background image

www.geologicacarpathica.sk

GEOLOGICA CARPATHICA, DECEMBER 2009, 60, 6, 463—483                                        doi: 10.2478/v10096-009-0034-z

Introduction

The  Pieniny  Klippen  Belt  (Fig. 1)  is  a  narrow,  tectonically
complicated  zone  of  the  Western  Carpathians,  forming  the
boundary  between  their  internides  and  externides.  The  zone
represents  a  melange  of  various  paleogeographic-tectonic
units coming from the Central Western Carpathians and from
the independent Oravic Superunit which dominates the Pieniny
Klippen  Belt.  The  shallowest  Oravic  unit  is  the  Czorsztyn
Unit which is considered to be paleogeographically located on
a swell or ridge (Fig. 2). Its sedimentary record is known from

the  Hettangian  till  the  latest  Cretaceous.  Shallow-marine  de-
posits  dominated  the  Bajocian  to  Valanginian  lithostratigra-
phy  of  this  unit  (Fig. 3).  After  the  Valanginian,  a  hiatus
encompassing the whole Hauterivian, Barremian and substan-
tial  parts  of  the  Aptian  occurred  in  this  unit  (Aubrecht  et  al.
2006). Tithonian to Valanginian formations of this unit are of-
ten covered by pelagic Albian to Cenomanian red marly lime-
stones,  marlstones  and  radiolarites  (Chmielowa  and
Pomiedznik Formations). The cause and character of this hia-
tus  were  for  a  long  time  unclear.  Submarine  non-deposition
and erosion were the most preferred explanations because of

Provenance of the detrital garnets and spinels from the

Albian sediments of the Czorsztyn Unit (Pieniny Klippen Belt,

Western Carpathians, Slovakia)

ROMAN AUBRECHT

1,4

, ŠTEFAN MÉRES

2

, MILAN SÝKORA

and TOMÁŠ MIKUŠ

3

1

Department of Geology and Paleontology, Faculty of Natural Sciences, Comenius University, Mlynská dolina G, 842 15 Bratislava,

Slovak Republic;  aubrecht@fns.uniba.sk;  sykora@fns.uniba.sk 

2

Department of Geochemistry, Faculty of Natural Sciences, Comenius University, Mlynská dolina G, 842 15 Bratislava,

Slovak Republic;  meres@fns.uniba.sk

3

Geological Institute, Slovak Academy of Sciences, Severná 5, 974 01 Banská Bystrica, Slovak Republic;  mikus@savbb.sk

4

Geophysical Institute, Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, 845 28 Bratislava, Slovak Republic

(Manuscript received August 14, 2008; accepted in revised form June 25, 2009)

Abstract: According to earlier concepts, the Czorsztyn Unit (Oravic Superunit, Pieniny Klippen Belt, Western Carpathians)
sedimented on the isolated Czorsztyn Swell which existed in the Middle Jurassic—Late Cretaceous time in the realm of the
Outer Western Carpathians. This paper brings new data providing an alternative interpretation of its Cretaceous evolution.
They are based on heavy mineral analysis of the Upper Aptian/Lower Albian sediments of the Czorsztyn Unit. They rest
upon a karstified surface after a Hauterivian-Aptian emersion and are represented by condensed, red marly organodetritic
limestones with some terrigenous admixture (Chmielowa Formation). The heavy mineral spectrum is dominated by spinels,
followed by garnet, with lesser amounts of zircon, rutile and tourmaline. The composition of the majority of the detrital
garnets shows that they were derived from primary HP/UHP parental rocks which were recrystallized under granulite and
amphibolite facies conditions. The garnets were most probably derived directly from the magmatic and metamorphic rocks
of the Oravic basement, as the  high-pyrope garnets are known to be abundant in Mesozoic sediments all over the Outer
Western Carpathians. The presence of spinels is surprising. According to their chemistry, they were mostly derived from
mid-oceanic ridge basalts (MORB) peridotites, supra-subduction zone peridotites (harzburgites) and transitional lherzolite/
harzburgite types. Only a lesser amount of spinels was derived from volcanics of BABB composition (back-arc basin
basalts). The presence of this ophiolitic detritus in the Czorsztyn Unit is difficult to explain. Ophiolitic detritus appeared in
the Aptian/Albian time only in the units which were considered to be more distant, because they were situated at the
boundary between the Central and the Outer Western Carpathians (Klape Unit, Tatric and Fatric domains). The hypotheti-
cal Exotic Ridge which represented an accretionary wedge in front of the overriding Western Carpathian internides was
considered to be a source of the clastics. In previous paleogeographical reconstructions, the Czorsztyn Unit was situated
north of the Pieniny Trough (considered to be one of the branches of the Penninic-Vahic Ocean). In the trough itself, the
ophiolitic detritus appeared as late as in the Senonian and there was no way it could reach the Czorsztyn Swell which was
considered to be an isolated elevation. The new results presented herein show that these reconstructions do not fit the
obtained data and infer a possibility that the Czorsztyn sedimentary area was not isolated in the Cretaceous time and it was
situated closer to the Central Carpathian units than previously thought. A new paleogeographical model of the evolution of
the Pieniny Klippen Belt is presented in the paper: Oravic segment was derived from the Moldanubian Zone of the Bohe-
mian Massif by the Middle Jurassic rifting which caused block tilting where most of the Oravic units were arranged north
of the Czorsztyn Swell. The Oravic segment was situated in the lateral continuation of the Central and Inner Western
Carpathians from which it was detached by later clockwise rotation. The Oravic segment was then laterally shifted in front
of the Central Western Carpathians, together with remnants of the Meliatic suture zone which represented a source for the
exotics to the Klape, Tatric, Fatric and Oravic units.

Key words: Cretaceous paleogeography, provenance, Pieniny Klippen Belt, heavy minerals.

background image

464

AUBRECHT, MÉRES, SÝKORA and MIKUŠ

Fig. 1. Structural scheme of Slovakia (according to Lexa et al. 2000 – modified) and location of the sampling sites.

Fig. 2. Reconstruction of the paleogeographical position of the indi-
vidual Oravic units after Birkenmajer (1977, slightly modified).

the  pelagic  character  of  the  overlying  sediments.  Detailed
studies, however, showed that the hiatus resulted from emer-
sion,  erosion  and  karstification  of  the  older  sediments
(Aubrecht  et  al.  2006).  The  research  also  revealed  that  the
deposition  of  the  overlying  Chmielowa  Formation  started  in
the  Late  Aptian  in  the  form  of  red  organodetritic  limestones
with  phosphatic  stromatolites  and  oncoids  and  sandy  detrital
admixtures which are locally preserved at the base of the for-
mation.  Already  the  thin-section  study  revealed  the  presence
of spinel grains, together with some small basaltic pebbles in

background image

465

DETRITAL GARNETS AND SPINELS FROM THE ALBIAN SEDIMENTS (PIENINY KLIPPEN BELT)

Fig. 3. Lithostratigraphic chart of the Czorsztyn Unit from Aalenian
to Albian.

these limestones, and provoked detailed heavy mineral analy-
sis which brought unexpected results with far-reaching conse-
quences in the paleogeography of the Outer Carpathians.

Studied localities and analytical methods

Seven samples from six localities were analysed for heavy

minerals:  Vršatec I,  Vršatec II,  Horné  Sŕnie  (2  samples),
Lednica, Jarabina and Kamenica (Fig. 1; for the detailed loca-
tion of the sampling sites see Aubrecht et al. 2006). The average
weight of the samples was about 2 kg. To separate the sandy
siliciclastic  admixture,  the  samples  were  dissolved  in  acetic
acid  and  washed  by  water.  The  fraction  between  0.08  and

0.71 mm  was  separated  by  sieving.  Smaller  grains  were
washed out because of the difficulty of determining by optical
methods.  The  remaining  fraction  underwent  separation  in
heavy liquids (bromoform and tetrabromethane, densities 2.8
and 2.92 respectively). The fraction 0.08—0.25 mm was stud-
ied in transmitting light, the whole fraction was also examined
by a stereomicroscope. The percentages of the heavy mineral
assemblages  were  determined  by  ribbon  point  counting.
Spinels and garnets were hand-picked, then mounted in epoxy
resin, polished and coated with carbon.

The spinels were analysed using a wave-dispersion (WDS)

electron  microprobe  at  the  Department  of  Mineralogy  in  the
Natural History Museum, London (UK). The microprobe used
was Cameca SX50. The following operating conditions were
used:  20 kV  accelerating  voltage,  20 nA  beam  current,  beam
diameter 2—5 µm, counting time 20 seconds, ZAF corrections,
standards (n-natural, sy-synthetic) – TiO

2

 (sy), CaTiO

3

 (sy),

V (sy), wollastonite (n), Cr

2

O

3

 (sy), Mn (sy), hematite (sy), Co

(sy),  Ni  (sy),  ZnS  (sy),  Al

2

O

(sy),  diopside  (n),  MgO

2

  (sy).

Fe

2+

  and  Fe

3+

  in  spinels  were  calculated  assuming  an  ideal

stoichiometry.  The  composition  of  garnets  was  determined
using a CAMECA SX-100 electron microprobe at the State
Geological  Institute  of  Dionýz  Štúr  in  Bratislava.  The  ana-
lytical  conditions  were  15 kV  accelerating  voltage  and  20
nA  beam  current,  with  a  peak  counting  time  of  20  seconds
and a beam diameter of 2—10 µm. Raw counts were corrected
using a PAP routine.

Results and source rocks interpretation

Percentages of heavy minerals

In  all  the  samples,  spinels  and  garnets  are  dominant,  with

lesser  amounts  of  rutile,  tourmaline  and  zircon  (Fig. 4).  In
some samples, increased numbers of tourmaline, anatase and
magnetite  were  recorded  (Fig. 4,  Table 1).  Kyanite  and  il-
menite  grains  were  also  found  in  rare  cases.  For  provenance
studies of this assemblage, chemical analyses of the two most
abundant minerals, garnet and spinel, were carried out.

Fig. 4. Diagram showing percentages of the individual heavy min-
erals in the examined samples.

background image

466

AUBRECHT, MÉRES, SÝKORA and MIKUŠ

Chemical composition of detrital garnets and their origin

Garnets  belong  to  a  group  of  rock-forming  minerals  with

high  importance  for  interpretations  of  the  genesis  of  many
types of rocks: (1) garnets are useful in defining metamorphic

Locality 

Spl Grt Zrn Rt Tur Ant Mgt 

Horné Sŕnie 1 

57 

27 

  7 

  9 

  0 

Horné Sŕnie 2 

56 

21 

  9 

  9 

  0 

Vršatec 1 

53 

36 

  4 

  0 

  0 

Vršatec 2 

50 

  7 

  9 

19 

12 

Lednica 

65 

12 

14 

  9 

  0 

Kamenica 

59 

28 

  4 

  7 

  0 

Jarabina 

46 

31 

  9 

  4 

  2 

Explanations: Spl — spinels, Grt — garnet, Zrn — zircon, Rt — rutile,  
Tur — tourmaline, Ant — anatase, Mgt — magnetite. All symbols for  
rock-forming minerals in this paper were used according to Kretz (1983).

 

Table 1: Percentual ratios of heavy minerals in the examined samples.

Fig. 5. Composition of the garnets from UHP/HP metamorphic conditions in the classification diagrams “pyrope-almandine-grossular” (Méres
2008). Explanations: A = field of Grt compositions from HP/UHP conditions; B = field of Grt compositions from granulite and eclogite facies
conditions; C1 = transitional field of Grt compositions from high amphibolite to granulite facies conditions; C2 = field of Grt compositions
from amphibolite facies conditions (Comment: field C2 includes many other Grts too: Grt from blue schists, Grt from skarns, Grt from serpen-
tinites, Grt from igneous rocks, etc.). No. 1—7: Source rocks of the individual garnets (see text).

