background image

www.geologicacarpathica.sk

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

, OCTOBER 2012, 63, 5, 365—382                                                   doi: 10.2478/v10096-012-0029-z

Provenance analysis of the Permo-Carboniferous fluvial

sandstones of the southern part of the Boskovice Basin and

the Zöbing Area (Czech Republic, Austria): implications for

paleogeographical reconstructions of the post-Variscan

collapse basins

SLAVOMÍR NEHYBA

1

, REINHARD ROETZEL

2

 and LUBOMÍR MAŠTERA

3

1

Institute of Geological Sciences, Faculty of Science, Masaryk University, Kotlářská 2, CZ- 611 37 Brno, Czech Republic;  slavek@sci.muni.cz

2

Geological Survey, Neulinggasse 38, A-1030 Wien, Austria;  reinhard.roetzel@geologie.ac.at

3

Zeyerova 1435/12, 616 00 Brno-Žabovřesky, Czech Republic;  Mastera.L@seznam.cz

(Manuscript received November 2, 2011; accepted in revised form April 2, 2012)

Abstract:  The provenance analyses of Permo-Carboniferous fluvial sandstones of the southern part of the Boskovice
Basin and the Zöbing area are based on a wide spectrum of analytical techniques (petrography, heavy mineral assemblages,
chemistry of garnet, rutile and spinel, zircon study, major and trace elements). The studied sandstones are poorly sorted
and reveal a relatively immature composition implying short distance transport, rapid deposition, a high-relief source area,
mainly physical weathering and the minor role of chemical weathering. Different source areas for the Boskovice Basin and
the Zöbing area were proved. The Zöbing material was predominantly derived from crystalline units, mainly formed by
metamorphic complexes, although the portions of magmatic and volcanic material were significant. The source area is
supposed to be located in the Moldanubian Unit. The Boskovice Basin deposits, on the other hand, seem to be mainly
derived from metamorphic complexes, corresponding especially to the Moravian Unit, with a relatively wider spectrum of
metamorphites, together with the derivation of the detritus from pre-existing sedimentary rocks (especially from Moravo-
Silesian Paleozoic deposits/Drahany Culm unit). The transport direction in the basin was more complex, both from the
west and east. These results did not confirm the possibility of communication between the Boskovice Basin and the Zöbing
area during the Late Paleozoic. The existence of “colinear” marginally offset half grabens with predominant transversal
sources is here hypothesized. The general heavy mineral evolution in time does not indicate the successive exhumation of
a simple structured orogen but may be interpreted as differences in the extent of the source areas.

Key words: Permo-Carboniferous, terrestrial deposits, provenance, axial vs transverse sources.

Introduction

Studies of the provenance of clastic sediments in sedimentary
basins are important in paleogeographical and tectonic recon-
structions.  The  composition  of  clastic  sediment  is  controlled
by a broad range of parameters starting with the composition
of  source  rocks,  processes  such  as  weathering,  abrasion,  hy-
drodynamic  sorting,  mixing  during  transportation,  diagenetic
processes,  etc.  (Johnson  1993;  Cox  &  Lowe  1995;  Eynatten
2004). Integrated (modal analysis of sandstones, heavy min-
eral  and  bulk  chemical  analyses)  methods  of  provenance
study  of  the  sedimentary  infill  of  collapse-type  grabens  are
used for constraining tectonic uplift and unroofing episodes in
orogenic  belts  (Adhikari  &  Wagreich  2011),  evaluating  the
transport  distance,  climate  and  weathering  effects  and  relief
(Pettijohn et al. 1987).

Additionally,  in  order  to  use  provenance  analysis  in  the

paleogeographical  reconstruction  of  ancient  continental  ba-
sins,  one  should  understand  the  facies  architecture  and  the
distribution  of  depositional  environments  in  the  basin.  An
axial river or rivers are in general most important for redistri-
bution of the sedimentary material in a continental half gra-

ben.  Rivers  are  often  situated  in  the  topographically  lowest
part of a basin, which again is situated above the zone of the
maximum subsidence near the footwall block. The distribu-
tion  of  facies  and  transport  direction  in  continental,  exten-
sional  basins  are  largely  controlled  by  the  tilt  of  the  basin
floor (Bridge & Leeder 1979; Alexander et al. 1994; Mackey
& Bridge 1995; Mack & Leeder 1999; Gawthorpe & Leeder
2000; Peakal et al. 2000; Gawthorpe et al. 2003). This situa-
tion may be modified by variables in differential erosion of
the rock types in the source areas, headward growth of drain-
ages, fault segregation, or vertical or lateral fault propagation
(Leeder & Jackson 1993; Mack & Stout 2005).

The continental Permo-Carboniferous basins of the Bohe-

mian  Massif  record  a  long  history  of  post-Variscan  exten-
sional collapse from the Westphalian up to the Early Triassic
(Kalvoda  et  al.  2008;  Martínek  et  al.  2009).  The  erosional
remnants  of  these  deposits  provide  speculations  regarding
the original paleogeographic extent of the basins. The purpose
of this study is to use chemical and petrographical approaches
for: i) confirming or denying supposed communication dur-
ing the deposition of the currently isolated Permo-Carbonif-
erous  deposits  of  the  Boskovice  Basin  (Moravia,  Czech

background image

366

NEHYBA, ROETZEL and MAŠTERA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

Republic)  and  the  Zöbing  Upper  Paleozoic  (Lower  Austria,
Austria),  ii)  an  improved  determination  of  the  source  areas
and  its  evolution,  and,  iii)  identification  of  the  paleogeo-
graphical,  climatic  and  tectonic  events  responsible  for  the
material supply.

Regional geological setting

The Boskovice Basin

The  elongated  asymmetrical  Boskovice  Basin  (BB)  is

striking in a SSW-NNE direction, filled with Permo-Carbon-

iferous deposits. The current width of the basin is only 5 to
12 km and the length approximately 90 km (Fig. 1). The BB
is  situated  along  an  important  SSW-NNE  trending  dextral
strike slip structure, separating the principal geological units
of  the  Bohemian  Massif  namely  the  Moldanubian  Unit,  the
Moravian  Unit,  the  Letovice  and  Zábřeh  Crystalline  Com-
plexes to the west and the Brno Massif and Moravo-Silesian
Paleozoic  deposits  (Culm  facies)  to  the  east  (Čepek  1946;
Jaroš 1961). The BB can be classified as an extensional ba-
sin (half graben) with several stages of development. The en-
tire  thickness  of  the  sedimentary  infill  is  estimated  at
5700 m; the maximum present-day thickness of the sediment
fill  in  the  BB,  however,  is  assumed  to  be  less  than  3000 m

Fig. 1.  Schematic  geological  maps  of
the investigated areas in the Czech Re-
public  and  Austria.  A  –  Boskovice
Basin, B – Zöbing area.

background image

367

PROVENANCE OF PERMO-CARBONIFEROUS FLUVIAL SANDSTONES

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

(Šimůnek  &  Martínek  2008).  The  tectonic  (NW-SE  exten-
sion,  dextral  strike-slip  reactivation  along  the  NW  oriented
fault)  and  the  climatic  processes  (a  general  but  not  gradual
trend from the tropical humid paleoclimate in the Carbonif-
erous,  through  humid  to  semi-arid  conditions  with  several
climatic fluctuations in the Permian) were the principal lead-
ing  factors  of  the  filling  of  the  BB  (Mikuláš  &  Martínek
2006;  Šimůnek  &  Martínek  2008).  The  BB  basin  was  also
transversally  segmented  by  NW-SE  trending  faults/eleva-
tions  into  “subbasins”.  The  northern  Letovice  subbasin
(Lower  Autunian  –  Middle  Autunian)  is  younger  than  the
southern Rosice-Oslavany subbasin (Stephanian C – Lower
Autunian) according to Havlena (1964) or Jaroš & Malý (in
Pešek et al. 2001). The opening of the Rosice-Oslavany sub-
basin  to  the  south  and  a  relation  to  the  Early  Paleozoic  de-
posits  in  the  surroundings  of  Zöbing  in  Lower  Austria  is
widely assumed (Jaroš & Mísař 1967).

