valley  between  Bovec  and  Kobarid.  Geologija  (Ljublja-
na)
 17, 425—476 (in Slovenian).

Lenaz  D.  2000:  Mineralogy  of  Cretaceous-Tertiary  flysch  from

South-eastern  Alps  and  Outer  Dinarides  with  particular  atten-
tion  to  Cr-spinel:  Geodynamical  implications.  PhD  Disserta-
tion
, Trieste University, 1—165 (in Italian).

Lenaz  D.,  Kamenetsky  V.S.,  Crawford  A.J.  &  Princivalle  F.  2000:

Melt  inclusions  in  detrital  spinels  from  SE  Alps  (Italy-Slove-
nia): A new approach to provenance studies of sedimentary ba-
sins. Contr. Mineral. Petrology 139, 6, 748—758.

Lenaz  D.  &  Princivalle  F.  1996:  Crystal-chemistry  of  detrital

chromites in sandstones from Trieste (NE Italy). Neu. Jb. Min-
eral. Abh. Mh
. 429—434.

Magdalenic  Z.  1972:  Sedimentology  of  Central  Istra  Flysch  depos-

its. Acta Geol. Zagreb 7, 2, 71—100 (in Croatian).

Morton  A.C.  1985a:  Heavy  minerals  in  provenance  studies.  In:

G.G.  Zuffa  (Ed.):  Provenance  of  arenites.    NATO-ASI  Ser.
148, 249—277.

Morton  A.C.  1985b:  A  new  approach  to  provenance  studies:  elec-

tron microprobe analysis of detrital garnets from Middle Juras-
sic  sandstones  of  the  northern  North  Sea.  Sedimentology  32,

553—566.

North A.C.T., Phillips D.C. & Scott-Mattews F. 1968: A semi-em-

pirical method of absorption correction. Acta Crystallogr. A24,
351—352.

Orehek S. 1972: The Eocene flysch of Pivška kotlina and Brkini. 7.

Kongres Geolog. SFRJ, Predavanija 252—270 (in Slovenian).

Orehek S. 1991: Palaeotransport of SW Slovenian Fysch. Field Trip

Guidebook.  IGCP  Project  286  –  Early  Paleoegene  Benthos,
2

nd

 Meeting Postojna, 27—31.

Pamic J., Scavnicar S. & Medijmorec S. 1973: Mineral assemblag-

es  of  amphibolites  associated  with  alpine-type  ultramafics  in
the  Dinaride  Ophiolite  Zone  (Yugoslavia).  J.  Petrology  14,
133—157.

Pavlovec R. 1963: Die stratigraphisce entwicklung des alteren Pa-

leogens  im  sudwestlichen  teil  Sloweniens.  Raz.  SAZU,  7,
257—260.

Pavlovec R., Knez M., Drobne K. & Pavšic J. 1991: Profiles: Koša-

na, Sv. Trojica and Leskovec; the disintegration of the carbon-
ate platform. Field Trip Guidebook.IGCP Project 286 – Early
Paleoegene Benthos, 2

nd

 Meeting Postojna, 69—72.

Piccoli  G.  &  Proto  Decima  F.  1969:  Ricerche  biostratigrafiche  sui

depositi flyschoidi della regione adriatica settentrionale ed ori-
entale. Mem. Ist. Geol. Miner. Univ. Padova 27, 1˛21.

Pober E. & Faupl P. 1988: The chemistry of detrital spinels and its

implications for the geodynamic evolution of the Eastern Alps.
Geol. Rdsch. 77, 641—670.

Rossi  G.,  Smith  D.C.,  Ungaretti  L.  &  Domeneghetti  M.C.  1983:

Crystal-chemistry  and  cation  ordering  in  the  system  diopside-
jadeite: a detailed study by crystal structure refinement. Contr.
Mineral. Petrology 
83, 247—258.

Schweigl J. & Neubauer F. 1996: New structural, sedimentological

and  geochemical  data  on  the  Cretaceous  geodynamics  of  the
central  Northern  Calcareous  Alps  (Eastern  Alps).  Zbl.  Geol.
Paläont.
 Teil I H3/4, 329—343.

Sciunnach D. & Garzanti E. 1997: Detrital chromian spinels record

tectono-magmatic evolution from Carboniferous rifting to Per-
mian  spreading  in  Neotethys  (India,  Nepal  and  Tibet).  Ofioliti
2, 1, 101—110.

Sheldrick G.M. 1993: SHELX-93. Program for crystal structure re-

finement. University of Gottingen, Germany.

Sikic D. & Plenicar M. 1975: Tumač za list Ilirska Bistrica. Osnov-

na geološka karta 1:100000, Beograd.

Tunis  G.  &  Venturini  S.  1996:  L’Eocene  delle  Prealpi  Carniche,

dell’altipiano  di  Brkini  e  dell’Istria:  precisazioni  biostrati-
grafiche e paleoambientali. Natura Nascosta 13, 40—49.

Von Eynatten H. & Gaupp R. 1999: Provenance of Cretaceous syno-

rogenic  sandstones  in  the  Eastern  Alps:  constraints  from
framework  petrography,  heavy  mineral  analysis  and  mineral
chemistry. Sed. Geol. 124, 81—111.

Wildi W. 1985: Heavy mineral distribution and dispersal pattern in

penninic  and  ligurian  flysch  basins  (Alps,  northern  Apen-
nines). G. Geol., Ser. 3 47, 1—2, 77—99.

Winkler W. & Ślązka A. 1992: Sediment dispersal and provenance

in  the  Silesian,  Dukla  and  Magura  flysch  nappes  (Outer  Car-
pathians, Poland). Geol. Rdsch. 81/2, 371—382.

Winkler W. & Ślązka A. 1994: A Late Cretaceous to Paleogene geo-

dynamic  model  for  the  Western  Carpathians  in  Poland.  Geol.
Carpathica
 45, 2, 71—82.