Source of the garnet compositions. Right diagram: Grt from HP granulites in the Góry Sowie Mts (Polish Sudetes; O’Brien et al. 1997), Grt
from peridotites, eclogites and granulites from the Bohemian Massif (Messiga & Bettini 1990; Nakamura et al. 2004; Seifert & Vrána 2005;
Vrána et al. 2005; Medaris et al. 2006a,b; Janoušek et al. 2006, 2007; Racek et al. 2008), Grt from HP and UHP eclogites and garnet peri-
dotites from the Western Gneiss Region (WGR, Norway; Krogh Ravna & Terry 2004), Grt from kimberlites (Schulze 1997), Grt from eclogites
with inclusions of diamond (Schulze 1997), Grt from HP granulites, from UHP eclogites with inclusions of coesite and Grt peridotites from
the Saxonian Erzgebirge and Granulitgebirge (Massonne & Bautsch 2004). Left diagram: Grt from mica schists, gneisses and amphibolites
and amphibolized eclogites occurrence in the pre-Alpine basement rocks of the Western Carpathians Mts (Hovorka et al. 1987; Méres & Ho-
vorka 1989, 1991; Hovorka & Méres 1990, 1991; Korikovsky et al. 1990; Hovorka et al. 1992; Janák et al. 1996, 2001, 2007; Hovorka &
Spišiak 1997; Vozárová & Faryad 1997; Faryad & Vozárová 1997; Janák & Lupták 1997; Méres et al. 2000; Faryad et al. 2005).

conditions,  (2)  can  be  utilized  for  the  estimation  of  the  p-T
history of the host rock, (3) garnets are very good indicators
of  their  parental  rock  types  (mafic,  felsic,  Mn-rich,  V-rich,
Cr-rich, etc.), (4) detrital garnets are useful in paleogeography.
Natural  garnets  grown  in  various  metamorphic  conditions
were  classified  by  Méres  (2008;  Figs. 5  and  6)  in  pyrope-al-
mandine-grossular and pyrope-almandine-spessartine triangle
diagrams. Three main groups were distinguished: (A) garnets
from  HP/UHP  (high-pressure  to  ultra-high-pressure  condi-
tions), (B) garnets from eclogite and granulite facies condi-
tions,  (C)  garnets  from  amphibolite  facies  conditions,  with
C1  –  transitional  subgroup  between  the  granulite  and  am-
phibolite facies conditions and C2 – subgroup of the amphib-
olite facies conditions. These groups have been distinguished
according to their chemical compositions and inclusions.

The  garnets  from  HP/UHP  conditions  displaying  typical

composition  Prp

< 70

Alm

~

15

Grs

~

10

Sps

< 1

Uvar

< 5

,

 

are  homoge-

neous (only the B group and C1 subgroup have diffusion zon-
ing)  and  contain  typical  inclusions  of  the  minerals  from  the

background image

467

DETRITAL GARNETS AND SPINELS FROM THE ALBIAN SEDIMENTS (PIENINY KLIPPEN BELT)

Fig. 6. Composition of the garnets from granulite and amphibolite facies conditions in the classification diagrams “pyrope-almandine-spes-
sartine” (Méres 2008). Explanations as Fig. 5.

UHP  conditions  such  as  phengite,  kyanite,  coesite  or  dia-
mond. The garnets from eclogite facies conditions have most
commonly Prp

30—50

Alm

35—45

Grs

~

10

Sps

<1

 composition and con-

tain inclusions of the minerals like omphacite, phengite, rutile,
kyanite, zoisite and Al-Cr-spinels. The  garnets  from  granulite
facies  conditions  are  characterized  by  Prp

20—30

Alm

50—60

Grs

< 30

Sps

< 2

  composition  and  contain  inclusions  of  minerals

such  as  diopside,  rutile,  spinel,  amphibole  or  pargasite.  The
garnets  from  the  transitional  subgroup  between  the  granulite
and  amphibolite  facies  conditions  (C1)  generally  display
Prp

15—25

Alm

< 70

Grs

< 30

Sps

< 3 

composition  and  contain  inclu-

sions

 

of  minerals  typical  for  high-grade  amphibolite  facies

rocks  (e.g.  Cpx + Hbl+ Plg  symplectites).  The  garnets  from
amphibolite  facies  conditions  (C2  subgroup)  generally  have
Prp

< 15

Alm

~

75

Grs

< 30

Sps

> 3

  composition.  Prograde  growth  zo-

nation and inclusions

 

of the minerals like kyanite, sillimanite,

andalusite, staurolite, chloritoide, biotite, plagioclase, amphib-
ole,  K-feldspar,  epidote  and  muscovite  are  typical  for  these
garnets. In the C2 subgroup, garnets from many other sources
integrate, for example garnets from igneous rocks (granitoids,
syenites), HP/LT metamorphic rocks, contact-metamorphosed
rocks (skarns) or from serpentinites.

Some garnet grains from the examined samples showed pre-

served euhedral crystal shape; most of the grains were suban-
gular,  showing  a  low-grade  of  roundness  (Fig. 7a).  Some  of
the  analysed  garnet  grains  bear  traces  of  intrastratal  etching.
Electron  microprobe  analyses  of  the  detrital  garnets  (48
grains, 105 analyses) from the Vršatec I, Vršatec II, Jarabina,
Horné  Sŕnie,  Lednica  and  Kamenica  localities  show  signifi-
cant variation in chemistry. Variation of garnet composition is

expressed in the relative proportions of the pyrope, almandine,
grossular and spessartine end member components (Table 2).
The garnets were classified according to the above mentioned
pyrope-almandine-grossular  and  pyrope-almandine-spessar-
tine diagrams (Méres 2008). The composition of detrital gar-
net  grains  shows  that  they  can  be  subdivided  into  7  groups,
according to their parental rocks (Fig. 8a and Fig. 8b):

(1) Garnets derived from UHP eclogites or garnet peridot-

ites (Fig. 8a and Fig. 8b field A.1). This garnet assemblage is
dominated  by  high  pyrope  (around  and  higher  50 mol %),
moderate  almandine  (30—40 mol %)  and  grossular  (11—
17 mol %)  and  low  spessartine  components  (less  than
1 mol %).  The  garnets  are  relatively  homogeneous  due  to
their high-temperature equilibration above 600—650 °C. The
garnets  locally  contain  inclusions  of  Al

2

SiO

5

  (kyanite,

Fig. 7–Grt 2—9).

(2) Garnets derived from HP eclogites and HP mafic granu-

lites  (Fig. 8a  and  Fig. 8b  field B.2)  are  also  homogeneous.
These  garnets  are  characterized  by  high  pyrope  (30—
50 mol %), moderate almandine (40—50 mol %) and grossular
(17—20 mol %)  molecule  and  very  low  spessartine  contents
(less than 2 mol %).

(3) Garnets derived from felsic and intermediate granulites

(Fig. 8a  and  Fig. 8b  field B.3).  These  garnets  are  dominated
by  relatively  high  pyrope  (30—40 mol %),  moderate  almand-
ine  (48—60 mol %),  higher  amounts  of  grossular  molecules
(less  than  5 mol %)  and  very  low  spessartine  (less  than
2 mol %). These garnets are relatively homogeneous.

(4)  Garnets  derived  from  gneisses  metamorphosed  under

P-T  transitional  to  granulite  and  amphibolite  facies  condi-

background image

468

AUBRECHT, MÉRES, SÝKORA and MIKUŠ

tions  (Fig. 8a  and  Fig. 8b  field C1.4&5).  They  have  higher
almandine  contents  (60—70 mol %),  lower  pyrope  contents
(20—30 mol %) than the granulitic garnets, but low content of
spessartine ( < 2 mol %) and grossular ( < 5 mol %). These gar-
nets are homogeneous.

(5)  Garnets  derived  from  amphibolites  metamorphosed

under transitional P-T granulite to amphibolite facies condi-
tions 
(Fig. 8a and Fig. 8b field C1.4 & 5)They differ from the
4-group garnets by having higher proportions of the grossular
molecule  (6—30 mol %)  and  relatively  lower  almandine  con-
tents (45—60 mol %). These garnets locally contain inclusions

Fig. 7a. Back-scattered electron (BSE) images of the detrital garnets from the Upper Aptian/Lower Albian sediments of the Czorsztyn Unit.

(Fig. 7a)  of  spinel  (Spl  in  Grt 4—12),  TiO

2

  (Rtl  in  Grt 2—10),

muscovite (Ms in Grt 2—10) and pyrite (Py in Grt 2—10).

(6)  Garnets  derived  from  gneisses  metamorphosed  under

amphibolite facies conditions (Fig. 8a and Fig. 8b field C2.6).
They have the highest almandine contents ( > 70 mol %), low-
est pyrope contents ( < 20 mol %) and highest contents of sp-
essartine  (2—28 mol %)  of  the  studied  detrital  garnets.
Contents of grossular were less than 7 mol %.

(7) Garnets derived from amphibolites metamorphosed un-

der  amphibolite  facies  conditions  (Fig. 8a  and  Fig. 8b
field C2.7).  They  differ  from  the  group  6  by  having  higher

background image

469

DETRITAL GARNETS AND SPINELS FROM THE ALBIAN SEDIMENTS (PIENINY KLIPPEN BELT)

Fig. 7b. Back-scattered electron (BSE) images of the detrital spinel, rutile, ilmenite, kyanite and zircon from the Upper Aptian/Lower Albian
sediments of the Czorsztyn Unit.

proportions of the grossular molecule (7—45 mol %) and lower
almandine  contents  (45—55 mol %).  These  garnets  (together
with  the  garnets  from  the  group  6)  exhibit  chemical  growth
zoning characterized by Ca- and Mn-richer cores and Fe- and
Mg-richer rims (Fig. 7a–Grt 4—4; Table 2). Occurrence of the
growth zoning in the garnets indicates their origin in the tem-
perature  field  below  600 °C.  The  inclusions  (Fig. 7a)  in  the
detrital garnets of the 6 and 7 groups are mainly apatite (Ap in
Grt 4—9,  Grt 4—14),  biotite  (Bt  in  Grt 4—14),  zoisite  (Zo  in
Grt 4—4), SiO

2

 (Qtz in Grt 4—4) and zircon (Zr in Grt 4—10 and

in Grt 4—11). Part of the garnets belonging to this group which
has  higher  grossular  (27—48 mol %)  and  spessartine  contents

(3—30 mol %) was most likely derived from HP/LT metaultra-
mafites (number 7* in Table 2).

