GEOLOGICA CARPATHICA, APRIL 2005, 56, 2, 123–136

www.geologicacarpathica.sk

Jurassic radiolarian cherts in north-western Croatia:

geochemistry, material provenance and depositional

environment

JOSIP HALAMIÆ

1

, VESNA MARCHIG

2

 and ŠPELA GORIÈAN

3

1

Institute of Geology, Sachsova 2, HR-10000 Zagreb, Croatia;  jhalamic@igi.hr

2

Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Stilleweg 2, D-30631 Hannover, Germany;  v.marchig@bgr.de

3

Institute of Paleontology, ZRC SAZU, Novi trg 2, SI-1000 Ljubljana, Slovenia;  spela@zrc-sazu.si

(Manuscript received April 28, 2004; accepted in revised form June 16, 2004)

Abstract: The Middle Jurassic (uppermost Bajocian–lower Bathonian to upper Bathonian–lower Callovian) radiolarian

cherts in the Medvednica Mt (NW Croatia) have a high content of SiO

2

 (average 90.87 %). Most of the silica is of

biogenic origin as is indicated by a high Si/Si+Al+Fe+Ca ratio (0.83–0.97). The Al/Al+Fe+Mn ratio (average 0.59) and

relatively low contents of Fe and Mn suggest that the sedimentation of the radiolarian cherts was not influenced by

hydrothermal volcanisms. The high correlation coefficient between the lithophile elements Ti, K, Al, Th, Zr, Hf and Rb

implies that the detrital component in radiolarian cherts for the most part has a terrigenous provenance. The MnO/TiO

2

ratio and La

n

/Ce

n

 vs. Al

2

O

3

/(Al

2

O

3

+Fe

2

O

3

) diagram show that the investigated cherts were derived from two different,

but not necessarily strongly separated, sedimentation areas: (1) continental shelf and slope or marginal sea, and (2) deep

ocean floor, trench or basaltic plateau. According to the proposed sedimentation model the radiolarian cherts in the

Medvednica Mt were deposited in a relatively narrow basin. The detrital material was derived from two source areas:

(1) from a continent (terrigenous input) and (2) from an accretionary wedge (undifferentiated magmatic arc-like input).

During the Late Jurassic–Early Cretaceous the radiolarian cherts were incorporated into the tectonic mélange (accretion-

ary  prism)  along  with  other  fragments:  Triassic  radiolarian  cherts  and  carbonate  rocks;  Jurassic  shales,  siltites  and

sandstones and basic and ultrabasic magmatic rocks.

Key words: Jurassic, Croatia, south-western Pannonian region, major and trace elements, radiolarian chert geochemistry,

REE.

Introduction

Cherts, radiolarian cherts and shale (radiolarite s.str.) accom-

panied by basic and ultrabasic magmatic rocks (pillow lavas,

diabase, and serpentinite — Steinmanns trinity) often occur

as smaller or bigger blocks in the ophiolitic mélange. These

siliceous rocks are often deposited in association with mag-

matic rocks, and as a part of the ophiolite sequence (layer 1

— Wilson 1989) they play an important role in the paleogeo-

graphical  reconstructions  of  the  sedimentary  environments.

In many cases the radiolarian cherts are interlayered or incor-

porated  between  the  basic  volcanic  rocks  and  their  fossil

content does not only determine their age, but the age of the

effusive rocks, too.

More  intensive  geochemical  research  of  continental  sili-

ceous sediments was induced during the research into pelagic

sediments in the DSD Projects in the second half of the 20

th

century (Shimizu & Masuda 1977; Manetti et al. 1979; Barrett

1981; Rangin et al. 1981; Baltuck 1982; Sugisaki 1984; Ada-

chi  et  al.  1986;  Ruitz-Ortiz  et  al.  1989;  Murray  et  al.  1990,

1991, 1992a,b,c; Murray 1994; Girty et al. 1996 and others).

On the basis of comparison of geochemical data from pelagic

sediments of recent oceans, this research tried to define the pa-

rameters  for  the  determination  of  sedimentary  environments

and for the origin of older siliceous sediments on the conti-

nent.  This  type  of  research  is  very  important  for  siliceous

rocks we find in tectonic mélange today, that is in the former

accretionary prisms. Detailed geochemical research of cherts,

radiolarian cherts and shales (major, trace and rare earth ele-

ments)  is  still  used  today  to  geochemically  determine  their

sedimentation environment, sedimentation conditions, and the

provenance  of  the  material  they  contain  (Kunimaru  et  al.

1998; Dasgupta et al. 1999; Shimizu et al. 2001; Sugitani et al.

2002; Kato et al. 2002; Di Leo et al. 2002 and others).

Radiolarian cherts, that have been known in Medvednica Mt

ever since the late 19th century (Pilar 1881), have been deter-

mined as older than Upper Cretaceous (Gorjanoviæ-Kramberg-

er  1908)  or  as  Lower-Upper  Cretaceous  (Šikiæ  et  al.  1979;

Basch 1983). The first geochemical and paleontological data

for radiolarian cherts in the Medvednica Mt date back to the

end of the last century (Halamiæ & Gorièan 1995; Halamiæ et.

al. 1995; Halamiæ 1998; Halamiæ et al. 1999). Through pale-

ontological analyses it has been determined that the radiolari-

an cherts of the northwestern part of the Medvednica Mt, oc-

curring  in  the  tectonic  mélange  as  blocks  accompanied  by

basic magmatic rocks, belong to two stratigraphic levels. One

of these is Middle to Upper Triassic, the other is Middle Juras-

sic.  Geochemical  characterization  of  the  Triassic  radiolarian

cherts was given in Halamiæ et al. (2001). In the present paper

we present the geochemical characteristics of the Jurassic radi-

olarian cherts. On the basis of geochemical analyses and other

geological  data,  we  attempt  to  determine  the  provenance  of

124                                                                       HALAMIÆ, MARCHIG and GORIÈAN

the material and the sedimentary environment of the area of

Medvednica  Mt  during  the  Jurassic.  This  paper  deals  only

with  the  radiolarian  cherts  that  are  undoubtedly  Jurassic  ac-

cording to paleontological analyses of radiolarians.

Geological outline and petrographic data

Geology. Medvednica Mt is situated in the SW part of the

Pannonian region (Fig. 1a) as an isolated «island» of Paleozo-

Fig. 1. a — Location map. b — Geological sketch map of Medvednica Mt. c — Simplified geological map of investigated area with sam-

pling points (simplified after Šikiæ et al. 1977; Basch 1981, 1995; Halamiæ 1998). 1 — Neogene and Quaternary sediments, 2 — Cretaceous

and  Paleogene  sedimentary  rocks,  3  —  Jurassic  mélange,  4  —  Triassic  clastic  and  carbonate  rocks  of  Zakiènica  Nappe,  5  —  low-grade

metamorphic rocks, 6 — quarry, 7 — investigated area, 8 — sampling locations, 9 — stratigraphic boundary, 10 — fault, 11 — reverse

fault, 12 — thrust fault.

ic and Mesozoic rocks surrounded by Tertiary and Quaternary

sediments (Fig. 1b). According to recent geotectonic interpre-

tations, Medvednica Mt belongs to the Supradinaricum (Herak

1986),  or  to  the  Inner  Dinarides  Unit  (sensu  Herak  et  al.

1990). According to Hass et al. (1990, 1995, 2000) and Šikiæ

(1995) Medvednica Mt is situated in the Mid-Transdanubian

Zone  (i.e.  Zagorje-Mid  Transdanubian  Zone  —  Pamiæ  &

Tomljenoviæ  1998),  which  is  separated  toward  the  north  by

the Periadriatic-Balaton Line from the Transdanubian Central

Range Subunit, while toward the southeast it is detached from

JURASSIC RADIOLARIAN CHERTS IN NORTH-WESTERN CROATIA                                               125

the Tisza Megaunit by the Zagreb-Zemplen or Mid-Hungarian

Line (Kovács et al. 1988).

The studied Jurassic radiolarian cherts are a part of the tec-

tonic mélange, called the Repno Complex (Babiæ et al. 2002),

which  is  built  of  a  shale-siltite-sandy  matrix  with  km-sized

megablocks of pillow lavas, metabasalts and diabases, Trias-

sic carbonates and Triassic and Jurassic radiolarian cherts, silt-

ites and sandstones. This complex is situated in the northwest-

ern part of the mountain where it occupies an area of around

25 km

2

 (Fig. 1c) (Halamiæ 1998). The base of this unit is un-

known  because  of  its  reverse  contact  with  the  surrounding

rocks. On some localities, the mélange is overlain by deep-wa-

ter  calpionellid  carbonates  of  the  Tithonian-Berriasian  age

(exposed in the northern part of the Medvednica Mt and on the

Ivanšèica Mt), followed by the turbiditic rocks of the Lower

Cretaceous age (Babiæ & Zupaniè 1973; Halamiæ 1998). To-

wards the southeast, the tectonic mélange of the Medvednica

Mt is partly in a reverse contact with the low-grade metamor-

phic  complex,  and  partly  unconformably  overlain  by  Creta-

ceous–Paleogene sedimentary rocks. Towards the northeast it

is  separated  by  a  normal  fault  from  the  metamorphic  rocks

(Fig. 1b). The radiolarites in the mélange in the Medvednica

Mt are of the Triassic (Halamiæ & Gorièan 1995) and Jurassic

age (Halamiæ et al. 1999). The age of the shale was assumed to

be the Upper Jurassic (Halamiæ 1998; Halamiæ et al. 1999) and

it was later proven with palynomorphs to include Hettangian

to Bajocian (Babiæ et al. 2002).

Jurassic  radiolarian  cherts  in  the  northwestern  part  of

Medvednica Mt are found in a two kilometers wide tectonized

belt, between the Poljanica and the Bistra Valleys. Smaller oc-

currences of these rocks are also found in the right tributary

stream of the Jelenja Voda Valley (Fig. 1c). These are exposed

as decametric or hectometric blocks within a schistose sand-

silt-shaly matrix accompanied by Triassic radiolarites and ba-

sic magmatic rocks. Matrix supported polymict conglomerates

including Triassic limestone blocks are locally interstratified

between the Jurassic cherts. This radiolarite-clastic succession

was informally named the Poljanica unit (Halamiæ et al. 1999).

The radiolarian analysis showed that the Jurassic samples be-

long to different zones (Table 1) and were deposited during the

latest Bajocian–Early Bathonian (UA Zone 5) to the Late Ba-

thonian–Early Callovian (UA Zone 7) (Halamiæ et al. 1999).

Sample

 

UA Zone 

Age 

PD0 

5 

latest Bajocian–early Bathonian 

VH141 

3–7 

early-mid Bajocian to late Bathonian–early Callovian 

VH882/1 

5 

latest Bajocian–early Bathonian 

PA12 

5 

latest Bajocian–early Bathonian 

VH113 

5–7 

latest Bajocian–early Bathonian to late Bathonian–early Callovian 

PE1 

6–7 

mid Bathonian to late Bathonian–early Callovian 

PC50 

5 

latest Bajocian–early Bathonian 

PB6, PB18A 

5 

latest Bajocian–early Bathonian 

P113/A9 

5 

latest Bajocian–early Bathonian 

VH147A 

5–7 

latest Bajocian–early Bathonian to late Bathonian–early Callovian 

VH32 

5–8 

latest Bajocian–early Bathonian to mid Callovian–early Oxfordian 

VH558/5 

7 

late Bathonian–early Callovian 

JVSP 

5–7 

latest Bajocian–early Bathonian to late Bathonian–early Callovian 

 

 

 

Table 1: Unitary association zones for analysed Jurassic radiolarian cherts of the Medvednica Mt (data from Halamiæ et al. 1999, UA Zones

according to Baumgartner et al. 1995).