A strongly asymmetric distribution of the sedimentary fa-

cies and the continental depositional environments is typical
for the BB (Fig. 2). Breccias and conglomerates initiated the
deposition in the entire basin. In the eastern part the coarse-
grained  deposition  continued  throughout  the  entire  basin
succession  with  the  facially  monotonous  Rokytná  conglom-
erates
  comprising  pebbles  from  easterly  located  geological
units  (wackes,  arkoses,  shales,  limestones,  conglomerates,
rarely  magmatic  or  metamorphic  rocks).  The  lowest  litho-
stratigraphic unit on the western limb of the basin is the so
called Basal Red-Brown Formation (Stephanian C) with the
Balinka  conglomerates  at  its  base.  Pebbles  from  generally
westerly  situated  crystalline  units  (mica  schists,  gneisses,
quartzites,  marbles,  amphibolites,  granulites,  serpentine,
magmatic rocks, etc.) are most common in these conglomer-
ates. The Basal Red-Brown Formation is a product of alluvial
and  fluvial  deposition  (Jaroš  &  Malý  2001).  The  succession
grades upwards into the Rosice-Oslavany Formation (Stepha-

nian C – lower Autunian/Asselian) with a coal seam com-
plex  (Šimůnek  &  Martínek  2008;  Štramberk  et  al.  2008).
The Rosice-Oslavany Formation is subdivided into the Lower
Grey Member
Middle Red-Brown Member and Upper Grey
Member
. The sedimentary infill is represented by an alterna-
tion of shales, sandy shales, siltstones, fine- to coarse sand-
stones  and  rarely  also  of  thin  conglomerate  layers.  Three
coal seams were identified within the Lower Grey Member.
Mastalerz  &  Nehyba  (1992)  described  the  deposits  of  an
anastomosing  fluvial  system  with  abundant  avulsion  in  the
Lower  Grey  Member.  Episodic  overfill  of  the  channels  and
overbank  deposition  (channel  belts,  crevasses)  were  typical
processes. Both episodic (one phase) and multi-storey chan-
nel fill were recognized along with collapses of the channel
banks. A bituminous shale horizon was described within the
Upper Grey Member with an abundant flora and fauna con-
tent.  This  horizon  belongs  to  the  Acanthodes  gracilis  Bio-
zone  (Štamberk  et  al.  2008).  Mastalerz  &  Nehyba  (1997)
recognized  that  the  lacustrine  sequence  within  the  Upper
Grey Member is composed of a transgressive, open-lake and
regressive segment. Evidence of frequent lake level fluctua-
tions, subaerial exposure and small-scale shallowing-up mo-
tifs  was  recognized.  The  following  Padochov  Formation
(Autunian/Asselian) represents a complex of brown arkosic
sandstones,  arkoses  and  conglomerates  (Jaroš  1961;  Malý
1993; Pešek et al. 2001; Šimůnek & Martínek 2008). Exten-
sive fluvial channels with variations in sediment and fluvial
discharge and sediment load are assumed.

The next two upper formations namely the Veverská Bítýška

Formation (Autunian/Asselian) and the Letovice Formation
(Early Sakmarian—Late Sakmarian) are only developed in the
middle and northern part of the BB. They are represented by
cyclic fluvial and fluvio-lacustrine deposits with several fos-
siliferous  horizons  (Pešek  et  al.  2001;  Zajíc  2002;  Zajíc  &
Štramberk 2004; Šimůnek & Martínek 2008).

Fig. 2. Lithostratigraphic correlation of the Upper Carboniferous—Permian sediments in the Boskovice Basin (modified after Šimůnek &
Martínek 2008) and the Zöbing area (Vasícek 1991a).

background image

368

NEHYBA, ROETZEL and MAŠTERA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

Zöbing area

In  the  surroundings  of  Zöbing  a  more  than  1000 m  thick

succession of Upper Carboniferous to Permian sediments oc-
cur  in  a  wedge-shaped  distribution  about  6.5 km  long  and
maximally  2.3 km  broad.  They  mainly  crop  out  at  the
Heiligenstein  east  to  southeast  of  Zöbing  and  reach  as  far  as
Diendorf  and  Olbersdorf  in  the  northeast  (Fig. 1).  These  de-
posits  of  the  Zöbing  Paleozoic  (ZP)  have  been  well  known
since  the  19

th

  century  (cf.  Holger  1842;  Partsch  1843,  1844;

Cžjžek  1849,  1853;  Ettingshausen  1852;  Stur  1870;  Suess
1912;  Waldmann  1922;  Vohryzka  1958;  Schermann  1971).
The last detailed mapping was done by Vasícek (1974, 1975),
who also defined the Zöbing Formation and divided it in sev-
eral members (Vasícek 1991a; cf. Vasícek 1977, 1983, 1991b;
Vasícek & Steininger 1996). From the Zöbing Formation re-
mains  of  plants  were  described  by  Berger  (1951),  Vasícek
(1977,  1991a,b,  1983)  and  Vasícek  &  Steininger  (1996)  (cf.
Tenchov 1980; Cichocki et al. 1991). Bachmayer & Vasícek
(1967) described remains of insects, Flügel (1960) non-marine
molluscs and Schindler & Hampe (1996) remains of fish. How-
ever, until now no detailed sedimentological study was done.

The  sediments  of  the  Zöbing  Formation  are  tectonically

tilted together with the crystalline basement (mainly granulite
and  ultrabasits)  and  preserved  in  a  tectonic  half  graben  be-
tween the Diendorf fault in the northwest and the Falkenberg
fault in the southeast (Waldmann 1922; cf. Fuchs et al. 1984,
Fig. 1). Today in the surroundings of the Permo-Carboniferous
sediments, crystalline rocks of the Moldanubian Unit (granu-
lite, Gföhl gneiss, mica schists, amphibolite) occur. North of
the ZP granites, Biteš gneiss and mica-schists of the Moravian
unit are also located close to the Paleozoic sediments.

In  the  succession  of  the  Zöbing  Formation  a  trisection  of

the sediments can be observed (Fig. 2). Above the crystalline
basement the Zöbing Formation starts in the southwest with
a succession about 300 m thick of alternating silt- and sand-
stones, which can be divided into four members.

The  lowermost  Leopoldacker  Siltstone  Member  mainly

consist  of  dark  grey,  fine-grained,  laminated  silt-  and  sand-
stones with small coal seams and a high amount of organic
remains.  In  coaly  shales  and  coal-streaks  close  to  the  base  a
well preserved flora with Late Carboniferous ferns and horse-
tails  occurs  (Vasícek  1983,  1991a,b;  Vasícek  &  Steininger
1996).  Siltstones  contain  freshwater  bivalves  (Flügel  1960)
and  in  dark  grey  carbonate  nodules  (coal  balls)  freshwater
gastropods,  ostracods  and  small  fish  teeth  and  fish  scales
(Schindler & Hampe 1996) were found.

The above following ochre-brown, thin-bedded and slightly

calcareous  silt-  to  sandstones  of  the  Rockenbauer  Sandstone
Member
  pass  over  into  varve-like  carbonaceous  shales
(“Brandschiefer”). The sediments often contain resedimented
clay- and sandstone-pebbles and remains of conifers (Vasícek
1983,  1991a,b;  Vasícek  &  Steininger  1996).  Besides  ostra-
cods, teeth and coprolites of fish and a fragment of an insect
wing were found in this member (Schindler & Hampe 1996).