The  variable  compositions  of  the  analysed  detrital  garnets

suggest,  that  the  source  area  comprised  predominantly  large
complexes  of  the  metamorphic  parental  rocks  formed  under
medium to high-grade conditions. Garnets from the rocks like
garnet peridotite, eclogite and granulite (Fig. 8a,b field A and
field B) indicate that their source area was initially metamor-
phosed  under  HP(UHP?)/HT  conditions.  Garnets  from  the
rocks  such  as  gneisses  and  amphibolites  (Fig. 8a,b  field  C2)
indicate  the  amphibolite  facies  metamorphism.  The  garnet
compositions  show  continuous  distribution  between  the  two

background image

470

AUBRECHT, MÉRES, SÝKORA and MIKUŠ

Fig. 8a. Ternary diagrams
of  the  almandine-pyrope-
grossular  ratios,  classify-
ing  the source rocks of the
studied  detrital  garnets
from  Upper  Aptian/Lower
Albian  sediments  of  the
Czorsztyn  Unit  according
to their origin. Explanations
see Fig. 5  and Fig. 6.

end-members  (represented  by  the  fields  C1  and  C2).  It  sug-
gests  that  the  initial  HP/UHP  complex  of  the  parental  rocks
was exhumed and retrogressively recrystallized under granu-
lite and amphibolite facies conditions. Population of the detri-
tal garnets (Fig. 8a,b) from Vršatec I, Vršatec II and Jarabina
localities indicates a relatively high proportion of garnets de-
rived  from  HP/UHP  parental  rocks,  and  suggests  erosion  of
the  lower  part  of  the  metamorphic  rock  complex.  Relatively
high  amount  of  garnets  from  amphibolite  facies  conditions
found  at  Horné  Sŕnie,  Lednica  and  partly  Jarabina  localities
suggests a rock source from the upper parts of the metamor-
phic rock complexes.

Chemical composition of spinels and their origin

The spinel grains were mostly fragmented (Fig. 7b); their

roundness  is  low  (the  grains  are  mostly  subangular).  The
analysed  spinels  (Table 3)  show  some  chemical  variability,
mainly in the most important parameters, such as Mg# (Mg/
Mg + Fe

2+

),  Cr#  (Cr/Cr + Al),  TiO

2

  and  Fe

2+

/Fe

3+

.  This  vari-

ability points to different sources of spinels. To distinguish the

spinels  derived  from  peridotites  and  volcanics,  a diagram  of
TiO

2

 vs. Al

2

O

3

 is used (Fig. 9; Lenaz et al. 2000; Kamenetsky

et al. 2001). To estimate diversity of the original tectonic posi-
tion of ophiolites, classification of peridotites on the basis of
spinel  chemistry  is  used  (Fig. 10;  Dick  &  Bullen  1984).  On
the basis of the spinel chemistry, three main groups can be dis-
tinguished: mantle peridotite spinels, volcanic spinels and rare
altered spinels.

Peridotite spinels have variable composition resulting from

Al

2

O

3

 contents, which enables us to distinguish two different

groups.  The  first  group  is  characterized  by  increased  Al

2

O

3

contents  (40—56.99 mol %)  and  MgO  contents  (18.54—
19.48 wt. %). Their Cr# ranges from 10 to 30 mol % and Mg#
from 66 to 78 mol %. This composition is typical for MORB
(mid-oceanic ridge basalts) peridotites. According to Dick &
Bullen’s (1984) classification, these spinels correspond to the
I-type peridotites (lherzolites). The second group is composed
of spinels with lower Al

2

O

contents (12.82—26.09 wt. %) and

also  lower  MgO  contents  (9.29—14.02 wt. %).  Their  Cr#  is
higher (51—74 mol %) and Mg# lower (47—69 mol %) than in
the  first  group.  Such  spinels  correspond  to  SSZ  peridotites

background image

471

DETRITAL GARNETS AND SPINELS FROM THE ALBIAN SEDIMENTS (PIENINY KLIPPEN BELT)

Fig. 8b.  Ternary  diagrams
of  the  almandine-pyrope-
spessartine  ratios,  classify-
ing  the  source  rocks  of  the
studied 

detrital 

garnets

from  the  Upper  Aptian/
Lower Albian sediments of
the  Czorsztyn  Unit  accord-
ing to their origin. Explana-
tions see Fig. 5 and Fig. 6.

(supra-subduction zone) and after Dick & Bullen (1984) they
fall  within  the  ranges  of  II-type  and  III-type  ophiolites
(harzburgites).

Spinels of volcanic origin were found rarely (only 10.6 % of

the analysed grains). They were found only at Kamenica and
Vršatec  localities.  The  TiO

2

  contents  range  from  0.22  to

0.44 wt. %.  The  Al

2

O

3

  contents  are  more  variable  (15.39—

29.06 wt. %),  as  are  Cr#  (46—70 mol %)  in  comparison  with
Mg#  (55—64 mol %).  The  volcanic  spinels  chemically  corre-
spond to the back-arc basin basalts (BABB).

Altered spinels were found only at the Kamenica and Vršatec

localities.  Their  characteristic  properties  are  high  Cr

2

O

3

  con-

tents  (51—63 wt. %)  and  FeO  contents  (20—24 wt. %).  The
Fe

2

O

3

 contents are also increased, whereas the MgO contents

have a relatively narrow range (3.56—7.95 wt. %).

Chemical  composition  of  the  peridotitic  detrital  spinels  of

the  Czorsztyn  Unit  can  be  compared  with  Cr-spinels  from
Mesozoic  ultramafic  bodies  of  the  Meliata  Unit  (localities:
Dobšiná, Jaklovce, Hodkovce, Sedlice etc.; Mikuš & Spišiak
2007). The first group with higher Al

2

O

3

 and MgO contents,

corresponding  to  MORB  peridotites  (lherzolites),  has  the

same  composition  as  the  spinels  from  the  Meliata  Unit
(Fig. 9). The second group with lower Al

2

O

3

 and MgO con-

tents  has  different  composition  than  the  spinels  from  the
Meliata  Unit  (their  composition  shows  lower  Al

2

O

content,

Fig. 9). Some spinels from the Vršatec I and Horné Sŕnie locali-
ties have similar composition to the spinels from the Penninic
units  in  the  Tauern  Window  in  the  Eastern  Alps  (Mikuš  &
Spišiak 2007).

The studied spinels can also be compared with the spinels

from recent adjacent tectonic areas of the Klape and Manín
Units  (Fig. 11).  Majority  of  them  are  plotted  within  Klape
and Manín compositional fields except for the Lednica local-
ity, which has the same composition as the spinels from the
Meliata Unit.

Paleogeographical interpretation and discussion

On the basis of previous knowledge about the heavy miner-

al assemblages in the Jurassic and Cretaceous sediments of the
Pieniny  Klippen  Belt,  the  examined  heavy  mineral  associa-

background image

472

AUBRECHT, MÉRES, SÝKORA and MIKUŠ

Table 2: 

Representative 

microprobe 

analyses 

of 

detrital 

garnets 

from 

the

 Czorstyn 

Unit. 

Continued 

on 

next 

pages

.

Lo

ca

lit

y V

ršat

ec 

V

rša

te

c II 

G

rt

 N

o

2-

2 2-

5 2-

6 2-

7 2-

8 2-

9 2-

2-

1

0

 

2-

1

0

 

3-

3-

3-

3-

3-

3-

Po

si

ti

o

n

 

co

re

 ri

co

re

 ri

co

re

 

co

re

 ri

ri

co

re

 

ri

co

re

 

ri

ri

ri

co

re

 

G

rt

 t

y

p

2 2 3 7 1 1 1 

Si

O

2

 

    

 4

0

.2

    

 3

9

.7

    

 3

9

.2

    

 3

7

.6

    

 4

0

.9

    

 4

0

.4

    

 4

0

.9

    

 3

8

.6

    

 3

8

.4

    

 3

7

.7

    

 4

0

.0

    

 3

9.

4

7

 

    

 3

9

.7

    

 3

9

.1

    

 3

9

.0

TiO

2

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

1

4

 

    

   

0.

0

3

 

    

   

0.

0

8

 

    

   

0.

0

3

 

    

   

0.

0

3

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

1

2

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

7

 

    

   

0.

0

8

 

Al

2

O

3

 

    

 2

1

.9

    

 2

2

.3

    

 2

2

.1

    

 2

1

.2

    

 2

2

.9

    

 2

1

.2

    

 2

2

.2

    

 2

1

.8

    

 2

1

.6

    

 2

0

.8

    

 2

1

.5

    

 2

1.

7

5

 

    

 2

1

.4

    

 2

1

.8

    

 2

1

.4

Cr

2

O

3

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

7

 

    

   

0.

0

8

 

    

   

0.

0

7

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

6

 

    

   

0.

0

4

 

    

   

0.

0

5

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

6

 

Fe

2

O

3c

a

lc

 

    

   

1.

2

1

 

    

   

0.

2

2

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

2

7

 

    

   

2.

5

0

 

    

   

1.

3

7

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

7

6

 

    

   

1.

6

5

 

    

   

0.

8

4

 

    

   

1.

6

2

 

    

   

0.

3

1

 

    

   

0.

8

2

 

FeO

ca

lc

 

    

 2

2

.3

    

 2

3

.9

    

 2

5

.8

    

 2

9

.8

    

 1

9

.1

    

 1

3

.7

    

 1

4

.0

    

 2

5

.6

    

 2

7

.5

    

 3

1

.9

    

 2

3

.7

    

 2

7.

0

8

 

    

 2

5

.5

    

 2

2

.5

    

 2

2

.1

MnO 

    

   

0.

3

3

 

    

   

0.

5

1

 

    

   

0.

5

1

 

    

   

1.

0

4

 

    

   

0.

3

2

 

    

   

0.

3

0

 

    

   

0.

3

4

 

    

   

0.

9

9

 

    

   

1.

0

6

 

    

   

0.

4

0

 

    

   

0.

5

0

 

    

   

0.

4

6

 

    

   

0.

5

4

 

    

   

1.

0

8

 

    

   

0.

9

7

 

Mg

    

   

9.

3

2

 

    

 1

0

.7

    

 1

1

.1

    

   

1.

2

5

 

    

 1

3

.5

    

 1

4

.5

    

 1

4

.6

    

   

5.

5

5

 

    

   

4.

7

6

 

    

   

0.

9

1

 

    

 1

2

.4

    

 1

0

.3

    

 1

1

.3

    

   

4.

8

3

 

    

   

4.

9

5

 

Ca

    

   

6.

8

5

 

    

   

3.

0

6

 

    

   

0.

6

1

 

    

   

9.

3

7

 

    

   

4.

2

3

 

    

   

6.

5

8

 

    

   

6.

5

7

 

    

   

7.

5

4

 

    

   

6.

9

4

 

    

   

8.

7

3

 

    

   

1.

1

1

 

    

   

0.

9

7

 

    

   

0.

9

4

 

    

 1

1

.3

    

 1

1

.5

V

2

O

3

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

Tot

a

   

10

2.

3

3

 

   

10

0.

6

3

 

    

 9

9

.5

   

10

0.

6

4

 

   

10

1.

3

7

 

    

 9

9

.5

   

10

0.

2

9

 

   

10

0.

2

3

 

   

10

0.

3

7

 

   

10

1.

5

1

 

   

10

1.

2

0

 

   

10

0.

9

6

 

   

10

1.

2

2

 

   

10

1.

2

0

 

   

10

0.

9

7

 

F

o

rm

u

la

 n

o

rm

al

iz

at

io

n

 t

o

 1

2

 oxygen

s a

n

d

 8

 ca

ti

on

Si

 

    

   

3.

0

00 

    

   

2.

9

99 

    

   

3.

0

01 

    

   

2.

9

95 

    

   

2.

9

99 

    

   

2.

9

95 

    

   

2.

9

9

9

 

    

   

2.

9

99 

    

   

3.

0

00 

    

   

2.

9

93 

    

   

3.

0

00 

    

   

3.

0

00 

    

   

3.

0

00 

    

   

2.

9

98 

    

   

2.

9

99 

Ti 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

08 

    

   

0.

0

02 

    

   

0.

0

04 

    

   

0.

0

0

1

 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

07 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

04 

    

   

0.

0

04 

Al

 

    

   

1.

9

31 

    

   

1.

9

86 

    

   

1.

9

96 

    

   

1.

9

92 

    

   

1.

9

80 

    

   

1.

