OROGENIC GRANITOIDS IN THE BASEMENT OF THE WESTERN CARPATHIANS                                163

GEOLOGICA CARPATHICA, 54, 3, BRATISLAVA, JUNE 2003

163–174

EARLY- vs. LATE OROGENIC GRANITOIDS RELATIONSHIPS

IN THE VARISCAN BASEMENT OF THE WESTERN CARPATHIANS

MARIÁN PUTIŠ

1

,

 

ALEXANDER B. KOTOV

2

, IGOR PETRÍK

3

, SERGEI P. KORIKOVSKY

4

,

JÁN MADARÁS

5

, EKATHERINA B. SALNIKOVA

2

, SONYA Z. YAKOVLEVA

2

,

NATALYA G. BEREZHNAYA

2

, YULIA V. PLOTKINA

2

, VICTOR P. KOVACH

2

,

BRANISLAV LUPTÁK

3

 and MICHAL MAJDÁN

1

1

Comenius University, Faculty of Natural Sciences, Department of Mineralogy and Petrology, Mlynská dolina, 842 15 Bratislava,

Slovak Republic;  putis@fns.uniba.sk

2

Russian Academy of Sciences, Institute of Precambrian Geology and Geochronology, Makarov emb. 2, 199034 St. Petersburg,

Russian Federation;  kotov@ad.iggp.ras.spb.ru

3

Geological Institute, Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, P.O.Box 106, 840 05 Bratislava 45, Slovak Republic;

geolpetr@savba.sk; geolblup@savba.sk

4

Russian Academy of Sciences, Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Staromonetny per. 35,

109017 Moscow, Russian Federation;  korik@igem.ru

5

Geological Survey of Slovak Republic, Mlynská dolina 1, 817 04 Bratislava, Slovak Republic;  madaras@gssr.sk

(Manuscript received March 19, 2002; accepted in revised form December 12, 2002)

Abstract: The Variscan high-grade crystalline basement of the Western Carpathians contains granitic to granodioritic

bodies transformed to various degrees into orthogneisses. The orthogneisses resemble the structures of the host regional-

metamorphic rocks, indicating their syn-collisional evolution, predating the intrusion of the granitoids around 360–

340 Ma. The Nízke Tatry Mountains orthogneiss, dated at ~381 Ma (NTJ-1 sample), emplaced during early partial

melting stage deformation regime. Syn-tectonic magmatic flow and emplacement is suggested by the relics of magmatic

foliations and lineations. Post-intrusion evolution comprises metamorphic/ductile medium-temperature fabrics of quartz,

feldspars and micas, as well as metamorphic garnet growth. The granite-tonalite plutons emplaced between ~353 Ma

(Malá Fatra Mountains) and ~343 Ma (Nízke Tatry Mountains, DUM-1 sample) during transtensive (?) deformation of

the host metamorphic complex, show distinct magmatic fabric anisotropy, especially in their marginal parts, coeval with

ductile fabrics of the orthogneisses. Petrologically the orthogneisses point to S-type granite or granodiorite, while the

tonalites of large granitoid plutons seem to be of igneous I-type origin.

Key words:  Variscan, Western Carpathians, U-Pb zircon age, orthogneiss, granitoid,  microfabric.

Introduction

Temporal and spatial links between granite emplacement and

active deformation sites wthin crustal-scale shear zones, have

been demonstrated by many authors (e.g., Guineberteau et al.

1987;  Paterson  et  al.  1989;  Paterson  &  Tobisch  1992;

D’Lemos et al. 1992, 1997; Miller & Paterson 1994; Bouchez

&  Gleizes  1995;  Gleizes  et  al.  1997;  Schofield  &  D’Lemos

1998; Brown & Solar 1998; Yenes et al. 1999). These authors

found that syn-tectonic granites often record a whole range of

thermal conditions during straining, from magmatic flow with

primary magmatic crystallization texture (Bouchez et al. 1981;

Bryon et al. 1994; Yenes et al. 1999), sub-magmatic or “sub-

solidus”  flow,  where  enough  melt  remains  allowing  limited

crystal-plastic  slip  (Bouchez  et  al.  1992;  Miller  &  Paterson

1994), to solidus deformations where crystal plastic deforma-

tion dominates (Gapais 1989; Paterson et al. 1989).

Orthogneisses  from  the  supracrustal  Jarabá  Complex

(Mahe¾ et al. 1968) of the Tatric basement (Central Western

Carpathians, Figs. 1, 2) yield U-Pb zircon ages spanning from

~410  to  380 Ma.  They  include  K-feldspar  and  plagioclase-

bearing  orthogneisses  from  the  northern  Tribeè  Mountains

(~410 Ma;  Krist  et  al.  1992),  Nízke Tatry  Mountains

(~390 Ma; Adamija et al. 1992) and from the Western Tatra

Mountains  (~405 Ma;  Poller  et  al.  2000).  Trondhjemitic  or-

thogneisses  from  the  leptynite-amphibolite  complex  (LAC;

Hovorka  &  Méres  1993)  (Fig. 2)  of  the  Veporic  basement

(Central  Western  Carpathians)  yield  U-Pb  zircon  ages  ~500

and ~350 Ma (the upper- and lower-intercepts of the discordia

with the concordia; Putiš et al. 2001). The oldest meta-mag-

matics  so  far  dated  in  the  Western  Carpathians  include  the

Muráò granitic orthogneisses (~500 Ma upper intercept; Putiš

et al. in prep.) and metagranitoids (474±14 Ma) from the north

Veporic Unit dated by monazite chemical dating (Janák et al.

2002), both indicating a Late Cambrian–Ordovician magmatic

event. They contrast with some dioritic orthogneisses, dated at

~346 Ma, which are interpreted as a remelting product of the

LAC (Putiš et al. 1996, 1997, 2001; Filová et al. 2002). The

main phase of (meso-Variscan) granitoid plutonism of the Tat-

ric  basement  occurred  at  ~360–340 Ma  (Petrík  et  al.  1994;

Petrík & Kohút 1997).

In this paper, we present structural data from orthogneisses

of the Tatric crystalline basement in the area of the Nízke Ta-

try  and  Malá  Fatra  Mountains  (Figs. 1,  2),  in  relation  to  a

large-scale thrust-fault system (Fig. 2), which affects stacked

Variscan  basement  nappes  (Putiš  1992,  1994).  Our  micro-

fabric study examines whether an interaction exists between

the  gneissified  granites  to  granodiorites  (orthogneisses)  and

host regional-metamorphic rocks, as well as the emplacement

of the younger plutonic granitoids.

164                                                                                              PUTIŠ et al.

Structural setting and microfabrics

of the orthogneisses and the granitoids

The Variscan high-grade crystalline basement outcrops in

the  mid-Cretaceous  Tatric  and  Veporic  Units  (Fig. 1).  The

whole series includes, in addition to the basement and its Up-

per Carboniferous to mid-Cretaceous sedimentary cover, Me-

sozoic nappes and Paleogene sediments. These form the so-

called  core-mountains  in  the  Tatric  Zone,  which  represent

Neogene–Miocene  mega-horsts  separated  by  graben  sedi-

ments (Plašienka et al. 1997).

The Upper Variscan Tatra Nappe, a high-grade supracrustal

metamorphic complex, is made of paragneisses, migmatites,

amphibolites of the supra-crustal Jarabá Complex and grani-

Fig. 2. Tectonic sketch-profile (from the Malá Fatra to Slovenské rudohorie Mts, see Fig. 1) of the Variscan structure of the Western Car-

pathians basement complexes, with location of dated orthogneiss (NTJ-1) and tonalite (DUM-1) samples. Geographical location of dated

samples: NTJ-1 orthogneiss — taken from large outcrop in the Jasenie Valley, Struhár area, about 30 m east of the small dam; DUM-1 to-

nalite — taken from large outcrop along the main road above the Nižná Boca village, north of the Èertovica pass.

