background image

www.geologicacarpathica.sk

GEOLOGICA CARPATHICA, DECEMBER 2010, 61, 6, 469—481                                        doi: 10.2478/v10096-010-0029-9

Introduction

The Tisia Unit in the sense of Csontos et al. (1992), which is
equivalent to the Tisia Megaunit of Szederkényi (1996), rep-
resents  a  large  lithosphere  block  with  a  complex  internal
structure.  It  has  traditionally  been  regarded  as  one  of  the
most  stable  parts  of  the  Pannonian  Basin  basement  which
practically escaped Alpine metamorphism. Over the last few
decades  several  researches  (Árkai  et  al.  1998,  2000;  Árkai
2001 and references therein) pointed out that this is not com-
pletely true, showing that large areas of the Pannonian Basin
basement were in fact metamorphosed or overprinted as a re-
sult of the Eoalpine (Cretaceous) metamorphism.

The Tisia Unit is made up of Variscan igneous and meta-

morphic  complexes  and  post-Variscan  overstep  sequences.
Typical Tisia rocks are widespread and can be found in the
South Transdanubian ranges (Mecsek, Villány Hills), in the
Apuseni  Mountains  (Bihor,  Pădurea  Craiuli,  Codru-Moma,
Higni )  and  in  the  Slavonian  Mountains  (Psunj,  Papuk,
Krndija), where some of the best outcrops of the South Tisia
igneous  and  metamorphic  rocks  occur  in  Mt  Papuk
(e.g.  Pamić  &  Jurković  2002;  Pamić  et  al.  2002).  These
rocks,  which can provide detailed insight into the geological
history  of  the  Tisia  Unit  form  polymetamorphic  complexes
(Pamić & Lanphere 1991). The complexes of the Slavonian
Mts are subdivided on the basis of structural and lithostrati-
graphic  studies  by  Jamičić  (1983,  1988).  He  distinguished
three  metamorphic  complexes  with  distinct  metamorphic
evolution  paths;  namely  the  Psunj  metamorphic  complex,

Eoalpine (Cretaceous) very low- to low-grade metamorphism

recorded on the illite-muscovite-rich fraction of

metasediments from South Tisia (eastern Mt Papuk, Croatia)

VANJA BIŠEVAC

1

, KADOSA BALOGH

2

, DRAŽEN BALEN

and DARKO TIBLJAŠ

1

1

Institute of Mineralogy and Petrology, Department of Geology, Faculty of Science, University of Zagreb, Horvatovac 95, HR-10000 Zagreb,

Croatia;  vabisevac@geol.pmf.hr

2

Institute of Nuclear Research, Hungarian Academy of Science, Bem tér 18/c, 4001 Debrecen, Hungary

(Manuscript received February 11, 2010; accepted in revised form October 13, 2010)

Abstract: Eoalpine very low- to low-grade metamorphism related to Cretaceous orogenesis has been investigated in the
Slavonian  Mts,  Croatia.  Samples  belonging  to  the  Psunj  metamorphic  complex  (PMC),  the  Radlovac  metamorphic
complex (RMC) and Permian-Triassic and Triassic sedimentary sequences (PTSS) were studied. The Kübler and Árkai
indices of all the analysed samples indicate high-anchizonal to epizonal metamorphism. The degree of Eoalpine meta-
morphism tends to be constant in all samples implying that the different complexes passed through and recorded the
same event. Measurements of illite-white K-mica b

0

-parameter of the RMC samples imply transitional low- to medium-

pressure character of the metamorphism. These data together with K-Ar ages ( ~ 100—80 Ma) measured on illite-white
K-mica rich  < 2  m grain-size fractions point to Late Cretaceous very low- to low-grade regional metamorphism pre-
sumably related to the main nappe-forming compressional events in the Pannonian Basin and the Carpathians. The P-T-t
(pressure-temperature-time) evolution of the studied area is in good agreement with similar scenarios in the surround-
ing areas of Tisia, but also in Eastern Alps, Carpathians and Pannonian Basin (ALCAPA).

Key words: Eoalpine metamorphism, South Tisia, Radlovac metamorphic complex, thermobarometry, geochronology,
Kübler index, Árkai index, K-Ar dating.

the  Papuk  metamorphic  complex  and  the  Radlovac  meta-
morphic complex.

The  present  study  focuses  mostly  on  the  Radlovac  meta-

morphic complex (RMC) which consists of very low- to low-
grade  metamorphic  sequences  locally  intruded  by  metabasic
rocks (Pamić & Jamičić 1986). According to Jamičić & Brkić
(1987)  and  Jamičić  (1988)  the  RMC  occupies  the  highest
structural  position  of  all  the  Variscan  complexes  in  the  area
and  is  uncomformably  overlain  by  Permian-Triassic  and
Triassic sedimentary sequences (PTSS). The RMC represents
the original sedimentary cover over the PMC (Jamičić 1988).
Although some previous studies indicated a certain P-T evolu-
tion of this area (Jamičić 1983, 1988; Slovenec 1986; Pamić
& Lanphere 1991; Jerinić et al. 1994; Judik et al. 2002; Biše-
vac et al. 2009), no research has been carried out so far in or-
der  to  constrain  the  spatial,  temporal  and  metamorphic
conditions of a possible Eoalpine metamorphism in this area.
In this paper a more detailed study concerning the degree and
age of metamorphic evolution of this area in the specific geo-
logical timeframe is presented and correlated with similar in-
vestigations  carried  out  in  other  parts  of  the  Tisia  Unit  and
surrounding areas.

The main aim of the present paper is to provide new data on

the nature and regional distribution of the Eoalpine metamor-
phism that affected the Variscan and post-Variscan formations
of the southern part of the Tisia Unit in the Slavonian Mts. For
this purpose, rocks belonging to the RMC as well as those rep-
resenting  the  PTSS  and  parts  of  PMC  sampled  along  the
Kutjevo transect (Balen et al. 2006) were studied by the illite

background image

470

BIŠEVAC, BALOGH, BALEN and TIBLJAŠ

“crystallinity”  (Kübler  index),  chlorite  “crystallinity”  (Árkai
index) and vitrinite reflectance methods in order to determine
the temperature conditions, while the b

0

-parameter of K-white

mica was used in order to estimate the pressure conditions of
metamorphism. The K-Ar age dating method was used to de-
termine the age of metamorphism and metamorphic overprint
of the studied rocks.

The  new  P-T  and  age  data  presented  in  this  paper  form  a

solid  base  for  further  research  and  reconstruction  of  the  tec-
tono-metamorphic history of the wider area and its correlation
with  similar  metamorphic  complexes  in  Central  and  Eastern
Europe.

Geological settings

The Slavonian Mts, situated in Slavonia, the north-eastern

region  of  Croatia  (Fig. 1),  are  characterized  by  numerous
outcrops  of  igneous  and  metamorphic  rocks  that  form  the

Tisia Unit. Tisia represents a continental fragment broken off
from the southern rim of the Eurasian plate (i.e. the southern
margin  of  Variscan  Europe)  during  the  Alpine  evolution  of
Tethys  (Géczy  1973).  After  complex  drifting  and  multiple
rotation  events,  mostly  during  Mesozoic  and  Cenozoic
times, the Tisia reached its present tectonic position (Csontos
1995; Haas & Péró 2004) (Fig. 1). The Tisia Unit is made up
of  three  nappe  systems  (Mecsek,  Villány-Bihor  and  Békés-
Codru)  comprising  the  Variscan  igneous  and  metamorphic
basement  and  post-Variscan  overstep  sequences  (Haas  &
Péró 2004; Csontos & Vörös 2004; Schmid et al. 2008). Ac-
cording  to  the  interpretation  of  Schmid  et  al.  (2008)  the
Slavonian Mts represent an integral part of the Villány-Bihor
nappe system. The Variscan igneous and metamorphic com-
plexes of south Tisia, which crop out in the Slavonia region,
constitute  a  part  of  the  metamorphic  belt  characterized  by
granitoid  rocks  accompanied  by  migmatites  (Pamić  &
Lanphere  1991).  These  rocks  can  be  well  correlated  with
similar  rocks  in  the  Mecsek  Mts  (south  Hungary)  (Buda