8

56 

    

   

1.

9

2

0

 

    

   

1.

9

98 

    

   

1.

9

97 

    

   

1.

9

52 

    

   

1.

9

04 

    

   

1.

9

48 

    

   

1.

9

06 

    

   

1.

9

78 

    

   

1.

9

43 

Cr

 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

04 

    

   

0.

0

05 

    

   

0.

0

0

4

 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

04 

    

   

0.

0

02 

    

   

0.

0

03 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

03 

Fe

3+

 

    

   

0.

0

68 

    

   

0.

0

13 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

15 

    

   

0.

1

40 

    

   

0.

0

7

5

 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

45 

    

   

0.

0

93 

    

   

0.

0

48 

    

   

0.

0

92 

    

   

0.

0

18 

    

   

0.

0

47 

Fe

2+

 

    

   

1.

3

96 

    

   

1.

5

10 

    

   

1.

6

51 

    

   

1.

9

87 

    

   

1.

1

73 

    

   

0.

8

50 

    

   

0.

8

6

2

 

    

   

1.

6

65 

    

   

1.

7

97 

    

   

2.

1

23 

    

   

1.

4

88 

    

   

1.

7

21 

    

   

1.

6

16 

    

   

1.

4

44 

    

   

1.

4

24 

Mn 

    

   

0.

0

21 

    

   

0.

0

33 

    

   

0.

0

33 

    

   

0.

0

70 

    

   

0.

0

20 

    

   

0.

0

19 

    

   

0.

0

2

1

 

    

   

0.

0

65 

    

   

0.

0

70 

    

   

0.

0

27 

    

   

0.

0

32 

    

   

0.

0

29 

    

   

0.

0

34 

    

   

0.

0

70 

    

   

0.

0

63 

Mg

 

    

   

1.

0

36 

    

   

1.

2

11 

    

   

1.

2

69 

    

   

0.

1

48 

    

   

1.

4

76 

    

   

1.

6

09 

    

   

1.

6

0

1

 

    

   

0.

6

42 

    

   

0.

5

54 

    

   

0.

1

08 

    

   

1.

3

91 

    

   

1.

1

71 

    

   

1.

2

75 

    

   

0.

5

52 

    

   

0.

5

67 

Ca

 

    

   

0.

5

47 

    

   

0.

2

47 

    

   

0.

0

50 

    

   

0.

7

98 

    

   

0.

3

32 

    

   

0.

5

22 

    

   

0.

5

1

6

 

    

   

0.

6

28 

    

   

0.

5

81 

    

   

0.

7

42 

    

   

0.

0

89 

    

   

0.

0

79 

    

   

0.

0

76 

    

   

0.

9

36 

    

   

0.

9

49 

to

t.

 c

a

t.

 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

0

0

 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

to

t.

 o

x

y

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00

 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

G

rt

 e

n

d

 me

mb

er

s (mo

l %) 

a

lm

a

ndi

ne

 

    

 4

6

.5

    

 5

0

.3

    

 5

4

.9

    

 6

6

.1

    

 3

9

.1

    

 2

8

.3

    

 2

8

.7

    

 5

5

.5

    

 5

9

.8

    

 7

0

.7

    

 4

9

.6

    

 5

7.

3

6

 

    

 5

3

.8

    

 4

8

.1

    

 4

7

.4

py

ro

pe

 

    

 3

4

.5

    

 4

0

.3

    

 4

2

.2

    

   

4.

9

2

 

    

 4

9

.1

    

 5

3

.6

    

 5

3

.3

    

 2

1

.4

    

 1

8

.4

    

   

3.

6

0

 

    

 4

6

.3

    

 3

9

.0

    

 4

2

.4

    

 1

8

.3

    

 1

8

.8

gr

os

su

la

    

 1

7

.6

    

   

8.

1

7

 

    

   

1.

6

5

 

    

 2

6

.4

    

 1

0

.9

    

 1

6

.1

    

 1

6

.5

    

 2

0

.8

    

 1

9

.3

    

 2

4

.0

    

   

2.

8

2

 

   

    

2.

5

5

 

    

   

2.

4

1

 

    

 3

0

.8

    

 3

0

.7

spessa

rti

n

    

   

0.

7

0

 

    

   

1.

0

9

 

    

   

1.

0

9

 

    

   

2.

3

2

 

    

   

0.

6

6

 

    

   

0.

6

2

 

    

   

0.

6

9

 

    

   

2.

1

7

 

    

   

2.

3

3

 

    

   

0.

9

0

 

    

   

1.

0

6

 

    

   

0.

9

8

 

    

   

1.

1

5

 

    

   

2.

3

3

 

    

   

2.

1

1

 

u

v

arov

it

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

4

 

    

   

0.

0

3

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

4

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

5

 

a

ndr

a

d

it

    

   

0.

6

2

 

    

   

0.

0

5

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

8

 

    

   

1.

2

1

 

    

   

0.

6

5

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

5

6

 

    

   

0.

1

4

 

    

   

0.

0

6

 

    

   

0.

1

2

 

    

   

0.

2

8

 

    

   

0.

7

5

 

Ca

–T

i Gt 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

1

1

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

4

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

9

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

6

 

    

   

0.

0

7

 

 

Fe

2

O

3calc 

and 

FeO

calc

 calculated 

from 

stoichiometry, 

Grt 

type 

number 

of 

the 

parent

al 

rocks 

in 

the 

Fig. 

8a,b.

background image

473

DETRITAL GARNETS AND SPINELS FROM THE ALBIAN SEDIMENTS (PIENINY KLIPPEN BELT)

Table 2: 

Continued.

Lo

ca

lit

Ja

rab

in

a

 

G

rt

 N

o

4-

4-

4 4-

5 4-

6 4-

4-

8 4-

4-

1

0

 

4-

1

1

 

4-

1

1

 

4-

4

-1

 4-

4

-2

 4-

4

-3

 4-

4

-4

 4-

4

-5

 

Pos

it

ion

 

rim

 

rim

 rim

 rim

 rim

 

cor

cor

cor

cor

rim

 

rim

 

 pr

ofi

le

 

 co

re

 

G

rt

 t

y

p

7* 

3 2 6 

6 6 6 7 

7* 

7* 

7* 

7*

 

7* 

Si

O

2

 

    

 3

8

.6

    

 3

7

.9

    

 3

9

.2

    

 3

8

.9

    

 3

7

.5

   

  3

7

.7

    

 3

7

.7

    

 3

7

.4

    

 3

8

.3

    

 3

8

.6

6

 

    

 3

8

.7

    

 3

8.

8

9

 

    

 3

8

.7

    

 3

9

.2

2

 

    

 3

8

.4

TiO

2

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

1

1

 

    

   

0.

0

4

 

    

   

0.

0

4

 

    

   

0.

0

0

 

   

    

0.

0

3

 

    

   

0.

0

4

 

    

   

0.

0

5

 

    

   

0.

0

6

 

    

  

 0.

0

6

 

    

   

0.

0

6

 

    

   

0.

0

8

 

    

   

0.

1

1

 

    

   

0.

0

6

 

    

   

0.

1

3

 

Al

2

O

3

 

    

 2

1

.2

    

 2

1

.2

    

 2

1

.6

    

 2

1

.6

    

 2

1

.2

   

  2

1

.4

    

 2

1

.3

    

 2

1

.0

    

 2

1

.6

    

 2

1

.8

9

 

    

 2

1

.7

    

 2

1.

7

1

 

    

 2

1

.8

    

 2

2

.2

3

 

    

 2

1

.7

Cr

2

O

3

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

5

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

9

 

   

    

0.

0

0

 

    

   

0.

0

7

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

4

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

Fe

2

O

3c

a

lc

 

    

   

0.

9

8

 

    

   

0.

2

3

 

    

   

0.

6

9

 

    

   

0.

5

7

 

    

   

0.

0

0

 

   

    

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

1

4

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

6

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

1

4

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

FeO

ca

lc

 

    

 2

9

.7

    

 1

9

.0

    

 2

5

.4

    

 2

6

.6

    

 3

3

.1

   

  3

2

.5

    

 2

5

.9

    

 3

6

.7

    

 2

7

.5

    

 2

8

.1

9

 

    

 2

0

.5

    

 2

0.

5

9

 

    

 2

0

.0

    

 2

0

.1

0

 

    

 1

9

.2

MnO 

    

   

1.

4

1

 

    

   

2.

2

3

 

    

   

0.

6

4

 

    

   

0.

5

7

 

    

   

3.

9

4

 

   

    

4.

7

3

 

    

 1

2

.4

    

   

1.

5

9

 

    

   

6.

7

5

 

    

   

4.

7

4

 

    

   

1

.4

    

   

1.

9

7

 

    

   

2.

7

2

 

    

   

3.

3

3

 

    

   

3.

8

2

 

Mg

    

   

7.

0

3

 

    

   

1.

4

7

 

    

 1

0

.4

    

   

7.

2

7

 

    

   

3.

3

6

 

   

    

3.

6

1

 

    

   

3.

0

3

 

    

   

2.

6

4

 

    

   

3.

9

5

 

    

   

3.

9

2

 

    

   

1

.4

    

   

1.

5

1

 

    

   

1.

4

8

 

    

   

1.

4

9

 

    

   

1.

5

3

 

Ca

    

   

1.

9

2

 

    

 1

6

.8

    

   

1.

6

6

 

    

   

5.

0

0

 

    

   

1.

4

1

 

   

    

0.

9

5

 

    

   

1.

0

0

 

    

   

1.

3

8

 

    

   

3.

4

1

 

    

   

4.

9

3

 

    

 1

6

.9

7

 

    

 1

6

.6

    

 1

6

.3

    

 1

6

.1

7

 

    

 1

5

.6

V

2

O

3

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

   

    

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

Tot

a

   

10

1.

0

3

 

    

 9

9

.2

    

 9

9

.9

   

10

0.

6

2

 

   

10

0.

7

1

 

   

10

1.

0

8

 

   

10

1.

5

9

 

   

10

1.

0

1

 

   

10

1.

8

0

 

   

10

2.

4

4

 

   

10

0.

9

3

 

   

10

1.

5

2

 

   

10

1.

4

4

 

   

10

2.

6

1

 

   

10

0.

6

2

 

F

o

rm

u

la

 n

o

rm

al

iz

at

io

n

 t

o

 1

2

 oxygen

s a

n

d

 8

 ca

ti

on

Si

 

    

   

3.

0

0

0

 

    

   

2.

9

98 

    

   

2.

9

99 

    

   

2.

9

99 

    

   

3.

0

00 

   

    

2.

9

99 

    

   

3.

0

00 

    

   

2.

9

99 

    

   

3.

0

00 

    

   

2.

9

95 

    

   

3.

0

03 

    

   

3.

0

03 

    

   

2.

9

97 

    

   

2.

9

98 

    

   

3.

0

02 

Ti 

    

   

0.

0

0

1

 

    

   

0.

0

06 

    

   

0.

0

02 

    

   

0.

0

03 

    

   

0.

0

00 

   

    

0.

0

02 

    

   

0.

0

02 

    

   

0.

0

03 

    

   

0.

0

04 

    

   

0.

0

04 

    

   

0.

0

03 

    

   

0.

0

05 

    

   

0.

0

07 

    

   

0.

0

04 

    

   

0.

0

07 

Al

 

    

   

1.

9

4

0

 

    

   

1.

9

78 

    

   

1.

9

56 

    

   

1.

9

63 

    

   

1.

9

96 

   

    

2.

0

12 

    

   

1.

9

94 

    

   

1.

9

87 

    

   

1.

9

99 

    

   

1.