Fig. 1. Sketch-map of distribution of the Variscan West-Carpathian granitoid complexes. The study areas are indicated by frames.

OROGENIC GRANITOIDS IN THE BASEMENT OF THE WESTERN CARPATHIANS                                165

toid plutons. Its lower-crustal sole is predominantly composed

of  metamafic  rocks:  amphibolites,  inferred  as  retrograde

eclogites (Janák et al. 1996), serpentinites and metagabbros of

the  LAC.  This  nappe  overlies  a  medium-grade  supracrustal

complex  (Fig. 2)  devoid  of  granitoids  and  made  of  mic-

aschists, gneisses and sporadic amphibolites, called the Mid-

dle Variscan Hron Nappe (Putiš 1992; Plašienka et al. 1997 —

Fig. 6).

The Nízke Tatry orthogneiss

The  K-feldspar  orthogneiss  (Koutek  1931;  Zoubek  1951;

Biely et al. 1992; Adamija et al. 1992; Putiš & Madarás 1993;

Petrík et al. 1998; Madarás et al. 1999 — Fig. 1) forms several

kilometres  long  and  hundreds  of  metres  wide  lense-shaped

bodies  enclosed  within  the  paragneiss-migmatites  near  the

base of the Jarabá structural complex.

The orthogneisses are proto- to ultramylonitic (Fig. 3a). The

protomylonitic  type  shows  locally  well  preserved  magmatic

fabrics  which  are  defined  by  oriented  magmatic  minerals

(feldspars, micas) forming domains almost free from a ductile

overprint (Fig. 3b). Originally, the rock was a synkinematic

porphyric  granite  or  granodiorite  showing  aligned  prismatic

K-feldspars and plagioclase crystals, surrounded by oriented

muscovite and biotite flaky crystals, giving evidence of syn-

tectonic magmatic flow (e.g., Tullis & Yund 1985; Gapais &

Barbarin 1986; Aranguren & Tubía 1992) acquired at hyper-

solidus  to  solidus  temperatures  (~700–600 °C).  In  other  do-

mains, larger quartz crystals are weakly elongate, parallel-to-

foliation  ribbons  formed  during  a  subsolidus  deformation

coeval with the high-T deformation below granite solidus. The

remaining quartz grains keep their interstitial location. At such

subsolidus  temperatures,  around  600 °C,  abundant  strain-in-

duced myrmekites (Simpson 1985) are developed parallel to

the foliation along the K-feldspars megacrysts (Fig. 3b). Large

plastically  strained  domains  have  macroscopically  recogniz-

able 

σ

-  and 

δ

-type  rotated  feldspar  porphyroclasts  enclosed

within dynamically recrystallized quartz-feldspar-mica mylo-

nitic  matrix,  where  asymmetric  mica-fish  result  from  basal-

slip  in  biotite  (Fig.  3c).  Such  microstructures  may  have

formed  at  temperatures  of  600–450 °C.  Ductile  flow  at  still

lower temperatures (~300 °C) is marked by dynamic recrystal-

lization of quartz ribbons into polygonal aggregates of equant

grains (Fig. 3d). U-stage textural measurements of quartz in

the ribbons suggest dominant prism <a> and basal <a> slips

(Fig. 6a–d).

Fig. 3. Meso- and microfabrics of the Nízke Tatry orthogneiss (Jasenie valley-type, NTJ-1). a — typical augen-banded structure: 3 cm large

K-feldspar porphyroclast with tails of plastically deformed and dynamically recrystallized margins within bands of stretched or dynamically

recrystallized feldspar grains; b — parallel oriented growth of feldspars with subsolidus formation of strain myrmekite along the K-feldspar

margins; c — biotite mica-fish undergoing slip along cleavage; d — low-temperature dynamic rotation recrystallization of quartz among un-

dulose strained feldspar porphyroclasts. Scale bar: 1 cm (a), 0.5 mm (b–d).

166                                                                                              PUTIŠ et al.

Because  the  magmatic  foliations  and  lineations  are  ob-

served to be parallel to the late-metamorphic planar and linear

fabrics  (Fig.  7a–d)  the  deformation  history  recorded  by  the

magmatic rocks is considered to be similar to that recorded by

the host metamorphic rocks. Shape asymmetries around por-

phyroclasts  point  to  a  top-to-the-SE  ductile  thrusting  of  the

meso-Variscan  Upper  Tatra  Nappe  over  the  Middle  Hron

Nappe, in present-day geographical coordinates.

The Malá Fatra orthogneiss

Orthogneisses in the Malá Fatra Mts (Figs. 4, 5a) were men-

tioned  by  Kamenický  &  Macek  (1984)  and  Lupták  (1996).

They represent tens of metres thick, steeply inclined and kilo-

meter-long  lenses  within  the  gneiss-migmatite-amphibolite

metamorphic complex.

The  highest-temperature  subsolidus  deformation  features

include narrow stripes of exsolved perthite followed by mi-

croclinization forming wide hatches organized into deforma-

tion bands, and twinned plagioclase crystals (Fig. 6g–h) due

to plastic-slip (Jensen & Starkey 1985; Ji & Mainprice 1990).

Large plastic deformation at high-temperature (>500 °C) pro-

duced quartz layers (Wilson 1975; Culshaw & Fyson 1984)

that are mechanically separated from feldspar layers (Fig. 5b).

These monomineralic ribbons probably formed by a dynamic

migration recrystallization (Hirth & Tullis 1992). Their lattice

fabric  (Fig. 6e–f),  measured  using  the  U-stage,  however

shows a distinct (Y) maximum of c-axes, indicating that the

prism  <a>  slip  occurred  (Hobbs  1981;  Takeshita  &  Wenk

1988).  Newly  formed  internal  sub-ribbons,  parallel  to  older

ones, seem to result from dislocation flow and recovery pro-

cess. A few ribbons, showing basal subboundaries indicative

of  a  prism  <c>  slip,  may  have  formed  at  higher  subsolidus

temperatures  (~600 °C)  (Blumenfeld  et  al.  1986;  Gapais  &

Barbarin 1986; Mainprice et al. 1986).

The  feldspar  layers  consist  of  dynamically  recrystallized

equant plagioclase and K-feldspar grains with slightly arcuate

to  straight  boundaries  meeting  at  ~120°  triple  junctions

(Fig. 5c), suggesting a late kinematic annealing. Some lobate

or  sutured  grain  boundaries  may  indicate  that  the  strain-in-

duced grain boundary bulging, followed by subgrain rotation,

has  not  been  completely  annealed.  The  presence  of  plagio-

clases either recrystallized at their periphery, or entirely dy-

namically recrystallized (Fig. 5b), suggests that a dislocation

creep was an active deformation mechanism (Tullis & Yund

1985; Hacker & Christie 1990), and that subgrain rotation was

a principal recrystallization process (Poirier & Guillopé 1978;

Jensen & Starkey 1985; Ji & Mainprice 1990; Trimby et al.

1998).  That  the  dynamic  recrystallization  (Urai  et  al.  1986;

Drury & Urai 1990) took place at a high temperature is also

documented by the higher albite content of the newly-formed

K-feldspars  (ca.  5–8 %)  and  by  the  growth  of  new  garnet

grains. Many of the plagioclase grains have their twins sub-

parallel to the foliation plane. The (010) or (001) twins were

measured with the U-stage, including small recrystallized pla-

gioclase grains that originated by the dynamic recrystalliza-

tion  of  original  plagioclases  in  the  mylonitic  bands.  Their

N

Y(

β

)

 (Fig. 6g) and N

Z(

γ

)

 (Fig. 6h) optical directions point to a

Fig. 4. Geological map of southern part of the Lúèanská Malá Fatra Mts (Rakús et al. 1988, modified by the authors). 1 — Quaternary and Neo-

gene sediments; 2 — Mesozoic cover and nappe complexes; 3 — granodiorite to tonalite; 4 — pegmatite and aplite veins; 5 — lamprophyres; 6,

7 — amphibolite; 8 — orthogneiss; 9, 10 — paragneiss to migmatite; 11 — primary geological boundary; 12 — fault: observed; assumed;

13 — thrust plane of Mesozoic nappes; 14 — Alpine blastomylonites at the base of allochthonous crystalline complex; 15 — thrust plane of

crystalline complex.