In  the  Kalterbachgraben  Sandstone/Siltstone  Member

above,  an  alternation  of  massive  layers  of  arkoses  and  sand-
stones with dark grey, laminated silt- to sandstones can be ob-
served (Vasícek 1983, 1991a,b; Vasícek & Steininger 1996).

In  this  alternation  dark,  laminated  limestones,  reddish  silt-
stones, a coal seam, and a thin layer of rhyolitic tuff (Schindler
& Hampe 1996) are intercalated. Fossils were only found in a
single limestone bed, from where Schindler & Hampe (1996)
described many ostracods and few fish teeth.

The topmost member of the basal succession is the Kamp-

brücke  Siltstone  Member,  which  mainly  consists  of  layered
siltstones  alternating  in  longer  intervals  with  arkoses  and
sandstones and two fossil-bearing horizons. In the lower fos-
siliferous  horizon  a  rich  flora  with  ferns  and  horsetails
(Vasícek 1974, 1977, 1983) occurs, whereas the higher hori-
zon contains remains of conifers, freshwater bivalves and in-
sect wings (Bachmayer & Vasícek 1967; Vasícek 1991b).

The  second,  about  700 m  thick  middle  part  of  the  Zöbing

Formation  is  the  Heiligenstein  Arkose  Member,  which  con-
sists of an alternation of banks of arkoses, sandstones and con-
glomerates.  The  grain  size  of  this  member  increases  towards
the  top,  where  the  Heiligenstein  Conglomerate  Layers  com-
prise mainly granulite, additionally also quartz, quartzite, gra-
nitic  gneisses,  amphibolites,  marble,  Gföhl  gneiss  and  clasts
of  rhyolite  (Waldmann  1922;  Vohryzka  1958;  Schermann
1971; Vasícek 1977, 1991b). Boulders in these conglomerates
reach sizes up to 1 m in diameter.

Above  the  Heiligenstein  Arkose  Member  the  third,  about

400 m  thick  upper  part  of  the  Zöbing  Formation  starts  with
the Lamm Siltstone/Arkose Member. It shows an alternation of
reddish-brown  siltstones,  sandstones  and  arkoses.  In  finer
parts  of  the  succession  intercalations  of  dark  grey  silicified
limestones can be observed (Vasícek 1983, 1991a,b; Vasícek
& Steininger 1996). From pelitic sediments Vasícek (1991b)
describes  imprints  of  raindrops.  In  the  uppermost  part  of  the
Zöbing Formation the Geißberg Sandstone Member occurs. It
is  a  varied  series  of  red  and  grey  claystones  in  alternation
with  arkoses  and  sandstones  (Vasícek  1983,  1991a,b;
Vasícek  &  Steininger  1996).  No  biostratigraphic  data  are
available until now from the Lamm Siltstone/Arkose Mem-
ber and the Geißberg Sandstone Member.

The  sediments  of  the  Leopoldacker  Siltstone  Member  at

the base of the Zöbing Formation are dated by the seed fern
Alethopteris zeilleri and similar forms to the Late Carbonife-
rous  (Stephanian)  (Vasícek  1977,  1983,  1991a;  Vasícek  &
Steininger 1996). In the above following Rockenbauer Sand-
stone Member and Kampbrücke Siltstone Member callipterids
like  the  seed  fern  Autunia  conferta,  the  conifer  Ernestioden-
dron
  filiciformis  and  fructifications  of  horsetails  (Calamo-
stachys dumasii
) already point to an Early Permian (Autunian)
age (Schindler & Hampe 1996; Vasícek & Steininger 1996).
Volcanoclasts  from  rhyolite  in  the  Heiligenstein  Arkose
Member are correlated with the volcanism in the Middle Per-
mian “Saalic orogenic phase” (Vasícek 1977, 1983, 1991a,b;
Vasícek & Steininger 1996).

For  the  basal,  fine-grained  part  of  the  Zöbing  Formation

Schindler & Hampe (1996) assume that the depositional en-
vironment  was  shallow  eutrophic  lakes  with  a  vegetation-
rich  riparian  zone  or  stagnating  oxbow  lakes  close  to  a
fluvial  environment.  With  the  beginning  of  the  Kalterbach-
graben Sandstone/Siltstone Member a clear climatic and en-
vironmental  turn  looms.  The  arkoses  and  conglomerates  of
the  Kalterbachgraben  Sandstone/Siltstone  Member  and  the

background image

369

PROVENANCE OF PERMO-CARBONIFEROUS FLUVIAL SANDSTONES

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

Heiligenstein  Arkose  Member  are  interpreted  as  periodic
flash-flood deposits in arid alluvial environments of the Per-
mian (Vasícek 1991a,b).

Methods

The presented results are based on the study of the profile

along the Oslava River between Oslavany and Ivančice, where
deposits  of  the  Basal  Red-Brown  Formation,  Rosice-Osla-
vany  Formation,  Padochov  Formation,  and  Rokytná  con-
glomerates  (the  Rosice-Oslavany  subbasin  of  the  BB)  were
investigated. In the broader surroundings of Zöbing Upper Pa-
leozoic deposits are accessible in several small outcrops. The
studied outcrops belong to the Rockenbauer Sandstone Mem-
ber, Kalterbachgraben Sandstone/Siltstone Member, Heiligen-
stein  Arkose  Member,  and  Lamm  Siltstone/Arkose  Member
(Vasícek 1991a; cf. Fig. 1).

All  the  outcrops  and  sections  were  logged,  the  depositional

environment and its evolution was evaluated (Nehyba et al. in
prep.).  Samples  for  provenance  analyses  were  only  selected
from sandstone bedforms (dunes) of fluvial channels. Ten sam-
ples were selected from the BB and thirteen from the ZP. The
framework grains were point counted in thin sections according
to the standard method (Dickinson & Suczek 1979; Zuffa 1980,
1985;  Dickinson  1985;  Ingersoll  1990).  The  entire  rock
geochemistry  was  evaluated  in  the  ACME  laboratories  Van-
couver, Canada (10 analyses of the BB, 15 analyses of the ZP).

Heavy minerals were quantified by counting method under

the  polarizing  microscope  in  the  grain-size  fraction  0.063—
0.125 mm (8 samples from the BB, 13 samples from the ZP).
The  opaque  minerals  were  not  considered  in  the  calculation.
Detailed studies of the zircon characteristics were carried out
on  samples  with  enhanced  occurrence  of  this  mineral.  The
outer morphology, colour, presence of older cores, inclusions
and  zoning  were  evaluated  in  the  entire  zircon  spectra  (291
zircons from the BB and 223 from the ZP). Only the euhedral
or subhedral zircons were considered in the study of typology
(29 grains from the BB and 43 grains form the ZP) and elon-
gation (89 grains from the BB and 81 grains from the ZP). The
electron microprobe analysis of garnet, rutile and spinel were
evaluated with a CAMECA SX electron microprobe analyser
(Faculty of Science, Masaryk University, Brno, Czech Repub-
lic). Data from 276 analysed garnet grains for the ZP and from
133 for the BB, as well as from 100 analysed rutiles for the ZP
and  from  67  for  the  BB  were  available.  The  analyses  of  22
spinels for the BB and 10 for the ZP were obtained.

Results

Petrography

Sandstones  from  both  the  BB  and  the  ZP  are  in  general

coarse- to medium-grained, often texturally immature, poorly
sorted with a certain admixture of granules. The sandy grains
are often angular and sub-angular, whereas small pebbles are
usually rounded. The amount of the matrix is limited (Fig. 3)
and is mostly of the coating type. Sericite, chlorite and clas-

tic micas were recognized in the matrix. Cement, which of-
ten  intensively  colours  the  matrix,  is  formed  by  carbonates
and amorphous Fe oxi-hydroxides. The studied samples oc-
cupy the wacke field to a predominant extent; some of them
being  arkoses,  whereas  subwackes  are  rare  (Petránek  1963;
Kukal 1986) (Fig. 3).