Petrography. The radiolarian cherts are very thin to thick-

bedded (from 1 cm to a few decimeters) with wavy bedding

surfaces (pinch and swell structure — according to Jenkyns &

Winterer 1982) and alternate with millimeter- to centimeter-

thick shale partings (Fig. 2). The rocks are dark or pale red,

grey or pale grey, and greenish-grey (Table 2). The red colour

depends  on  the  quantity  of  the  dispersed  Fe-oxy-hydroxides

(Fig. 3).  Cherts  are  dissected  by  secondary  microcrystal  to

granulated quartz veins. In the JV 1 and JV 2 samples veins of

secondary  calcite  were  registered.  Mn-dendrites  can  be  seen

Fig. 2.  Rhythmically  bedded  sequence  of  radiolarite-siliceous  silty

shale,  slightly  tectonically  deformed.  Locality:  Poljanica  Valley,

section PA (see Fig. 1c).

126                                                                       HALAMIÆ, MARCHIG and GORIÈAN

on  the  bed  surfaces,  and  manganese  minerals  can  also  be

found in places in the sub-millimeter veins.

The cherts were microscopically determined as: (1) radiolar-

ian cherts, (2) clayey radiolarian cherts and clayey cherts, (3)

Table 2: Microscopically determined lithology with rockcolour description.

Sample No.

Lithology

Colour

PD1

clayey radiolarian chert

dark red

PD2

radiolarite, laminated

grey

PD3

radiolarian chert

grey/red

PD4

clayey radiolarian chert

dark red

VH141

radiolarite

grey

VH141A

clayey radiolarian chert

pale red

VH882/1

radiolarian chert

dark red

VH882/2

radiolarite, laminated

grey/red

VH882/3

clayey radiolarian chert

dark red

PA5/1

chert with rare radiolarian tests

grey

PA7

radiolarian chert

pale grey

PA9

radiolarite

grey

PA15

clayey radiolarite

grey

PA20/1

radiolarian chert, sub-millimeter veins with manganese and megaquartz

gray/red

VH113

radiolarian claystone

dark grey

PE1/1

radiolarian chert

dark red

PE1/01

radiolarian chert, laminated

dark red

PC50

chert with rare radiolarian tests, brecciated

grey/red

PC50/1

radiolarian chert, brecciated

red

PB1

chert

dark red

PB3

chert with rare radiolarian tests

dark red

PB8clayey radiolarian chert

dark red

PB19

radiolarite

greenish grey

P113/1

radiolarian claystone

light grey

P113/7

radiolarian chert, brecciated

grey

P113/9

radiolarian chert

red

P113/12A

radiolarian chert

grey

P113/13

clayey radiolarian chert

red

VH147

radiolarian chert

dark red

VH32/1

radiolarite

reddish grey

VH32/3

radiolarian chert

reddish grey

VH32/5

radiolarian chert

reddish grey

VH558A

clayey radiolarian chert

pale grey

VH558B

radiolarite, brecciated and veined by megaquartz

dark red

VH558C

radiolarian chert, laminated

dark red

VH558D

clayey chert with rare radiolarian tests

greenish grey

VH558/5

radiolarian chert

grey

JV1

radiolarian chert, dolomitized and veined by calcite

greeenish grey

JV2

radiolarian chert, veined by calcite

grey

JV3

chert with rare radiolarian tests

grey

Fig. 3. Photomicrograph of a radiolarian chert. White circles are radi-

olarian  tests.  Grey  coloured  parts  represent  finely  dispersed  Fe-oxy-

hydroxide in the siliceous matrix. Parallel polarizers (sample PA9).

radiolarites s. str., (4) cherts with rare radiolarian tests and (5)

cherts  (Table 2).  The  matrix  of  the  majority  of  samples  is

cryptocrystalline quartz, while the others have a microcrystal-

line  texture.  The  radiolarian  tests  have  different  degrees  of

preservation and different size varying from 0.08 to 0.2 mm.

The tests are filled with microcrystalline quartz and with relics

of  radial  chalcedony.  Some  of  these  are  partly  filled  with  a

greenish  mineral  (celadonite?)  (samples  VH882/3,  PE1/1,

PB3, P113/13). This greenish mineral can very rarely be found

also as irregular masses in the chert matrix. Only a few radio-

larian  tests  are  impregnated  with  Fe-oxy-hydroxides.  Other

secondary minerals in the cherts are granules of detritic quartz

resorbed on its edges, and also of white mica (sericite) with a

maximum size of 0.05 mm. The accessory minerals are zircon

(mostly  rounded),  hematite,  and,  very  rarely,  small  apatite

grains. In samples JV1 and JV2 the dolomitization and calciti-

zation of cherts as tiny idiomorphic crystals of dolomite and

calcite can be seen microscopically.

Materials and methods

In  total,  forty  samples  that  were  paleontologically  deter-

mined as Jurassic were chosen for geochemical analysis. The

JURASSIC RADIOLARIAN CHERTS IN NORTH-WESTERN CROATIA                                               127

sampling locations are shown in Fig. 1c. For the microscopic

analysis thin sections of all the samples were made.

Sample preparation. Only the rock pieces with the macro-

scopically smallest content of secondary quartz and calcite in

submillimeter  veins  and  of  iron  and  manganese  coatings  on

the cracks, were hand picked for chemical analysis. The cho-

sen fragments were treated in diluted acetic acid for 12 hours

to remove the majority of secondary calcite from the samples.

After drying, the samples were powdered in an agate mortar.

Chemical analysis. The chemical analyses were performed

in  the  BGR-Laboratory,  Hannover,  Germany  by  X-ray  fluo-

rescence  (XRF)  on  Philips  PW  1400  and  PW  1480  instru-

ments to determine the concentration of major and trace ele-

ments.  The  analytical  method  was  calibrated  with  106

international standards, and with 24 synthetic standards for el-

ements or ranges of concentration not covered by international

standards. Analytical precision was better than 2 % for major

elements and better than 5 % for trace elements. Rare earth el-

ements (REE), and also some trace elements with concentra-

tions under the detection limit of the XRF method, were anal-

ysed  by  the  inductivelly  coupled  plasma  mass  spectrometry

(ICP-MS) method with the SCIEX 250 apparatus, following the

pressure dissolution in hydrofluoric acid. The precision of this

method was better than 5 %. The completeness of dissolution

was  checked  by  dissolving  and  analysing  lithium  tetraborate/

metaborate rock-powder fused disks used by XRF.

Results and discussion

The major and trace elements of all analysed samples (40 in

total) are listed in Table 3 and Table 4. The REE analytical data

of the whole dataset are presented in Table 5. To maximize the

comparisons  with  the  published  data  cerium  and  europium

anomalies were normalized against both NASC (North Ameri-

can shale composite — Gromet et al. 1984) and PAAS (post-

Archean shales from Australia — Taylor & McLennan 1985).

The anomalies were calculated as recommended by McLennan

(1989) for europium and Murray et al. (1991) for cerium:

Eu/Eu*=(Eu

sample

/Eu

shale)

)/(Sm

N

×Gd

N

)

0.5

Ce/Ce*=(Ce

sample

/Ce

shale

)/(La

N

×Pr

N

)

0.5

The samples in the sections were grouped to get a clearer

statistical and graphical presentation of the analytical results.

The results were grouped according to the geometric mean of

the  analysed  values,  and  the  calculated  results  are  shown  in

Table 3 (for major elements), Table 4 (trace elements) and Ta-

ble 5 (REE). The raw analytical data of major elements were

recalculated on a volatile-free basis. Because of a closed data

problem (compositional data) of major elements the log-ratio

transformation log (x/y) (Aitchison 1986; Swan & Sandilands

1996) was carried out, with the SiO

2

 as the denominator for all

variables. The ratios of different elements and element groups

are shown in Table 6.

Major elements

Silica. The SiO

2

 content in all samples is relatively high and

exceeds 90 % for most samples. The values vary from 81.4 %

to  97.1 %  (Table 3).  The  Si/Si+Al+Fe+Ca  ratio  was  used  to

determine the provenance of the silica in the radiolarites. Ac-

cording to Ruitz-Ortiz et al. (1989) the typical biogenic silica-

rich radiolarites have values of this ratio equal to 0.8–0.9. The

acquired  values  range  between  0.83  and  0.97  (Table 6),  and

correspond to cherts of which silica content is mainly of bio-

genic origin.

Aluminium, titanium and potassium are generally bonded

to the aluminosilicate detritic phase, and as such they are good

indicators of the terrigenous input into radiolarian cherts. Alu-

minium and titanium could be in part also located within clay

minerals (Rangin et al. 1981). This group of major elements

shows a very high mutual correlation coefficient (Table 7) that

indicates their common provenance.

The aluminium content in some samples is relatively high.

The values vary from 1.1 % to 8.5 %. This is the result of a

higher content of detritic white mica (sericite), which can also

be seen microscopically in thin sections. In addition to a rela-

tively higher correlation coefficient to titanium and potassium,

aluminium also shows a similar correlation coeffcient to iron

and sodium (r=0.80 and r=0.82, respectively) (Table 7).

The  titanium  values  in  the  samples  range  from  0.04 %  to

0.28 %. In addition to its good correlation to aluminium and

potassium, titanium also shows a high correlation coefficient

to sodium (r=0.84) (Table 7).

The  K

2

O  contents  in  the  analysed  samples  range  between

0.174 % and 1.541 % (Table 3). Along with aluminium, sodi-

um, titanium and rubidium, potassium is also a good indicator

of the aluminosilicate component in the sediment (Murray et

al. 1992c). Its terrigenous origin is indicated by the high corre-

lation  coefficients  to  aluminium,  titanium  and  rubidium

(r=0.93,  r=0.94  and  r=0.98,  respectively).  Like  aluminium

and titanium, this element shows higher correlation to sodium

(r=0.74) (Table 7).

Iron and phosphorus. An increased content of iron in radio-

larian cherts could indicate a stronger hydrothermal influence

during  the  sedimentation,  that  is  the  relative  distance  of  the

sedimentation  area  from  the  mid-ocean  ridge.  Microscopic

analyses of the thin sections have shown that most of the iron

in the radiolarian cherts is in the form of a finely dispersed Fe-

oxy-hydroxide (Fig. 3), and a lesser part in the form of hema-

tite grains. The content of iron in the analysed samples varies

from 0.5 % to 6.1 %. Iron, along with other major elements,

has  a  distinctively  negative  correlation  to  silica,  which  is  a

consequence of an increased content of silica and the dilution

of other elements (Table 7). Iron shows a relatively high posi-

tive  correlation  to  magnesium  (r=0.78),  which  might  be  a

consequence of an increased content of the greenish mineral

(celadonite?) noticed in the thin sections and which probably

originated from the altered volcanic fragments.

The phosphorus in the rock could be of dual origin. Firstly,

it could be related to the products of an increased biogenic ac-

tivity during sedimentation, and secondly, it could be a result

of  increased  volcanic  activity  in  the  sedimentation  basin.