OROGENIC GRANITOIDS IN THE BASEMENT OF THE WESTERN CARPATHIANS                                167

slip  on  {010}  planes  close  to  the  foliation,  in  the  direction

N

Y(

β

)

  =  [001]  subparallel  to  the  lineation.  This  slip  system

also  characterizes  high-grade  mylonites  (Olsen  &  Kohlstedt

1985;  Egydio-Silva  &  Mainprice  1999).  The  porphyroclasts

of K-feldspars and plagioclases in this mylonitized granitoid

were rotated during their dynamic recrystallization. New re-

crystallized grains, formed at the periphery of the porphyro-

clasts,  constitute

σ

-  or 

δ

-type  features  tailing  the  porphyro-

clasts and pointing to a top-to-the-NW sense of shear. In host

gneiss-migmatite rocks, characterized by a sillimanite linea-

tion (Fig. 6j), similar microstructures and senses of shear are

also observed, for example, asymmetric biotite-enriched pres-

sure shadows tailing garnets and plagioclase porphyroblasts,

asymmetric girdle patterns of biotite (Fig. 6i), and quartz (Fig.

6k) c-axes. The metamorphic, mylonitic and magmatic folia-

tions (Fig. 7e–g), showing parallelism, reflect a complex evo-

lutionary history similar to that described in the previous para-

graph.

The Nízke Tatry granitoids

The  granitoid  cores  of  the  Nízke  Tatry  and  Malá  Fatra

Mountains (Fig. 1) represent late-orogenic plutonic slices em-

placed  within  the  metamorphic  sequence  (Fig.  2).  They  are

structurally  more  or  less  parallel  to  their  host  metamorphic

rocks having an attitude suggesting that a transpression-tran-

stension regime was acting during their emplacement. Their

contact with the metamorphic pile is often sharp, but in places

it is represented by nebulitic migmatites grading into inhomo-

geneous,  schlieren-bearing  granites.  Close  to  contacts,  the

strong magmatic fabrics (Siegl 1970, 1976), defined by lath-

shaped feldspars and flaky micas (Fig. 5d) is observable. At

some contacts, metre-scale xenoliths of para- and orthogneiss-

es indicate that “magmatic stoping” acted along the walls of

these plutonic slices, providing the space for these magmas to

emplace  within  the  Jarabá  Complex  of  the  Upper    Tatra

Nappe. Although no substancial superimposed ductile fabrics

have  been  observed  in  these  plutonic  bodies,  the  magmatic

structure is concluded to be coeval with the dominating mylo-

nitic  foliations  of  the  hosting  para-  and  orthogneisses  (Fig.

7a–d).

The Malá Fatra granitoids

Zircons from plutonic granitoids show the age ~353 Ma (U-

Pb, Shcherbak et al. 1990). We have studied the margins of

the  Malá  Fatra  (Ve¾ká  Lúka)  pluton  (Fig. 4)  which  display

well-defined magmatic foliations defined by the preferred ori-

entations of micas and feldspars (Fig. 7g). Their orientations

are very constant with ~ENE-WSW strikes and steep dips to-

wards the NNW, conformably to the host metamorphic rocks.

Two  differently  oriented  magmatic  lineations  are  recorded.

Some  of  them  have  direction  of  dip  325°–330°  and  plunge

70°–75°  onto  335–350/70–80  foliation  planes.  These  linea-

tions  probably  represent  the  subvertical  magmatic  emplace-

ment of the plutonic body. Most of the lineations, however,

Fig. 5. Meso- and microfabrics of the Malá Fatra Mts orthogneiss (a–c) and the Ïumbier tonalite (d, DUM-1). a — mylonitic orthogneiss

fabrics in XZ section. b — quartz ribbons alternating with layers of dynamically recrystallized feldspar grains and preserved feldspar core-

mantle structures. c — recrystallized feldspars with their characteristic grain-boundary tripple junctions. d — magmatic foliation in Ïumbier

tonalite formed by lath-shaped cumulated plagioclase, biotite and large quartz grains. Scale bar = 1 cm (a), 1 mm (b–d).

168                                                                                              PUTIŠ et al.

are oriented at 240–260/15–30 onto 320–350/50–75 foliation

planes. These orientations are ascribed to the ultimate stages

of magma emplacement within a lateral strike-slip shear zone,

affecting  the  surrounding  metamorphic  rooms  with  the  duc-

tilely deformed orthogneisses. Top-to the NW shear in ortog-

neisses indicates transtensional (?) deformation zone.

Petrological and geochemical comparison of the

orthogneisses and granitoids in the Nízke Tatry

Mountains

Because comparable data from the orthogneisses and grani-

toids of the Malá Fatra Mountains are not available, this para-

graph concerns only the Nízke Tatry Mountains.

The Nízke Tatry orthogneisses

These  orthogneisses  usually  have  the  composition  of  two

mica (S-type) granites or granodiorites. Dominant minerals are

subhedral An

25–30

 plagioclases, biotite and muscovite. Sub- to

euhedral  variably  sericitized  K-feldspars  usually  form  large

megacrysts  1–10 cm  in  size  but  also  occur  as  an  interstitial

phase. In the mylonitic facies, the original magmatic phenoc-

rysts  are  overgrown  by  albite,  quartz  and  secondary  K-feld-

spar to form augens. Petrík et al. (1998) showed that the K-

feldspar  megacrysts  have  a  bell-shaped  distribution  of  Ba

concentrations that reach up to 4400 ppm in crystal centres.

Such distributions were successfully modelled by in situ frac-

tional crystallization, which supports the magmatic origin of

these K-feldspar phenocrysts. Ba distributions also show that

Fig. 6. Microtextural patterns of quartz, plagioclase, biotite and sillimanite. (a–d) quartz ribbon c-axis patterns (Nízke Tatry Mts, NT, or-

thogneiss): a — density levels of contours (d.l.c.): 8–6–5–3.5 [n = 215]; b — d.l.c.: 16–14–13–11.5–10–9–7–6–4.5 [n = 198]; c — d.l.c.: 9–

8–6.5–5–4 [n = 372]; d — d.l.c.: 10–8.5–7–6–4.5 [n = 200]. (e–f) quartz ribbon c-axis patterns (Malá Fatra Mts., MF, orthogneiss): e —

d.l.c.: 20–18.5–17–15.5–13–11.5–10–8.5–6–4.5 [n = 149]; f — d.l.c.: 24–20.5–17–13.5–10–6.5-3 [n = 191]. g — plagioclase N

β

 

optical di-

rection pattern (MF orthogneiss) d.l.c.: 11–10–8.5–7–6–4.5 [n = 83]. h — plagioclase N

γ

 optical direction pattern (MF orthogneiss) d.l.c.:

15–14–12.5–11–10–8.5–7–5.5 [n = 115]. i — biotite basal plane pattern (MF paragneiss) [n = 150], maximum = 23.2. j — sillimanite linea-

tion pattern (MF paragneiss) [n = 80], maximum = 16.3. k — quartz c-axis patterns (MF paragneiss) 7.5–6–4 [n = 150].