The sandstones from the ZP contain a significant amount

of  both  monomineral  and  aggregate  quartz.  The  anhedral
quartz grains suggest an origin from granitoids. Cataclasis of
the quartz grains resembles a source from muscovitic quartz-
ites or mica schists. In all probability coarse subhedral feld-
spar  grains  with  microperthites  and  plagioclases  originated
from cataclased granitoids. The clasts of fine grained acidic
plutonites,  fine-grained  gneisses,  granulites,  and  feldspar
phenocrysts  were  determined  regularly,  whereas  quartzites
were rare. The partly reworked clasts of glasses or volcanites
with  micropoikilitic  structures  represent  the  acidic  volcanic
source. The source of micas (both biotite and muscovite) is
probably  mainly  connected  with  mylonites  or  cataclasites,
rarely  with  granitoids.  Garnet,  cordierite,  rutile,  tourmaline
and zircon were identified as accessory minerals.

A broader spectrum of detrital grains was recognized within

sandstones  of  the  BB.  Monomineral  and  aggregate  quartz
dominates and originate from granitoids, cataclasites and my-
lonites. The content of feldspar is generally lower than in the
ZP,  but  relatively  coarse  grains  of  plagioclases  are  common.
Their  source  is  connected  with  granodiorites  or  diorites.
Argillizated acidic volcanic glasses, felsites or grains with flu-
idal structures represent the most common volcanic derivates.
Grains  of  quartzites,  fine-grained  slates  or  even  mica  schists
are  more  common  in  the  BB  than  in  the  ZP.  Grains  of  silty
shales originate in all probability from the Lower Carbonifer-
ous “Culmian“ rocks. The content of micas (both biotite and

Fig. 3. Classification ternary diagram (according to Petránek 1963;
Kukal 1986) of the studied sandstones. = matrix (%), = plagio-
clase + K-feldspar (%), = unstable rock fragments (%), = quartz
(%), = stable rock fragments (%).

background image

370

NEHYBA, ROETZEL and MAŠTERA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

Table 1: Framework mineral data of studied sandstones (BB – Bos-
kovice Basin, ZP – Zöbing area).

Fig. 4.  Discrimination  ternary  diagrams  (according  to  Dickinson
1985, 1990; Ingersoll 1990) of the studied sandstones. (= Q

m

+ Q

p

,

Q

m

  –  monocrystalline  quartz,  Q

p

  –  polycrystalline  quartz;

= plagioclase + K-feldspar;  = L

v

+ L

s

+ L

m

,  L

v

  –  volcanic  lithic

fragments, L

s

 – sedimentary lithic fragments, L

m

 – metamorphic

lithic fragments; L

t

= L + Q

p

).

muscovite)  varies  to  a  great  extent  and  is  generally  lower  in
the  BB  than  in  the  ZP.  The  presence  of  carbonate  cement  is
more frequent. Garnet, tourmaline, rutile and zircon form the
most  common  accessory  minerals.  The  remnants  of  clasts  of
organic material were regularly observed.

On  the  Q

m

—F—L

t

  (Fig. 4A)  discrimination  diagram,  the

majority of the samples from the ZP occupy the continental
block field, whereas the samples from the BB reveal a mixture
of  the  granitoid  detritus  with  remnants  of  acidic  volcanism
and  metamorphosed  sediment  origin.  Differences  in  the
provenance of the ZP and the BB are supported by the posi-
tion  of  the  samples  in  the  diagram  L

m

—L

v

—L

s

,  (Fig. 4B,  In-

gersoll  1990)  and  Q—F—L  (Fig. 4C,  Dickinson  1985,  1990).
Framework mineral data are presented in Table 1. The sand-
stones of the ZP plot in the field of the basement uplift of the
stable craton, on the other hand the BB sandstones plot in the
recycled  orogen  and  the  dissected  volcanic  arc  fields
(Fig. 4C). The mixing of material from the crystalline base-
ment  (metamorphic  and  plutonic  rocks)  with  volcanogenic
and recycled sedimentary rocks typifies the BB.

Heavy mineral studies

The  heavy  mineral  ratios  apatite:tourmaline  (ATi),

garnet:zircon  (GZi),  TiO

2

-group:zircon  (RZi)  and  the  ZTR

(zircon+tourmaline+rutile) index have been used (cf. Morton
& Halsworth 1994). The ZTR index is widely accepted as a
criterion  for  the  mineralogical  “maturity”  of  heavy  mineral
assemblages  (Hubert  1962;  Morton  &  Hallsworth  1994).
Garnet, zircon, and rutile represent the most common heavy
minerals in the studied deposits, being relatively stable in di-
agenesis and having a wide compositional range, so as to be
further evaluated in detail along with spinel.

Heavy mineral assemblages and mineral ratios

The heavy mineral assemblages differ significantly between

various lithostratigraphic units of the BB and the ZP but also
between  individual  beds  of  the  single  units.  Garnet  (46.2 %)

 

Sample  Q

m

 F  L

t

 

L

m

 

L

v

 

L

s

 

Q

t

 L 

BB 

1  55.7 22.1 22.2 68.1  

 

19.7 12.2 55.7 22.2 

BB 2 

62.7  32.7    4.6  23.7    48.3   28 

62.7    4.6 

BB 

3  42.1 36.8 21.1 50.3  

 

18.8 30.9 42.1 21.1 

BB 4 

 60 

21.3  18.7  70.3    29.7  31.4   60 

18.7 

BB 5 

78.4    9.3  12.3  36.3      6.7   57 

78.4  12.3 

BB 6 

63.8  29.9    6.3  51.1    48.9 

63.8    6.3 

BB 

7  68.8 20.4 10.8 80.7  

 

19.3  0  68.8 10.8 

BB 9 

62.1  18.3  19.6  22.4    42.6   35 

62.1  19.6 

BB 

10  68.8 20.4 10.8 80.7  

 

19.3  0  68.8 10.8 

BB 11 

62.1  18.3  19.6  22.4    42.6   35 

62.1  19.6 

ZP 1 

87.3    8.9    3.8  87.8    12.2 

87.3    3.8 

ZP 2 

63.6  32.3    4.1   46 

  54 

63.6    4.1 

ZP 3 

 65 

28.3    6.7  30.5    56.3   13.2   65 

  6.7 

ZP 4 

 56 

36.3    7.7    8.8    91.2 

 56 

  7.7 

ZP 5 

 39 

51.2    9.8  22.1    77.9 

 39 

  9.8 

ZP 6 

51.2  42.5    6.3    6.9    93.1 

51.2    6.3 

ZP 7 

50.4  41.5    8.1  20.8    79.2 

50.4    8.1 

ZP 8 

63.8  26.7    9.5    9.5    90.5 

63.8    9.5 

ZP 9 

49.9  36.5  14.6  74.9    25.1 

48.9  14.6 

ZP 10 

44.3  44.6  11.1  89.8    10.2 

44.3  11.1 

ZP 11 

53.1  36.5    9.4    4.3    95.7 

53.1    9.4 

ZP 

12  44.1 45.1 10.8  0  100  0  44.1 10.8 

ZP 13 

53.1  36.3  10.4    7.5    92.5 

53.1  10.4 

 