However, its flaw as an environmental indicator is that it mi-

grates from the rock during the diagenetic processes, or is re-

placed by silica (dilution — according to Murray 1994). The

phosphorus  content  in  the  analysed  samples  is  relatively  low

and ranges from 0.007 % to 0.096 %. The reduced content of

128                                                                       HALAMIÆ, MARCHIG and GORIÈAN

the phosphorus in the radiolarian cherts is visible from its nega-

tive correlation to silica (r=–0.41) (Table 7). The correlation

coefficient of phosphorus and iron is not significant (r=0.33)

and it also shows no relevant correlation to other elements

(Table 7).

Calcium, magnesium and manganese. The calcium content

in the analysed samples varies from a low 0.06 % to a relative-

ly high 6.17 %. The content of this element in most samples is

relatively  low  and  mainly  below  0.5 %  (Table 3).  The  in-

creased content of calcium in a few samples is connected to its

secondary appearance in the form of submillimeter veins (Ta-

ble 2). Calcium has no positive correlation to any major ele-

ments aside from manganese (r=0.90), even more so, in most

cases it is negative (Table 7).

The average contents of magnesium are relatively low (Ta-

ble 3).  Increased  values  have  been  registered  in  only  three

samples, which also contain celadonite? minerals.

The  manganese  content  in  the  analysed  radiolarian  cherts

ranges from 0.025 % to 0.773 %. The correlation coefficient

to  most  major  elements  is  negative,  except  to  calcium

(r=0.90) which could indicate that a part of the manganese is

of secondary origin too, meaning that it migrated into the rock

Table 3: Major element data (wt. % — volatile free; Fe

2

O

3

* — Fe

total

; Mean — Geometric mean). The mean values (bold numbers) were

used for the construction of the discrimination diagrams.

Sample 

 SiO

2

 

TiO

2

 

Al

2

O

3

 

Fe

2

O

3

* 

MnO 

MgO 

CaO 

Na

2

O 

 K

2

O 

P

2

O

5

 

 LOI 

PD1

86.39

0.27

6.81

3.55

0.074

0.85

0.182

0.26

1.541

0.054

2.683

PD2 

91.49 

0.18 

5.05 

1.07 

0.049 

0.56 

0.132 

0.25 

1.190 

0.032 

2.084 

PD3 

89.80 

0.22 

5.50 

2.03 

0.074 

0.75 

0.138 

0.22 

1.208 

0.040 

2.352 

PD4 

94.56 

0.13 

3.28 

0.92 

0.026 

0.19 

0.090 

0.07 

0.756 

0.030 

1.557 

Mean 

90.51 

0.19 

4.99 

1.63 

0.051 

0.51 

0.131 

0.18 

1.138 

0.038 

2.127 

VH141 

93.09 

0.10 

3.31 

1.88 

0.051 

0.67 

0.143 

0.11 

0.604 

0.032 

1.826 

VH141A 

87.61 

0.27 

6.87 

2.41 

0.025 

0.92 

0.249 

0.21 

1.349 

0.083 

2.895 

Mean 

90.31 

0.16 

4.77 

2.13 

0.036 

0.79 

0.189 

0.15 

0.903 

0.052 

2.299 

VH882/1 

90.92 

0.20 

4.90 

2.10 

0.044 

0.44 

0.144 

0.16 

1.048 

0.062 

2.134 

VH882/2 

91.82 

0.19 

4.77 

1.24 

0.028 

0.41 

0.205 

0.19 

1.047 

0.091 

2.112 

VH882/3 

88.23 

0.20 

5.64 

3.63 

0.062 

0.75 

0.144 

0.19 

1.051 

0.048 

2.526 

Mean 

90.31 

0.20 

5.09 

2.11 

0.042 

0.51 

0.162 

0.18 

1.049 

0.065 

2.250 

PA5/1 

95.08 

0.08 

2.46 

1.26 

0.060 

0.41 

0.114 

0.11 

0.403 

0.018 

1.453 

PA7 

95.32 

0.04 

1.11 

0.52 

0.272 

0.12 

2.301 

0.08 

0.226 

0.007 

2.753 

PA9 

94.70 

0.08 

2.95 

1.09 

0.034 

0.41 

0.078 

0.10 

0.549 

0.013 

1.701 

PA15 

95.69 

0.09 

2.46 

0.53 

0.056 

0.19 

0.251 

0.10 

0.589 

0.050 

1.286 

PA20/1 

86.10 

0.12 

3.53 

1.50 

1.129 

0.63 

6.174 

0.15 

0.646 

0.018 

6.343 

Mean 

93.30 

0.08 

2.34 

0.89 

0.129 

0.30 

0.501 

0.11 

0.453 

0.017 

2.233 

VH113 

83.65 

0.18 

6.79 

5.76 

0.070 

2.18 

0.174 

0.24 

0.893 

0.072 

2.532 

PE1/1 

93.83 

0.07 

1.87 

0.84 

0.531 

0.15 

2.111 

0.12 

0.385 

0.031 

2.930 

PE1/01 

92.69 

0.12 

3.09 

1.44 

0.227 

0.25 

1.337 

0.13 

0.638 

0.069 

2.552 

Mean 

93.26 

0.09 

2.40 

1.10 

0.347 

0.19 

1.680 

0.12 

0.496 

0.046 

2.734 

PC50 

89.59 

0.19 

4.78 

2.70 

0.253 

0.53 

1.008 

0.17 

0.753 

0.062 

2.769 

PC50/1 

89.61 

0.26 

5.64 

2.17 

0.040 

0.51 

0.170 

0.30 

1.267 

0.034 

2.335 

Mean 

89.60 

0.22 

5.19 

2.42 

0.101 

0.52 

0.414 

0.23 

0.977 

0.046 

2.543 

PB1 

93.79 

0.17 

3.88 

0.66 

0.024 

0.29 

0.111 

0.16 

0.886 

0.028 

1.794 

PB3 

91.10 

0.20 

4.71 

1.97 

0.071 

0.74 

0.134 

0.18 

0.872 

0.028 

2.190 

PB8 

87.63 

0.24 

6.17 

3.18 

0.035 

0.81 

0.218 

0.20 

1.453 

0.070 

2.661 

PB19 

93.54 

0.11 

3.18 

1.73 

0.061 

0.42 

0.113 

0.12 

0.680 

0.042 

1.615 

Mean 

91.48 

0.17 

4.35 

1.64 

0.044 

0.52 

0.138 

0.16 

0.935 

0.039 

2.027 

P113/1 

81.38 

0.28 

8.50 

6.08 

0.234 

1.16 

0.546 

0.28 

1.498 

0.036 

3.423 

P113/7 

88.61 

0.17 

4.90 

3.62 

0.192 

0.81 

0.708 

0.15 

0.776 

0.056 

2.627 

P113/9 

92.63 

0.12 

3.26 

2.68 

0.070 

0.32 

0.109 

0.12 

0.671 

0.017 

1.636 

P113/12A 

94.27 

0.13 

3.23 

0.93 

0.052 

0.31 

0.179 

0.16 

0.655 

0.086 

1.548 

P113/13 

88.97 

0.20 

5.35 

3.09 

0.234 

0.70 

0.172 

0.16 

1.060 

0.073 

2.381 

Mean 

89.06 

0.17 

4.72 

2.79 

0.131 

0.58 

0.265 

0.17 

0.885 

0.046 

2.222 

VH147 

91.76 

0.16 

4.55 

1.93 

0.029 

0.45 

0.150 

0.12 

0.806 

0.044 

1.894 

VH32/1 

97.07 

0.04 

1.55 

0.69 

0.036 

0.17 

0.082 

0.08 

0.254 

0.016 

1.172 

VH32/3 

96.62 

0.07 

1.73 

0.87 

0.045 

0.19 

0.078 

0.08 

0.290 

0.020 

1.166 

VH32/5 

96.42 

0.06 

1.77 

0.66 

0.206 

0.19 

0.252 

0.08 

0.310 

0.046 

1.380 

Mean 

96.70 

0.06 

1.68 

0.73 

0.069 

0.18 

0.117 

0.08 

0.284 

0.025 

1.235 

VH558A 

91.89 

0.16 

4.43 

2.09 

0.123 

0.14 

0.149 

0.16 

0.786 

0.062 

1.873 

VH558B 

96.64 

0.04 

1.80 

0.63 

0.322 

0.10 

0.062 

0.07 

0.326 

0.018 

1.014 

VH558C 

89.43 

0.20 

5.34 

2.71 

0.375 

0.46 

0.123 

0.10 

1.240 

0.028 

1.803 

VH558D 

85.06 

0.25 

5.98 

3.37 

0.390 

0.87 

2.700 

0.30 

0.978 

0.085 

4.393 

VH558/5 

91.47 

0.12 

3.62 

2.64 

0.219 

0.39 

0.809 

0.18 

0.459 

0.096 

3.013 

Mean 

90.82 

0.13 

3.92 

2.00 

0.263 

0.29 

0.301 

0.14 

0.677 

0.048 

2.144 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

JV1 

91.11 

0.09 

1.76 

1.66 

0.773 

1.10 

3.076 

0.14 

0.227 

0.065 

4.495 

JV2 

89.29 

0.08 

1.52 

1.52 

0.690 

0.83 

5.723 

0.12 

0.174 

0.079 

6.017 

JV3 

92.98 

0.11 

2.81 

1.89 

0.088 

0.57 

0.944 

0.14 

0.431 

0.027 

2.318 

Mean 

91.11 

0.09 

1.96 

1.68 

0.361 

0.80 

2.552 

0.13 

0.257 

0.052 

3.973 

 

JURASSIC RADIOLARIAN CHERTS IN NORTH-WESTERN CROATIA                                               129

Table 4: Trace element data (mg/kg; MeanaGeometric mean). The mean values (bold numbers) were used for the construction of the

discrimination  diagrams.