OROGENIC GRANITOIDS IN THE BASEMENT OF THE WESTERN CARPATHIANS                                169

the  megacrysts  have  formed  from  several  individual  cores,

each having its own Ba profile. Biotite, that defines the folia-

tion of orthogneisses, is dark-brown to pale yellow, fresh or

variably  chloritized.  It  is  relatively  rich  in  iron  [Fe/

(Fe+Mg) = 0.6]  and  reduced  (Fe

3+

/Fe

tot 

= 0.03),  a  feature

which is typical of other S-type granitoids in the Western Car-

pathians (Petrík et al. 1994). Muscovite may be abundant, up

to 10 vol. %, and in some mylonitic varieties, it encloses silli-

manite indicating that former products of muscovite dehydra-

tion melting were subsequently re-hydrated. Accessory miner-

als are represented by abundant euhedral apatite, zircon and

monazite, which are mainly enclosed in biotite. Ore minerals

are represented by common pyrrhotite.

The  orthogneisses  are  moderately  acidic,  peraluminous

rocks, varying in composition from granodiorite (augen variet-

ies) to tonalite (banded varieties) with SiO

2

 varying between

67–76 wt. % and alumina saturation index (ASI) varying be-

tween  1.04  and  1.3.  According  to  the  limited  trace  element

data set (Petrík et al. 1998), they have moderate contents in Rb

(100–175 ppm), Ba (1100–316 ppm), Sr (234–120 ppm) and

Y  (11–28 ppm).  Their  REE  concentrations  are  moderate  to

low, weakly fractionated, with distinct negative Eu anomaly

and low La/Yb ratio (Fig. 9). These REE patterns are consis-

tent with those from other Tatric orthogneissic cores, such as

the  Tribeè,  Považský  Inovec  and  Western  Tatra  Mountains

(Méres & Hovorka 1992; Petrík 2001; Janák et al. 2001) and

indicate  a  sedimentary  protolith.  In  conclusion,  major  and

trace elements favour an S-type granite precursor for these or-

thogneisses (Petrík et al. 1998).

The Nízke Tatry Ïumbier, Prašivá and Králièka granitoids

Defined  by  Koutek  (1931)  as  petrographically  contrasted

rocks,  the  dated  (DUM-1)  Ïumbier  granodiorites–tonalites

and  Prašivá  granites  represent  classical  Variscan  granitoid

types of the Western Carpathians. The Ïumbier and Prašivá

granitoids have been dated by the Rb/Sr method (Bagdasaryan

et al. 1985) yielding a poorly constrained age at 362±21 Ma

(I

Sr

 = 0.7079±0.0002). The silica content of the Ïumbier and

Prašivá granitoids shows an unusually wide range from 60 to

72 %. The “mafic” subtypes, with 60–65 % SiO

2

 contain 20–

25 vol. % of biotite (Cesnak 1985) and are meta- to subalumi-

nous. The more acidic subtypes have a peraluminous nature

(A/CNK = 1–1.3) due to common sericite and late muscovite.

The Prašivá type shows consistently higher K

2

O contents 3–

4 %, compared to 2–3 % in the Ïumbier type. Similarly, both

types have common trace element trends: Ba fractionates from

2000 down to 300 ppm, Sr from 960 to 200 ppm, Zr from 250

to 50 ppm, values within the ranges of other Carboniferous I-

and S-type granitoids (Petrík et al. 1994). In contrast with or-

thogneisses,  rare  earth  elements  show  steep  normalized  pat-

terns and no Eu anomaly (Petrík et al. 1994; Broska & Uher

Fig. 7. Orientation diagrams of mesostructures from the Nízke Tatry (a–d) and Malá Fatra (e–g) Mts. (a–b) and (e–g) contour pole diagrams

(planar data); (c–d) contour orientation diagrams (linear data). a — early-Variscan syn–tectonic metamorphic and/or magmatic foliations (69

data from orthogneisses and metamorphic rocks), density levels of contours (d.l.c.): 20–14.5–10–5. b — meso-Variscan mylonitic planes (27

data from orthogneisses), d.l.c.: 19–14–9.5–5. c — meso-Variscan mylonitic lineations (61 data from orthogneisses), d.l.c.: 26–19–13–6.5. d —

metamorphic/ductile  mesofold  axes  (35  data),  d.l.c.:  19–14.5–10–5.  e —  early-Variscan  metamorphic  foliations  (59  data  from  metamorphic

mantle rocks), d.l.c.: 19–14–9.5–5. f — meso-Variscan mylonitic foliations (36 data from orthogneisses), d.l.c.: 17–13–8.5–4. g — Variscan fo-

liation planes of xenolithic bodies and magmatic foliations in marginal domain of the granitoid pluton (17 data), d.l.c.: 25–19–12.5–6.

170                                                                                              PUTIŠ et al.

Fig.  8.  Rare  earth  element  patterns  of  orthogneisses  and  granites.

The field of the West-Carpathian orthogneisses is based on the data

of Méres & Hovorka (1993), Janák et al. (2001).

2001). They are apparently controlled by allanite or monazite

(Fig. 8). The above-mentioned relatively high initial Sr ratio

I

Sr

 = 

87

Sr/

86

Sr

(350)

 = 0.7079, not consistent with the otherwise

I-type petrographical character is noteworthy. This ratio may

result from the mixing of a mafic (dioritic) and a mature su-

pracrustal end-member (Petrík 2001). The latter end-member

may  be  represented  by  another  characteristic  Nízke  Tatry

granite, the peraluminous Králièka type characterized by high

ratios  of 

87

Sr/

86

Sr

(365)

 = 0.71601  and 

144

Nd/

143

Nd

(350)

 =

0.511834. The Rb/Sr age is 365±40 (Rb/Sr, Bagdasaryan et

al. 1985; 2

σ 

recalculated by Petrík 2000). The Králièka gran-

ite occurs only within orthogneisses. The strontium isotopic

composition, one of the highest among the Tatric granitoids,

strongly indicates a mature, crustal protolith consistent with

the S-type nature of the Nízke Tatry orthogneiss. The Králièka

granite also shows 

ε

Nd

(350)

 = –6.89 (Kohút et al. 1999), the

most  negative  value  among  all  analysed  West-Carpathian

granitoids. The composition of the Králièka granite was used

by Petrík (2000) as a supracrustal felsic end-member in a mix-

ing model of the West-Carpathian granitoids.

Table 1: U-Pb isotope data for the zircon from the orthogneiss sample NTJ-1.

 

¹  Sieve 

fraction 

Fract. 

weight 

Concentr. ppm 

 

Isotopic ratios corrected for blank and common Pb

b

 

 

Age, Ma 

 

mm 

mg 

Pb 

U 

206

Pb/

204

Pb

a

 

207

Pb/

206

Pb 

208

Pb/

206

Pb 

207

Pb/

235

U 

206

Pb/

238

U

 

Rho

c 

207

Pb/

235

U 

206

Pb/

238

U 

207

Pb/

206

Pb 

1 

<60 

0.70 

56.8 

705 

363 

0.05965±7 

0.0581±1 

0.5826±20 

0.0708±2 

0.93 

466.2±1.6 

441.2±1.4 

590.9±2.6 

2 

–70+60 

1.54 

45.4 

604 

893 

0.06165±3 

0.0568±1 

0.6196±19 

0.0729±2 

0.99 

489.6±1.5 

453.6±1.4 

661.8±1.1 

3 

>100 

1.23 

40.5 

523 

1392 

0.06372±4 

0.0623±1 

0.6729±22 

0.0766±2 

0.98 

522.5±1.7 

475.8±1.5 

732.3±1.5 

4 

–60+50 

A 50% 

0.44 

36.4 

428 

565 

0.06271±6 

0.0749±1 

0.6791±22 

0.0785±2 

0.95 

526.2±1.7 

487.4±1.5 

698.5±2.2 

5  –100+70 

A 30% 

0.25 

76.0 

861 

1175 

0.06517±8 

0.0858±1 

0.7646±25 

0.0851±3 

0.93 

576.6±1.9 

526.4±1.6 

779.8±2.5 

Notes: 

a 

— measured ratio; 

b

 — uncertainties (95 % confidence level) refer to last digits of corresponding ratios; 

c

 – correlation coefficients of 

207

Pb/

235

U vs. 