Fig. 1. a – Tectonic setting of the Tisia Unit within the Alpine-Carpathian-Dinaric framework with the position of the Slavonian Mts. b – Sketch
map of the Slavonian Mts (Papuk, Psunj, Ravna gore and Krndija) with approximate position of the studied area (marked by the black box).
c – Simplified geological map of the investigated area showing the position of the samples within the complexes as defined by Jamičić (1988).
1  –  garnet-staurolite  gneisses  with  lenses  of  granitoids,  amphibolites  and  amphibolite  schists;  2  –  chlorite-sericite  schists;  3  –  me-
tagreywackes and chloritoid schists; 4 – migmatites; 5 – slates, phyllites, quartzites, metasandstones and metaconglomerates; 6 – phyllitic
metaconglomerates; 7 – quartz metasandstones; 8 – metasandstones; 9 – dolomites and dolomitic limestones; 10 – gabbro; 11 – grani-
toid; 12 – reverse fault (covered or assumed); 13 – normal fault (covered or assumed); 14 – erosive or tectono-erosive boundary; 15 – nor-
mal boundary (established, covered). Remark: 1 and 2 belong to Psunj metamorphic complex; 4 represents part of the Papuk metamorphic
complex; 3 and 5 represents the Radlovac metamorphic complex; 6, 7, 8 and 9 belong to the Permian-Triassic sedimentary sequence.

background image

471

EOALPINE VERY LOW- TO LOW-GRADE METAMORPHISM OF METASEDIMENTS FROM TISIA (CROATIA)

1981; Hass & Péró 2004), the Western Carpathians (Hovorka
& Petrík 1992) and in other European Variscan terrains, such
as the Bohemian Massif (Liew et al. 1989).

Jamičić (1983, 1988) distinguished three tectono-metamor-

phic complexes in the Slavonian Mts, characterized by several
phases of deformation and metamorphism (Fig. 1). The Psunj
metamorphic  complex
  (PMC)  is  assumed  to  be  formed  by  a
metamorphic  event  during  the  Baikalian  orogeny  showing  a
strong  retrogressive  overprint  as  a  result  of  the  Caledonian
orogeny. According to Pamić et al. (2002) the rocks belonging
to the PMC together with Papuk metamorphic complex, as de-
fined  by  Jamičić  (1988),  represent  a  Barrovian  metamorphic
sequence, characterized by zonal distribution of index miner-
als, ranging from greenshists to amphibolite facies conditions.
Greenschist  facies  metamorphic  sequences  are  composed  of
metapelites, chlorite schists and micaschists, while amphibo-
lite facies sequences comprise paragneisses, garnetiferous mi-
caschists,  amphibolites,  metagabbros  and  marbles,  locally
intruded  by  discordant  granodiorites  and  plagiogranites  (i.e.
I-type  granites  according  to  Pamić  1986;  Pamić  &  Lanphere
1991).  Although  geochronological  data  point  to  the  main
metamorphic phase closely associated to the Variscan oroge-
ny (Pamić et al. 1988, 1996; Pamić 1998), Balen et al. (2006)
proved  the  existence  of  a  pre-Variscan  metamorphic  event.
Recent studies (Biševac et al. 2009) showed that PMC also ex-
perienced  post-Triassic  very  low-  to  low-grade  metamorphic
overprint.  The  Radlovac  metamorphic  complex  (RMC)  con-
sists of very low- to low-grade metamorphic sequences largely
composed of slates, metagreywackes, metaconglomerates and
subordinate  phyllites.  According  to  Jamičić  (1988)  it  was
metamorphosed during the late stages of the Variscan oroge-
ny. The  lower  and  middle  parts  of  the  RMC  are  intruded  by
metabasic rocks (Pamić & Jamičić 1986). The age of sedimen-
tation, but also the age of metamorphism of the RMC, arouses
the curiosity of many researchers. According to the field rela-
tions  the  RMC  unconformably  overlies  the  prograde  meta-
morphic  sequences  (Jamičić  1983,  1988)  and  contains  a
Westphalian microflora (Brkić et al. 1974) which documents a
Pennsylvanian age of the protolith. Jerinić et al. (1994) state
that  the  protolith  rocks  are  Silurian,  Devonian  to  (?)  Missis-
sippian.  K-Ar  dating  of  clinopyroxene  monomineralic  con-
centrate from ophitic metagabbro, which intruded the complex
(Pamić  &  Jamičić  1986),  gave  ages  of  416.0 ± 9.0  and
318.6 ± 12.2 Ma (Pamić et al. 1988; Pamić & Lanphere 1991).
K-Ar  age  determinations  on  two  slates  from  different  com-
plexes yielded K-Ar whole rock ages of 203.9 ± 6.9 Ma (slate
belonging to the RMC) and 100.6 ± 3.5 Ma (slate belonging to
the PMC), which, according to Pamić et al. (1988) apparent-
ly  represent  partially  or  completely  reset  ages,  due  to  the
subsequent  heating.  The  available  data  are  not  sufficient  to
reach a final conclusion concerning the age of metamorphism
of the RMC. The Papuk metamorphic complex was subject-
ed  to  metamorphism  and  migmatitization  during  the  Cale-
donian orogeny (Jamičić 1988). It consists predominantly of
(a)  S-type  granites  which  are  enveloped  in  the  NE  and  SW
by (b) migmatites and migmatitic gneisses which grade into
(c) amphibolite facies metamorphic sequences composed of
garnetiferous  amphibolites,  paragneisses  and  micaschists
(Pamić 1986; Pamić & Lanphere 1991).

According  to  Jamičić  (1988)  the  PTSS  uncomformably

overly  the  Paleozoic  rocks,  and  is  characterized  by  several
lithostratigraphic units. The base of the sequence is built up by
coarse  clastic  rocks  represented  by  phyllitic  conglomerates
and  sandstones  which  grades  continuously  into  red  to  purple
fine-grained  sandstones  and  siltstones.  This  facies  contains
granitoid, gneiss and pegmatite clasts derived from the meta-
morphic complex of the Papuk Mountain. The second group,
represented  by  fine-grained  quartz  sandstones,  is  transitional
towards  the  Lower  Triassic  strata.  The  Lower  Triassic  se-
quence, as part of the PTSS, is represented by sandstones, cal-
careous  sandstones  and  siltstones.  Sedimentation  in  the  area
continued into the Middle Triassic which is represented by do-
lomites,  calcareous-dolomitic  breccias  and  subordinate  lime-
stones. Recently, Biševac et al. (2009) showed that the PTSS
underwent very low- to low-grade metamorphism. This meta-
morphism affected predominately the clay minerals, thus leav-
ing hardly noticeable marks and reassigning (in the strict sense
of metamorphic classification) the Mesozoic sedimentary rock
complex into very-low grade metasediments. Since the effects
of metamorphism studied here are hardly or not at all visible
without the aid of instrumental techniques, we will avoid de-
claring them as metasediments.

Analytical methods

Isotope  geochronological  measurements  were  preceded  by

petrographic  investigations  in  order  to  select  the  appropriate
samples representing the PMC, RMC and PTSS units for fur-
ther  analyses  (Fig. 1).  A  detailed  description  of  the  petro-
graphic features of the representative samples, as well as the
procedure  of  sample  preparation  and  the  petrographic  tech-
nique used were described in Biševac et al. (2009). To assure
the possibility of an inter-laboratory correlation of the Kübler
index (KI) and Árkai index (ÁI) some details of the X-ray dif-
fraction (XRD) work are given here. For detailed explanation
of  the  standardization  procedure  together  with  measurement
conditions see Biševac et al. (2009).

The  whole  rock  powder  XRD  analysis  of  the  samples  (a

modal composition determination) was performed on a Philips
X’Pert  Pro  diffractometer  equipped  with  the  X’celerator  de-
tector  using  CuK   radiation  from  a  tube  operating  at  40 kV
and 45 mA. The step width was 0.017° 2  with 43 s counting
time per step; the samples were run between 4 and 65° 2 .

Special  attention  was  given  to  the  clay  minerals  ( < 2 µm

fraction)  using  the  procedure  proposed  by  Starkey  et  al.
(1984).  Samples  were  measured  as  highly  oriented  air  dried
preparations on glass slides additionally treated with ethylene-
glycol (EG) and heated first at 400 °C and than at 550 °C. The
instrumental settings were the same as for the modal composi-
tion determination.