Sample 

Ba 

Co 

Cr 

Hf 

Nb 

Ni 

Rb 

 Sc 

 Sr 

Th 

V 

Y 

Zr 

PD1

130

19

39

1.14

3.4

37

2.1

7

37

3.70

59

15

51

PD2 

102 

12 

29 

0.87 

2.9 

16 

34.2 

4 

  29 

2.67 

48 

  8 

36 

PD3 

114 

15 

31 

1.16 

3.2 

30 

37.3 

5 

  27 

3.19 

49 

13 

43 

PD4 

  93 

  1 

26 

0.61 

1.7 

11 

21.6 

4 

  32 

1.87 

28 

  9 

24 

Mean 

109 

  8 

31 

0.9 

2.7 

21 

34.6 

5 

  31 

2.8 

44 

11 

37 

VH141 

  98 

15 

21 

1.49 

1.3 

24 

17.5 

3 

  24 

1.83 

36 

  6 

17 

VH141A 

107 

21 

41 

1.30 

3.9 

30 

39.6 

9 

  35 

4.55 

54 

15 

42 

Mean 

102 

18 

29 

1.4 

2.3 

27 

26.3 

5 

  29 

2.9 

44 

  9 

27 

VH882/1 

111 

  8 

27 

0.98 

3.5 

21 

40.3 

5 

  29 

3.44 

37 

11 

32 

VH882/2 

  99 

  9 

32 

1.02 

3.5 

12 

40.0 

5 

  31 

3.80 

30 

15 

37 

VH882/3 

105 

20 

31 

0.99 

5.1 

37 

40.2 

5 

  30 

3.66 

50 

15 

39 

Mean 

105 

11 

30 

1.0 

4.0 

21 

40.2 

5 

  30 

3.6 

38 

14 

36 

PA5/1 

  58 

  3 

18 

0.48 

1.6 

11 

12.5 

3 

  20 

1.39 

19 

  7 

15 

PA7 

  40 

  1 

15 

0.24 

0.9 

  1 

  5.7 

1 

  23 

0.65 

  2 

  9 

10 

PA9 

  69 

  7 

19 

0.45 

1.9 

13 

18.3 

3 

  18 

1.35 

33 

  9 

15 

PA15 

  62 

  1 

17 

0.56 

1.7 

  4 

19.1 

3 

  23 

1.53 

38 

  8 

17 

PA20/1 

  67 

  5 

24 

0.66 

2.2 

18 

20.2 

2 

  45 

1.73 

35 

16 

20 

Mean 

  58 

  3 

18 

0.5 

1.6 

  6 

13.8 

2 

  24 

1.3 

18 

  9 

15 

VH113 

  99 

30 

22 

0.81 

3.2 

65 

29.4 

8 

  20 

2.88 

73 

12 

30 

PE1/1 

  64 

  7 

18 

0.39 

1.3 

  6 

11.4 

1 

  25 

1.21 

21 

  9 

12 

PE1/01 

  83 

14 

24 

0.58 

1.6 

  9 

19.5 

3 

  32 

1.99 

48 

11 

19 

Mean 

  73 

10 

21 

0.5 

1.4 

  7 

14.9 

2 

  28 

1.6 

32 

10 

15 

PC50 

124 

10 

32 

0.92 

2.9 

31 

24.0 

5 

  31 

3.14 

61 

12 

39 

PC50/1 

117 

  7 

37 

1.39 

4.0 

17 

41.5 

6 

  31 

3.43 

49 

13 

50 

Mean 

120 

  8 

34 

1.1 

3.4 

23 

31.6 

5 

  31 

3.3 

55 

12 

44 

PB1 

102 

  6 

29 

0.82 

2.4 

  8 

26.2 

5 

  33 

2.39 

26 

  8 

29 

PB3 

103 

12 

27 

1.15 

4.6 

23 

29.7 

4 

  23 

3.28 

38 

  7 

41 

PB8 

127 

  8 

35 

1.22 

3.8 

15 

51.1 

7 

  29 

3.62 

47 

17 

44 

PB19 

  85 

10 

22 

0.58 

1.6 

11 

22.2 

3 

  21 

1.98 

35 

10 

20 

Mean 

103 

  9 

28 

0.9 

2.9 

13 

30.7 

5 

  26 

2.7 

36 

10 

32 

P113/1 

205 

32 

39 

1.42 

5.1 

53 

45.9 

8 

  31 

4.84 

91 

15 

56 

P113/7 

  91 

22 

27 

1.03 

3.1 

42 

24.6 

4 

  27 

2.95 

38 

10 

33 

P113/9 

  77 

  1 

18 

0.65 

2.1 

15 

21.2 

3 

  19 

1.70 

29 

  5 

22 

P113/12A 

  78 

11 

23 

0.73 

2.0 

10 

19.8 

6 

  24 

2.22 

34 

11 

27 

P113/13 

123 

19 

27 

0.98 

2.9 

32 

31.5 

6 

  29 

3.11 

30 

14 

37 

Mean 

107 

11 

26 

0.9 

2.8 

25 

27.2 

5 

  26 

2.8 

40 

10 

33 

VH147 

  85 

15 

39 

0.92 

2.0 

33 

23.3 

5 

  23 

2.98 

58 

  9 

37 

VH32/1 

  41 

  6 

11 

0.25 

0.7 

  6 

  5.4 

1 

  17 

0.79 

11 

  6 

  8 

VH32/3 

  45 

  5 

35 

0.57 

0.9 

16 

  6.7 

1 

  19 

1.16 

11 

  7 

22 

VH32/5 

  58 

  4 

16 

0.32 

0.9 

  9 

  6.9 

1 

  27 

0.95 

13 

11 

11 

Mean 

  47 

  5 

18 

0.4 

0.8 

10 

  6.3 

1 

  21 

1.0 

12 

  8 

12 

VH558A 

  96 

  5 

24 

0.77 

2.5 

16 

22.5 

4 

  31 

2.59 

36 

11 

32 

VH558B 

  46 

  7 

18 

0.21 

0.6 

31 

  8.7 

1 

  32 

0.68 

24 

10 

  7 

VH558C 

124 

23 

33 

1.09 

2.8 

64 

49.1 

6 

  87 

3.14 

32 

12 

38 

VH558D 

131 

21 

33 

1.31 

3.4 

42 

31.1 

7 

  43 

3.84 

44 

16 

51 

VH558/5 

  65 

17 

30 

0.61 

1.9 

53 

13.5 

3 

  29 

2.06 

27 

16 

26 

Mean 

  86 

12 

27 

0.7 

1.9 

37 

20.9 

3 

  40 

2.1 

32 

13 

26 

JV1 

  64 

  9 

26 

0.58 

1.3 

16 

  5.6 

2 

106 

1.72 

22 

12 

21 

JV2 

  51 

  8 

16 

0.53 

0.9 

  8 

  3.8 

3 

181 

1.63 

  2 

14 

17 

JV3 

108 

  5 

35 

0.58 

1.8 

21 

12.3 

3 

  61 

1.93 

16 

  7 

18 

Mean 

  71 

  7 

24 

0.6 

1.3 

14 

  6.4 

3 

105 

1.8 

  9 

11 

19 

 

 

 

 

during  the  diagenetic  or  postdiagenetic  processes  (Mn-den-

drites on the bed surfaces).

Trace elements

The contents of all trace elements in the analysed Jurassic

radiolarian  cherts  are  relatively  low.  During  the  diagenetic

processes the enrichment of the radiolarian cherts with added

SiO

2

 from the shale partings causes the dilution of all other

trace elements (Murray 1994). This is revealed by the highly

negative correlation of silica to all trace elements (r= –0.20 to

–0.79) (Table 7), and is clearly visible on the cluster diagram

too (Fig. 4).

Trace and major elements on the cluster diagram can be di-

vided into 5 groups reflecting their mutual connection (Fig. 4).

The  biggest  group  showing  a  relatively  high  correlation

consists  of  K,  Rb,  Ti,  Zr,  Th,  Al,  Nb,  Hf,  Na,  V  and  Cr

(Fig. 4). The lithophile elements Ti, K, Al, Th, Zr, Hf and Rb

are most commonly transported into the sedimentation basin

in a suspended form. Therefore, they serve as a good indicator

of the terrigenous input, and indirectly they are an indicator of

the  distance  of  the  sedimentation  basin  from  the  continent.

130                                                                       HALAMIÆ, MARCHIG and GORIÈAN

Chromium  and  vanadium  containing  minerals  are  relatively

resistent to continental weathering, so they can also indirectly

serve as indicators of the terrigenous input into the sediment

even though they could also be enriched in hydrothermal pre-

cipitate (Gundlach & Marchig 1982). Al, K and Rb are mostly

connected to the clayey fraction and show a high mutual cor-

relation factor (r

Al–K

=0.93; r

Al–Rb

=0.90 and r

K–Rb

=0.98). Ti,

Zr, Hf, Th, V and Cr are contained in the heavy mineral frac-

tion and their mutual correlation factor is also relatively high

(Table 7).

The other group of trace elements showing a relatively high

and  significant  mutual  correlation  consists  of  Co  and  Ni

Table 5: Rare earth elements (mg/kg; Mean = Geometric mean). The mean values (bold numbers) were used for the construction of the

discrimination  diagrams.