206

Pb/

238

U ratios; 50 % of 

zircon removed during of the air-abrasion. 

Geochronology

Isotopic-geochronology  was  performed  at  the  Institute  of

Precambrian Geology and Geochronology (Russian Academy

of Sciences, St. Petersburg) on a Finnigan MAT 261 8-collec-

tor mass-spectrometer in static mode. Zircons were extracted

from  crushed  rock  samples  with  heavy  liquid  and  magnetic

separation  techniques.  Hand-picked  aliquots  of  zircon  were

analysed  following  the  method  of  Krogh  (1973).  The  total

blanks were 0.05–0.1 ng Pb and 0.005 ng U. An air-abrasion

treatment of the zircon was performed by the Krogh’s (1982)

technique.  The  PbDat  and  ISOPLOT  programs  by  Ludwig

(1991a,b) were used for uncertainties and correlations of U/

Pb. On the basis of reproducibility of standard zircon analyses

the uncertainties in U/Pb is defined at 0.5 %. Ages were deter-

mined  using  the  decay  constants  given  by  Steiger  &  Jäger

(1977). All errors are reported at the 2

σ

 level. Corrections for

common  Pb  were  made  using  values  of  Stacey  &  Kramers

(1975).

The Nízke Tatry NTJ-1 orthogneiss

The zircon population from sample NTJ-1 consists of idio-

morphic and subhedral translucent, transparent, rarely nebu-

lous prismatic and pyramidal lilac-brown crystals having reg-

ular  magmatic  zonation  in  cathodo-luminescence  (CL).

However  some  zircons  contain  cores  or  relicts  of  metamict

cores  traced  by  numerous  tiny  opaque  inclusions,  visible  in

CL images (Fig. 9a,b). The zircons have a length/width ratio

of 1.5–3.0 and crystal sizes 30–150 

µ

m. They appear to be of

primary, igneous origin, with no evidence of metamorphic re-

working.

Three sieve fractions (<60 

µ

m, 70–60 

µ

m and >100 

µ

m; #

1–3 in Table 1) and two abraded zircon fractions (60–50 

µ

m

and 100–70 

µ

m; # 4, 5 in Table 1) consisting of mostly idio-

morphic and transparent zircons were analysed. On a concor-

dia plot all the data points are discordant (Fig. 10a) and do not

belong to a common regression line. Analyses of the smallest

zircon fraction and both abraded zircon fractions define a dis-

cordia intersecting the concordia at 381.3±5.7 and 1232±31 Ma

respectively (MSWD = 1.9). The data points for these zircons

cluster near the lower intercept of the discordia. Displacement

of two unabraded zircon fractions (# 2 and 3 in Table 1) from

this discordia could be explained either by recent Pb loss in

these  zircons  or  by  the  presence  of  different  age  inherited

components of radiogenic Pb. Taking into account the igne-

OROGENIC GRANITOIDS IN THE BASEMENT OF THE WESTERN CARPATHIANS                                171

Fig. 9. CL images showing internal structure of zircons from samples NTJ-1 (a, b) and DUM-1 (c, d).

ous origin of the zircons, the lower intercept of the calculated

discordia is interpreted as the primary emplacement age of the

granitoids.

The Nízke Tatry DUM-1 tonalite

The zircon population from the Ïumbier tonalites (sample

DUM-1)  consists  of  idiomorphic  and  subhedral  transparent

(about 70 % of population) and cloudy, prismatic and pyrami-

dal  pale  pink  crystals  showing  a  magmatic  zonation  in  CL.

The zircons often reveal oscillatory zonation and cores relics

visible under CL (Fig. 9c,d). The range of crystal sizes is 40–

250 

µ

m. Zircons have a length/width ratio of 2.0–4.0, and ap-

pear to be of primary igneous origin.

Three  sieve  fractions  (<60 

µ

m,  80–60 

µ

m  and  >100 

µ

m;

# 1–3 in Table 2) consisting of mostly idiomorphic and trans-

parent zircon were analysed. A zircon from the smallest frac-

tion  (<60 

µ

m;  #  3,  Table  2)  was  subjected  to  air-abrasion

whereby about 40 % of its material was removed. Data points

define  a  discordia  intersecting  the  concordia  at  343±3  and

Table 2: U-Pb isotope data for the zircon from the tonalite sample DUM-1.

 

¹ 

Sieve 

fraction 

mm 

Fraction 

weight 

mg 

Concentr. 

ppm 

 

Isotopic ratios corrected for blank and common Pb

b

 

 

Age, Ma 

 

 

 

Pb 

U 

206

Pb/

204

Pb

a

 

207

Pb/

206

Pb 

208

Pb/

206

Pb 

207

Pb/

235

U 

206

Pb/

238

U

 

Rho

c 

207

Pb/

235

U 

206

Pb/

238

U 

207

Pb/

206

Pb 

1 

>100 

0.41 

21.9  365 

1660 

0.0571±1 

0.1192±1 

0.4573±17 

0.0581±2 

0.73 

382.4±1.4 

363.8±1.1 

496.1±5.6 

2 

–80+60 

0.97 

22.0  380 

2636 

0.0549±1 

0.1291±1 

0.4232±8 

0.0559±2 

0.86 

358.4±0.7 

350.7±0.7 

408.4±1.6 

3 

<60 

A 40% 

0.76 

10.7  175 

790 

0.0542±1 

0.1585±1 

0.4148±12 

0.0555±2 

0.53 

352.3±1.1 

348.2±0.7 

379.1±4.8 

Notes: 

a 

— measured ratio; 

b

 — uncertainties (95% confidence level) refer to last digits of corresponding ratios; 

c

 — correlation coefficients of 

207

Pb/

235

U vs. 

206

Pb/

238

U ratios; 

40 % of zircon removed during of the air-abrasion. 

 

172                                                                                              PUTIŠ et al.

Fig. 10. Concordia diagrams for zircons from the Nízke Tatry Mts.: (a) orthogneiss NTJ-1 sample; (b) tonalite DUM-1 sample.

1744±205  Ma  respectively,  MSWD = 0.68  (Fig. 10b).  The

data points for this zircon cluster near the lower intercept of

the discordia, ascribed to the presence of inherited radiogenic

Pb  component,  mostly  revealed  in  zircon  from  fraction

>100 

µ

m. Taking into account the igneous origin of the study

zircon, the lower intercept age (343±3 Ma) is interpreted as

the primary emplacement age of the tonalites. In conclusion,

the Ïumbier tonalites were emplaced in the Variscan cycle,

but  later  than  the  magmatic  protoliths  of  the  NTJ-1  orthog-

neiss.

Discussion

In  agreement  with  Krist  et  al.  (1992),  our  structural  and

geochronological  results  (although  conventional  multi  grain

zircon ages) strongly suggest that K-feldspar-bearing orthog-

neisses within the Jarabá structural complex (Fig. 2), includ-

ing the dated sample NTJ-1 at ~380 Ma, originate from early

Variscan syncollisional magmatism and metamorphism. This

is consistent with the fabric similarities that are observed be-

tween  both  the  “older”  granites  and  orthogneisses,  and  the

host metamorphics. The ongoing collisional thickening of the

Upper Tatra Nappe raised the temperature of its middle- and

lower-crustal complexes, and decompression along the thrust-

fault, shear zones triggered partial melting and generation of

large meso-Variscan (~360–340 Ma) mainly S-type granitoid

plutons  that  emplaced  together  with  older  I-type  granitoids

(including the dated Ïumbier tonalite at 343±3 Ma) at mid-

crustal  level.  Magmatic  emplacement  accompanied  tectonic

erosion of the wall mostly ductilely deformed rocks due to ac-

tive subvertical probably transtension zones. Thus, a special

“wall-type” magmatic stoping occurred in marginal zones of

these granitoid plutons, characteristic of large xenoliths of the

metamorphic mantle rocks, include the orthogneisses.