KI and ÁI were measured after Kübler (1967, 1975, 1990)

and  Árkai  (1991)  respectively.  The  agreed-on  boundary  be-
tween  the  diagenetic  zone  and  the  anchizone  at  present  is  at
KI = 0.42° 2  CuK , while for the anchizone-epizone bound-
ary it is KI = 0.25° 2  CuK . These boundaries are associated
with  temperatures  of  approximately  200 °C  and  300 °C  re-
spectively (Kübler 1968; Warr & Rice 1994). The anchizone

background image

472

BIŠEVAC, BALOGH, BALEN and TIBLJAŠ

is further divided into a high and low temperature anchizone.
The  boundary  between  these  two  zones  is  KI = 0.30° 2
CuK   and  corresponds  to  the  temperature  of  approximately
260 °C (Potel et al. 2006). The boundaries of the anchizone
for  ÁI  were  redrawn  from  Árkai  et  al.  (1995b)  being:
ÁI  (001) = 0.26—0.37° 2   and  ÁI  (002) = 0.24—0.30° 2
CuK . Sample preparation was made according to the recom-
mendation  of  Kisch  (1991)  and  the  full  width  at  half  maxi-
mum (FWHM) was read manually. KI and ÁI were measured
on  air  dried  and  EG  treated  samples.  No  shift  of  the  basal
white mica reflection after EG treatment was observed, hence
discussion  is  based  only  on  the  air-dried  scan  results.  The
standardization of the KI and ÁI values of samples measured
in  the  laboratory  to  those  from  Kübler’s  laboratory,  taken  as
reference  values,  was  made  using  eight  Kisch’s  standards,
namely  rock  slabs  polished  parallel  to  the  foliation  (Kisch
1990;  1991).  Crystallinity  Index  Standards  (CIS)  (Warr  &
Rice 1994) were used later for monitoring changes of the mea-
sured FWHM caused by tube ageing.

White  K-mica  geobarometry  worked  out  for  lower  green-

schist  facies  pelitic  rocks  by  Sassi  (1972)  and  extended  by
Padan  et  al.  (1982)  to  the  high  temperature  part  of  the  an-
chizone was applied for qualitative estimation of the metamor-
phic pressure conditions. For these geobarometric estimations
the constraints given by Guidotti & Sassi (1986) for appropri-
ate modal composition were also taken into consideration. The
b

0

-parameter was measured on rock slabs cut perpendicular to

the schistosity and, in order to avoid the influence of the detri-
tal mica, on randomly oriented grain-size  < 2 µm fraction us-
ing  the  same  instrumental  conditions  as  for  KI  and  ÁI
determination.  The  2   range  scanned  was  59.0—63.0°,  while
quartz present within all analysed samples was used as the in-
ternal standard.

With the aim of correlating Kübler and Árkai indices with

vitrinite reflectance, total organic carbon (TOC) was measured
in  order  to  find  out  whether  the  investigated  samples  were
suitable for this kind of analyses. Samples were chosen on the
basis of their colour, assuming that the darker samples should
contain more organic matter. Sample preparation was done ac-
cording  to  Bush  (1970).  Standardization  of  the  instrument
(LECO IR-212) was done using the material of a known car-
bon  content  (steel  ring  containing  0.3—1.0 %  of  carbon).  For
optical  investigation  of  vitrinite  particles  a  Leitz-MPV3  mi-
croscope was used. The standardization of the instrument was
done using materials of known reflection index (sapphire, dia-
mond and glass).

K-Ar dating was performed in the ATOMKI Institute of Nu-

clear Research, Hungarian Academy of Sciences. Illite—K-white
mica  fraction  samples  were  degassed  by  high  frequency  in-
duction  heating;  the  released  argon  was  cleaned  by  applying
furnaces with Ti sponge and St707 getter materials. 

38

Ar was

introduced from a gas pipette. For Ar isotopic ratio measure-
ments  a  magnetic  mass  spectrometer  of  150 mm  radius  and
90° deflection was used in the static mode. Before the deter-
mination  of  K,  the  samples  were  digested  by  a  mixture  of
HF + HClO

4

 and dissolved in highly diluted HCl. The K con-

tent of the samples was measured with a flame emission pho-
tometer  using  100 ppm  Na  buffer  and  Li  internal  standard.
The results of an interlaboratory calibration were published by

Odin et al. (1982). During this study interlaboratory standards
of LP-6, HD-B1 and Asia 1/65 as well as atmospheric argon
have been used for calibration. K-Ar ages were calculated us-
ing  the  constants  proposed  by  the  IUGS  Subcommission  on
Geochronology (Steiger & Jäger 1977). K-Ar ages measured
on  < 2 µm (and in certain case whole rock) fractions were used
for  dating  the  metamorphism  to  avoid  and/or  reduce  the  dis-
turbing effects of detrital muscovite following the practice of
Clauer & Kröner (1979), Frank & Stettler (1979), Bonhomme
et al. (1980), Reuter (1987) and Árkai et al. (1995a).

Results

The label, lithology, stratigraphic age and tectonic settings

of  the  studied  samples  together  with  their  semiquantitative
modal composition, KI and ÁI values, b

0

-parameter data, total

organic  carbon  content,  vitrinite  reflectance  value  as  well  as
K-Ar  ages  obtained  on  whole  rock  (WR),  > 0.1 mm,  < 2 µm
and  < 0.5 µm grain-size fractions are listed in Table 1.

Modal composition

As  can  be  expected  from  the  lithology,  a  semiquantitative

whole rock modal composition of the samples as determined
by the XRD method revealed similarities between the samples
from the different tectonic units (Table 1). The dominant con-
stituents  of  samples  belonging  to  the  RMC  are  quartz,  illite-
muscovite,  plagioclase  and  chlorite.  Less  abundant  minerals
are  K-feldspar  and  paragonite  (Table 1).  Plagioclase,  augite
and  actinolite  were  the  main  constituents  of  the  metadolerite
from the RMC. The reddish colour of samples from all com-
plexes (Table 1) is due to the presence of hematite in the ma-
trix.  Calcite,  as  a  secondary  mineral,  was  detected  in  slate
from  the  RMC.  Chloritoid  and  pyrophyllite,  in  association
with illite-muscovite, quartz and subordinate chlorite is a char-
acteristic of Upper Devonian samples found along the Kutjevo
transect (Table 1). Kaolinite was detected as a trace mineral in
metasandstones belonging to the PTSS in which main constit-
uents are quartz and illite-muscovite.

Additional attention was focused on the clay minerals asso-

ciation. Although a mineral size should not be the only criteri-
on defining a certain mineral group, the term “clay minerals”
in  this  work  refers  to  the  sample  < 2 µm  fraction.  The  most
abundant minerals in this fraction, detected by XRD on highly
oriented  mounts,  were  illite-muscovite,  chlorite  and  quartz.
Paragonite,  pyrophyllite,  plagioclase,  hematite  and  kaolinite
were  occasionally  observed  and  related  to  samples  in  which
they were also detected in whole rock samples. Special inter-
est was given to illite-muscovite and chlorite in order to deter-
mine  possible  interstratifications  and  because  these  minerals
were used later for KI and ÁI analyses.

Kübler and Árkai indices

There is no significant difference between KI and ÁI values

measured  on  samples  from  the  different  lithostratigraphic
units (Table 1). The values point to high anchizonal to epizon-
al thermal alteration.

background image

473

EOALPINE VERY LOW- TO LOW-GRADE METAMORPHISM OF METASEDIMENTS FROM TISIA (CROATIA)

Total organic carbon (TOC) and vitrinite reflectance

The  TOC  in  all  analysed  samples  was  absent  or  very  low

(Table 1). Nevertheless, vitrinite particles suitable for vitrinite
reflectance  measurements  were  found  in  one  slate  from  the
RMC (Table 1). The result (R

random

= 4.59; n = 14, standard de-

viation = 0.217) indicates meta-anthracite coal rank.

b

0

-parameter

The  b

0

-values  evaluated  from  whole  rock  range  between

9.000 and 9.036 Å, giving an average value of 9.021 Å, while
those  obtained  on  < 2 µm  fraction  vary  between  8.986  and
9.036 Å, giving an average of 9.004 Å (Table 1).