9

99 

    

   

1.

9

88 

    

   

1.

9

76 

    

   

1.

9

90 

    

   

2.

0

02 

    

   

1.

9

97 

Cr

 

    

   

0.

0

0

1

 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

03 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

06 

   

    

0.

0

00 

    

   

0.

0

04 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

02 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

00 

Fe

3+

 

    

   

0.

0

5

7

 

    

   

0.

0

14 

    

   

0.

0

40 

    

   

0.

0

33 

    

   

0.

0

00 

   

    

0.

0

00 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

09 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

03 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

08 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

00 

Fe

2+

 

    

   

1.

9

3

4

 

    

   

1.

2

56 

    

   

1.

6

31 

    

   

1.

7

17 

    

   

2.

2

12 

   

    

2.

1

61 

    

   

1.

7

20 

    

   

2.

4

61 

    

   

1.

8

03 

    

   

1.

8

26 

    

   

1.

3

33 

    

   

1.

3

30 

    

   

1.

2

98 

    

   

1.

2

85 

    

   

1.

2

58 

Mn 

    

   

0.

0

9

3

 

    

   

0.

1

49 

    

   

0.

0

42 

    

   

0.

0

37 

    

   

0.

2

66 

   

    

0.

3

18 

    

   

0.

8

37 

    

   

0.

1

08 

    

   

0.

4

47 

    

   

0.

3

11 

    

   

0.

0

92 

    

   

0.

1

29 

    

   

0.

1

78 

    

   

0.

2

16 

    

   

0.

2

52 

Mg

 

    

   

0.

8

1

4

 

    

   

0.

1

73 

    

   

1.

1

93 

    

   

0.

8

35 

    

   

0.

4

00 

   

    

0.

4

27 

    

   

0.

3

58 

    

   

0.

3

15 

    

   

0.

4

61 

    

   

0.

4

53 

    

   

0.

1

69 

    

   

0.

1

74 

    

   

0.

1

70 

    

   

0.

1

70 

    

   

0.

1

77 

Ca

 

    

   

0.

1

6

0

 

    

   

1.

4

26 

    

   

0.

1

36 

    

   

0.

4

13 

    

   

0.

1

20 

   

    

0.

0

81 

    

   

0.

0

85 

    

   

0.

1

18 

    

   

0.

2

86 

    

   

0.

4

09 

    

   

1.

4

10 

    

   

1.

3

75 

    

   

1.

3

57 

    

   

1.

3

25 

    

   

1.

3

06 

to

t.

 c

a

t.

 

    

   

8.

0

0

0

 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

   

    

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

to

t.

 o

x

y

    

 1

2

.0

0

0

 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

01 

   

  1

2

.0

07 

    

 1

2

.0

02 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

03 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

0

3

 

    

 1

2

.0

08 

G

rt

 e

n

d

 me

mb

er

s (mo

l %) 

a

lm

a

ndi

ne

 

    

 6

4

.4

    

 4

1

.8

    

 5

4

.3

    

 5

7

.1

    

 7

3

.7

   

  7

2

.3

    

 5

7

.3

    

 8

1

.9

    

 6

0

.1

    

 6

0

.8

9

 

    

 4

4

.3

    

 4

4.

2

1

 

    

 4

3

.2

    

 4

2

.8

9

 

    

 4

2

.0

py

ro

pe

 

    

 2

7

.1

    

   

5.

7

6

 

    

 3

9

.7

    

 2

7

.8

    

 1

3

.3

   

  1

4

.3

    

 1

1

.9

    

 1

0

.5

    

 1

5

.3

    

 1

5

.1

1

 

    

   

5.

6

4

 

    

   

5.

7

9

 

    

   

5.

6

7

 

    

   

5.

6

9

 

    

   

5.

9

3

 

gr

os

su

la

    

   

5.

1

7

 

    

 4

6

.9

    

   

4.

4

3

 

    

 1

3

.5

    

   

4.

0

1

 

   

    

2.

7

0

 

    

   

2.

8

2

 

    

   

3.

9

1

 

    

   

9.

5

2

 

    

 1

3

.5

9

 

    

 4

6

.8

5

 

    

 4

5

.4

    

 4

4

.9

    

 4

4

.1

4

 

    

 4

3

.4

spe

ssa

rt

in

    

   

3.

1

0

 

    

   

4.

9

6

 

    

   

1.

3

9

 

    

   

1.

2

4

 

    

   

8.

8

8

 

   

  1

0

.6

    

 2

7

.8

    

   

3.

5

9

 

    

 1

4

.9

    

 1

0

.3

6

 

    

   

3.

0

7

 

    

   

4.

2

8

 

    

   

5.

9

4

 

    

   

7.

2

0

 

    

   

8.

4

2

 

u

v

arov

it

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

1

 

   

    

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

5

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

an

d

rad

it

    

   

0.

1

5

 

    

   

0.

3

2

 

    

   

0.

0

9

 

    

   

0.

2

3

 

    

   

0.

0

0

 

   

    

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

1

8

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

Ca

-T

i Gt 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

1

5

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

0

 

   

    

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

3

 

    

   

0.

0

8

 

    

   

0.

1

1

 

    

   

0.

1

5

 

    

   

0.

0

8

 

    

   

0.

1

6

 

 

Fe

2

O

3calc 

and 

FeO

calc

 calculated 

from 

stoichiometry, 

Grt 

type 

number 

of 

the 

parent

al 

rocks 

in 

the 

Figs. 

8a,b, 

7* 

– 

Grt 

probably 

from 

HP/LT 

metaul

tramafites.

background image

474

AUBRECHT, MÉRES, SÝKORA and MIKUŠ

Table 2: 

Continued 

from 

previous 

pages.

Fe

2

O

3calc 

and 

FeO

calc

 calculated 

from 

stoichiometry, 

Grt 

type 

number 

of 

the 

parent

al 

rocks 

in 

the 

Figs. 

8a,b, 

7* 

– 

 Grt 

probably 

from 

HP/LT 

metau

ltramafites.

L

o

ca

lit

y H

o

rn

é 

S

ŕni

e

 L

ed

n

ic

a

 

K

a

m

en

ic

a

 

G

rt

 N

o

5 7 7 

1 1 

2 5 

2 2 5 

P

o

sit

ion

 

rim

 cor

e

 rim

 

cor

rim

 

cor

e

 

rim

 

cor

e cor

cor

e

 

cor

e cor

cor

e core 

rim

 

G

rt

 t

y

p

3 6 7 

7* 

7* 

7* 

7 2 3 

Si

O

2

 

    

 39.

5

7

 

    

 3

7

.7

3

 

    

 3

7

.5

    

 3

7

.9

    

 37.

5

5

 

    

 3

7

.5

3

 

    

 3

7

.8

    

 3

9

.4

    

 3

9

.4

    

 3

7

.69 

    

 3

8

.1

    

 3

8.

1

8

 

    

 3

9

.6

    

 3

9

.48 

    

 3

8

.9

Ti

O

2

 

    

  

 0.

0

3

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

9

 

    

   

0.

0

1

 

    

  

 0.

0

1

 

    

   

0.

1

8

 

    

   

0.

1

6

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

04 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

05 

    

   

0.

0

8

 

Al

2

O

3

 

    

 22.

2

9

 

    

 2

1

.3

6

 

    

 2

1

.2

    

 2

1

.1

    

 21.

1

9

 

    

 2

1

.2

3

 

    

 2

1

.1

    

 2

1

.7

    

 2

2

.2

    

 2

1

.25 

    

 2

1

.5

    

 2

1.

5

8

 

    

 2

2

.2

    

 2

2

.13 

    

 2

1

.9

Cr

2

O

3

 

    

  

 0.

0

6

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

3

 

    

  

 0.

0

0

 

    

   

0.

0

3

 

    

   

0.

0

4

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

6

 

    

   

0.

04 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

8

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

02 

    

   

0.

0

8

 

Fe

2

O

3

c

al

c

 

    

  

 0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

4

0

 

    

  

 0.

1

2

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

8

 

    

   

0.

7

4

 

    

  

 0.

0

9

 

    

   

0.

00 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

3

7

 

    

   

0.

19 

    

   

0.

0

0

 

Fe

O

ca

lc

 

    

 26.

4

7

 

    

 3

6

.9

3

 

    

 3

1

.3

    

 1

3

.6

    

 22.

4

6

 

    

 2

5

.6

9

 

    

 2

5

.7

    

 2

7

.7

    

 2

6

.4

    

 3

2

.82 

    

 3

4

.5

    

 3

3.

0

5

 

    

 2

7

.6

    

 2

8

.49 

    

 2

7

.9

Mn

O

 

    

  

 0.

5

2

 

    

   

2.

5

8

 

    

   

1.

5

8

 

    

 1

7

.1

    

 11.

6

7

 

    

   

6.

1

1

 

    

   

5.

9

9

 

    

   

1.

7

7

 

    

   

0.

5

3

 

    

   

1.

80 

    

   

2.

0

8

 

    

   

0.

8

6

 

    

   

0.

4

1

 

    

   

0.

77 

    

   

0.

8

4

 

MgO

 

    

 10.

0

6

 

    

   

2.

5

6

 

    

   

1.

7

8

 

    

   

0.

4

0

 

    

  

 2.

0

6

 

    

   

0.

65 

    

   

0.

6

1

 

    

   

6.

7

6

 

    

   

9.

6

0

 

    

   

2.

29 

    

   

4

.2

    

   

5.

0

6

 

    

   

8.

6

6

 

    

   

9.

23 

    

   

9.

1

5

 

CaO

 

    

  

 1.

8

7

 

    

   

0.

7

7

 

    

   

6.

8

2

 

    

 1

0

.7

    

  

 5.

4

3

 

    

   

9.

1

2

 

    

   

9.

7

1

 

    

   

4.

3

1

 

    

   

2.

4

4

 

    

   

4.

94 

    

   

1

.0

    

   

2.

1

1

 

    

   

3.

0

7

 

    

   

1.

20 

    

   

1.

1

9

 

V

2

O

3

 

    

  

 0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

  

 0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

01 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

00 

    

   

0.

0

0

 

To

ta

l 

   

100.

8

7

 

   

10

1.

9

4

 

   

10

0.

4

0

 

   

10

1.

4

4

 

   

100.

4

8

 

   

10

0.

5

6

 

   

10

1.

2

8

 

   

10

2.

5

6

 

   

100.

8

4

 

   

10

0.

8

8

 

   

10

1.

6

9

 

   

10

0.

9

2

 

   

1

0

2.

0

3

 

   

10

1.

55 

   

10

0.

1

9

 

F

o

rm

u

la

 n

o

rm

al

iz

at

io

n

 t

o

 1

2

 oxygen

s a

n

d

 8

 ca

ti

on

Si

 

    

  

 3.

0

01 

    

   

3.

0

0

    

   

3.

0

00 

    

   

3.

0

00 

    

  

 2.

9

99 

    

   

2.

9

9

    

   

2.

9

99 

    

   

3.

0

00 

    

   

3.

0

01 

    

   

3.

0

00 

    

   

3.

0

00 

    

   

2.

9

99 

    

   

2.

9

99 

    

   

3.

000 

    

   

3.

0

00 

Ti

 

    

  

 0.

0

02 

    

   

0.

0

0

    

   

0.

0

06 

    

   

0.

0

01 

    

  

 0.

0

01 

    

   

0.

0

1

    

   

0.

0

09 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

03 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

003 

    

   

0.

0

05 

Al 

    

  

 1.

9

92 

    

   

2.

0

0

    

   

1.

9

99 

    

   

1.