background image

371

PROVENANCE OF PERMO-CARBONIFEROUS FLUVIAL SANDSTONES

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

and  zircon  (22.1 %)  predominate  in  the  transparent  heavy
mineral spectra of the Basal Red-Brown Formation of the BB.
Further minerals (monazite, kyanite, rutile, tourmaline, stauro-
lite,  apatite,  zoisite,  amphibole,  and  spinel)  represent  only  a
small  percentage.  The  ATi-ratio  is  20.8,  the  GZi-ratio  67.6,
the RZi-ratio 14.7 and the ZTR index 29.7. A high content of
kyanite (62.4 %) and epidote (28.9 %) together with an acces-
sory  occurrence  of  rutile,  zircon,  staurolite,  tourmaline  and
spinel were determined in certain heavy mineral spectra of the
Rosice-Oslavany  Formation.  There  the  RZi-ratio  is  80.6  and
the ZTR index 9.0. In further samples from this formation zir-
con (78.9 %) strongly predominates with a subordinate occur-
rence  of  apatite,  rutile,  tourmaline,  kyanite,  and  spinel.  Here
the  ATi-ratio  is  24.4,  the  RZi-ratio  92.9  and  the  ZTR  index
94.7.  Zircon  (22.3—41 %),  garnet  (12.5—25.6 %),  apatite
(17.4—24.5 %) and kyanite (11.8—16.7 %) predominate in the
heavy  mineral  spectra  of  the  Padochov  Formation.  Rutile,
tourmaline,  staurolite,  epidote,  monazite,  titanite,  spinel,  and
andalusite  were  also  recognized  and  usually  have  a  few  per-
cent. The ATi-ratio is 82.9—95.0, the GZi-ratio 11.1—53.4, the
RZi-ratio 5.3—17.5, and the ZTR index 28.9—53.3. In sandstone
beds within the Rokytná conglomerates zircon (30.8—35.8 %),
garnet (15.6—54.6 %) and apatite (15.6 %) dominate. Signifi-
cantly less common were rutile, zoisite, amphibole, kyanite,
epidote, monazite, staurolite, andalusite, titanite, and spinel.
The  ATi-ratio  is  100,  the  GZi-ratio  30.4—64,  the  RZi-ratio
9.9—18.8, and the ZTR index 32.4—44.1.

In  the  Rockenbauer  Sandstone  Member  of  the  ZP  rutile

(72.1 %)  and  zircon  (14.7 %)  dominate.  Additional  heavy
minerals  (apatite,  titanite,  zoisite,  epidote,  monazite,  garnet,
staurolite, tourmaline, and andalusite) form several percent at
a  maximum.  The  ATi-ratio  is  33.3,  the  GZi-ratio  19.7,  the
RZi-ratio  84.0,  and  the  ZTR  index  87.8.  Two  heavy  mineral
assemblages  were  determined  within  the  Kalterbachgraben
Sandstone/Siltstone  Member.  An  association  with  predomi-
nance of garnet (69—81.6 %), rutile (10.9—15.2 %) and zircon
(5.5—16.1 %) and occurrences of kyanite, apatite, titanite, and
monazite prevail in the majority of the samples. The ATi-ratio
is 100, the GZi-ratio 81.1—96.9, the RZi-ratio 40.4—84.1, and
the ZTR index 15.8—27.0. Zircon (39 %), rutile (16.9 %) and
garnet (16.9 %) predominate in the second association of this
member  with  the  occurrences  of  apatite,  andalusite,  tourma-
line,  epidote,  kyanite,  and  amphibole.  The  ATi-ratio  is  79.7,
the  GZi-ratio  30.2,  the  RZi-ratio  47.2,  and  the  ZTR  index
75.1.  Two  associations  were  also  determined  in  the  samples
from the Heiligenstein Arkose Member. The first one is char-
acterized by a predominance of garnet (78.6—85.0 %), with oc-

Siltstone/Arkose  Member.  Additional  heavy  minerals  (apa-
tite,  rutile,  kyanite,  and  zircon)  consist  of  only  several  per-
cent.  The  ATi-ratio  is  100,  the  GZi-ratio  99.0,  the  RZi-ratio
82.0, and the ZTR index 5.0.

The  amount  of  heavy  mineral  analyses  is  insufficient  thus

we  can  only  speculate  about  the  general  evolution  of  the
heavy  mineral  assemblages.  The  situation  seems  to  be  less
complicated  in  the  ZP.  Basal  deposits  (Rockenbauer  Sand-
stone  Member,  Kalterbachgraben  Sandstone/Siltstone  Mem-
ber)  are  typified  by  a  strong  predominance  of  rutile  and
zircon,  show  low  ATi  and  GZi-ratios,  a  high  RZi-ratio  and
ZTR index. The middle part of the succession (Heiligenstein
Arkose Member) is typically characterized by the presence of
garnet, but also of rutile, zircon and apatite. The ATi is 100,
the GZi-ratio 81.1—96.9, the RZi-ratio 40.4—84.1, and the ZTR
index  15.8—27.0.  The  ATi  and  GZi-ratios  are  higher  and  the
RZi-ratio and ZTR index lower than in the basal parts of the
succession. Garnet strongly predominates in the upper part of
the  succession  (Lamm  Siltstone/Arkose  Member).  The  ATi,
GZi  and  RZi-ratios  are  the  highest  in  the  succession  and  the
ZTR index is particularly low.

In the BB the basal deposits are characterized by a strong

predominance of garnet and zircon, low ATi and RZi-ratios,
a  high  GZi-ratio  and  a  medium  ZTR  index.  For  the  middle
part of the succession (Rosice-Oslavany Formation) the pres-
ence  of  varied  heavy  mineral  spectra  in  different  samples
with an important presence of kyanite, epidote in some sam-
ples  and  a  strong  predominance  of  zircon  are  typical.  The
ATi-ratio  is  low,  the  RZi-ratio  is  high  and  the  ZTR  index
varies  significantly.  Zircon,  garnet,  apatite  and  also  kyanite
dominate in the upper parts of the succession (Padochov For-
mation  and  Rokytná  conglomerates).  The  heavy  mineral  as-
semblages differ particularly in terms of the relative content of
garnet and kyanite. The ATi ratio is high; GZi and Rzi ratios
and ZTR index vary.

Rutile

The  concentration  of  the  main  diagnostic  elements  (Fe,

Nb,  Cr,  and  Zr)  varies  significantly  in  the  studied  samples.
Data from the ZP have revealed that the concentration of Nb
varies  between  182  and  7340 ppm  (average  2082 ppm),  the
concentrations of Cr vary between 4 and 4050 ppm (average
1011 ppm),  of  Zr  between  170  and  8410 ppm  (average
3183 ppm),  and  the  value  of  logCr/Nb  is  mostly  negative
(87.5 %). The data from the BB reveal that the concentration
of Nb varies between 129 and 8538 ppm (average 1565 ppm),

Fig. 5. Discrimination plot Cr vs. Nb of investigated rutiles.

currence of rutile, apatite, zircon, staurolite, mona-
zite, zoisite, and kyanite. The ATi-ratio is 100, the
GZi-ratio 97.8—98.9, the RZi-ratio 70.6—83.0, and
the ZTR index 3.2—8.8. The second one is typified
by a predominance of garnet (30.7—63.3 %), rutile
(11.2—19.8 %), and also apatite (6.6—22.2 %) and
zircon (6.6—33.2 %), and occurrences of stauroli-
te,  monazite,  zoisite,  tourmaline,  epidote,  an-
dalusite  and  kyanite.  The  ATi-ratio  is  83.5—100,
the  GZi-ratio  52.0—88.5,  the  RZi-ratio  33.0—69.3,
and  the  ZTR  index  19.2—46.8.  Garnet  (84.9 %)
predominates  in  the  heavy  minerals  of  the  Lamm

background image

372

NEHYBA, ROETZEL and MAŠTERA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

of Cr between 3 and 5080 ppm (average 510 ppm), of Zr be-
tween 15 and 8330 ppm (average 1291 ppm), and the value of
logCr/Nb  is  also  mostly  negative  (85.1 %).  The  discriminate
plot Cr vs. Nb is presented in Fig. 5. Rutiles from the BB re-
veal higher variations in the concentrations of diagnostic ele-
ments than rutiles from the ZP.