K-Ar age dating

The K-Ar ages of different fractions are shown in Table 1.

The  oldest  age  was  obtained  from  the  WR  of  sample  no. 4
(153.1 ± 6.6). The youngest age was obtained on the  < 0.5 µm
fraction of sample no. 34 (66.2 ± 2.5 Ma). The results together
with  analytical  and  statistical  parameters  and  errors  of  the
K-Ar isotopic measurements can be obtained from the corre-
sponding author upon request.

Discussion

Clay mineralogy and P-T evolution

The  generally  accepted  theory  is  that  illite  is  formed  by

transformation of smectite as a result of heating (Hower et al.
1976; Merrimann & Peacor 1999). In spite of the fact that dif-
ferent authors propose different mechanisms of transformation
of  smectite  to  illite  (Morton  1985;  Dong  2005),  all  authors
agree that the effect of heating in the presence of a K-contain-
ing fluid will result in progressive loss of smectite layers and a
simultaneous  increase  of  illite  layers  in  interstratified  illite-
smectite.

Many researchers tried to assign a particular temperature to

the thermal stability of smectite – interstratified illite-smec-
tite  –  illite  series.  According  to  Weaver  (1989),  5—10 %  of
smectite  layers  are  present  in  illite-smectite  interstratified
clays  at  200—250 °C,  while  according  to  Viczián  (1994)
around 50 % of smectite layers are present at 90—130 °C and
5—10 % at 160—220 °C. Inoue et al. (2004) gave the most defi-
nite statement: smectite is stable from room temperature up to
150 °C, the R1 type of illite-smectite interstratification in the
range  of  150—225 °C,  while  illite  is  stable  at  temperatures
higher than 175 °C.

In order to determine a possible presence of smectite, either

as  a  discrete  mineral  phase  or  interstratified  with  illite,  the
classical XRD analysis as proposed by Starkey et al. (1984),
was  performed.  After  these  treatments,  no  shift  of  the  10 Å
diffraction maximum of illite-muscovite and the 14 Å diffrac-
tion  maximum  of  chlorite  was  observed  (Fig. 2).  The  data,
characteristic for all analysed samples, imply that the samples
do not contain smectite. In order to ascertain this statement the
concept  of  poorly-  (PCI)  and  well-crystallized  illite  (WCI)

Fig. 2.  Representative  XRD  patterns  pertaining  to:  a  –  phyllite
no. 13  and  b –  metasandstone  no. 4.  Both  samples  belong  to  the
RMC. AD – air dried; EG – ethylene-glycol treated mounts.

was used. In general, as the number of coherent diffracting do-
mains  becomes  smaller,  the  diffraction  peak  becomes  wider
and shifts to higher d-values. The width of peak at half height
(FWHM) and the position of the peak maximum of the studied
samples were plotted in the appropriate diagram (Lanson et al.
1998) (Fig. 3). The position of the studied samples in the dia-
gram  and  lack  of  shift  to  higher  d-values  after  EG  treatment
indicates  an  absence  of  interlayering  even  with  very  small
amounts of smectite. The data point to thermal alteration high-
er  than  220—250 °C,  taking  into  consideration  the  smectite
thermal  stability  pointed  out  by  Weaver  (1989),  Viczián
(1994) and Inoue et al. (2004). For better estimation of the de-
gree  of  thermal  alteration,  KI  and  ÁI  were  used.  Although
these  parameters  are  very  good  tools  for  monitoring  the
progress of the phyllosilicate reaction and their transformation
with increasing temperature, the exact temperature of thermal
alteration can only be estimated. KI indicates that the samples

Fig. 3. Peak positions and full width at half maximum (FWHM) of
the (001) diffraction maximum of illite-muscovite shown in the dia-
gram of Lanson et al. (1998). N indicates number of diffracting lay-
ers.  The  shaded  areas  indicate  poorly-  (PCI)  and  well-crystallized
illite (WCI) obtained from sequences of sedimentary rocks reported
by Lanson et al. (1998).

background image

474

BIŠEVAC, BALOGH, BALEN and TIBLJAŠ

Table 1:

 An 

overview 

of 

rock 

type, 

stratigraphy, 

semiquantitave 

mineral

 composition 

(

 –

 dominant; 

 –

 abundant; 

 –

 significant; 

– 

poor), 

“crystallinity” 

values, 

b

0

-parameter, 

total 

organic 

car-

bon 

(TOC) 

content, 

vitrinite 

reflectance 

(R

random

and 

K-Ar 

ages 

of 

samples 

representing 

the 

Psunj 

metamorphic 

complex, 

the 

Radlovac 

metamorphic 

complex 

and 

the 

Permian-Triass

ic 

sedimentary 

se-

quences. 

*

 

– ÁI (002) determined after treatment with DMSO; 

**

 – according to Jamičić & Brkić (1987); 

***

 

– calculated with atomic constants suggested by Steiger & Jäger

 (1977). Legend: 

PCm

 –

Precambrian; 

D

3

 – 

Upper 

Devonian; 

C

 –

 Carboniferous; 

– 

Permian; 

PT

 –

 Permo-Triassic; 

T

 –

 Triassic. 

The 

mineral 

abbreviations 

are 

after 

Kretz 

(1983): 

Qtz

 –

 quartz; 

Ill-Ms

 –

 illite-musco-

vite; 

Pl

 –

 plagioclase; 

Kfs

 –

 K-feldspar; 

Chl 

– 

chlorite; 

Cld

 –

 chloritoid; 

Prl

 –

 pyrophyllite; 

Hem

 –

 h

ematite; 

Kln

 –

 kaolinite; 

Pg 

– 

paragonite; 

Act

 –

 actinolite; 

Aug

 –

 augite; 

Cal

 –

 calcite.

background image

475

EOALPINE VERY LOW- TO LOW-GRADE METAMORPHISM OF METASEDIMENTS FROM TISIA (CROATIA)

Table 1: 

Continued

passed  through  transitional  high  anchizonal  to  epizonal  ther-
mal alteration (Table 1, Fig. 4). Similar results were obtained
using  ÁI  (Table 1,  Fig. 4).  KI  and  ÁI  (002),  as  well  as  ÁI
(001) and ÁI (002) show a good correlation (Fig. 5). The esti-
mated degree of thermal alteration is in good agreement with
the  previously  established  presence  of  paragonite  and  pyro-
phyllite in some slates from the RMC as reported by Slovenec
(1986). According to Frey (1987) these two minerals are char-
acteristic of the sub-greenschist facies and indicate, as well as
KI  and  ÁI  measured  here,  that  the  RMC  experienced  a  very
low- to low-grade metamorphic event. The data indicate that
samples from the PMC as well as the overlying PTSS sampled
along  the  Kutjevo  transect  also  record  a  very  low-  to  low-
grade  metamorphic  event.  The  degree  of  metamorphism  ap-
pears to be constant in all the analysed samples irrespective to
their stratigraphic age.

It is important to mention that small differences between KI

and ÁI data are closely related to the chlorite content. Lower
chlorite content results in weaker basal reflections and conse-
quently less precise measurement of the FWHM.

The presence of kaolinite in the samples can make ÁI (002)

measurements  very  difficult  and  uncertain  because  of  the
overlapping of the (001) diffraction maximum of kaolinite and
the (002) diffraction maximum of chlorite. This problem can
be overcome by the dimethyl-sulfoxide (DMSO) treatment as
shown in the study of Biševac et al. (2009). The appearance of
ordered kaolinite in some samples (Table 1) can be connected
to  post-metamorphic  hydrothermal  alteration  as  proposed  by
Árkai et al. (2000).

Good correlation of KI and ÁI for samples containing para-

gonite or pyrophyllite indicates that they did not have any sig-
nificant influence on the measured KI values due to their low
quantity.

In  order  to  correlate  the  KI  and  ÁI  with  other  parameters

which  change  with  the  thermal  conditions,  vitrinite  particles
were measured on one slate sample from the RMC. The vitrin-
ite  reflectance  corresponds  to  meta-anthracite  coal  rank.  The
value  is  in  good  agreement  with  the  KI  and  ÁI  for  the  same
sample (Table 1).