Sample 

La 

Ce 

Pr 

Nd 

Sm 

Eu 

Gd 

Tb 

Dy 

Ho 

Er 

Tm 

Yb 

Lu 

Sum4-- 

PD1

12.30

27.5

2.99

11.6

2.41

0.53

2.10

0.31

1.84

0.36

1.08

0.15

1.01

0.18

64.36

PD2 

  9.03  20.8 

2.39    8.46  1.50 

0.29 

1.15 

0.15 

1.04 

0.20 

0.69 

0.10 

0.70 

0.13 

46.63 

PD3 

  7.90  16.5 

2.15    7.98  1.57 

0.39 

1.58 

0.24 

1.43 

0.29 

0.85 

0.13 

0.81 

0.16 

41.98 

PD4 

  5.14  10.3 

1.53    5.53  1.04 

0.23 

1.08 

0.16 

0.89 

0.20 

0.58 

0.091  0.53 

0.11 

27.51 

Mean 

  8.19  17.66  2.20    8.15  1.56 

0.34 

1.42 

0.21 

1.25 

0.25 

0.78 

0.12 

0.74 

0.14 

43.01 

VH141 

  3.78    7.6 

1.02    4.13  0.85 

0.20 

0.88 

0.13 

0.82 

0.15 

0.44 

0.067  0.46 

0.096  20.58 

VH141A 

10.40  27.2 

3.18  12.6 

2.53 

0.55 

2.45 

0.37 

2.12 

0.39 

1.18 

0.17 

1.16 

0.21 

64.51 

Mean 

  6.27  14.34  1.80    7.21  1.47 

0.33 

1.47 

0.22 

1.32 

0.24 

0.72 

0.11 

0.73 

0.14 

36.37 

VH882/1 

  9.92  22.0 

2.63  10.5 

1.94 

0.48 

2.04 

0.31 

1.68 

0.33 

0.94 

0.13 

0.87 

0.16 

53.93 

VH882/2 

13.70  33.1 

3.84  15.6 

3.42 

0.76 

3.18 

0.43 

2.42 

0.45 

1.26 

0.18 

1.08 

0.21 

79.63 

VH882/3 

11.80  26.7 

2.86  10.3 

1.82 

0.43 

1.69 

0.28 

1.68 

0.33 

1.05 

0.15 

0.96 

0.18 

60.23 

Mean 

11.70  26.89  3.07  11.90  2.29 

0.54 

2.22 

0.33 

1.90 

0.37 

1.08 

0.15 

0.97 

0.18 

63.59 

PA5/1 

  3.82  11.2 

1.08    4.65  0.93 

0.24 

0.85 

0.11 

0.72 

0.13 

0.38 

0.048  0.34 

0.08 

24.58 

PA7 

  2.01    6.4 

0.64    2.84  0.94 

0.23 

0.90 

0.13 

0.79 

0.14 

0.34 

0.040  0.26 

0.065  15.72 

PA9 

  4.66  12.5 

1.20    4.60  0.97 

0.26 

0.83 

0.13 

0.76 

0.12 

0.39 

0.050  0.39 

0.089  26.95 

PA15 

  5.14  12.4 

1.62    6.91  1.50 

0.34 

1.46 

0.20 

1.23 

0.24 

0.56 

0.080  0.54 

0.11 

32.33 

PA20/1 

  6.55  18.9 

2.24    9.44  2.13 

0.51 

2.35 

0.35 

2.07 

0.34 

0.88 

0.12 

0.72 

0.12 

46.72 

Mean 

  4.13  11.60  1.25    5.24  1.22 

0.30 

1.17 

0.17 

1.02 

0.18 

0.48 

0.06 

0.42 

0.09 

27.33 

VH113 

  6.66  15.1 

1.76    7.45  1.69 

0.40 

1.80 

0.27 

1.60 

0.31 

0.91 

0.13 

0.80 

0.17 

39.07 

PE1/1 

  3.09    7.8 

0.90    4.03  1.38 

0.33 

1.38 

0.18 

1.07 

0.18 

0.45 

0.061  0.43 

0.10 

21.36 

PE1/01 

  4.89  12.3 

1.28    5.46  1.67 

0.45 

1.86 

0.25 

1.34 

0.24 

0.67 

0.088  0.56 

0.12 

31.18 

Mean 

  3.89    9.78  1.07    4.69  1.52 

0.39 

1.60 

0.21 

1.20 

0.21 

0.55 

0.07 

0.49 

0.11 

25.78 

PC50 

  9.06  21.8 

2.32    9.07  1.70 

0.41 

1.81 

0.25 

1.59 

0.30 

0.86 

0.12 

0.75 

0.15 

50.19 

PC50/1 

  7.11  15.8 

1.73    7.17  1.49 

0.37 

1.44 

0.21 

1.26 

0.26 

0.77 

0.12 

0.75 

0.15 

38.63 

Mean 

  8.03  18.56  2.00    8.06  1.59 

0.39 

1.61 

0.23 

1.42 

0.28 

0.81 

0.12 

0.75 

0.15 

44.00 

PB1 

  5.07  13.5 

1.51    5.69  1.24 

0.28 

1.19 

0.19 

1.02 

0.19 

0.56 

0.085  0.54 

0.11 

31.18 

PB3 

  8.62  23.2 

2.17    8.00  1.34 

0.29 

1.09 

0.17 

1.17 

0.25 

0.77 

0.10 

0.71 

0.15 

48.03 

PB8 

13.30  25.3 

3.32  13.4 

2.78 

0.64 

2.77 

0.40 

2.26 

0.43 

1.25 

0.16 

1.13 

0.20 

67.34 

PB19 

  6.75  14.4 

1.69    6.65  1.36 

0.29 

1.30 

0.19 

1.09 

0.24 

0.62 

0.084  0.59 

0.11 

35.36 

Mean 

  7.91  18.38  2.07    7.98  1.58 

0.35 

1.47 

0.22 

1.31 

0.26 

0.76 

0.10 

0.71 

0.14 

43.24 

P113/1 

14.80  40.1 

3.60  13.7 

2.36 

0.46 

2.02 

0.29 

1.83 

0.39 

1.23 

0.19 

1.20 

0.23 

82.40 

P113/7 

  6.91  17.0 

1.82    6.86  1.49 

0.34 

1.37 

0.20 

1.19 

0.22 

0.69 

0.094  0.67 

0.11 

38.96 

P113/9 

  4.46  10.8 

1.01    3.40  0.71 

0.13 

0.59 

0.092  0.58 

0.12 

0.44 

0.053  0.40 

0.089  22.87 

P113/12A 

  7.29  17.7 

2.33    9.95  2.22 

0.48 

2.12 

0.30 

1.69 

0.31 

0.88 

0.11 

0.66 

0.13 

46.17 

P113/13 

  9.86  24.0 

2.45    9.61  1.99 

0.44 

1.87 

0.26 

1.63 

0.31 

0.97 

0.14 

0.88 

0.16 

54.57 

Mean 

  8.00  19.91  2.07    7.89  1.62 

0.34 

1.45 

0.21 

1.28 

0.25 

0.80 

0.11 

0.71 

0.14 

44.78 

VH147 

  6.10  14.8 

1.42    5.56  1.14 

0.19 

1.00 

0.14 

0.92 

0.20 

0.64 

0.090  0.65 

0.13 

32.98 

VH32/1 

  1.97    3.6 

0.48    2.33  0.47 

0.12 

0.54 

0.071  0.44 

0.091  0.27 

0.031  0.23 

0.057  10.67 

VH32/3 

  2.78    6.1 

0.78    3.13  0.56 

0.12 

0.58 

0.090  0.53 

0.094  0.31 

0.048  0.28 

0.077  15.48 

VH32/5 

  3.53    7.1 

1.07    4.50  0.91 

0.22 

0.99 

0.14 

0.82 

0.18 

0.42 

0.051  0.37 

0.090  20.41 

Mean 

  2.66    5.37  0.74    3.20  0.62 

0.15 

0.68 

0.10 

0.58 

0.12 

0.33 

0.04 

0.29 

0.07 

14.97 

VH558A 

  6.60  15.5 

1.87    7.77  1.65 

0.38 

1.64 

0.23 

1.43 

0.26 

0.88 

0.11 

0.70 

0.14 

39.16 

VH558B 

  4.96  14.6 

1.81    8.58  1.67 

0.38 

1.47 

0.21 

1.11 

0.20 

0.47 

0.061  0.34 

0.067  35.93 

VH558C 

14.30  41.3 

4.34  16.0 

2.54 

0.51 

1.92 

0.28 

1.56 

0.32 

1.01 

0.13 

1.05 

0.16 

85.42 

VH558D 

11.00  24.9 

2.95  11.5 

2.30 

0.44 

2.23 

0.35 

2.27 

0.44 

1.16 

0.18 

1.08 

0.20 

61.00 

VH558/5 

  6.01  14.9 

1.87    7.87  2.02 

0.44 

2.16 

0.32 

1.58 

0.31 

0.75 

0.10 

0.65 

0.13 

39.11 

Mean 

  7.91  20.32  2.41    9.93  2.01 

0.43 

1.86 

0.27 

1.55 

0.30 

0.82 

0.11 

0.71 

0.13 

48.76 

JV1 

  6.06  17.4 

2.10    8.40  2.02 

0.38 

1.89 

0.28 

1.66 

0.29 

0.82 

0.10 

0.68 

0.12 

42.20 

JV2 

  6.17  17.9 

2.28    9.31  2.13 

0.52 

2.37 

0.35 

1.84 

0.36 

0.97 

0.12 

0.68 

0.13 

45.13 

JV3 

  4.09  10.0 

1.08    4.11  0.93 

0.21 

0.77 

0.13 

0.69 

0.16 

0.42 

0.066  0.42 

0.093  23.17 

Mean 

  5.35  14.60  1.73    6.85  1.59 

0.35 

1.51 

0.23 

1.28 

0.26 

0.69 

0.09 

0.58 

0.11 

35.22 

(r=0.85 — Table 7). These two elements also show a signifi-

cant  correlation  to  the  major  elements  Fe  and  Mg  (Fig. 4),

where a part of the iron and nickel could also be derived from

the hydrothermal component (Marchig et al. 1982). However,

magnesium and cobalt should be interpreted with caution be-

cause of their migrability during diagenetic processes (Murray

1994).

The third group consists of the lithophile elements barium

and  scandium  (r=0.81)  and  lanthanum  (r

La–Ba

=0.79  and

r

La–Sc

=0.77) (Fig. 4). In the magmatic rocks barium is accom-

panied by potassium, and these were geochemically separated

in the hydrothermal phase. Despite its relatively high correla-

JURASSIC RADIOLARIAN CHERTS IN NORTH-WESTERN CROATIA                                               131

Table 6:  Ratio  values  used  in  the  paper  (

1 

—  NASC  normalized; 

2 

—  PAAS  normalized).  Ce/Ce* = (Ce

sample

/Ce

shale

)/(La

N

×Pr

N

)

½

.

Eu/Eu* = (Eu

sample

/Eu

shale

)/(Sm

N

×Gd

N

)

½

.

Fig. 4.  Cluster  analysis  diagram  of  major  and  trace  elements

(Tree  clustering;  Linkage  rule  —  Complete  linkage;  Distance

measure — 1-Pearson r).

tion to potassium (r=0.85), barium cannot be determined as

uniquely of hydrothermal origin, because a part of it certainly

derives from the detritic component (detrital clay minerals).

The next group consists of yttrium and the major element

phosphorus  (r=0.64)  (Table 7).  These  two  elements  in  radi-

olarian cherts can be of dual origin. They can originate from

hydrothermal  solutions  (adsorption  from  sea-water  onto  the

ferric  hydroxides  precipitated  from  hydrothermal  solutions)

(Berner 1973) or they can be of biogenic origin. The yttrium

and phosphorus in the investigated radiolarian cherts are most

probably of hydrothermal origin, because the average content

of yttrium is low (average = 11 mg/kg), which is very close to

the values for the hydrothermal metalliferous sediments from

the Red Sea. The siliceous rocks with apatite of biogenic ori-

gin  have  much  higher  contents  of  yttrium  (Marchig  et  al.

1982).

The trace element strontium is most probably connected to

the carbonate component in the radiolarian cherts, and is indi-

rectly a part of the fifth group of major elements in the cluster

diagram (Fig. 4) along with calcium and manganese. Because

these  two  elements  most  probably  have  a  secondary  origin

(calcite veins, manganese coatings and microscopically visible

calcitization), strontium is also most probably bonded to the

secondary calcite.

REE

When compared to the content of REE in post-Archean av-

erage  Australian  shale  (183 mg/kg)  (Taylor  &  McLennan

1985), North American shale composite (173 mg/kg) (Gromet

et  al.  1984)  and  European  shale  (204 mg/kg)  (Haskin  &

Haskin 1966), the total content of REE in the studied Jurassic

radiolarian cherts is considerably lower and ranges from 10.7

to 85.4 mg/kg (Table 5). Most REE are transported into the

sedimentation basin in a terrigenous fraction, i.e. it is for the

most part connected to the silty-clayey component (McLennan

1989). The terrigenous provenance of REE in the investigated

radiolarian  cherts  is  also  indicated  by  a  significant  positive

correlation of ΣREE to terrigenous major elements K, Ti and

Al (r=0.76, r=0.77 and r=0.76, respectively). The trace ele-

ments connected to the detritic component also show a high

correlation  coefficient  to  the  total  content  of  REE  (La  —

r=0.98;  Hf  —  r=0.65;  Rb  — r=0.80;  Th  —  r=0.83;  Y  —

r=0.74 and Zr — r=0.76) (Table 7).

The  distribution  pattern  on  Fig. 5a  diagram  shows  LREE

enrichment compared to HREE (Chondrite normalization). Ce

anomaly is positive except for three groups of samples (PD,

VH141, VH32) (Table 6). On Fig. 5b the distribution patterns

show positive Ce and Eu anomalies.

Material provenance and depositional environments

Material  provenance.  The  studied  Jurassic  radiolarian

cherts in the Medvednica Mt are placed in a tectonic mélange

as smaller or larger blocks, so it is not possible to study their

primary  relations  to  the  overlying  or  underlying  sediments.

However, they do carry paleontological and geochemical in-

formation that make good stratigraphic and environmental in-

dicators for the paleogeographic reconstruction of the deposi-

tional area.