The  Zr-in-rutile  thermometry  was  applied  for  metapelitic

zircons only (for a stable rutile-quartz-zircon assemblage cf.
Zack et al. 2004a,b; Meinhold et al. 2008). The results indi-
cate that 94.7 % of metapelitic rutiles from the ZP belong to
granulite metamorphic facies and 5.3 % to the amphibolite/
eclogite facies. In the BB the metapelitic rutiles of granulite
metamorphic facies form 53.6 %, the rutiles of the amphibo-
lite/eclogite  facies  32.1 %  and  14.3 %  belong  to  the  green-
schist/blueschist facies.

Garnet

The  results  of  the  analyses  of  detrital  garnet  chemistry  are

presented in the Table 2 and Fig. 6A,B. The garnet composi-
tion is different for the ZP and the BB. The garnet composi-
tion of all lithostratigraphic members of the ZP (Fig. 6B) was
surprisingly monotonous. Almandine absolutely predominates
as  pyrope-almandines  make  93.5 %  of  the  spectra.  Almand-
ines form 2.2 %, grossular-pyrope-almandines 1.4 %, spessar-
tine-almandines  form  1.4 %,  grossular-almandines  form
0.7 %,  while  pyrope-andradite-almandine  and  grossular  were
exceptional. The spectra of garnets are much wider in the BB
(Fig. 6A), where 14 types of garnet were determined. Pyrope-
almandines  predominate  forming  50.4 %,  grossular-almand-
ines  form  16.7 %  and  pyrope-grossular-almandines  were
determined in 11.3 % of the studied grains.

Zircon

In  the  BB  subrounded  and  rounded  zircons  in  all  studied

samples  amounted  to  49.8 %,  whereas  the  subhedral  ones
formed 45.7 % and the euhedral zircons constituted 4.4 %. In
the ZP subrounded and rounded zircons in all studied samples
amounted  to  47.9 %  whereas,  subhedral  ones  made  42.7 %
and euhedral zircons constituted 9.4 %. Certain differences in
the shape of zircons were recognized between deposits of vari-
ous  members  of  the  ZP.  The  highest  occurrence  of  euhedral
zircons was observed in the Heiligenstein Arkose Member.

Zircons  with  a  pale  colour  shade  predominate  in  the  BB

with 66.6 %. The colourless zircons constitute 23.6 % of the
spectra.  Zircons  with  a  brown  colour  form  5.8 %,  opaque
ones 3.4 %, and pink zircons are very rare (0.7 %). Zircons
with a pale colour shade also predominate in the ZP forming

Table 2: Garnet types of the studied deposits of the Boskovice Ba-
sin (BB) and Zöbing area (ZP) (ALM – almandine, GRS – gros-
sular, PRP – pyrope, SPS – spessartine, AND – andradite).

Fig. 6. Ternary diagram of the chemistry of detrital garnets (Morton
1985).  A  –  analysis  from  Boskovice  Basin,  B  –  analysis  from
Zöbing  area  (ALM  –  almandine,  GRS  –  grossular,  PRP  –  py-
rope, SPS – spessartine).

Fig. 7. Histograms of zircon elongation.

Garnet type 

ZP 

BB 

ALM

(82–90)

 

  2.2 % 

  5.3 % 

ALM

(49–83)

–PRP

(11–48)

 

93.5 % 

50.4 % 

ALM

(69)

–PRP

(18)

–SPS

(12)

 

– 

  0.8 % 

ALM

(62–64)

–PRP

(18–25)

–GRS

(10–15)

 

  1.9 % 

  2.3 % 

ALM

(58)

–GRS

(22)

–SPS

(16)

 

– 

  0.8 % 

ALM

(60–67)

–GRS

(19–34)

 

  0.7 % 

16.7 % 

ALM

(63–68)

–GRS

(12–20)

–PRP

(10–16)

 – 

11.3 

ALM

(50–83)

–SPS

(14–42)

 

  1.4 % 

  4.5 % 

ALM

(71–72)

–SPS

(13–15)

–PRP

(10–11)

 

– 

  2.3 % 

ALM

(42–56)

–SPS

(21–27)

–GRS

(15–21)

–PRP

(13–15)

 

– 

  1.6 % 

 

GRS

(66–89)

–AND

(11–31)

  

  0.4 % 

  1.5 % 

GRS

(74)

–PRP

(13)

–AND

(12) 

   

– 

  0.8 % 

GRS

(50)

–ALM

(41) 

   

– 

  0.8 % 

 

 

 

PRP

(40)

–AND

(36)

–ALM

(20)

   

– 

  0.8 % 

background image

373

PROVENANCE OF PERMO-CARBONIFEROUS FLUVIAL SANDSTONES

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

48.4 %  while  colourless  zircons  constitute  42.2 %  of  the
spectra.  Zircons  with  a  brown  colour  form  7.6 %,  opaque
ones 0.4 % and pink zircons 1.3 %.

The  proportion  of  zoned  zircons  in  the  BB  samples  is

19.8 %  while  older  cores  occur  in  zircons  to  an  amount  of
14.7 %.  These  zircon  characteristics  are  significantly  less
common  in  the  ZP  where  zoned  zircons  form  maximally
9.7 % and zircons with older cores 4.7 %. All the studied zir-
cons show inclusions.

The  average  value  of  the  elongation  (the  relationship  be-

tween the length and width of the crystals) for the BB sam-
ples  was  2.18  and  for  the  ZP  2.33.  The  histograms  of
elongation  are  presented  in  Fig. 7.  Zircons  with  elongation
above 2.0 predominate with 65.2 % in the BB and 69.7 in the
ZP. Zircons with an elongation of more than 3 are supposed
to reflect a magmatic/volcanic origin (Zimmerle 1979) and/
or  only  limited  transport.  The  presence  of  such  zircons  is
very limited in the BB with 5.6 %, whereas it is significantly
higher in the ZP with 19.1 %.

The  parental  magmas  of  the  studied  zircons  had  a  hybrid

character  (close  to  the  anatectic  origin)  in  accordance  with
the  position  of  the  “typology  mean  point”  (Pupin  1980,
1985). The predominance of the typological subtypes S18 of
Pupin (1980) can be observed in the BB and of S17 and S12
in the ZP (Fig. 8A,B).

Spinel

The  microprobe  study  reveals  a  strong  predominance

(86.4 % in the BB and 70 % in the ZP) of spinels with a high
content of Cr ( > 2500 ppm). These spinels can be classified
as chromian ones which are a typical mineral for peridotites
and  basalts  (Pober  &  Faupl  1988)  reflecting  a  source  from
mafic/ultramafic rocks. Plotting TiO

2

 against Al

2

O

3

 (Fig. 9)

for  spinels  points  to  a  volcanic  source,  which  also  suggests
the  relatively  high  TiO

concentrations  (Kamenetsky  et  al.

2001; Zimmermann & Spalletti 2009).

Major element geochemistry

The major element composition is presented in Table 3. In

the  studied  samples  the  positive  inter-relationship  between

Al

2

O

and

 

TiO

is  well  developed  (Fig. 10A).  The  trends  in

Al

2

O

and

 

TiO

contents  are

 

not  consistent  and  indicate  ei-

ther different provenance or weathering and depositional his-
tory for the deposits of the ZP and the BB (Young & Nesbitt
1998;  Passchier  &  Whitehead  2006).  The  studied  deposits
reveal  relatively  low  Al

2

O

and

 

TiO

values,  characteristic

for granulites and granitoids (Passchier & Whitehead 2006).
Significant enrichment in Al with respect to average crystal-
line rocks (due to weathering) was not determined (Passchier
&  Whitehead  2006).  Several  samples  from  the  ZP  and  the
BB are relatively enriched in Al

2

O

3

 (more than 12 %) proba-

bly  caused  by  the  matrix  rich  in  kaolinite.  The  Ti : Al  ratio
for the studied samples varies between 0.02 to 0.06 (average
0.04)  for  the  BB  and  0.01—0.07  (average  0.03)  for  the  ZP.
Relatively low TiO

2

 and Al

2

O

concentrations can be partly

explained by grain-size effect (Young & Nesbit 1998; Paschier
2004). In contrast to Al and Ti, which occur mainly in phyl-
losilicates  concentrated  in  a  finer  mud  fraction,  Zr-bearing
minerals  generally  concentrate  in  the  fine  sand  fraction.
A  plot  of  TiO

2

/Zr—Zr/Al

2

O

(Fig. 10B)  illustrates,  that  the

data follow completely different patterns and point to a differ-
ent provenance for the BB and the ZP samples (Passchier &
Whitehead 2006).