Epizonal  (chlorite  zone)  and  medium-  to  high-temperature

anchizonal  fine-clastic  metasedimentary  rocks  with  common
mineral  assemblages  consisting  of  quartz,  albite,  white
K-mica±chlorite  and  calcite  can  be  taken  into  consideration
for  evaluating  pressure  conditions  using  the  b

0

-parameter

(Padan  et  al.  1982;  Guidotti  &  Sassi  1986).  The  data  for
< 2 µm  grain-size  fraction  implies  transitional  low-  to  medi-
um-pressure formation conditions for RMC, while whole rock
measurements  on  same  samples  indicate  medium  pressure
conditions. The b

0

-parameter of the  < 2 µm fraction can be re-

lated  to  the  metamorphic  pressure  while  the  slightly  higher
pressure  conditions  indicated  by  whole  rock  measurements
can be explained by the influence of the detrital mica.

We conclude that the analysed samples, regardless to their

stratigraphic age, record the same metamorphic event which is
indisputably younger than Early Triassic, that is, younger than
their protolith ages. Middle Triassic dolomites and dolomitic
limestones (Jamičić & Brkić 1987; Jamičić et al. 1987), repre-
senting the youngest rocks of the Kutjevo transect, were omit-
ted  from  this  research  because  of  the  lack  and/or  very  low

background image

476

BIŠEVAC, BALOGH, BALEN and TIBLJAŠ

quantity of illite-muscovite which can influence the reliability
of the KI measurements. Upper Jurassic-Lower Cretaceous se-
quences,  otherwise  present  in  the  Slavonian  Mts,  cannot  be
found in the investigated area.

Chronology of metamorphism

When evaluating and interpreting the K-Ar data in order to

determine the age of the metamorphism, a possible influence
of  the  detrital  material  should  be  taken  into  consideration
(Hunziker et al. 1986). The effect of the detritus was tested by
dating different mineral grain fractions ( < 0.5 µm and  < 2 µm)
including the whole rock. The whole rock age is the oldest one
in  all  cases  (Table 1).  The  youngest  age  was  measured  on
< 0.5 µm fractions. The whole rock age represents the average
age of all K-bearing constituents present in the rock, while the
age of finer fractions,  < 0.5 µm and  < 2 µm in this case, corre-
sponds to the average age of the different generations of illitic
material present within the dated fractions. Such interpretation
suggests that the oldest K-Ar age constrains the lowest age for
the metamorphic event which reset most of the mineral ages in
the dated rocks. The youngest age, measured on the  < 0.5 µm
fraction, sets the oldest limit for the termination of illite for-
mation. The K-Ar whole rock age does not have any signifi-
cant  geological  meaning,  it  only  implies  that  minerals  older
and younger than the whole rock age exist. A microscopic in-
vestigation  revealed  that  those  minerals  could  be  coarse-
grained  mica  flakes  (Fig. 6.1—3).  The  K-Ar  ages  of
coarse-grained  muscovite  ( > 0.1 mm  fraction)  confirmed  this
assumption  (Table 1).  Concerning  the  well  known  closure
temperature concept of the K-Ar system (Purdy & Jäger 1976;
Wagner et al. 1977), the results indicate that the formation of
illite minerals took place at temperatures below the blocking
temperature  of  muscovite ( ~ 350 °C;  Rollinson  1993).  If  this
was not the case, the coarse-grained muscovite would be fully
reset. Such an interpretation is in good agreement with the es-
timates  of  the  degree  of  thermal  alteration  deduced  from  the
KI and ÁI data.

As recommended by Árkai et al. (1995a, 2000), the  < 2 µm

fraction ages were used for determination of the metamorphic
age. The exception was Early Triassic metasandstone (PTSS)
which,  according  to  the  microscopic  investigation,  does  not
contain coarse-grained detrital mica (Fig. 6.4). We can assume
that  the  thermal  alteration  that  affected  this  lithostratigraphic
unit  reset  all  the  K-bearing  minerals  present  in  it.  The  ob-
served  difference  between  K-Ar  whole  rock  age  and  ages  of
the  finer  fractions  (in  this  case  < 0.5 µm  and  < 2 µm)  is  the
consequence of prolonged formation of clay minerals. For this
reason, the K-Ar whole rock age of Early Triassic metasand-
stone,  assumed  to  be  equivalent  to  the  < 2 µm  ages  of  other
samples which contain coarse-grained mica, was used for dis-
cussion regarding the age of the metamorphism.

If we take into consideration that in all dated samples, rang-

ing from Early Paleozoic to Early Triassic, the K-Ar age data
of clay fractions point to Late Cretaceous, then the age of the
very low- to low-grade metamorphic event can be set as Eoal-
pine  (Table 1,  Fig. 7).  On  a  regional  scale  this  event  is  most
likely related to the main nappe-forming compressional events
in the Pannonian Basin area and the Carpathians which result-

Fig. 4. Graphic representation of the degree of thermal alteration ac-
cording to Kübler and Árkai indices as presented in Table 1. KI and
ÁI values are expressed in ° 2  CuK . Boundaries of the anchizone
were taken from Kübler (1968) and Potel et al. (2006) for KI and from
Árkai et al. (1995b) for ÁI. “E” – epizone; “HA” – high anchizone;
“LA” – low anchizone; “A” – anchizone;“D” – diagenetic zone.

background image

477

EOALPINE VERY LOW- TO LOW-GRADE METAMORPHISM OF METASEDIMENTS FROM TISIA (CROATIA)

Fig. 5. Correlation of Kübler index and Árkai index as metamorphic indicators: a – ÁI (14 Å) vs. ÁI (7 Å); b – KI (10 Å) vs. ÁI (7 Å).

Fig. 6.  Microphotographs  showing  samples  of:  1  –  phyllite  (RMC,  no. 1B);  2  –  quartzite  (RMC,  no. 4);  3  –  metasandstone  (RMC,
no. 32) in which coarse-grained muscovite flakes are clearly visible; 4 – Metasandstone (PTSS, no. 50) does not contain coarse-grained
mica. The mineral abbreviations are after Kretz (1983): Qtz – quartz; Ms –muscovite.

background image

478

BIŠEVAC, BALOGH, BALEN and TIBLJAŠ

ed in the nappe stacking. Similar results have been already re-
ported  from  other  parts  of  Tisia  and  ALCAPA  (Árkai  2001
and  references  therein).  The  Late  Cretaceous  deformational
event, distinctive for the Tisia and Dacia area, can be distin-
guished from the Early Cretaceous deformational episode re-
corded in the ALCAPA and Dacia (Schmid et al. 2008).

Earlier  research  (Jamičić  1988)  associated  the  metamor-

phism of the RMC with the folding processes during the last
stages of the Variscan orogeny. According to present knowl-
edge  there  is  no  reliable  age  dating  proving  Variscan  meta-
morphism of the RMC. Moreover most of the RMC samples
of  Carboniferous  to  Permian  age  have  one  clearly  visible
schistosity.  Nevertheless  the  presence  of  Variscan  metamor-
phism of the RMC with a grade not higher than that of the re-
corded  Cretaceous  event  cannot  be  ruled  out  unequivocally.
Reasons for this opinion are the presence of two foliations on
some samples from the RMC and the presence of differently
oriented clasts of very low- to low-grade metamorphic rocks
in the Permian-Triassic metaconglomerates. Nevertheless, our
K-Ar data (Table 1) indicate that rocks belonging to the PMC,
RMC and PTSS were altered during the Cretaceous. No con-
siderable  systematic  or  gradual  variation  between  the  K-Ar
age of the  < 2 µm fraction and metamorphic indicators of the
analysed samples, regardless of the stratigraphy, was observed
(Fig. 8). This could imply that the analysed tectonic units were
not additionally affected by younger thermal alterations.