The cherts of the Medvednica Mt are rich in silica (average

90.87 %). The Si/Si+Al+Fe+Ca ratios (Table 6) (silica in rela-

 

  PD  VH141  VH882   PA  VH113 

PE 

 PC 

 PB 

P113  VH147  VH32  VH558   JV 

Si/Si+Al+Fe+Ca 

0.92 

0.91 

0.91 

0.95 

0.83 

0.93 

0.90 

0.92 

0.90 

0.92 

0.97 

0.92 

0.91 

Al/Al+Fe+Mn 

0.69 

0.62 

0.64 

0.63 

0.47 

0.55 

0.61 

0.66 

0.55 

0.64 

0.61 

0.56 

0.42 

Al

2

O

3

/TiO

2

 

26.26  29.81  25.45  29.25  37.72  26.67  23.59  25.59  27.76  28.44  28.00  30.15  21.78 

MnO/TiO

2

 

0.27 

0.23 

0.21 

1.61 

0.39 

3.86 

0.46 

0.26 

0.77 

0.18 

1.15 

2.02 

4.01 

Zr/TiO

2

 

0.019  0.017  0.018  0.019  0.017  0.017  0.020  0.019  0.019  0.023  0.020  0.020  0.021 

Th/Sc 

0.55 

0.58 

0.73 

0.63 

0.36 

0.78 

0.66 

0.55 

0.56 

0.60 

0.95 

0.71 

0.59 

La

n

/Ce

n

1)

 

1.06 

1.00 

0.99 

0.81 

1.01 

0.91 

0.99 

0.98 

0.92 

0.94 

1.14 

0.89 

0.84 

Ce/Ce*

1)

 

0.91 

0.93 

0.98 

1.11 

0.96 

1.04 

1.01 

0.99 

1.06 

1.09 

0.83 

1.01 

1.04 

Ce/Ce*

2)

 

0.96 

0.98 

1.03 

1.17 

1.01 

1.10 

1.07 

1.05 

1.13 

1.16 

0.88 

1.06 

1.09 

Eu/Eu*

1)

 

1.01 

0.99 

1.05 

1.11 

1.00 

1.08 

1.06 

1.01 

0.96 

0.78 

0.99 

0.97 

0.98 

Eu/Eu*

2)

 

1.07 

1.05 

1.12 

1.18 

1.07 

1.15 

1.13 

1.07 

1.03 

0.83 

1.05 

1.03 

1.04 

(La/Yb)

n

1)

 

1.07 

0.83 

1.18 

0.95 

0.81 

0.77 

1.04 

1.08 

1.08 

0.91 

0.90 

1.09 

0.89 

(La/Yb)

n

2)

 

0.82 

0.63 

0.90 

0.72 

0.62 

0.58 

0.79 

0.82 

0.83 

0.69 

0.69 

0.83 

0.69 

Al

2

O

3

/(Al

2

O

3

+Fe

2

O

3

) 

0.75 

0.69 

0.71 

0.72 

0.54 

0.69 

0.68 

0.73 

0.63 

0.70 

0.70 

0.66 

0.54 

V+Ni+Cr/Al

2

O

3

 

19.24  20.96  17.49  17.95  23.56  25.00  21.58  17.70  19.28  28.57  23.81  24.49  23.98 

 

 

 

 

 

 

 

132                                                                       HALAMIÆ, MARCHIG and GORIÈAN

Fig. 6. Fe-Al-Mn diagram (Adachi et al. 1986). I — Hydrothermal

field; II — Non-hydrothermal field.

Fig. 5.  Chondrite  and  PAAS  normalized  REE  distribution  dia-

grams  for  thirteen  groups  of  analysed  radiolarian  cherts  (PAAS

values from McLennan 1989).

Table 7:

 C

orrelation 

coefficient 

(r) 

for 

the 

major 

and 

trace 

elements, 

and 

ΣREE 

(N

=

40; 

Significant 

correlation 

at 

p<

0.05; 

– 

— 

indicates 

negative 

correlation).

JURASSIC RADIOLARIAN CHERTS IN NORTH-WESTERN CROATIA                                               133

tion to aluminosilicates and ferruginous and calcite minerals),

show that most of the SiO

2

 in the rock is of biogenic origin.

Namely, the values of this ratio for biogenic silica rich cherts

range from 0.8 to 0.9 (Ruitz-Ortiz et al. 1989). Higher values

from the studied cherts in the Medvednica Mt (average 0.92)

can be interpreted as a result of the enrichment of the chert

beds with additional SiO

2

 from the shale partings during di-

agenetic processes (Murray 1994). The enrichment of the radi-

olarite  with  additional  silica  and  the  dilution  of  other  major

and trace elements is also indicated by the high mutual nega-

tive correlation coefficient (see Table 7).

In their study of Triassic and Cretaceous cherts in central Ja-

pan,  and  of  Cretaceous  cherts  and  porcellanite  from  Pacific

drill cores (Deep Sea Drilling Project) Sugisaki et al. (1982)

and Adachi et al. (1986) showed that manganese is a relatively

good indicator for determination of the hydrothermal compo-

nent in the rock, while titanium is characteristic of the terrige-

nous input. Murray (1994) argued and stated that the manga-

nese  migrates  during  diagenesis.  However,  according  to  the

newer  studies  of  Permian  and  Triassic  cherts  conducted  in

southwest Japan by Kunimaru et al. (1998) and Shimizu et al.

(2001), manganese in fact can be used as an indicator of a ma-

terial  provenance.  Using  a  Mn-Al-Fe  diagram  proposed  by

Adachi et al. (1986) all the analysed samples fall in the non-

hydrothermal  field  (Fig. 6),  which  indicates  that  the  cherts

were  deposited  in  an  area  relatively  distant  from  the  hydro-

thermal  influence.  The  Al/Al+Fe+Mn  ratio  could  also  be  a

measure of the hydrothermal or continental contribution to the

sediment,  the  lower  values  indicating  a  hydrothermal  input

(Baltuck 1982; Adachi et al. 1986). The average value of this

ratio for the radiolarian cherts of the Medvednica Mt is 0.59,

which is very close to the value for the deep-sea clay (0.54)

(Bostrom  1976),  and  slightly  lower  than  the  value  of  0.619

(average  for  the  shale  composite)  typical  of  the  continental

material  (Baltuck  1982).  It  is  interesting  that  the  Middle  to

Upper Jurassic cherts of southern Spain have quite similar Al/

Al+Fe+Mn  ratio  values  (average  0.60  —  Ruitz-Ortiz  et  al.

1989) to the values of the Medvednica Mt. Further on, the Fe

and Mn contents in radiolarian cherts of the Medvednica Mt

are relatively low, which indicates that they were probably de-

posited further from the influence of the hydrothermal volcan-

ism, and probably closer to the continent (see Table 3). For the

discrimination of the input of terrigenous material in relation

to the volcaniclastic material, we used Zr/TiO

2

 vs. (V+Ni+Cr)/

Al

2

O

3 

diagram (Fig. 7) (Andreozzi et al. 1997). The ratio of

these groups of elements shows that all analysed samples fall

exclusively  within  the  field  of  rocks  deposited  under  the

strong influence of the terrigenous input.

According to the noted values by McLennan et al. (1993)

and Girty et al. (1996) the acquired values for the Al

2

O

3

/TiO

2

ratio  (average  27.70),  Th/Sc  ratio  (average  0.60)  and  Eu

anomalies  (PAAS  normalized  —  average  1.06;  NASC  nor-

malized — average 0.99) show that there has been mixing of

materials from two sources. A part of it probably comes from

an area built of differentiated upper continental crust, and the

other part from an area characteristic of undifferentiated mag-

matic arc built mainly of basic to neutral magmatic rocks.

Depositional environment. The Ce anomaly values of anal-

ysed samples range from 0.83 to 1.11 (average 0.99) (Table 6)

and indicate a sedimentation of the cherts in a continental mar-

gin  area.  As  noted  by  Murray  et  al.  (1990,  1992c)  the  near

spreading  ridge  sediments,  ocean-basin  floor  sediments,  and

continental margin sediments have Ce anomalies ~0.29, ~0.55

and 0.90 to 1.30, respectively. According to Dasgupta et al.

(1999), a CaO/(CaO+MgO) ratio of >0.70 is characteristic of

the fresh water environment while <0.50 is characteristic of

the  saline  water  environment.  The  ratios  CaO/(CaO+MgO)

(Table 6) for the majority of the studied Jurassic cherts suggest

sedimentation in saline water. The increased values of this ra-

tio in samples PE and JV (Table 6) are the consequence of the

secondary calcite.

On the basis of the MnO/TiO

2

 ratio, the studied rocks of the

Medvednica Mt can be classified in two groups. The values of

one group range from 0.18 to 0.46 while the other group rang-

es from 0.77 to 4.01 (Table 6). Sugisaki et al. (1982), Kunima-

ru et al. (1998) and Shimizu et al. (2001) stated that the values

of the MnO/TiO

2 

 ratio lower than 0.5 are characteristic of ar-

eas of the continental shelf, continental slope, marginal seas,

or of areas around basaltic islands, while the values of >0.5

are typical of deep ocean floor, trench or basaltic plateau sedi-

ments. The differentiation of the analysed cherts concerning

their depositional environment is also visible on the discrimi-

nation diagram La

n

/Ce

n

 vs. Al

2

O

3

/(Al

2

O

3

+Fe

2

O

3

) (NASC nor-

malized)  proposed by Murray (1994), and supplemented by

Girty et al. (1996) (Fig. 8). This diagram shows that most of

the Jurassic radiolarian cherts fall into the field characteristic

of sediments of the continental margin, while a part of it cov-

ers the field of island arc provenance with a tendency to the

ocean island field.

On the basis of presented discrimination diagrams, the con-

sidered ratios of certain elements or groups of elements that

we used as depositional environment indicators, detailed geo-

logical field studies and geochemical works for the Medvedni-

ca area (Halamiæ 1998), as well as on the basis of newer stud-

ies  that  dealt  with  the  geodynamic  evolution  of  this  area

during the Jurassic (Halamiæ et al. 1999; Pamiæ et al. 2002;

Babiæ et al. 2002), we constructed a hypothetical model of the

depositional area in the time of sedimentation of the studied

Middle Jurassic radiolarian cherts (Fig. 9).

Fig. 7. Zr/TiO

2

 vs. (V+Ni+Cr)/Al

2

O

3

 discrimination diagram (after

Andreozzi et al. 1997). All samples are in the field of terrigenous

origin of material in radiolarian cherts.

134                                                                       HALAMIÆ, MARCHIG and GORIÈAN

Paleogeographic distribution of continents and oceans dur-

ing the late Early and Middle Jurassic was determined by the

onset of sea-floor spreading in the Central Atlantic, the Alpine

Tethys and the Vardar Ocean, and synchronously, by subduc-

tion processes in the pre-existing oceanic basins (Stampfli &

Borel  2004).  Subduction  processes  in  the  investigated  area

were initiated probably already during the early Middle Juras-

sic. Wrenched-off pieces of the subducted oceanic crust along

with their sedimentary cover and obducted parts of the conti-

nental crust were built into the subduction complex (accretion-

ary  prism)  (Fig. 9).  By  further  uplifting  of  the  accretionary

wedge weathering of obducted magmatic rocks and overlying

sediments (oceanic crust) was enhanced. This weathered ma-

terial  was  transported  into  the  basin  as  an  undifferentiated

magmatic arc-like input (Fig. 9). The complex structure of the

accretionary  wedge,  formed  of  magmatic  and  sedimentary

rocks, explains the differentiation of the analysed MnO/TiO

2

and the La

n

/Ce

n

 vs. Al

2

O

3

/(Al

2

O

3

+Fe

2

O

3

) ratios of cherts in

two  different  groups  (see  above).  At  the  same  time,  due  to

Fig. 8.  La

n

/Ce

n

  vs.  Al

2

O

3

/(Al

2

O

3

+Fe

2

O

3

)  diagram  (Murray  1994;

Girty et al. 1996). The radiolarian cherts of Medvednica Mt are for

the most part grouped in the continental margin field, but with a ten-

dency to the island arc or ocean island field (NASC normalized).