9

73 

    

  

 1.

9

94 

    

   

1.

9

9

    

   

1.

9

75 

    

   

1.

9

56 

    

   

1.

9

89 

    

   

1.

9

94 

    

   

1.

9

99 

    

   

1.

9

97 

    

   

1.

9

80 

    

   

1.

982 

    

   

1.

9

90 

Cr

 

    

  

 0.

0

03 

    

   

0.

0

0

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

02 

    

  

 0.

0

00 

    

   

0.

0

0

    

   

0.

0

03 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

03 

    

   

0.

0

03 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

0

05 

    

   

0.

0

01 

    

   

0.

001 

    

   

0.

0

05 

Fe

3+

 

    

  

 0.

0

00 

    

   

0.

0

0

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

24 

    

  

 0.

0

07 

    

   

0.

0

0

    

   

0.

0

05 

    

   

0.

0

43 

    

   

0.

0

05 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

00 

    

   

0.

0

21 

    

   

0.

011 

    

   

0.

0

00 

Fe

2+

 

    

  

 1.

6

79 

    

   

2.

4

5

    

   

2.

0

92 

    

   

0.

9

00 

    

  

 1.

5

00 

    

   

1.

7

1

    

   

1.

7

09 

    

   

1.

7

69 

    

   

1.

6

80 

    

   

2.

1

85 

    

   

2.

2

73 

    

   

2.

1

71 

    

   

1.

7

47 

    

   

1.

811 

    

   

1.

7

98 

Mn

 

    

  

 0.

0

34 

    

   

0.

1

7

    

   

0.

1

07 

    

   

1.

1

46 

    

  

 0.

7

89 

    

   

0.

4

1

    

   

0.

4

03 

    

   

0.

1

14 

    

   

0.

0

34 

    

   

0.

1

21 

    

   

0.

1

38 

    

   

0.

0

57 

    

   

0.

0

26 

    

   

0.

050 

    

   

0.

0

55 

Mg 

    

  

 1.

1

37 

    

   

0.

3

0

    

   

0.

2

12 

    

   

0.

0

47 

    

  

 0.

2

45 

    

   

0.

0

7

    

   

0.

0

72 

    

   

0.

7

67 

    

   

1.

0

88 

    

   

0.

2

72 

    

   

0.

4

99 

    

   

0.

5

93 

    

   

0.

9

77 

    

   

1.

045 

    

   

1.

0

50 

Ca 

    

  

 0.

1

52 

    

   

0.

0

6

    

   

0.

5

84 

    

   

0.

9

08 

    

  

 0.

4

64 

    

   

0.

7

8

    

   

0.

8

25 

    

   

0.

3

51 

    

   

0.

1

99 

    

   

0.

4

22 

    

   

0.

0

88 

    

   

0.

1

77 

    

   

0.

2

49 

    

   

0.

098 

    

   

0.

0

98 

to

t.

 c

a

t.

 

    

  

 8.

0

00 

    

   

8.

0

0

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

  

 8.

0

00 

    

   

8.

0

0

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

0

00 

    

   

8.

000 

    

   

8.

0

00 

tot

. ox

y. 

    

 12.

0

00 

    

 1

2

.0

0

2

 

    

 1

2

.0

06 

    

 1

2

.0

00 

    

 12.

0

00 

    

 1

2

.0

1

1

 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.002 

    

 1

2

.0

01 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.0

00 

    

 1

2

.000 

    

 1

2

.0

02 

G

rt

 e

n

d

 me

mb

er

s (mo

l %) 

a

lm

a

ndi

ne

 

    

 55.

9

3

 

    

 8

1

.9

1

 

    

 6

9

.8

    

 2

9

.9

    

 50.

0

2

 

    

 5

7

.4

4

 

    

 5

6

.7

    

 5

8

.9

    

 5

5

.9

    

 7

2

.83 

    

 7

5

.8

    

 7

2.

4

1

 

    

 5

8

.2

    

 6

0

.29 

    

 5

9

.9

pyr

o

p

    

 37.

8

8

 

    

 1

0

.1

1

 

    

   

7.

0

7

 

    

   

1.

5

6

 

    

  

 8.

1

8

 

    

   

2.

6

0

 

    

   

2.

4

1

 

    

 2

5

.5

    

 3

6

.2

    

   

9.

07 

    

 1

6

.6

    

 1

9

.7

    

 3

2

.5

    

 3

4

.80 

    

 3

5

.0

g

ro

ssul

a

    

  

 5.

0

6

 

    

   

2.

1

8

 

    

 1

9

.4

    

 2

9

.8

    

 15.

4

2

 

    

 2

5

.9

5

 

    

 2

7

.1

    

 1

1

.4

    

   

6.

6

0

 

    

 1

4

.02 

    

   

2.

9

2

 

  

  

   

5.

9

0

 

    

   

8.

2

1

 

    

   

3.

23 

    

   

3.

2

5

 

sp

essa

rt

in

    

  

 1.

1

2

 

    

   

5.

7

9

 

    

   

3.

5

8

 

    

 3

8

.1

    

 26.

3

1

 

    

 1

3

.8

4

 

    

 1

3

.3

    

   

3.

8

0

 

    

   

1.

1

4

 

    

   

4.

04 

    

   

4.

6

2

 

    

   

1.

9

1

 

    

   

0.

8

8

 

    

   

1.

65 

    

   

1.

8

3

 

uv

arov

it

    

  

 0.

0

1

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

0

3

 

    

  

 0.

0

0

 

    

   

0.

0

3

 

    

   

0.

0

4

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

1

 

    

   

0.

02 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

00 

    

   

0.

0

1

 

a

ndr

a

d

it

    

  

 0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

3

6

 

    

  

 0.

0

6

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

6

 

    

   

0.

2

5

 

    

   

0.

0

2

 

    

   

0.

00 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

9

 

    

   

0.

02 

    

   

0.

0

0

 

Ca-

T

i G

    

  

 0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

5

 

    

   

0.

0

1

 

    

  

 0.

0

0

 

    

   

0.

1

4

 

    

   

0.

1

3

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

02 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

0

0

 

    

   

0.

00 

    

   

0.

0

1

 

background image

475

DETRITAL GARNETS AND SPINELS FROM THE ALBIAN SEDIMENTS (PIENINY KLIPPEN BELT)

Lo

ca

lit

y Ka

m

en

ica 

Horn

é 

S

ŕn

ie Led

n

ic

a

 

Ja

rab

in

a

 

V

a

te

Sa

m

p

le

 

K

am

-1 H

o

s-

L

ed-

Ja

r-

1

 

V

rs

-1 

V

rs

-2 

A

n

al

ys

#2 

#6 #1

#1

5 #7 

#8 

#1

7 #1

#2

#2

#2

#1

7 #1

#2

#5

#6

#6

#2

#2

#3

Si

O

2

 

  0

.0

2

 

  0

.0

0

 

  0

.0

2

 

  0

.0

3

 

  0

.0

6

 

  0

.0

5

 

  0

.0

6

 

0.

06 

0.

07 

0.

06 

0.

04 

0.

03 

0.

07 

0.

03 

0.

05 

0.

09 

0.

03 

0.

04 

0.

03 

0.

02 

TiO

2

  

  0

.0

7

 

  0

.0

3

 

  0

.0

3

 

  0

.0

7

 

  0

.2

3

 

  0

.2

2

 

  0

.0

9

 

0.

08 

0.

17 

0.

07 

0.

0

6

 

0.

05 

0.

29 

0.

06 

0.

27 

0.

44 

0.

08 

0.

12 

0.

31 

0.

07 

Al

2

O

3

  

17

.3

1 56

.9

9 56

.8

0 20

.0

15

.4

1 15

.3

17

.1

24

.1

15

.1

44

.7

52

.2

17

.8

3 12

.8

25

.3

21

.0

29

.0

22

.2

10

.4

17

.4

42

.3

Cr

2

O

3

 

50

.4

5  

 9

.1

8

 10

.3

6 49

.3

52

.3

7 51

.6

52

.0

44

.4

53

.3

21

.1

13

.2

50

.7

4 54

.5

42

.7

46

.1

36

.8

46

.3

60

.6

49

.2

24

.3

*F

e

2

O

3

 

  3

.5

9

 

  2

.2

2

 

  1

.0

8

 

  2

.3

5

 

  3

.5

3

 

  4

.3

9

 

  2

.2

2

 

2.

89 

0.

95 

1.

68 

4.

0

4

 

2.

39 

2.

03 

1.

13 

4.

69 

5.

08 

2.

23 

1.

27 

4.

34 

3.

27 

FeO 

14

.5

1  

 9

.8

4

 11

.4

3 13

.4

15

.1

8 16

.2

14

.9

14

.2

18

.2

13

.5

9.

5

1

 

15

.5

8 17

.8

16

.5

14

.0

14

.3

15

.4

13

.5

16

.7

10

.4

MnO 

  0

.2

3

 

  0

.1

2

 

  0

.1

4

 

  0

.2

3

 

  0

.2

1

 

  0

.2

7

 

  0

.2

7

 

0.

23 

0.

27 

0.

14 

0.

1

3

 

0.

25 

0.

28 

0.

21 

0.

22 

0.

21 

0.

22 

0.

36 

0.

27 

0.

15 

Mg

12

.3

4 19

.4

8 18

.5

4 13

.4

11

.8

5 11

.2

12

.1

13

.4

9.

56 

15

.6

19

.3

11

.7

9.

62 

11

.7

13

.3

14

.0

12

.3

11

.8

11

.2

17

.6

Zn

O

 

  0

.1

5

 

  0

.2

1

 

  0

.1

7

 

  0

.1

3

 

  0

.1

3

 

  0

.1

3

 

  0

.1

0

 

0.

25 

0.

16 

0.

24 

0.

1

0

 

0.

16 

0.

15 

0.

14 

0.

09 

0.

07 

0.

13 

1.

03 

0.

14 

0.

16 

V

2

O

3

 

  0

.3

2

 

  0

.0

6

 

  0

.1

0

 

  0

.3

2

 

  0

.2

7

 

  0

.2

6

 

0.

31 

0.

29 

0.

30 

0.

14 

0.

1

1

 

0.

32 

0.

14 

0.

34 

0.

32 

0.

19 

0.

34 

0.

26 

0.

20 

0.

21 

Ni

  0

.1

3

 

  0

.4

4

 

  0

.4

1

 

  0

.0

7

 

  0

.1

1

 

  0

.0

8

 

0.

09 

0.

08 

0.

06 

0.

23 

0.

4

0

 

0.

06 

0.

09 

0.

16 

0.

13 

0.

21 

0.

09 

0.

04 

0.

08 

0.

22 

Tot

a

99

.2

0 98

.6

6 99

.1

5 99

.5

99

.4

2 99

.9

99

.4

10

0.

2

2

 

98

.3

97

.7

99

.3

99

.2

1 98

.0

98

.4

10

0.

4

3

 10

0.

6

8

 

99

.6

99

.7

10

0.

0

7

 

98

.8

 

 

 

 

 

 

 

   

 

  

 

 

 

  

 

  

Si

 

0.

00

0.

00

0 0.

0

0

1

 0.

00

0.

00

2 0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

0

0

1

 

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

Ti 

0.

00

0.

00

1 0.

0

0

1

 0.

00

0.

00

6 0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

0

0

1

 

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

01

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

Al

 

0.

64

1.

76

6 1.

7

6

3

 0.

73

0.

58

3 0.

58

0.

64

0.

86

0.

58

1.

49

1.

6

4

0

 

0.

66

0.

50

0.

92

0.

76

1.

01

0.

81

0.

40

0.