Correlation with the surrounding areas of the Tisia Unit and
ALCAPA

Most of the previous researches regarding the metamorphic

evolution,  using  Kübler  and  Árkai  indices,  b

0

-parameter  and

K-Ar dating, are related to the Paleozoic and/or Mesozoic se-
quences of the Hungarian part of the Tisia Unit, but also to the
surrounding  area  belonging  to  ALCAPA  (Árkai  1977,  1983,

1995;  Árkai  et  al.  1981,  1995a,  1998,  2000,  2003;  Sadek-
Ghabrial  et  al.  1996;  Faryad  &  Henjes-Kunst  1997;  Janák  et
al.  2001;  Lupták  et  al.  2003).  Similar  very  low-grade  meta-
morphic studies of the Croatian part of Tisia are rare. We com-
pare our results with those from similar studies in other parts
of  the  Tisia  Unit  (Mecsek,  Villány-Bihor  and  Békés-Codru
nappe  systems),  the  Bükkium  (Bükk,  Uppony  and  Szendrő)
and  parts  of  the  Central  Western  Carpathians  (Veporic  and
Gemeric Units) (Table 2).

A  close  connection  between  the  metamorphic  evolution  of

the  Hungarian  and  Croatian  parts  of  the  Tisia  can  be  estab-
lished  according  to  the  data  presented  in  Table 2.  All  Paleo-
zoic or Mesozoic rocks of the Tisia Unit were affected by an

Fig. 8. Correlation of KI values with the K-Ar ages of  < 2 µm frac-
tion. For sample no. 50 (T

1

; metasandstone; PTSS) whole rock age

is shown.

Fig. 7. Graphic representation of the K-Ar ages measured on  < 2 µm fraction. Whole rock age of sample no. 50 (T

1

; metasandstone; PTSS)

is shown (see text for detailed explanation). Shaded areas represent the approximate duration of Alpine orogenic phases.

background image

479

EOALPINE VERY LOW- TO LOW-GRADE METAMORPHISM OF METASEDIMENTS FROM TISIA (CROATIA)

Eoalpine  (Cretaceous)  metamorphic  event.  Where  measure-
ments  were  possible,  vitrinite  reflectance  data  correlate  well
with  the  values  of  “crystallinity”  indices.  A  similar  situation
regarding the P-T evolution can be observed by comparing the
Tisia  and  surrounding  area  belonging  to  the  ALCAPA  (Ta-
ble 2). While the Tisia Unit is characterized only by the Late
Cretaceous  very  low-  to  low-grade  metamorphism,  in  the
ALCAPA  region,  as  well  as  in  Dacia,  the  additional  Early
Cretaceous metamorphic event, which did not affect Tisia, can
be distinguished  (Schmid et al. 2008).

Conclusions

1. The XRD analysis of clay minerals indicates the presence

of  well-crystallized  illite  (WCI)  in  all  samples.  The  ordered
crystal  structure  of  illite  points  to  a  thermal  alteration  of  at
least  220—250 °C.  Chlorite,  present  in  the  clay  fraction,  also
represents a stable mineral phase indicating anchizonal to epi-
zonal thermal alteration.

2. The Kübler index and Árkai index show good correlation

and indicate that samples passed through a high-anchizonal to
epizonal thermal alteration. Variation of KI and ÁI data with
the stratigraphic ages was not observed. All samples recorded
the same metamorphic conditions.

3. The total organic carbon (TOC) content in all samples is

very low. Nevertheless, vitrinite reflectance data, measured in a
single sample, indicates a meta-anthracite coal rank and are in
accordance with both mineral composition and KI and ÁI data.

4.  Pressure  conditions  estimated  on  the  basis  of  the  b

0

-pa-

rameter  indicate  that  a  metamorphic  alteration  of  samples
from the RMC proceeded in a transitional low-medium pres-
sure system.

5. K-Ar dating of different grain size fractions of investigat-

ed samples revealed decrease in age with decreasing grain size
of the dated fraction. The whole rock age is the oldest, while
the youngest age is always obtained on the  < 0.5 µm fraction.
This effect is closely connected to the amount of detrital mica
in the fraction. Additional K-Ar dating revealed that the oldest
K-bearing  phase  in  analysed  samples  is  detrital  muscovite,
giving an age which is older than the whole rock age. This in-
dicates that the formation of illite minerals took place at tem-
peratures  that  are  lower  than  the  closure  temperature  of
muscovite ( ~ 350 °C). The presence of detrital muscovite im-
plies an easy access to K, which may help the prolonged low-
temperature formation of fine-grained illite.

6.  K-Ar  ages  of  < 2 µm  fraction  indicates  Late  Cretaceous

metamorphism of the PMC, RMC and PTSS.

7. Correlation of K-Ar ages with other metamorphic indica-

tors (KI and ÁI) relating to stratigraphic age was not observed.

8. K-Ar data imply that all the analysed samples were altered

as  a  consequence  of  a  very  low-  to  low-grade  metamorphic
event presumably related to the main nappe-forming compres-
sional events in the Pannonian Basin and the Carpathians.

9. The investigation of P-T-t evolution in a certain timeframe

presented  here  is  in  good  agreement  with  similar  researches
conducted  in  Hungary  (Mecsek,  Villány-Bihor  and  Békés
Codru)  showing  the  same  Eoalpine  metamorphic  evolution  of
the Hungarian and Croatian parts of the Tisia Megaunit.

Table 

2:

 Data 

from 

this 

work 

(Kübler 

and 

Árkai 

indices, 

vitrinite 

refle

ctance, 

b

0

-parameter 

and 

K-Ar 

dating) 

as 

compared 

with 

data 

from 

other 

pa

rts 

of 

Tisia 

(Mecsek, 

Villány-Bihor 

and 

Békés-

Codru) 

and 

ALCAPA 

(Bükkium, 

Veporic 

and 

Gemeric).

background image

480

BIŠEVAC, BALOGH, BALEN and TIBLJAŠ

Acknowledgments:  We  thank  Prof.  H.J.  Kisch  from  the
Department of Geology and Mineralogy, Ben-Gurion Univer-
sity of Negev, Beer-Sheva, Israel and Prof. Warr from Geolo-
gisch-Paläontologisches  Institut,  Ruprecht  Karls  Universität,
Heidelberg,  Germany  for  providing  a  set  of  standards  neces-
sary  for  instrument  calibration  in  this  study.  We  also  thank
Goran Šutej for measuring “crystallinity” of same samples as
part of his diploma thesis and Darko Španić from INA – Oil
Company,  Corporate  Processes,  Research  and  Development
Sector  for  measuring  TOC  and  vitrinite  reflectance.  The  au-
thors  would  also  like  to  thank  reviewers  Prof.  P.  Árkai  and
Prof.  W.  Frisch  for  their  stimulating  comments.  This  study
was  supported  by  the  Ministry  of  Science,  Education  and
Sports,  project  no.  119-1191155-1156  and  by  the  Hungarian
Academy of Science, Project No. OTKA T060965.

References

Árkai P. 1977: Low-grade metamorphism of Paleozoic formations of

the  Szendrő  Mountains  (NE-Hungary).  Acta  Geol.  Acad.  Sci.
Hung
. 21, 53—80.

Árkai  P.  1983:  Very  low-  and  low-grade  Alpine  regional  metamor-

phism of the Paleozoic and Mesozoic formations of the Bükki-
um, NE Hungary. Acta Geol. Hung. 26, 83—101.

Árkai P. 1991: Chlorite crystalinity: An empirical aproach and corre-

lation with illite crystalinity, coal rank and mineral facies as ex-
emplified  by  Palaeozoic  and  Mesozoic  rocks  of  northeast
Hungary. J. Metamorph. Geology 9, 723—734.

Árkai  P.  2001:  Alpine  regional  metamorphism  in  the  main  tectonic

units of Hungary: a review. Acta Geol. Hung. 44, 329—344.

Árkai P., Horváth Z.A. & Tóth M. 1981: Transitional very low- and

low-grade regional metamorphism of the Paleozoic formations,
Uppony  Mountains,  NE-Hungary:  mineral  assemblages,  illite-
crystallinity, -b

o

 and vitrinite reflectance data. Acta Geol. Acad.

Sci. Hung. 24, 265—294.

Árkai  P.,  Balogh  K.  &  Dunkl  I.  1995a:  Timing  of  low-temperature

metamorphism and cooling of the Paleozoic and Mesozoic for-
mations of the Bükkium, innermost Western Carpathians, Hun-
gary. Geol. Rundsch. 84, 334—344.