Having characterized the evolution of orthogneisses, three

stages of nappe formation can be reconstructed from the struc-

tural and age relationships between the orthogneisses and the

granitoid plutons within the Western Carpathians basement:

(1)  An  early  Variscan  stage  at  ~405–360 Ma  took  place,

when  the  southeast-vergent  mid-crustal  Jarabá  and  lower

crustal  leptynite-amphibolite  complexes  were  collisionally

juxtaposed  into  the  composite  Upper  Tatra  Nappe.  The  or-

thogneisses,  now  dated  at  ca.  380  Ma,  instead  of  ~405–

380 Ma (Krist et al. 1992; Adamija et al. 1992; Poller et al.

2000) were magmatically emplaced at the base of the Jarabá

Complex (Fig. 2). Therefore the magmatic age of K-feldspar-

bearing orthogneisses is ascribed to the metamorphic peak of

the collision regional-metamorphism within the Jarabá Com-

plex  (405–380 Ma),  following  an  older  (430–410 Ma)  sub-

duction/obduction  metamorphic  event  recognized  in  the

Variscan belt (von Quadt & Gebauer 1988; Matte 1991). The

composite  Upper  Tatra  Nappe  is  inferred  to  have  overriden

the Middle Hron Nappe at 380–360 Ma. The plagioclase or-

thogneiss (meta-trondhjemite) magmatically emplaced within

the LAC (Fig. 2) at ~500 Ma (Putiš et al. 2001).

(2)  A  meso-Variscan  event  took  place  at  ~360–340  Ma,

when the Upper Tatra Nappe was intruded by large granitoid

plutons emplaced into initially E–W to NE–SW (?) striking

transtensional  (?)  shear  zones  within  collapsing  thickened

crust.  The  mylonitic  structures  in  these  orthogneisses  likely

developed  during  this  event.  Part  of  them  show  SE-vergent

thrusting close the base of the Jarabá Complex (in the Nízke

Tatry Mts), or a transtensional top-to the NW shearing (in the

Malá Fatra Mts).

(3) A late-Variscan event took place at ~340–300 Ma as the

consequence of an oblique collision of the mostly low-grade

basement  complexes  of  the  Lower  Nappe  (basement  of  the

mid-Cretaceous Gemeric Unit, Fig. 2) with the early-orogenic

Variscan  basement  complexes  (basement  of  the  mid-Creta-

ceous Tatric and Veporic Units). The youngest Variscan gran-

itoids of the Upper Tatra Nappe, of mostly I-types (Sihla and

Modra tonalites for example) fall into this time interval. They

indicate a thermal event accompanying the late Variscan post-

collisional collapse and formation of whole-crustal extension-

al faults.

Poller et al. (2000) have attributed the origin of the Western

Tatra  Mountains  granitic  orthogneisses  (at  ~405 Ma)  to  the

subduction of an oceanic slab and generation of “older” gran-

ites in the upper plate active continental margin.

Conclusions

1. Our structural analysis of the orthogneisses from the Tat-

ric  basement  Jarabá  Complex  (Nízke  Tatry  and  Malá  Fatra

OROGENIC GRANITOIDS IN THE BASEMENT OF THE WESTERN CARPATHIANS                                173

Mountains) indicates that an early Variscan thrust-fault zone

became  active  in-between  the  tectonically  juxtaposed  mid-

crustal Jarabá Complex and lower-crustal leptynite-amphibo-

lite complex that build most of the Tatric and Veporic crystal-

line basement of the Western Carpathians.

2. Magmatic ages and structures point to a regional-meta-

morphic, syn-collisional environment that rapidly transformed

the oldest granites into orthogneisses.

3. We  have  distinguished  the  principal  stages  of  micro-

structural  evolution  of  the  orthogneisses  (magmatic,  sub-

magmatic and solidus) each having its characteristic deforma-

tion  micro-mechanisms,  textural  patterns  and  mineral

changes.  Strong  microstructural  gradients  point  to  higher

strain rates during the former magmatic emplacement of the

orthogneiss, in agreement with points 1 and 2, as well as dur-

ing their final exhumation.

4. Our U-Pb dating of the Nízke Tatry (Jasenie, Struhár) or-

thogneiss yield an upper intercept at 1232±31 Ma, and a low-

er intercept at 381±6 Ma. The latter age is interpreted as the

crystallization  age  of  the  original  granite-granodiorite  that

was subsequently transformed into orthogneiss. The medium-

to low-grade mylonitic fabrics of the orthogneisses reflect a

continuous straining of the shear zone into which were em-

placed  large  granitoid  plutons.  This  continuum  is  in  agree-

ment with the obtained age of 343±3 Ma for the Ïumbier to-

nalite  of  the  Upper  Tatra  Nappe  in  the  Nízke  Tatry

Mountains.

5. Petrological-geochemical  data  indicate  a  sedimentary-

metamorphic S-type protolith of the dated NTJ-1 orthogneiss.

By contrast, the dated DUM-1 tonalite shows an igneous I-

type origin.

Acknowledgments: This study was supported by the VEGA

Grant of the Slovak Republic (# 1/8248/01, M.P., # 7030 I.P.)

and Russian Foundation for Basic Research (Project # 99-05-

64058, S.P.K.). The paper has benefited from thorough and

constructive review by J.L. Bouchez. The suggestions of D.

Gebauer and M. Janák are greatly acknowledged.

References

Adamija  S.,  Abesadze  M.,  Chkhouta  T.,  Kekelia  M  &  Tsimakuridze  G.

1992: Tectonites in the Variscan crystalline assemblages of the Greater

Caucasus and Ïumbier massif of the Western Carpathians. In: Vozár J.

(Ed.): Western Carpathians, Eastern Alps, Dinarides. Spec. Vol. IGCP

276, GUDŠ, Bratislava 7–19.

Aranguren  A.  &  Tubía  J.M.  1992:  Structural  evidence  for  the  relationship

between  thrusts,  extensional  faults  and  granite  intrusions  in  the

Variscan belt of Galicia (Spain). J. Struct. Geol. 14, 1229–1237.

Bagdasarjan  G.P.,  Gukasjan  R.Kh.,  Cambel  B.  &  Veselský  J.  1985:  Rb-Sr

isochron dating of the Ïumbier zone granitoids of the Nízke Tatry Mts.

(Western  Carpathians).  Geol.  Zbor.  Geol.  Carpath.  36,  637–645  (in

Russian).

Blumenfeld Ph., Mainprice D. & Bouchez J.L. 1986: C-slip in quartz from

subsolidus deformed granite. Tectonophysics 127, 97–115.

Bouchez J.L. 1997: Granite is never isotropic: an introduction to AMS stud-

ies  of  granitic  rocks.  In:  Bouchez  J.L.,  Hutton  D.H.W.  &  Stephens

W.E. (Eds.): Granite: From segregation of melt to empacement fabrics.

Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, 95–112.

Bouchez J.L., Delas C., Gleizes G., Nédélec A. & Cuney M. 1992: Submag-

matic microfractures in granites. Geology 20, 35–38.

Bouchez J.L. & Gleizes G. 1995: Two-stages deformation of the Mont–Lou-

is–Andorra granite pluton (Variscan Pyrenees) inferred from magnetic

susceptibility anisotropy. J. Geol. Soc. London 152, 669–679.

Bouchez  J.L.,  Guillet  Ph.  &  Chevalier  F.  1981:  Structures  d’écoulement

lieés  á  la  mise  en  place  du  granite  de  Guérande  (Loire–Atlantique,

France). Bull. Soc. Géol. France 7, 4, 387–399.

Brown M. & Solar G.S. 1998: Granite ascent and emplacement during con-

tractional deformation in convergent orogens. J. Struct. Geol. 20, 9/10,

1365–1393.