65

1.

39

Cr

 

1.

26

0.

19

1 0.

2

1

6

 1.

21

1.

33

0 1.

31

1.

30

1.

07

1.

38

0.

47

0.

2

7

8

 

1.

27

1.

43

1.

05

1.

12

0.

86

1.

13

1.

56

1.

23

0.

53

Fe

3+

 

0.

08

0.

04

4 0.

0

2

1

 0.

05

0.

08

5 0.

10

0.

05

0.

06

0.

02

0.

03

0.

0

8

1

 

0.

05

0.

05

0.

02

0.

10

0.

11

0.

05

0.

03

0.

10

0.

06

0.

00

0.

00

1 0.

0

0

2

 0.

00

0.

00

6 0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

0

0

2

 

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

Su

m

 B

 

2.

01

2.

00

2 2.

0

0

3

 2.

01

2.

01

1 2.

01

2.

01

2.

01

2.

01

2.

00

2.

0

0

4

 

2.

01

2.

00

2.

01

2.

01

2.

00

2.

01

2.

01

2.

00

2.

00

Fe

2+

 

0.

38

0.

21

6 0.

2

5

2

 0.

35

0.

40

8 0.

43

0.

39

0.

36

0.

50

0.

31

0.

2

1

2

 

0.

41

0.

49

0.

43

0.

36

0.

35

0.

40

0.

37

0.

44

0.

24

Mn 

0.

00

0.

00

3 0.

0

0

3

 0.

00

0.

00

6 0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

0

0

3

 

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

01

0.

00

0.

00

Mg

 

0.

58

0.

76

3 0.

72

8 0.

62

0.

56

7 0.

53

0.

57

0.

60

0.

46

0.

66

0.

7

6

9

 

0.

55

0.

47

0.

54

0.

61

0.

62

0.

57

0.

58

0.

53

0.

73

Zn

 

0.

00

0.

00

4 0.

0

0

3

 0.

00

0.

00

3 0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

0

0

2

 

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

02

0.

00

0.

00

Ni

 

0.

00

0.

00

9 0.

0

0

9

 0.

00

0.

00

3 0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

0

0

9

 

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

0.

00

Su

m

 A 

0.

98

0.

99

6 0.

9

9

5

 0.

98

0.

98

7 0.

98

0.

98

0.

98

0.

98

0.

99

0.

9

9

4

 

0.

98

0.

99

0.

98

0.

98

0.

99

0.

98

0.

98

0.

99

0.

99

 

 

 

 

 

 

 

   

 

  

 

 

 

  

 

  

Cr

#

  

66 

10 

11

 

62 

70 

69 

67 55 70 

24 

15

 66 

74 

53 

60 

46 58 

80 

65 28 

Mg

#  

60 

78 

74

 

64 

58 

55 

59 63 48 

67 

78

 57 

49 

56 

63 

64 59 

61 

55 75 

 

Table 3:

 Representative microprobe analyses of 

Cr-spinels from the Czor

styn Unit (in wt. %). Formula 

is based on 3 cations.

*Fe

2

O

3

 calculated from stoichiometry. Cr# 

= Cr/(Cr+Al); Mg# = Mg/(Mg+

Fe

2+

).

tions  can  be  interpreted  as  derived
from at least two separate sources. The
first source supplied the detritic mate-
rial  earlier,  as  it  is  identical  with  the
source  of  Jurassic  clastics  in  the
Czorsztyn Unit. The source most like-
ly  represented  magmatic  and  meta-
morphic  rocks  forming  the  Czorsztyn
elevation.  The  heavy  mineral  assem-
blage derived from this source is dom-
inated  by  garnet,  with  decreasing
amounts  of  zircon,  rutile  and  tourma-
line (Aubrecht 1993, 2001). Composi-
tion of the detrital garnets is the same
as of those presented in this paper (cf.
Aubrecht & Méres 2001).

The  second  source  is  similar  to  the

source of exotic clastics in the Albian
of  the  Klape  Unit  and  the  Tatric  and
Fatric  units  of  the  Central  Western
Carpathians  (Jablonský  1978,  1986;
Mišík  et  al.  1980,  1981;  Jablonský  et
al.  2001).  The  heavy  mineral  assem-
blages  derived  from  this  source  are
characterized by strong prevalence of
spinels  (mainly  Cr-spinels)  and  zir-
con,  followed  by  tourmaline  and
rutile.  The  sources  of  both  assem-
blages are the subjects of long-lasting
debates. The solution of this problem
would provide answers to the crucial
questions which remain in the Meso-
zoic  paleogeography  of  the  Western
Carpathians.

Source of the garnets

Composition  of  the  detrital  garnets

shows that they were derived from pa-
rental rocks such as UHP eclogites or
garnet  peridotites,  HP  eclogites  and
HP  mafic  granulites,  felsic  and  inter-
mediate  granulites,  gneisses  and  am-
phibolites  metamorphosed  under  the
transitional,  granulite  to  amphibolite
facies conditions and gneisses and am-
phibolites  metamorphosed  under  am-
phibolite facies conditions. These rock
types  are  typical  of  the  polymetamor-
phosed  complexes,  in  which  the  first
metamorphic  event  took  place  under
HP/UHP  conditions.  The  metamor-
phic  complex  was  then  exhumed  and
retrogressively  recrystallized  under
the  granulite  and  amphibolite  facies
conditions. 

Such 

metamorphosed

complexes are known in the European
Variscides (e.g. Dora Maira Massif of
the  Western  Alps,  Bohemian  Massif,

background image

476

AUBRECHT, MÉRES, SÝKORA and MIKUŠ

Massif  Central,  leptyno-amphibolite  complex  in  the  Western
Carpathians) and in the Western Gneiss Region of the Norwe-
gian Caledonides.

The  detrital  garnets  presented  in  this  paper  have  predomi-

nantly specific composition (almandine-pyrope and grossular-
pyrope-almandine)  which  corresponds  well  with  the  detrital
garnets  from  the  Jurassic  sandy  limestones  of  the  Czorsztyn
Unit, but they were also found in the Jurassic limestones of the
Klape  Klippe  and  in  the  Manín  Unit  of  the  Pieniny  Klippen
Belt (Aubrecht & Méres 2000). Except for this zone, almand-

Fig. 9.  Al

2

O

3

  vs.  TiO

2

  compositional  relationships  of  the  analysed

spinel  grains.  For  comparison,  Cr-spinels  from  (grey  fields  with  dot-
and dashed line) the Mesozoic ultramafic bodies of the Western Car-
pathians  (Meliata  Unit)  are  plotted  (Mikuš  &  Spišiak  2007).  The
spinels are compared with compositional fields of spinel from volcanic
rocks and mantle peridotites (according to Kamenetsky et al. 2001).
a – peridotite spinels;  volcanic spinels (MORB = mid-oceanic
ridge basalts, SSZ peridotite = supra-subduction zone peridotite).

Fig. 10.  Mg/(Mg + Fe

2+

)  vs.  Cr/(Cr + Al)  diagram  of  the  analysed

spinels (after Dick & Bullen 1984).

ine-pyrope garnets are also characteristic for other zones of the
Western Carpathian externides. They were reported from the
Cretaceous  to  Paleogene  sediments  of  the  Carpathian  Flysch
Zone  (Otava  et  al.  1997,  1998;  Salata  2004;  Oszczypko  &
Salata 2005; Grzebyk & Leszczyński 2006). The data from the
Flysch  Zone  are  not  restricted  solely  to  garnets  from  heavy
mineral assemblages but exotic granulitic pebbles (one of the
potential  source  rocks)  were  reported  from  the  Silesian  Unit
by  Wieser  (1985).  Almandine-pyrope  garnets  are  lacking  in
the  crystalline  rocks  of  the  Western  Carpathian  internides

Fig. 11.  Nomenclature  and  composition  of  spinels  based  on  the
classification  of  Deer  et  al.  (1992).  The  studied  spinels  are  com-
pared  with  spinels  of  the  Meliata  Unit  and  adjacent  tectonic  units
(Klape  and  Manín  Units).  The  compared  compositional  fields  are
according to Mikuš (2005).

background image

477

DETRITAL GARNETS AND SPINELS FROM THE ALBIAN SEDIMENTS (PIENINY KLIPPEN BELT)

(Aubrecht  &  Méres  2000).  Very  similar  pyrope-rich  garnets
are  known  from  the  metamorphic  rocks  (garnet  peridotites,
garnet  pyroxenites,  kyanite  eclogites  and  granulites)  of  the
Bohemian  Massif  (Scharbert  &  Carswell  1983;  O’Brien  &
Vrána  1995;  Medaris  et  al.  1995a,b,  1998,  2005,  2006a,b;
O’Brien  et  al.  1997;  Nakamura  et  al.  2004).  Because  of  the
presence of granulite-derived detritus, the crustal segments of
the  Western  Carpathian  externides,  including  the  Pieniny
Klippen  Belt,  were  interpreted  as  being  derived  from  the
Moldanubian  Zone  of  the  Bohemian  Massif  (Aubrecht  &
Méres  1999,  2000).  However,  almandine-pyrope  to  garnets
very  rich  in  pyrope  contents  are  also  abundant  in  the  Batho-
nian-Lower  Callovian  sands  in  the  Cracow-Wieluń  Upland
which is an epi-Hercynian platform and was relatively stable
during the Mesozoic (Aubrecht et al. 2007). These occurrenc-
es are too distant from the Moldanubian Zone. Apart from this
zone, there are only two other known proximal occurrences of
granulites  and  eclogites  –  the  Góry  Sowie  Block  and  the
Śnieźnik area complex in the Western Sudetes (Smulikowski
1967;  Oberc  1972;  Kryza  et  al.  1996;  O’Brien  et  al.  1997).
They  are,  however,  too  small  to  be  a  regionally  important
source  of  clastic  material.  Exotic,  pyrope-almandinic  garnets
were  also  reported  from  the  Carboniferous  of  the  Moravo-
Silesian  Culm  Basin  (Otava  &  Sulovský  1998;  Otava  et  al.
2000;  Hartley  &  Otava  2001;  Čopjaková  et  al.  2001,  2005).
Some granulitic pebbles were also found in the Carboniferous
sediments of the Upper Silesia Coal Basin (Paszkowski et al.
1995).  In  the  Carboniferous  clastics  of  the  Moravo-Silesian
Zone,  the  authors  invariably  derive  the  clastic  material  from
the Moldanubian Zone of the Bohemian Massif (Paszkowski
et al. 1995; Hartley & Otava 2001).