Árkai P., Sassi F.P. & Sassi R. 1995b: Simultaneous measurement of

chlorite and illite crystallinity: a more reliable tool for monitor-
ing  low-  to  very  low-grade  metamorphism  in  metapelites.  A
case study from the Southern Alps (NE Italy). Eur. J. Mineral.
7, 1115—1128.

Árkai P., Bérczi-Makk A. & Hajdu D. 1998: Alpine prograde and ret-

rograde metamorphisms in an overthrusted part of the basement,
Great  Plain,  Pannonian  Basin,  Eastern  Hungary.  Acta  Geol.
Hung
. 41, 179—210.

Árkai  P.,  Bérczi-Makk  A.  &  Balogh  K.  2000:  Alpine  low-T  prograde

metamorphism  in  the  post-Variscan  basement  of  the  Great  Plain
Tisza Unit (Pannonian Basin, Hungary). Acta Geol. Hung. 43, 43—63.

Árkai P., Faryad S.W., Vidal O. & Balogh K. 2003: Very low-grade

metamorphism of sedimentary rocks of the Meliata unit, West-
ern Carpathians, Slovakia: implications and phyllosilicate char-
acteristics. Int. J. Earth Sci. 92, 68—85.

Balen D., Horváth P., Tomljenović B., Finger F., Humer B., Pamić J.

& Árkai P. 2006: A record of pre-Variscian Barrovian regional
metamorphism in the eastern part of Slavonian Mountains (NE
Croatia). Miner. Petrology 87, 143—162.

Biševac V., Balen D., Tibljaš D. & Španić D. 2009: Preliminary re-

sults on degree of thermal alteration recorded in the eastern part
of Mt. Papuk, Slavonia, Croatia. Geol. Croatica 62, 1, 63—71.

Bonhomme M., Saliot P. & Pinault Y. 1980: Interpretation of potassi-

um-argon isotopic data related to metamorphic events in South-
western Alps. Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 60, 81—98.

Brkić  M.,  Jamičić  D.  &  Pantić  N.  1974:  Carboniferous  deposits  in

Mount Papuk (northeastern Croatia). Geol. Vjesnik 27, 53—58 (in
Croatian).

Buda Gy. 1981: Genesis of the Hungarian granitoid rocks. Acta Geol.

Acad. Sci. Hung. 4, 309—318.

Bush P.R. 1970: A rapid method for determination of carbonate car-

bon and organic carbon. Chem. Geol. 6, 59—62.

Clauer N. & Kröner A. 1979: Strontium and argon isotopic homogeniza-

tion of pelitic sediments during low-grade regional metamorphism:
the  Pan-African  Upper  Damara  Sequence  of  Northern  Namibia
(South-West Africa). Earth Planet. Sci. Lett. 43, 117—131.

Csontos L. 1995: Tertiary tectonic evolution of the Intra-Carpathian

area: a review. Acta Vulcanol. 7, 1—13.

Csontos L. & Vörös A. 2004: Mesozoic plate tectonics reconstruction

of the Carpathian region. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeo-
ecol. 
210, 1—56.

Csontos L., Nagymarosy A., Horvath F. & Kovac M. 1992: Tertiary

evolution of the Intra-Carpathian area: a model. Tectonophysics
208, 221—241.

Dong  H.  2005:  Interstratified  illite-smectite:  A  review  of  contribu-

tions  of  TEM  data  to  crystal  chemical  relations  and  reaction
mechanisms. Clay Sci. 12, 1, 6—12.

Faryad  S.W.  &  Henjes-Kunst  F.  1997:  K-Ar  and  Ar-Ar  age  con-

straints of the Meliata blueschist facies rocks, the Western Car-
pathians (Slovakia). Tectonophysics 280, 141—156.

Frank W. & Stettler A. 1979: K-Ar and Ar-Ar systematics of white

K-mica from an Alpine metamorphic profile in the Swiss Alps.
Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 59, 375—394.

Frey M. 1987: Very low-grade metamorphism of clastic sedimentary

rocks.  In:  Frey  M.  (Ed.):  Low  temperature  metamorphism.
Blackie, New York, 9—59.

Géczy B. 1973: The origin of the Jurassic faunal provinces and  the

Mediterranean plate tectonics. Ann. Univ. Sci. Budapest, Eötvös
Nom. Sect. Geol
. 16, 99—114.

Guidotti C. & Sassi F. 1986: Classification and correlation of meta-

morphic facies series by means of muscovite b

0

 data from low-

grade metapelites. Neu. Jb. Mineral. Abh. 157, 363—380.

Haas J. & Péró C. 2004: Mesozoic evolution of the Tisza Mega-unit.

Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundsch.) 93, 297—313.

Hovorka D. & Petrík I. 1992: Variscan granitic bodies of the Western

Carpathians – the backbone of the mountain chain. In: Vozár J.
(Ed.): The Paleozoic geodynamic domains of the Western Car-
pathians, Eastern Alps and Dinarides.  Spec. Vol. IGCP Project
276
, Bratislava, 57—66.

Hower J., Eslinger E., Hower M.E. & Perry E.A. 1976: Mechanism

of burial metamorphism of argillaceous sediment: 1. Mineralog-
ical and chemical evidence. Bull. Geol. Soc. Amer. 87, 725—737.

Hunziker J.C., Frey M., Clauer N., Dallmeyer R.D., Friedrichsen H.,

Fleming  W.,  Hochstrasser  K.,  Rogwiller  P.  &  Schwander  H.
1986:  The  evolution  of  illite  to  muscovite:  Mineralogical  and
isotopic data from the Glarus Alps, Switzerland. Contr. Mineral.
Petrology 
92, 157—180.

Inoue A., Meunier A. & Beaufort D. 2004: Illite-smectite mixed-lay-

er  minerals  in  felsic  voclaniclastic  rocks  from  drill  cores,
Kakkonda, Japan. Clays and Clay Miner. 52, 66—84.

Jamičić  D.  1983:  Structural  fabric  of  the  metamorphosed  rocks  of

Mt.  Krndija  and  the  eastern  part  of  Mt.  Papuk.  Geol.  Vjesnik
36, 51—72 (in Croatian).

Jamičić  D.  1988:  Structural  fabric  of  the  Slavonian  Mts.  (northern

Papuk,  Psunj,  Krndija).  PhD.  Thesis,  Univ.  Zagreb,  1—152  (in
Croatian).

Jamičić D. & Brkić M. 1987: Basic geological map of Yugoslavia

in scale 1 : 100,000, sheet Orahovica L 33—96. Sav. Geol. Inst.,
Beograd.

background image

481

EOALPINE VERY LOW- TO LOW-GRADE METAMORPHISM OF METASEDIMENTS FROM TISIA (CROATIA)

Jamičić D., Brkić M., Crnko J. & Vragović M. 1987: Basic geologi-

cal map of Yugoslavia – Explanatory notes for sheet Orahovica
L 33—96. Fed. Geol. Inst. Beograd, 1—72 (in Croatian).

Janák M., Plašienka D., Frey M., Cosca M., Schmidt S.T., Lupták B.

& Méres S. 2001: Cretaceous evolution of a metamorphic core
complex, the Veporic unit, Western Carpathians (Slovakia): P-T
conditions  and  in  situ 

40

Ar/

39

Ar  UV  laser  probe  dating  of

metapelites. J. Metamorph. Geology 19, 197—216.

Jerinić G., Pamić J., Sremec J. & Španić D. 1994: First palinological

and organic-petrographic dana on very low and low-grade meta-
morphic rocks in Slavonian Mt. (north Croatia). Geol. Croatica
47, 149—155.

Judik K., Tibljaš D., Balen D., Tomljenović B., Horváth P., Pamić J. &

Árkai P. 2002: New data on the low-temperature metamorphism
of Mt Medvednica and the Slavonian Mts (Croatia). In: Michalík
J., Šimon L. & Vozár J. (Eds.): Proceedings of XVIIth Congress
of CBGA. Geol. Carpathica, 53, CD edition, Bratislava.

Kisch H.J. 1990: Calibration of the anchizone: a critical comparison

of illite “crystallinity” scales used for definition. J. Metamorph.
Geology
, 31—46.