The value of the ratio K

2

O/Na

2

O (Roser & Korsch 1986)

for  the  studied  sediments  from  the  BB  varies  between  0.48
and 2.07 (average 1.28) and for the ZP between 0.32 and 3.3
(average  1.23).  Such  relatively  low  values  reflect  a  deriva-
tion  from  the  mainly  primary  sources  and  a  highly  varied

Fig. 8.  Typology  of  zircons  in  the
Pupin-diagram (Pupin 1980).

Fig. 9. Discrimination plot of TiO

2

 vs. Al

2

O

3

 for investigated spinels.

background image

374

NEHYBA, ROETZEL and MAŠTERA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

role of recycled sedimentary sources (McLennan et al. 1993;
Bock et al. 1998). Higher ratios (above 1) can reflect a deri-
vation  from  the  recycled  sedimentary  sources  with  an  ex-
tended weathering history (Roser & Korsch 1986). Similarly,
the K

2

O/Al

2

O

3

 ratio can be used to estimate the degree of re-

cycling (Cox & Lowe 1995; Passchier 2004). Its value is be-
tween 0.14 and 0.44 for the BB and between 0.09 and 0.37
for the ZP. The relatively low ratios could indicate a source
from quartz-rich rocks and significant variations of the ratio
point  to  a  variation  in  the  content  of  recycled  sediments.
Typically, samples from the basal depositional units of both
occurrences (i.e. Rockenbauer Sandstone Member and Basal
Red-Brown Formation) reveal the lowest value of recycling.
However, because of the relatively easy affection of the alkali
elements during weathering and diagenesis, the use of alkali
elements could be problematic.

The studied samples are sedimentary rocks from heteroge-

neous source rocks and have undergone sorting during trans-
portation  in  fluvial  channels.  The  weathering  indices  could
reflect variations in parent rock composition rather than the
degree of weathering (Borghes & Huh 2007). The chemical
index of alteration is commonly used (CIA index – Nesbitt
& Young 1982), although due to the highly varying carbon-
ate content and absence of CO

2

 data, a precise correction for

the  carbonate  CaO  was  difficult.  After  correcting  for  P

2

O

5

(apatite),  the  value  of  CaO  is  consequently  accepted,  if  the
mole  fraction  of  CaO Na

2

O.  However,  if  CaO Na

2

O,  it

was  assumed,  that  the  moles  of  CaO = Na

2

O  (McLennan  et

al.  1993).  The  CIA  index  ranges  between  58  and  81  (aver-
age 63.4) for the BB and between 61 and 77 (average 67.4) for
the ZP. The CIA index of sediments is, in general, about 50 in
the case of first cycle sediments predominantly derived from
physically  weathered  igneous  rocks,  and  tends  to  increase  as

chemical weathering intensifies (Nesbitt & Young 1982). The
variations in the CIA index reflect differences in the propor-
tion of the content of weathered/recycled material. The effect
of  chemical  weathering  depends  on  (1)  intensity  (controlled
primarily  by  the  climate  and  vegetation)  and  (2)  weathering
time. The second effect includes a complex set of factors, of
which  the  physiography  is  particularly  important  (Johnsson
1993; Le Pera et al. 2001). Higher CIA values may indicate
more intense chemical weathering in more humid conditions
or weathering in a sub-humid condition, whereas lower CIA
values can be attributed to an influx of less weathered detri-
tus under semi-arid conditions.

The  studied  sediments  were  plotted  on  the  Al

2

O

3

(CaO + Na

2

O)—K

2

O  diagram  (Fig. 10C),  (called  A-CN-K  in

the following text). The trends in A-CN-K

 

are

 

not consistent

for  the  ZP  and  the  BB.  The  samples  from  the  BB  are  ar-
ranged almost parallel to the A-CN axis and follow a trend of
increasing  Al

2

O

3

  (and  slightly  also  K

2

O)  with  decreasing

CaO + Na

2

O.  The  elongated  distribution  reflects  the  varied

role of the weathering trend/clay minerals and can be associ-
ated with grain size variations (Corcoran 2005). The samples
from  the  ZP  are  more  concentrated  in  the  upper  part  of  the
diagram near the feldspar join. Such a distribution indicates
a prevailing physical weathering and the low role of chemi-
cal  weathering.  The  compositional  variations  between  the
BB and the ZP reveal that the source rocks should be differ-
ent.  Some  deviations  from  the  “ideal  weathering  trend”  to-
wards  an  illite  composition  and  similarly  a  subhorizontal
distribution  of  the  samples  can  possibly  be  interpreted  as  a
result  of  an  increase  in  K during  diagenesis  (Fedo  et  al.
1995; Bock et al. 1998; Ohta 2008). Alternatively, these pat-
terns  may  indicate  the  mixing  of  a  moderately  weathered
source with an unweathered one (McLennan et al. 1993).

 

Sample 

SiO

2

 Al

2

0

3

 Fe

2

O

3

 MgO CaO Na

2

O K

2

O TiO

2

 