Broska  I.  &  Uher  P.  2001:  Whole-rock  chemistry  and  genetic  typology  of

the West-Carpathian Variscan granites. Geol. Carpathica 52, 79–90.

Cesnak Z. 1985: The relation between chemical and modal composition of

granitoid  rocks  of  the  Nízke  Tatry  Tatric  basement.  Master  thesis,

Bratislava, 1–80 (in Slovak).

Culshaw  N.G.  &  Fyson  W.K.  1984:  Quartz  ribbons  in  high  grade  granite

gneiss:  modifications  of  dynamically  formed  quartz  c-axis  preferred

orientation by oriented grain growth. J. Struct. Geol. 6, 663–668.

D’Lemos R.S., Brown M. & Strachan R.A. 1992: Granite magma generation,

ascent and emplacement within a transpressional orogen. J. Geol. Soc.

London 149, 487–490.

D’Lemos  R.S.,  Schofield  D.I.,  Holdsworth  R.E.  &  King  T.R.  1997:  Deep

crustal and local rheological controls on the siting and reactivation of

fault and shear zones, northeastern Newfoundland. J. Geol. Soc. Lon-

don 154, 117–121.

Drury M.R. & Urai J.L. 1990: Deformation-related recrystallization process-

es. Tectonophysics 172, 235–256.

Egydio-Silva  M.  &  Mainprice  D.  1999:  Determination  of  stress  directions

from plagioclase fabrics in high grade deformed rocks (Além Paraíba

shear zone, Ribeira fold belt, southeastern Brazil). J. Struct. Geol. 21,

1751–1771.

Filová  I.,  Putiš  M.  &  Madarás  J.  2002:  Variscan-Alpine  evolution  of  the

north-Veporic  layered  metamafic  complexes  (W.  Carpathians).  Geol.

Carpath. — CD, Volume 53, special issue — Proceedings of the XVII.

Congress of Carpathian-Balkan Geological Association, Bratislava.

Gapais D. 1989: Shear structures within deformed granites: Mechanical and

thermal indicators. Geology 17, 1144–1147.

Gapais D. & Barbarin B. 1986: Quartz fabric transition in a cooling syntecton-

ic granite (Hermitage Massif, France). Tectonophysics 125, 357–370.

Gleizes  G.,  Leblanc  D.  &  Bouchez  J.L.  1997:  Variscan  granites  of  the

Pyrenees  revisited:  their  role  as  syntectonic  markers  of  the  orogen.

Terra Nova 9, 38–41.

Guineberteau B., Bouchez J.L. & Vigneresse J.L. 1987: The Mortagne gran-

ite pluton (France) emplaced by pull-apart along a shear zone: Struc-

tural  and  gravimetric  arguments  and  regional  implication.  Geol.  Soc.

Amer. Bull. 99, 763–770.

Hacker  B.R.  &  Christie  J.M.  1990:  Brittle/ductile  and  plastic/cataclastic

transitions  in  experimentally  deformed  and  metamorphosed  amphibo-

lite. Geoph. Monograph 56, 127–147.

Hirth G. & Tullis J. 1992: Dislocation creep regimes in quartz aggregates. J.

Struct. Geol. 14, 145–159.

Hobbs B.E. 1981: The influence of metamorphic environment upon the de-

formation of minerals. Tectonophysics 78, 335–383.

Hovorka D. & Méres S. 1993: Leptynite-amphibolite complex of the West-

ern Carpathians: occurrences and lithology. Miner. Slovaca 25, 1–9 (in

Slovak, English summary).

Janák M., Finger F., Plašienka D., Petrík I., Humer B., Méres Š. & Lupták B.

2002:  Variscan  high  P-T  recrystallization  of  Ordovician  granitoids  in

the Veporic unit (Nízke Tatry Mountains, Western Carpathians): New

petrological and geochronological data. Geolines 14, 38–39.

Janák M., Petrík I. & Poller U. 2001: Disequilibrium melting in Early Devo-

nian (406 Ma) orthogneisses from the Western Tatra Mts. Geolines 13,

66–67.

Jensen L.N. & Starkey J. 1985: Plagioclase microfabrics in a ductile shear

zone from the Jotun Nappe, Norway. J. Struct. Geol. 7, 527–539.

Ji S. & Mainprice D. 1990: Recrystallization and fabric development in pla-

gioclase. J. Geol. 98, 65–79.

Kamenický L. & Macek J. 1984: Ein Profil durch die litostratigraphischen

Schichtenfolgen  des  Kristallinikums  des  Gebirges  Malá  Fatra.  Geol.

Zbor. Geol. Carpath. 35, 1, 157–160.

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

tope geochemistry of Hercynian granitic rocks from the Western Car-

pathians —  implications  for  granite  genesis  and  crustal  evolution.

Geol. Carpathica 50, 477–487.

Koutek J. 1931: Geological studies in the northwest of the Nízke Tatry Mts.

Sborn. Stát. Geol. Úst. ÈSR, 9.

Krist E., Korikovsky S.P., Putiš M., Janák M. & Faryad S.W. 1992: Geology

174                                                                                              PUTIŠ et al.

and petrology of metamorphic rocks of the Western Carpathian crystal-

line complexes. Comenius University Press, Bratislava, 1–324.

Krogh T.E. 1973: A low-contamination method for hydrothermal decompo-

sition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determina-

tion. Geochim. Cosmochim. Acta 37, 485–494.

Krogh T.E. 1982: Improved accuracy of U-Pb zircon by the creation of more

concordant systems using an air abrasion technique. Geochim. Cosmo-

chim. Acta 46, 637–649.

Ludwig  K.R.  1991a:  ISOPLOT  for  MS-DOS,  version  2.50.  Geol.  Survey

Open-File Rept. 88–557, 1–64.

Ludwig  K.R.  1991b:  PbDat  for  MS-DOS,  version  1.21.  U.S.  Geol.  Survey

Open-File Rept. 88–542, 1–35.

Lupták  B.  1996:  Petrology  of  metamorphic  rocks  of  the  Lúèanská  Malá

Fatra. Diploma thesis, Comenius University, Bratislava (in Slovak).

Madarás J., Putiš M. & Hók J. 1999: Structural features of the Hercynian tec-

tonics  in  the  southern  part  of  the  Ïumbier  crystalline  complex  (Low

Tatra Mts., Western Carpathians). Miner. Slovaca 31, 1, 17–30 (in Slo-

vak, English summary).

Mahe¾ M., Kamenický J., Fusán O., Matìjka A. 1968: Regional Geology of

Czechoslovakia. Part II. Western Carpathians. Academia, Prague, 1–479.

Mainprice D., Bouchez J.L., Blumenfeld Ph. & Tubía J.M. 1986: Dominant

c-slip  in  naturally  deformed  quartz:  implications  for  dramatic  plastic

softening at high temperature. Geology 14, 819–822.

Matte Ph. 1991: Accretionary history and crustal evolution of the Variscan

belt in Western Europe. Tectonophysics 196, 309–337.

Méres Š. & Hovorka D. 1992: Albite-microcline orthogneisses of the Tríbeè

Mts. Miner. Slovaca 24, 349–356.

Miller  R.B.  &  Paterson  S.R.  1994:  The  transition  from  magmatic  to  high-

temperature solid-state deformation: implications from the Mount Stu-

art batholith, Washington. J. Struct. Geol. 16, 6, 853–865.

Olsen T.S. & Kohlstedt D.L. 1985: Natural deformation and recrystalliza-

tion  of  some  intermediate  plagioclase  feldspars.  Tectonophysics  11,

107–131.

Paterson  S.R.  &  Tobisch  O.T.  1992:  Rates  of  processes  in  magmatic  arcs:

implications for the timing and nature of pluton emplacement and wall

rocks deformation. J. Struct. Geol. 14, 291–300.