Kisch  H.J.  1991:  Illite  “crystalinity”:  recommendations  on  sample

preparation, X-ray diffraction settings, and interlaboratory sam-
ples. J. Metamorph. Geology, 665—670.

Kretz R. 1983: Symbols for rock-forming minerals. Amer. Mineralo-

gist 68, 277—279.

Kübler  B.  1967:  Anchimétamorphisme  et  schistosite.  Bull.  Centre

Rech. Pau-SNPA 1, 269—278.

Kübler  B.  1968:  Evaluation  quantitative  du  métamorphisme  par  la

cristallinité de I’illite. Bull. Centre Rech. Pau-SNPA 2, 385—397.

Kübler  B.  1975:  Diagenese  –  Anchimétamorphisme  et  Métamor-

phism. Inst. Nat. Recherche Scientifique-Pétrole, Quebec.

Kübler B. 1990: “Cristallinité” de l’illite et mixed-layers: br

e

ve révi-

sion. Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 70, 89—93.

Lanson B., Velde B. & Meunirer A. 1998: Late-stage diagenesis of il-

litic clay minerals as seen by decomposition of X-ray diffraction
patterns: Contrasted behaviours of sedimentary basins with dif-
ferent burial histories. Clays and Clay Miner. 46, 69—78.

Liew  T.C.,  Finger  F.  &  Höck  V.  1989:  The  Moldanubian  granitoid

plutons  in  Austria:  chemical  and  isotopic  studies  bearing  on
their environmental setting. Chem. Geol. 76, 41—55.

Lupták  B.,  Janák  M.,  Plašienka  D.  &  Schmidt  S.Th.  2003:  Alpine

low-grade  metamorphism  of  the  Permian-Triassic  sedimentary
rocks from the Veporic Superunit Western Carpathians: phillo-
silicate  composition  and  “crystallinity”  data.  Geol.  Carpathica
54, 367—375.

Merrimann  R.J.  &  Peacor  D.R.  1999:  Very  low-grade  metapelites:

mineralogy,  microfabrics  and  measuring  reaction  progress.  In:
Frey  M.  &  Robinson  D.  (Eds.):  Low  grade  metamorphism.
Blackwell Science Ltd, London, 10—60.

Morton  J.P.  1985:  Rb-Sr  evidence  for  punctuated  illite-smectite  di-

agenesis  in  the  Oligocene  Frio  Formation,  Texas,  Gulf  Coast.
Geol. Soc. Amer. Bull. 96, 114—122.

Odin G.S., Adams C.J., Armstrong L.R. & Bagdasaryan G.P. 1982:

Interlaboratory standards for dating purposes, in Numerical Dat-
ing  in  Stratigraphy.  In:  Odin  G.S.  (Ed.):  Numerical  dating  in
stratigraphy. John Wiley & Sons, New York, 123—158.

Padan A., Kisch H.J. & Shagam R. 1982: Use of the lattice parameter

b

o

 of dioctahedral illite/muscovite for the characterization of P/T

gradients of incipient metamorphism. Contr. Mineral. Petrology
79, 85—95.

Pamić J. 1986: Magmatic and metamorphic complexes of the adjoin-

ing  area  of  the  northernmost  Dinarides  and  Pannonian  Mass.
Acta Geol. Hung. 29, 203—220.

Pamić  J.  1998:  Crystalline  basement  of  the  South  Pannonian  Basin

based on surface and subsurface data. Nafta 49, 371—390.

Pamić  J.  &  Jamičić  D.  1986:  Metabasic  intrusive  rocks  from  the

Paleozoic Radlovac complex of Mt. Papuk in Slavonija (north-
ern Croatia). Rad JAZU, Zagreb 424, 97—125.

Pamić J. & Jurković I. 2002: Paleozoic tectonostratigraphic units of

the  northwest  and  central  Dinarides  and  the  adjoining  South
Tisia. Int. J. Earth Sci. 91, 538—554.

Pamić J. & Lanphere M. 1991: Hercynian granites and metamorphic

rocks of the Mts. Papuk, Psunj, Krndija and surrounding base-
ment  of  the  Pannonian  Basin,  North  Croatia.  Monograph.
Geologija
, Ljubljana 34, 81—235 (in Croatian).

Pamić J., Lanphere M. & McKee E. 1988: Radiometric ages of meta-

morphic  and  associated  igneous  rocks  of  the  Slavonian  Moun-
tains in the southern part of Pannonian Basin, Yugoslavia. Acta
Geol.
 18, 13—39.

Pamić J., Lanphere M. & Belak M. 1996: Hercynian I-type and S-type

granitoids from the Slavonian Mountains (southern Pannonian,
north Croatia). Neu. Jb. Mineral. Abh. 171, 155—186.

Pamić J., Balen D. & Tibljaš D. 2002: Petrology and geochemistry of

orthoamphibolites from the Variscan metamorphic sequences of
the South Tisia in Croatia – an overview with geodynamic im-
plications. Int. J. Earth Sci. 91, 787—798.

Potel  S.,  Ferreiro  Mählmann  R.,  Stern  W.B.,  Mullis  J.  &  Frey  M.

2006:  Very  low-grade  metamorphic  evolution  of  pelitic  rocks
under high pressure/low temperature conditions, NW Caledonia
(SW Pacific). J. Petrology 47, 991—1015.

Purdy J. & Jäger E. 1976: K-Ar ages on rock-forming minerals from

the central Alps. Mem. Inst. Geol. Mineral. Univ., Padova, 30, 31.

Rollinson H. 1993: Using geochemical dana: evaluation, presenta-

tion  and  interpretation.  Longman  Singapore  Publishers,  Sin-
gapore, 1—352.

Sadek-Ghabrial D., Árkai P. & Nagy G. 1996: Alpine polyphase meta-

morphism of the ophiolitic Szarvaskő complex, Bükk Mountains,
Hungary. Acta Miner. Petrology 37, 99—128.

Sassi F.P. 1972: The petrological and geological significance of the b

values of potassic white micas in low-grade metamorphic rocks.
An  implication  to  the  Eastern  Alps.  Tschermaks.  Mineral.
Petrogr. Mitt. 
18, 105—113.

Schmid S.M., Bernoulli D., Fügenschuh B., Matenco L., Schefer S.,

Schuster R., Tischler M. & Ustaszewski K. 2008: The Alpine-
Carpathian-Dinaridic orogenic system: correlation and evolution
of tectonic units. Swiss J. Sci. 101, 139—183.

Slovenec D. 1986: Registration of pyrophyllite, paragonite, margarite

and glauconite in the rocks of the Slavonian Mts. Geol. Vjesnik
39, 61—74 (in Croatian).

Starkey H.C., Blackmon P.D. & Hauff P.L. 1984: The routine miner-

alogical analysis of clay-bearing samples. U.S. Geol. Surv. Bull.
32, 1563.

Steiger  R.H.  &  Jäger  E.  1977:  Subcommition  on  geochronology:

Convention on the use of decay constants in geo-and cosmochro-
nology. Earth Planet. Sci. 36, 359—362.

Szederkényi T. 1996: Metamorphic formations and their correlation

in the Hungarian part of theTisia megaunit (Tisia megaunit ter-
rane). Acta Mineral. PetrogrSzeged 37, 143—160.

Viczián I. 1994: Smectite-illite transformation depending on the tem-

perature.  (A  szmektit-illit  átalakulás  függése  a  hőmérséklettől.)
Földt. Közl. 124, 3, 367—379 (in Hungarian, with English abstract).

Wagner G.A., Reimer G.M. & Jager E. 1977: Cooling ages derived

by apatite fission-track, mica Rb-Sr and K-Ar dating: The uplift
and  cooling  history  of  the  Central  Alps.  Mem.  Inst.  Geoch.
Mineral. Univ
., Padova 30, 1—27.

Warr L.N. & Rice H. 1994: Interlaboratory standardization and cal-

ibration  of  clay  mineral  crystallinity  and  crystallite  size  data.
J. Metamorph. Geology 12, 141—152.

Weaver C.E. 1989: Clay, muds, and shale. Developments in sedimen-

tology. Elsevier, Amsterdam-Oxford-New York 44, 1—819.

è