Fig. 9. Hypothetical model of sedimentation basin in the Middle–Upper Jurassic for the Medvednica Mt area. 1 — carbonate rocks,

2 — clastic rocks (shale, siltstone and sandstone), 3 — radiolarian ooze, 4 — oceanic crust, 5 — continental material supply, 6 — material

supply from the accretionary wedge (Continental material-like supply mixed with the material of the obducted parts of the oceanic crust).

compression and uplifting, on the opposite side of the subduc-

tion  complex,  on  the  continent,  detritic  terrigenous  material

was  eroded  and  transported  into  the  basin  where  radiolarian

cherts accumulated (continental material supply) (Fig. 9).

The  closing  of  the  ocean  area  in  these  terrains  continued

during the Late Jurassic, and during these processes Triassic

and Jurassic radiolarian cherts, Triassic magmatic and carbon-

ate  rocks  and  Jurassic  clastic  sediments  (shales,  siltites  and

sandstones) were all incorporated into the accretionary prism.

The closing of the main basin, caused by the progress of the

subduction processes, ended during the late Late Jurassic with

the formation of a tectonic mélange (Halamiæ 1998; Babiæ et

al.  2002)  consisting  of  carbonate,  siliceous  and  magmatic

rocks of the Triassic age and clastic and siliceous rocks of the

Jurassic age. At the same time, a peripheral compression fore-

land basin has been formed (Halamiæ 1998; Babiæ et al. 2002)

(i.e.  piggyback  basin  —  Ori  &  Friend  1984;  Allen  &  Allen

1990). In this basin the shallow-water turbidites of Early Cre-

taceous  age  were  sedimented.  The  analysis  of  the  mineral

composition  of  the  sandstones  from  these  turbidites  showed

that the parent material was composed of sandstones, shales,

cherts, basic and ultrabasic magmatic rocks, and to a lesser ex-

tent of low-grade metamorphic rocks. Most of the heavy min-

eral fraction in these rocks consists of chromspinell originat-

ing  from  ophiolithic  rocks  (Crnjakoviæ  1987,  1989).  Such  a

group of source rocks matches the composition of the rocks

incorporated  into  the  accretionary  prism  during  the  Middle

and Late Jurassic.

The  final  closure,  that  is  the  collision  and  formation  of  a

typical  subduction-accretionary  complex  in  the  Medvednica

Mt area took place in the lower part of the early Late Creta-

ceous (Halamiæ 1998; Babiæ et al. 2002).

Conclusions

The Jurassic radiolarian cherts of the Medvednica Mt have a

high content of SiO

2

 (average 90.87 %), and most of the silica

is of biogenic origin. Such a provenance is indicated by a high

Si/Si+Al+Fe+Ca ratio. The higher contents of SiO

2

 in chert-

beds diluted the contents of the other elements (negative cor-

relation coefficient of all major, trace and rare earth elements

with SiO

2

) (Table 7).

JURASSIC RADIOLARIAN CHERTS IN NORTH-WESTERN CROATIA                                               135

According  to  the  Al/Al+Fe+Mn  ratio  and  Mn-Al-Fe  dia-

gram the depositional area of the radiolarian cherts was rela-

tively distant from the hydrothermal influence. The high posi-

tive correlation coefficient between the lithophile elements Ti,

K,  Al,  Th,  Zr,  Hf  and  Rb  and  the  Zr/TiO

2

  vs.  (V+Ni+Cr)/

Al

2

O

3

 diagram show that the detrital material in the radiolari-

an cherts has a terrigenous origin.

The Al

2

O

3

/TiO

2

 ratios and the Eu anomalies indicate prove-

nance of the detritus in the radiolarian cherts from an undiffer-

entiated magmatic arc, but the Th/Sc ratios suggest a source

from a differentiated upper continental crust.

The Ce anomalies indicate sedimentation in the continental

margin area, but the MnO/TiO

2 

ratio shows that the Jurassic

radiolarian cherts were derived from two different sedimenta-

tion areas: (1) continental shelf and slope, or marginal sea and

(2) deep ocean floor, trench or basaltic plateau. The two differ-

ent depositional areas (continental margin and island arc and

the ocean island, respectively) are also indicated by the La

n

/

Ce

n

 vs. Al

2

O

3

/(Al

2

O

3

+Fe

2

O

3

) ratio.

On the basis of geochemical data, field work and published

data, a hypothetical model of the depositional basin during the

deposition of the radiolarian cherts, was constructed. We sup-

pose that the analysed rocks deposited in a relatively narrow

sedimentary basin and that their detritic material derived from

two different source areas: (1) from a continent (terrigenous

input), and (2) from an accretionary wedge (undifferentiated

magmatic arc-like input).

The subduction processes were initiated already in the early

Middle Jurassic when the accretionary wedge began to form.

The closing of the sedimentatary basin and the incorporation

of the radiolarian cherts and other fragments characteristic of

the mélange into the accretionary prism took place during the

Late Jurassic when the peripheral foreland basin (piggyback

basin)  was  also  created.  That  basin  was  filled  up  with  the

Lower  Cretaceous  turbidites.  The  collisional  closing  of  this

part of the Tethys occured in the early Late Cretaceous.

Acknowledgments: This work was supported by the Ministry

of Science, Education and Sport of the Republic of Croatia (Ba-

sic Geochemical Mapping — Project No. 0181006). We would

like to thank Dr. Jozef Michalík (Bratislava, Slovak Republic),

Dr.  Zbigniew  Sawlowicz  (Krakow,  Poland)  and  Dr.  Paulian

Dumitrica (Gümlingen, Switzerland) for very helpful and criti-

cal comments which have improved the quality of the paper.

References

Adachi M., Yamamoto K. & Sugisaki R. 1986: Hydrothermal chert and

associated siliceous rocks from the northern Pacific: Their geologi-

cal significance as indication of ocean ridge activity. Sed. Geol. 47,

125–148.

Aitchison J. 1986: The statistical analysis of compositional data. Chap-

man and Hall, 1–416.

Allen P.A. & Allen J.R. 1990: Basin analysis. Blackwell Scientific Pub-

lications,  1–451.

Andreozzi M., Dinelli E. & Tateo F. 1997: Geochemical and mineralog-

ical criteria for the identification of ash layers in the stratigraphic

framework  of  a  foredeep;  the  early  Miocene  Mt.  Cervarola  sand-

stones, northern Italy. Chem. Geol. 137, 23–39.

Babiæ L.J., Hochuli P.A. & Zupaniè J. 2002: The Jurassic ophiolitic mé-

lange in the NE Dinarides: dating, internal structure and geotecton-

ic implications. Eclogae Geol. Helv. 95, 263–275.

Babiæ L.J. & Zupaniè J. 1973: Uppermost Jurassic and Early Cretaceous

deposits on Mt. Ivanšèica (Northern Croatia). Geol. Vjes. 26, 267–

272 (in Croatian).

Baltuck  M.  1982:  Provenance  and  distribution  of  Tethyan  pelagic  and

hemipelagic  siliceous  sediments,  Pindos  Mountains,  Greece.  Sed.

Geol. 31, 63–88.

Barrett  T.J.  1981:  Chemistry  and  mineralogy  of  Jurassic  bedded  chert

overlying  ophiolites  in  the  North  Apennines,  Italy.  Chem.  Geol.

34,  289–317.

Basch O. 1981: Basic geological map 1:100,000 Sheet Ivaniæ Grad. Inst.

za Geol. Istraž. Zagreb, Sav. geol. Zavod, Beograd.

Basch O. 1983: Explanatory notes for Sheet Ivaniæ Grad. Inst. za Geol.

Istraž. Zagreb, Sav. Geol. Zavod, Beograd 1–66 (in Croatian with

English summary).

Basch  O.  1995:  Geological  map  of  Medvednica  Mt.  (1:75,000).  In:

Šikiæ  K.  (Ed.):  Geological  Guide  of  the  Medvednica  Mt.  Inst.  za

Geol. Istraž. and INA-Naftaplin, Zagreb.

Baumgartner  P.O.,  Bartolini  A.,  Carter  E.S.,  Conti  M.,  Cortese  G.,

Danelian T., De Wever P., Dumitricã-Jud R., Gorièan Š., Guex J.,

Hull  D.M.,  Kito  N.,  Marcucci  M.,  Matsuoka  A.,  Murchey  B.,

O’Dogherty  L.,  Savary  J.,  Vishnevskaya  V.,  Widz  D.  &  Yao  A.

1995: Middle Jurassic to Early Cretaceous radiolarian biochronol-

ogy of Tethys based on Unitary Association. In: Baumgartner P.O.,

O’Dogherty L., Gorièan Š., Urquhart E., Pillevuit A. & De Wever

P.  (Eds.):  Middle  Jurassic  to  Lower  Cretaceous  radiolaria  of

Tethys:  occurrences,  systematics,  biochronology.  Mém.  Géol.  23,

1013–1038.

Berner  R.A.  1973:  Phosphate  removal  from  seawater  by  adsorption  on

volcanic ferric oxides. Earth Planet. Sci. Lett. 18, 77–86.

Bostrom K. 1976: Particulate and dissolved matter as sources for pelagic

sediments. Stockholm Contr. Geol. 30, 16–79.

Crnjakoviæ M. 1987: Sedimentology of Cretaceous and Paleogene clas-

tics  of  Mts.  Medvednica,  Ivanšèica  and  Žumberak.  Unpubl.  Phil.

Thesis,  University  of  Zagreb,  Faculty  of  Natural  and  Mathematic

Sciences, 1–91 (in Croatian with English summary).

Crnjakoviæ  M.  1989:  Lower  Cretaceous  shalow  water  sediments  of

Medvednica Mt. Acta Geol. 19, 2, 61–93 (in Croatian with English

summary).

Dasgupta H.C., Sambasiva Rao V.V. & Krishna C. 1999: Chemical en-

vironments of deposition of ancient iron- and manganese-rich sedi-

ments and cherts. Sed. Geol. 125, 83–98.

Di  Leo  P.,  Dinelli  E.,  Mongelli  G.  &  Schiattarella  M.  2002:  Geology

and  geochemistry  of  Jurassic  pelagic  sediments,  Scisti  silicei  For-

mation, southern Apennines, Italy. Sed. Geol. 150, 229–246.

Girty  G.H.,  Ridge  D.L.,  Knaack  C.,  Johnson  D.  &  Al-Riyami  R.K.

1996:  Provenance  and  depositional  setting  of  Paleozoic  chert  and

Argillite, Sierra Nevada, California. J. Sed. Res. 66, 1, 107–118.

Gorjanoviæ-Kramberger D. 1908: Geological map and explanatory notes

sheet Zagreb (Zone 22, COL. XIV). Naklada kr. zemaljske vlade,

1–75 (in Croatian).

Gromet  L.P.,  Dymek  R.F.,  Haskin  L.A.  &  Korotev  R.L.  1984:  The

“North  American  shale  composite”:  its  compilation,  major  and

trace  element  characteristics.  Geochim.  Cosmochim.  Acta  48,

2469–2482.

Gundlach  H.  &  Marchig  V.  1982:  Ocean  Floor  “Metalliferous  sedi-

ments” — two possibilities for genesis. In: Amstutz G.C., El Gore-

sy  A.,  Frenzel  G.,  Kluth  C.,  Moh  G.,  Wauschkuhn  A.  &

Zimmermann  R.A.  (Eds.):  Ore  genesis  —  the  state  of  the  art.