Source of the spinels

The presence and overall dominance of spinels in the heavy

mineral  assemblage  of  the  Chmielowa  Formation  is  surpris-
ing.  They  most  likely  represent  clastics  from  a source  which
was  different  from  the  garnet  source,  although  small  part  of
the spinels might also be derived from the same metamorphic
complex  as  the  high-pyrope  garnets,  because  Cr  and  Al
spinels usually occur also in the metaperidotites, eclogites and
polymetamorphosed equivalents of the granulite facies. How-
ever,  such  spinels  would  appear  already  in  the  Jurassic  or
Lower Cretaceous detritus-bearing sediments of the Czorsztyn
units  (Middle  Jurassic  and  Valanginian  crinoidal  limestones)
which is not the case (Łoziński 1959; Aubrecht 1993, 2001).
Similarly unlikely is the possibility that originally rare, but re-
sistant spinels were enriched by reworking and dissolution in
the  condensed  facies  overlying  the  paleokarst  surface.  The
previous  inherited  assemblage,  also  containing  less  stable
minerals, such as garnet and kyanite, bears no signs of deple-
tion.  Therefore,  most  of  the  spinels  were  probably  derived
from the source which could have been identical to the source
of the Albian exotics in the Klape Unit of the Pieniny Klippen
Belt and in the Tatric and Fatric units of the Central Western
Carpathians.  However,  this  source  is  unknown  to  date  and
many  publications  were  already  dedicated  to  this  topic.  The
first  research  concerning  West  Carpathian  exotics  was  made
by Matějka & Andrusov (1931), Zoubek (1931) and Andrusov

(1938) who investigated the “Upohlav” conglomerates in the
Pieniny Klippen Belt. Their source was interpreted as an exot-
ic Pieniny Ridge (Andrusov 1938, 1945) which was later re-
named  by  Birkenmajer  (1988)  as  the  Andrusov  Ridge.
According to Birkenmajer (1977, 1988), the Andrusov Ridge
was placed south of the Kysuca-Pieniny Basin (passing to an
oceanic crust) and north of the Central Western Carpathians.
According to Marschalko (1986), the transport direction of the
exotics in the Klape Unit was from south and south east. That
would indicate position of the Klape Unit north of the Andrusov
Ridge.  This  opinion  was  challenged  by  Birkenmajer  (1988)
who placed this unit south of the ridge. From the beginning,
the  researchers  considered  that  all  the  exotic  conglomerates
were Senonian, but later works brought data about the earlier,
Albian  onset  of  the  exotic  sedimentation  (e.g.  Began  et  al.
1965; Samuel et al. 1972). The first Cr-rich spinels were even
reported  from  the  Barremian-Aptian  limestone  pebbles  from
the exotic conglomerates (Mišík et al. 1980), the same was re-
ported from the Eastern Alps (Wagreich et al. 1995). Albian-
Cenomanian exotic flysch (including exotic conglomerates) is
also  widespread  in  the  Tatric  and  Fatric  units  of  the  Central
Western Carpathians where it is named the Poruba Formation
(Jablonský 1978, 1986). The transport directions in this unit,
however,  largely  differ  from  those  in  the  Klape  Unit
(Jablonský 1986). The data in the Tatric units are largely scat-
tered  but  generally  trough-parallel  transport  dominated,  with
some  lateral  transport  directions  coming  from  the  south  (in
Nízke  Tatry  Mts).  In  the  Fatric  units  (Krížna  Nappe)  there
were  both,  southern  and  northern  sources  indicated  by  the
measurements.  Because  of  these  facts,  Mišík  et  al.  (1980)
suggested the presence of two additional exotic sources, the
Ultratatric and the Ultrakrížna ridges, which made the paleo-
geographical situation quite complicated. Even earlier occur-
rences  of  exotic  ophiolitic  detritus  (Cr-rich  spinels)  were
indicated in the Hauterivian sandstone turbidites in the Fatric
and Hronic (Choč Nappe) units (Jablonský 1992). Further to
the south, Hauterivian to Albian flysches with Cr-rich spinels
occur in the northern part of the Transdanubian Central Range
(Árgyelán 1992, 1996; Császár & Árgyelán 1994), where the
first  Cr-rich  spinels  appeared  already  in  the  Upper  Jurassic
limestones  of  the  Gerecse  Mountains  (Árgyelán  &  Császár
1998). This ophiolitic detritus was invariably derived from the
suture  of  the  Meliata  Ocean  which  was  open  in  the  Middle
Triassic  and  closed  in  the  Late  Jurassic.  Even  in  the  Middle
Jurassic  matrix  of  the  Meliatic  subduction  melange,  chrome
spinels  are  present,  although  in  minor  amounts  (Mock  et  al.
1998). The Meliata suture zone is situated south of the Central
Western  Carpathians  and  is  considered  to  be  a boundary  be-
tween them and the Inner Western Carpathians further to the
south. The Andrusov Ridge was supposed to be situated north
of the Central Western Carpathians and was considered to be
an accretionary wedge formed by subduction of the younger,
Penninic-Vahic  Ocean  (e.g.  Mahe   1981,  1989;  Birkenmajer
1988).  The  resedimented  ophiolitic  remnants  in  the  Pieniny
Klippen Belt were then considered to represent another impor-
tant suture zone in the Western Carpathians. However, the sit-
uation with the Andrusov Ridge is more complex. Pebbles of
basaltic volcanics of the Late Jurassic—Early Cretaceous K-Ar
age  (Rybár  &  Kantor  1978;  Birkenmajer  &  Pécskay  2000)

background image

478

AUBRECHT, MÉRES, SÝKORA and MIKUŠ

would fit the Penninic ophiolites. Some exotics were apparently
derived  from  the  Carpathian  Foreland,  for  example  Namurian
black coal (Havlena 1956; Šilar 1956) or non-metamorphosed
Devonian  limestone  (Tomaś  et  al.  2004).  Along  with  the
above  mentioned  rock  types,  there  are  many  exotics  which
seem to be derived from more southern zones representing the
Inner Western Carpathians and even Dinarides. There are peb-
bles  from  blocks  of  southern  types  of  Triassic,  such  as  the
Wetterstein-type  platform  limestones  typical  for  the  Silicic
units; exotic granitic pebbles (the so-called Upohlav-type) are
the most similar to those of A-type granites, as in the Turčok or
Velence Massif (Uher & Marschalko 1993; Uher & Pushkarev
1994; Uher et al. 1994; Uher & Broska 1996). The Devonian
limestone pebbles mentioned above might be alternatively de-
rived from a more southern source, such as the Transdanubian
Central  Range.  Very  characteristic  are  deep-water  to  oceanic
Triassic sediments indicating their relationship with the Meliata
Ocean (Mišík et al. 1977; Birkenmajer et al. 1990). The Triassic
deep-sea  deposits  are  even  older  (Lower  Anisian)  than  those
found  in  the  Meliata  Unit.  Moreover,  radiometric  datings  of
some glaucophanite pebbles showed Jurassic age of metamor-
phism which is in accordance with the closure of the Meliata
Ocean (Dal Piaz et al. 1995). Meliata-like elements in the ex-
otic conglomerates led to speculations about proximity of the
Meliata and Oravic domains (e.g. Mišík 1978; Mišík & Sýkora
1981), although later some authors favoured an alternative ex-
planation about two different Triassic troughs south and north
of the Central Western Carpathians (Birkenmajer et al. 1990).
In the Eastern Alps, where the situation of the exotics is very
similar to the Western Carpathians, there is also a long lasting
debate  about  the  northern  (Penninic)  and  southern  (Meliata—
Vardar) sources of ophiolite detritus in Cretaceous sediments
(e.g. Decker et al. 1987; Pober & Faupl 1988; Faupl & Pober
1991; Faupl & Wagreich 1992; Wagreich et al. 1995; Eynatten
& Gaupp 1999). An attempt to unify both sources led Plašienka
(1995, 1996) to a radical opinion that the Klape Unit belongs
to  the  Fatric  domain  and  its  exotic  flysches  represent  just
a proximal part of the Poruba Formation turbiditic fan. There
are,  however,  many  counterarguments  against  this  opinion
(Mišík 1996). The data presented in this paper also contradict
this theory.

New paleogeographical model of the Pieniny Klippen Belt

In spite of the still unknown source of the ophiolite detri-

tus,  in  most  reconstructions  it  is  placed  much  further  south
than  the  presumed  sedimentary  area  of  the  Czorsztyn  Unit.
The  reconstruction  of  the  Oravic  (Pienidic)  domain  made  by
Birkenmajer (1977) was accepted with small modifications up
to  the  present  time.  However,  in  the  light  of  the  presence  of
the  Cr-rich  spinels  in  the  Albian  sediments  of  the  Czorsztyn
Unit,  this  reconstruction  is  problematic.  According  to  this
concept,  the  Czorsztyn  Unit  sedimented  on  an  isolated  swell
which was separated in the Cretaceous from the Carpathian in-
ternides by the so-called Kysuca-Pieniny Trough, which in lat-
er interpretations of Birkenmajer (1988) was considered one of
the branches of the Penninic Ocean. In the Albian, the input of
exotics (including ophiolite detritus) was concentrated only in
the more southern units (in the sense of previous reconstruc-

tions),  such  as  the  Klape  Unit,  Tatric  and  Fatric  units  (see
above). Moreover, the first sandstone turbidites also appeared
in the Upper Albian of the Manín Unit (Marschalko & Rakús
1997). However from the Oravic units they were known only
from  the  Coniacian-Santonian  Sromowce  Formation  of  the
Kysuca-Pieniny  Unit.  Although  there  is  a rare  occurrence  of
Albian flysch (Trawne Member) mentioned from the Kysuca
Unit  by  Birkenmajer  (1987)  it  is  not  clear  whether  it  bears
some exotics. In the Turonian sandstone flysch (Snežnica For-
mation),  there  is  still  lack  of  Cr-rich  spinels  (Łoziński  1959;
Aubrecht – unpublished data). This is the reason why the lat-
est  Aptian  appearance  of  ophiolitic  detritus  in  the  Czorsztyn
Unit is so surprising. The question is: How can this detritus,
derived from the south, reach an isolated elevation surrounded
by  deep  troughs?  The  Czorsztyn  Unit  in  the  Cretaceous  was
still situated on an elevated area, as indicated by Aubrecht et
al. (2006). However, the presence of exotic ophiolitic detritus
indicates that it was not an isolated elevation but this sedimen-
tary area must have been adjacent to the exotic source.

For these reasons, we propose an alternative paleogeograph-

ical  model  of  the  Pieniny  Klippen  Belt  evolution  (Figs. 12,
13). Middle Jurassic Penninic rifting caused detachment of the
Oravic segment from its position in continuation of the Molda-
nubian Zone of the Bohemian Massif. The SW-NE orientation
of the initial rifting corresponds to many paleogeographical re-
constructions  (see  discussion  in  Aubrecht  &  Túnyi  2001).
Derivation from the Moldanubian Zone is based on the garnet
compositions  presented  by  Aubrecht  &  Méres  (2000)  and  in
this paper. The Oravic segment was originally situated in lat-
eral  continuation  of  the  Central  and  Inner  West  Carpathian
segments  (Michalík  1994).  In  an  earlier  period  the  Triassic
Meliata  Ocean  was  situated  south  of  both  segments.  This
ocean  was  closed  in  the  Late  Jurassic  when  the  crustal  seg-
ments  derived  from  the  North-European  Platform  collided
with  South-Alpine/Dinaridic  segments.  Remnants  of  the
ocean were arranged in subduction melange along the Meliata
suture  zone.  During  the  Cretaceous,  the  amalgamated  blocks
were further rotated clockwise to the final NW-SE orientation
(for  the  pre-Paleogene  orientation  of  the  Central  Western
Carpathians, see Túnyi & Márton 2002 and Csontos & Vörös
2004). The rotation caused detachment of the Oravic segment
from its lateral position and its relative lateral shift along the
northern  margin  of  the  Central  Western  Carpathians.  The
Meliatic  melange  was  then  secondarily  placed  in  the  zone
between  the  Oravic  segment  and  the  Central  Western  Car-
pathians where it formed an elevated ridge (the exotic Andrusov
Ridge) which was the source of exotic pebbles and ophiolitic
detritus,  feeding  simultaneously  the  Klape,  Tatric  and  Fatric
units on the SW and the Oravic units on the NE. Such arrange-
ment  of  the  exotic  source  fits  well  with  the  conclusions  of
Marschalko (1986) who suggested that the exotic ridge repre-
sented  a  long-lasting  elevation  formed  in  a  strike-slip  zone
rather than compressional wedge which would be destroyed in
a  short  time.  Early