Paterson S.R., Vernon R.H. & Tobisch O.T. 1989: A review of criteria for

the identification of magmatic and tectonic foliations in granitoids.  J.

Struct. Geol. 11, 349–363.

Petrík I. 2000: Multiple sources of the Western Carpathian granitoids: A re-

view of Rb/Sr and Sm/Nd data. Geol. Carpathia 51, 145–158.

Petrík I. 2001: The Považský Inovec Mts. In: Petrík I., Kohút M. & Broska I.

(Eds.): Granitic plutonism of the Western Carpathians. Guide book to

Eurogranites 2001. Veda, Bratislava, 65–66.

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

granite magmatism: age, source rock, geotectonic setting and relation

to the Variscan structure. Geol. Carpathica 45, 5, 283–291.

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

the Hercynian orogen in the Western Carpathians. In: Grecula P., Hov-

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

pathians. Miner. Slovaca — Monograph, Bratislava, 235–252.

Petrík  I.,  Siman  P.  &  Bezák  V.  1998:  Granitoid  protolith  of  orthogneisses

from  the  Ïumbier  Nízke  Tatry  Mts.  —  Ba  distribution  in  K-feldspar

megacrysts.  Miner.  Slovaca  30,  4,  265–274  (in  Slovak,  English  sum-

mary).

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

and structure of the Western Carpathians: an overview. In: Grecula P.,

Hovorka  D.  &  Putiš  M.  (Eds.):  Geological  evolution  of  the  Western

Carpathians. Miner. Slovaca — Monograph, Bratislava, 1–24.

Poirier  J.P.  &  Guillopé  M.  1978:  Deformation  induced  recrystallization  of

minerals. Bull. Soc. Franc. Minéral. Cristallogr. 102, 67–74.

Poller U., Janák M., Kohút M. & Todt W. 2000: Early Variscan magmatism

in the Western Carpathians: U-Pb zircon data from granitoids and or-

thogneisses  of  the  Tatra  Mountains  (Slovakia).  Int.  J.  Earth  Sci.  89,

336–349.

Putiš M. 1992: Variscan and Alpidic nappe structures of the Western Car-

pathian crystalline basement. Geol. Carpathica 43, 6, 369–380.

Putiš  M.  1994:  South  Tatric-Veporic  basement  geology:  Variscan  nappe

structures; Alpine thick-skinned and extensional tectonics in the West-

ern  Carpathians  (Eastern  Low  Tatra  Mts.,  Northwestern  Slovak  Ore

Mts.). Mitt. Österr. Geol. Gesell. 86, 83–99.

Putiš M., Filová I., Korikovsky S.P., Kotov A.B. & Madarás J. 1997: Lay-

ered metaigneous complex of the Veporic basement with features of

the  Variscan  and  Alpine  thrust  tectonics  (the  Western  Carpathians).

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

of the Western Carpathians. Miner. Slovaca — Monograph, Bratisla-

va, 175–196.

Putiš M., Kotov A.B., Korikovsky S.P., Salnikova E.B., Yakovleva S.Z., Be-

rezhnaya N.G., Kovach V.P. & Plotkina J.V. 2001: U-Pb zircon ages of

dioritic and trondhjemitic rocks from a layered amphibolitic complex

crosscut  by  granite  vein  (Veporic  basement,  Western  Carpathians).

Geol. Carpathica 52, 1, 49–60.

Putiš  M.  &  Madarás  J.  1993:  Variscan  medium-temperature  mylonitic  or-

thogneisses in the hangingwall of a Variscan (Tatra) Nappe/mid-Creta-

ceous low-temperature and cataclasites/rauhwackes of the Tatric cover

rocks  at  the  mid-Cretaceous  Èertovica  shear  zone.  In:  Pitoòák  P.  &

Spišiak J. (Eds.): PAEWCR conference, Stará Lesná. Excursion Guide,

45–46.

Putiš M., Madarás J., Korikovsky S.P., Kotov A.B. & Filová I. 1996: Ductile

deformation and recrystalization of the Variscan magmatic complex in

the hanging wall of Cretaceous thrust (Veporic unit, Central Western

Carpathians). Slovak Geol. Mag. 3–4, 221–237.

Rakús M. (Ed.), Eleèko M., Gašparík J., Gorek J., Halouzka M., Kohút M.,

Kysela  J.,  Miko  O.,  Pristaš  J.,  Pulec  M.,  Vozár  J.,  Vozárová  A.  &

Wunder  D.  1988:  Geological  map  of  the  Lúèanská  Malá  Fatra  Mts.

Scale: 1:50,000. D.Š. Geological Institute, Bratislava.

Schofield  D.I.  &  D’Lemos  R.S.  1998:  Relationships  between  syn-tectonic

granite  fabrics  and  regional  PTts  paths:  an  example  from  the  Gander-

Avalon boundary of NE Newfoundland. J. Struct. Geol. 20, 4, 459–471.

Shcherbak N.P., Cambel B., Bartnicky E.N. & Stepanyuk L.M. 1990: U-Pb

age of granitoid rock from the Dubná skala — Malá Fatra Mts. Geol.

Zbor. Geol. Carpath. 41, 407–414.

Siegl K. 1970: Fabric anisotropy of Ïumbier granodiorite. Geol. Zbor. Geol.

Carpath. 21, 327–334.

Siegl  K.  1976:  The  structure  of  the  Low  Tatra  pluton  (West  Carpathians).

Geol. Zbor. Geol. Carpath. 27, 149–164.

Simpson C.A. 1985: Deformation of granitic rocks across the brittle-ductile

transition. J. Struct. Geol. 7, 503–511.

Stacey  J.S.  &  Kramers  I.D.  1975:  Approximation  of  terrestrial  lead  isotope

evolution by a two-stage model. Earth Planet. Sci. Lett. 26, 2, 207–221.

Steiger  R.H.  &  Jäger  E.  1977:  Subcommission  of  geochronology:  conven-

sion of the use of decay constants in geo- and cosmochronology. Earth

Planet. Sci. Lett. 36, 2, 359–362.

Takeshita T. & Wenk H.R. 1988: Plastic anisotropy and geometrical harden-

ing in quartzites. Tectonophysics 149, 345–361.

Trimby P.W., Prior D.J. & Wheeler J. 1998: Grain boundary hierarchy de-

velopment in a quartz mylonite. J. Struct. Geol. 20, 917–935.

Tullis J. & Yund R.A. 1985: Dynamic recrystallization of feldspar: A mech-

anism for ductile shear zone formation. Geology 13, 238–241.

Urai  J.L.,  Means  W.D.  &  Lister  G.S.  1986:  Dynamic  recrystallization  of

minerals. In: Hobbs B.E. & Heard H.C. (Eds.): Mineral and rock defor-

mation:  laboratory  studies  —  The  Paterson  Volume.  Amer.  Geophys.

Union Geophys. Monogr. 36, 161–199.

von Quadt A. & Gebauer D. 1988: Sm-Nd, U-Pb and Rb-Sr dating of H.P.

ultramafic  to  felsic  rocks  from  the  Moldanubian  area  of  NE  Bavaria

(FRG) and the Saxonian granulite massif (G.D.R.). In: Conf. Bohemian

Massif. Geol. Surv., Prague (Abstr.).

Wilson C.J.L. 1975: Preferred orientation in quartz ribbon mylonites. Geol.

Soc. Amer. Bull. 86, 968–974.

Yenes M., Álvarez F. & Gutiérrez-Alonso G. 1999: Granite emplacement in

orogenic compressional conditions: the La Alberca-Béjar granitic area

(Spanish  Central  System,  Variscan  Iberian  Belt).  J.  Struct.  Geol.  21,

1419–1440.

Zoubek V. 1951: Report on geological investigation of southern slope of the

Nízke Tatry Mts. between the Bystrá and Jasenie valleys. Vìst. ÚÚG

26, 162–166 (in Czech).