Springer Verlag, Berlin–Heidelberg, 200–210.

Haas J., Császár G., Kovács S. & Vörös A. 1990: Evolution of the West-

ern Part of the Tethys as reflected by the geological formations of

Hungary. Acta Geod. Geoph. Mont. Hung. 25, 3–4, 325–344.

Haas  J.,  Kovács  S.,  Krystyn  L.  &  Lein  R.  1995:  Significance  of  Late

Permian-Triassic facies zones in terrane reconstructions in the Al-

pine-North Pannonian domain. Tectonophysics 242, 19–40.

Haas J., Mioè P., Pamiæ J., Tomljenoviæ B., Árkai P., Bérczi-Makk A.,

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

tural pattern of the Alpine-Dinaridic-Panonnian triple junction. Int.

136                                                                       HALAMIÆ, MARCHIG and GORIÈAN

J. Earth Sci. 89, 2, 377–389.

Halamiæ J. 1998: The lithostratigraphic characterisation of Jurassic and

Cretaceous  sediments  with  ophiolite  of  Mts.  Medvednica,  Kalnik,

and Ivanèæica. Unpubl. Phil. Thesis, University of Zagreb, Faculty

of Natural and Mathematics Sciences, 1–180 (in Croatian with En-

glish summary).

Halamiæ  J.  &  Gorièan  Š.  1995:  Triassic  radiolarites  from  Mts.  Kalnik

and  Medvednica  (Notrhwestern  Croatia).  Geol.  Croatica  48,  2,

129–146.

Halamiæ J., Gorièan Š. & Slovenec D. 1995: Pelagic siliceous sediments

of North-Western part of Medvednica Mt. 1. Croatian Geological

Congress, Proceedings, 36–36 (in Croatian).

Halamiæ J., Gorièan Š., Slovenec Da. & Kolar-Jurkovšek T. 1999: Mid-

dle  Jurassic  Radiolarite-Clastic  Succession  from  the  Medvednica

Mt. (NW Croatia). Geol. Croatica 52, 1, 29–57.

Halamiæ J., Marchig V. & Gorièan Š. 2001: Geochemistry of Triassic ra-

diolarian cherts in North-Western Croatia. Geol. Carpathica 52, 6,

327–342.

Haskin M.A. & Haskin L.A. 1966: Rare Earths in European shales: a re-

determination. Science 154, 507–509.

Herak  M.  1986:  A  new  concept  of  geotectonics  of  the  Dinarides.  Acta

Geol. 16, 1, 1–42.

Herak  M.,  Jamièiæ  D.,  Šimuniæ  A.  &  Bukovac  J.  1990:  The  northern

boundary of the Dinarides. Acta Geol. 20, 1, 5–27.

Jenkyns  H.C.  &  Winterer  E.L.  1982:  Paleoceanography  of  Mesozoic

ribbon radiolarites. Earth Planet. Sci. Lett. 60, 351–375.

Kato Y., Nakao K. & Isozaki Y. 2002: Geochemistry of Late Permian to

Early  Triassic  pelagic  cherts  from  southwest  Japan:  implications

for an oceanic redox change. Chem. Geol. 182, 15–34.

Kovács S., Császár G., Galácz A., Haas J., Nagy E. & Vörös A. 1988: The

Tisza Superunit was originally part of the North Tethyan (European)

margin. In: Rakús M., Dercourt J. & Nairn A.E.M. (Eds.): Evolution

of the Northern margin of Tethys: the results of IGCP Project 198.

Mém. Soc. Géol. France 2, 81–100.

Kunimaru T., Shimizu H., Takahashi K. & Yabuki S. 1998: Differences

in geochemical features between Permian and Triassic cherts from

the  Southern  Chichibu  terrane,  southwest  Japan:  REE  abudances,

major element compositions and Sr isotopic ratios. Sed. Geol. 119,

195–217.

Manetti  P.,  Peccerillo  A.  &  Poli  G.  1979:  Rare  earth  element  distribu-

tion  in  jurassic  siliceous  rocks  from  northern  Apennines  (Italy).

Mineral. Petrogr. Acta 23, 87–98.

Marchig V., Gundlach H., Möller P. & Schley F. 1982: Some geochemi-

cal indicators for discrimination between diagenetic and hydrother-

mal metalliferous sediments. Mar. Geol. 50, 241–256.

McLennan S.M. 1989: Rare Earth elements in sedimentary rocks: influ-

ence  of  provenance  and  sedimentary  processes.  In:  Ipin  B.R.  &

McKay  G.A.  (Eds.):  Geochemistry  and  mineralogy  of  the  rare

Earth elements. Rev. in Mineralogy 21, 169–200.

McLennan  S.M.,  Hemming  S.,  McDaniel  D.K.  &  Hanson  G.N.  1993:

Geochemical  approaches  to  sedimentation,  provenance,  and  tec-

tonics.  In:  Johnsson  M.J.  &  Basu  A.  (Eds.):  Precesses  controlling

the composition of clastic sediments. Geol. Soc. Amer., Spec. Pap.

284, 21–40.

Murray R.W. 1994: Chemical criteria to identify the depositional envi-

ronment  of  chert:  general  principles  and  applications.  Sed.  Geol.

90,  213–232.

Murray  R.W.,  Buchholtz  ten  Brink  M.R.,  Jones  D.L.,  Gerlach  D.C.  &

Russ III G.P. 1990: Rare Earth elements as indicators of different

marine depositional environments in chert and shale.  Geology  18,

268–271.

Murray R.W., Buchholtz ten Brink M.R., Brumsack H.J., Gerlach D.C.

& Russ III G.P. 1991: Rare Rarth elements in Japan Sea sediments

and  diagenetic  behavior  of  Ce/Ce*:  results  from  ODP  Leg  127.

Geochim. Cosmochim. Acta 55, 2453–2466.

Murray R.W., Jones D.L. & Buchholtz ten Brink M.R. 1992a: Diagenet-

ic  formation  of  bedded  chert:  Evidence  from  chemistry  of  chert-

shale couplet. Geology 20, 271–274.

Murray R.W., Buchholtz ten Brink M.R., Gerlach D.C., Russ III G.P. &

Jones D.L. 1992b: Rare Earth, major, and trace element comopsi-

tion of Monterey and DSDP chert and associated host sediment: as-

sessing  the  influence  of  chemical  fractionation  during  diagenesis.

Geochim. Cosmochim. Acta 56, 2657–2671.

Murray R.W., Buchholtz ten Brink M.R., Gerlach D.C., Russ III, G.P. &

Jones  D.L.  1992c:  Interoceanic  variation  in  the  rare  earth,  major,

and  trace  element  depositional  chemistry  of  chert:  Perspectives

gained  from  the  DSDP  and  ODP  record.  Geochim.  Cosmochim.

Acta 56, 1897–1913.

Ori  G.G.  &  Friend  P.F.  1984:  Sedimentary  basins,  formed  and  carried

piggyback on active thrust sheets. Geology 12, 475–478.

Pamiæ J. & Tomljenoviæ B. 1998: Basic geological data on the Croatian

part  of  the  Zagorje-Mid-Transdanubian  Zone.  Acta  Geol.  Hung.

41,  389–400.

Pamiæ J., Tomljenoviæ B. & Balen D. 2002: Geodynamic and petroge-

netic evolution of Alpine ophiolites from the central and NW Di-

narides: an overview. Lithos 65, 113–142.

Pilar  Ð.  1881:  Grundzüge  der  Abyssodynamik.  Commisions-Verl.  d.

Universitäts-Buchhandlung  (Albrecht  &  Fiedler),  Zagreb,  1–220

(in German).

Rangin C., Steinberg M. & Bonnot-Courtois C. 1981: Geochemistry of

the  Mesozoic  bedded  chert  of  Central  Baja  California  (Vizcaino-

Cedros-San  Benito):  implications  for  paleogeographic  reconstruc-

tion of an old oceanic basin. Earth Planet. Sci. Lett. 54, 313–322.

Ruitz-Ortiz  P.A.,  Bustillo  M.A.  &  Molina  J.M.  1989:  Radiolarite  se-

quences of the Subbetic, Betic Cordillera, Southern Spain. In: Hein

J.R.  &  Obradoviæ  J.  (Eds.):  Siliceous  deposits  of  the  Tethys  and

Pacific regions. Springer Verlag, 107–127.

Shimizu H. & Masuda A. 1977: Cerium in chert as an indication of ma-

rine environment of its formation. Nature 266, 346–348.

Shimizu H., Kunimaru T., Yoneda S. & Adachi M. 2001: Sources and

depositional  environments  of  some  Permian  and  Triassic  cherts:

significance  of  Rb-Sr  and  Sm-Nd  isotopic  and  REE  abundance

data. J. Geol. 109, 105–125.

Stampfli  G.M.  &  Borel  G.D.  2004:  The  TRANSMED  transect  in  space

and time: constraints on the paleotectonic evolution of the Mediter-

ranean  domain.  In:  Cavazza  W.,  Roure  F.,  Spakman  W.,  Stampfli

G.M. & Ziegler P.A. (Eds.): The TRANSMED Atlas: the Mediterra-

nean region from crust to mantle. Springer Verlag, (in print).

Sugisaki  R.  1984:  Relation  between  chemical  composition  and  sedi-

mentation  rate  of  Pacific  Ocean-floor  sediments  deposited  since

the  middle  Cretaceous:  Basic  evidence  for  chemical  constraints

on  depositional  environments  of  ancient  sediments.  J.  Geol.  92,

235–259.

Sugisaki R., Yamamoto K. & Adachi M. 1982: Triassic bedded cherts in

central Japan are not pelagic. Nature 298, 644–647.

Sugitani  K.,  Yamamoto  K.,  Wada  H.,  Binu-Lal  S.S.  &  Yoneshige  M.

2002:  Geochemistry  of  Archean  carbonaceous  cherts  deposited  at

immature  island-arc  setting  in  the  Pilbara  Block,  Western  Austra-

lia. Sed. Geol. 151, 45–66.

Swan  A.R.H.  &  Sandilands  M.  1996:  Introduction  to  geological  data

analysis. Blackwell Science, Oxford, 1–446.

Šikiæ K. 1995: Review of the geology of the Medvednica Mt. In: Šikiæ

K.  (Ed.):  Geological  guide  of  Medvednica  Mt.  Inst.  Geol.,  INA-

Naftaplin 7–30 (in Croatian).

Šikiæ K., Basch O. & Šimuniæ A. 1977: Basic geological map 1:100,000

Sheet  Zagreb.  Inst.  za  Geol.  Istraž.,  Zagreb,  Sav.  Geol.  Zavod,

Beograd.

Šikiæ  K.,  Basch  O.  &  Šimuniæ  A.N.  1979:  Basic  geological  map

1:100,000,  explanatory  notes  sheet  Zagreb.  Inst.  za  Geol.  Istr.,

Zagreb,  Sav.  Geol.  Zavod,  Beograd,  1–81  (in  Croatian  with  En-

glish summary).

Taylor S.R. & McLennan S.M. 1985: The continental crust: its composi-

tion and evolution. Blackwell,  Oxford–London–Edinburg–Boston–

Palo Alto–Melbourne, 1–312.

Wilson M. 1989: Igneous petrogenesis — a global tectonic aproach. Un-

win Hyman, London, 1–465.