P

2

O

5

 MnO Cr

2

O

3

 LOI 

BB 1 

73.93 

  10.46 

2.1 

0.86 

3.55 

3.02 

1.45 

0.24 

0.09 

0.1 

0.013 

4.1 

BB 2 

72.26 

12.5 

  3.97 

0.85 

0.43 

2.32 

3.25 

0.69 

0.14 

0.09 

0.031 

3.2 

BB 3 

78.82 

  11.21 

  0.52 

0.15 

0.29 

2.39 

4.94 

0.16 

0.13 

0.01 

0.007 

1.2 

BB 4 

67.02 

    9.76 

  1.85 

1.85 

4.88 

2.08 

2.49 

0.24 

0.07 

0.1 

0.034 

7.5 

BB 5 

75.36 

  10.97 

  1.72 

0.97 

1.64 

2.93 

3.27 

0.24 

0.11 

0.03 

0.012 

2.6 

BB 6 

62.47 

   13.9 

  4.61 

3.05 

2.87 

2.97 

3.29 

0.63 

0.19 

0.05 

0.017 

5.7 

BB 7 

   65.7 

   13 

4.6 

1.88 

3.12 

2.21 

2.62 

0.63 

0.14 

0.08 

   0.01 

5.8 

BB 8 

30.41 

  9.5 

  3.22 

2.84 

  25.3 

1.19 

2.26 

0.43 

0.16 

0.18 

0.013 

   24.3 

BB 9 

62.13 

  11.11 

  3.99 

1.35 

7.51 

2.19 

2.46 

0.51 

0.1 

0.1 

0.009 

8.4 

BB 10 

71.99 

    9.95 

2.6 

1.06 

4.14 

1.99 

2.45 

0.36 

0.09 

0.07 

0.007 

5.2 

ZP 1 

78.72 

  10.75 

  1.45 

0.52 

0.27 

2.41 

3.83 

0.2 

0.11 

0.01 

0.006 

1.6 

ZP 2 

   75.1 

  11.66 

  2.92 

1.19 

0.35 

2.49 

3.33 

0.32 

0.13 

0.07 

0.018 

2.3 

ZP 3 

   75.9 

  11.14 

2.2 

1.14 

1.09 

2.94 

3.11 

0.29 

0.22 

0.03 

0.009 

1.8 

ZP 4 

67.38 

14.1 

  4.07 

2.56 

1.15 

2.04 

2.96 

0.52 

0.15 

0.04 

0.011 

4.9 

ZP 5 

76.44 

  11.86 

  1.53 

0.78 

0.22 

2.88 

4.34 

0.18 

0.12 

0.03 

0.014 

1.4 

ZP 6 

69.45 

  13.58 

  3.49 

1.99 

0.59 

3.86 

3.01 

0.4 

0.17 

0.05 

0.012 

3.3 

ZP 7 

79.76 

    9.04 

  3.29 

0.77 

0.41 

0.53 

1.75 

0.56 

0.13 

0.06 

0.033 

3.6 

ZP 8 

77.64 

    9.53 

  4.15 

1.39 

0.33 

2.52 

0.81 

0.55 

0.1 

0.02 

0.033 

2.8 

ZP 9 

75.21 

  12.23 

  2.11 

0.84 

0.35 

2.68 

4.22 

0.28 

0.15 

0.03 

0.011 

1.8 

ZP 10 

   73.8 

  12.44 

  2.92 

1.25 

0.34 

2.36 

3.77 

0.34 

0.15 

0.11 

   0.01 

2.4 

ZP 11 

79.31 

  10.18 

  1.33 

0.35 

0.11 

2.15 

3.66 

0.24 

0.07 

0.01 

0.006 

2.5 

ZP 12 

78.63 

    9.18 

  1.54 

0.32 

1.68 

    2.7 

1.79 

0.12 

0.09 

0.18 

0.004 

3.7 

ZP 13 

75.35 

  10.91 

  3.84 

1.53 

0.53 

2.56 

1.06 

0.37 

0.19 

0.02 

0.043 

3.5 

ZP 14 

74.62 

   11 

  4.16 

1.66 

0.53 

2.45 

1.11 

0.35 

0.18 

0.02 

0.041 

3.8 

ZP 15 

73.87 

  11.62 

  3.85 

1.67 

0.49 

2.19 

1.44 

0.4 

0.16 

0.04 

0.036 

4.2 

 

Table 3: The major element composition (%) of the studied samples (BB – Boskovice Basin, ZP – Zöbing area).

background image

375

PROVENANCE OF PERMO-CARBONIFEROUS FLUVIAL SANDSTONES

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

Fig. 10. Discrimination plots of major element geochemistry. A –
TiO

2  

vs.

 

Al

2

O

3

B – TiO

2

/Zr vs. Zr/Al

2

O

3

C – ternary diagram

Al

2

O

3

—(CaO + Na

2

O)—K

2

O,  D  –  SiO

vs.

 

TiO

2

,  E  –  SiO

/Al

2

O

3

vs. Na

2

O/K

2

O, F – classification diagram (Herron 1988), G – dis-

crimination diagram of  tectonic setting (Roser & Korsch 1988).

background image

376

NEHYBA, ROETZEL and MAŠTERA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

With no extra input of detritus the sediment recycling re-

sults  in  a  negative  correlation  of  SiO

2

  and  TiO

2

  (Gu  et  al.

2002). Such  a trend  can  be generally  followed for the sam-
ples both from the ZP and the BB. Whereas in the ideal case
(Cox & Lowe 1995; Corcoran 2005) the overlying sequence/
formation  should  contain  more  quartz  (i.e.  SiO

2

),  less  feld-

spar  and  clays  (lower  content  of  TiO

2

,  Al

2

O

3

  and  MgO)  in

the studied cases the distribution is more complex (Fig. 10d).
This  can  be  connected  with  several  factors:  a)  variations  in
fluvial  discharge  when  a  higher  energy  fluvial  environment
inhibited  the  removal  of  finer-grained  feldspar,  clay  and
heavy  minerals  richer  in  TiO

2

 relatively to SiO

2

;

 

or  b)  by  a

renewed uplift and erosion of the source area during the dep-
ositional  history.  Erosion  of  the  high  relief  profile  would
have  resulted  in  the  deposition  of  the  stronger  weathered
portion first (Youngston et al. 1998).

Ohta  (2008)  has  demonstrated  that  the  SiO

2

/Al

2

O

3

  and

Na

2

O/K

2

O  ratios  are  highly  susceptible  to  the  effect  of  hy-

draulic  sorting  and  grain-size  fractionation.  On  the  SiO

2

/

Al

2

O

3

—Na

2

O/K

2

O  diagram  (Fig. 10E)  two  compositional

trends can be observed, in which the geochemical variability
induced by hydraulic sorting is expressed by the range and ex-
tent of these trends. The majority of samples (especially from
the BB) are arranged horizontally and derived from the quartz-
rich recycled sedimentary provenance. Certain samples (from
the Kalterbachgraben Sandstone/Siltstone Member of the ZP
and the Basal Red-Brown Formation of the BB) are arranged
obliquely and reveal an increased content of the material de-
rived from the crystalline/igneous provenances.

According to the diagram of Herron (1988), which utilizes

the  major  oxides,  the  studied  sandstones  (Fig. 10F)  can  be
classified as lithic arenites or arkoses, only a few of them as
wackes.  In  terms  of  tectonic  setting  (Fig. 10G),  the  studied

samples plot in the majority in the active continental margin
field,  while  a  number  of  them  are  in  the  passive  margin
(Roser & Korsch 1988). Such an interpretation of the tectonic
settings can be affected by the mobility of K and Na, particu-
larly during the weathering of feldspar.

Trace element geochemistry

The trace element composition is presented in Table 4. In

order  to  determine  the  tectonic  setting  associated  with  the
deposits,  the  samples  were  plotted  on  a  Th-Zr/10-Sc  and
La-Th-Sc  ternary  diagram  (Bhatia  &  Crook  1986;
Fig. 11A,B). The different positions of the samples from the
BB and the ZP are visible. Whereas samples from the BB lie
out of the discrimination fields the samples from the ZP can
be found in the continental volcanic arc field (McLennan et
al.  1993;  Bahlburg  1998).  The  Th/Sc  ratios  of  the  studied
formations  of  the  BB  vary  between  0.82  and  5.6  (average
1.78) and for the ZP between 0.61 and 2.63 (average 1.52).

The Zr/Sc ratio of the studied formations of the BB varies

between  6.23  and  76.34  (average 23.24)  and  for  the  ZP  be-
tween  10.00  and  39.95  (average 24.31).  The  samples  show
the Th/Sc and Zr/Sc values (Fig. 11C) along the trend from
the  mantle  to  the  upper  continental  crust  composition
(McLennan  et  al.  1993),  the  predominant  provenance  from
the upper continental crust, a relatively low and highly varied
role  of  the  reworking  and  significant  compositional  hetero-
geneity in the source areas. The highest values of the factors
were  recognized  in  the  BB  in  the  sample  from  the  Rosice-
Oslavany Formation close to the coal seams whereas in the
ZP  they  come  from  the  Kalterbachgraben  Sandstone/Silt-
stone Member. Variations in the role of tectonics (slope, areal

 

Sample 

Ni Th Sc La Rb Nb Zr  V  Ba Be Co 

BB 1 

24 

  6.1 

  6 

13.9 

     60 

  4.8 

  85.3 

39 

144 

  6.2 

BB 2 

74.2 

50.8 

  9 

81.8 

113.9 

18.1 

687.1 

50 

485 

13.8 

BB 3 

  8.8 

  9.5 

  3 

12.5 

154.7 

  5.1 

  86.8 

14 

944 

  2.4 

BB 4 

67.4 

  6.5 

  9 

21.2 

  93.2 

  4.9 

107.5 

56 

287 

10.7 

BB 5 

40.5 

  9.4 

  5 

17.6 

106.5 

  4.7 

  88.3 

30 

541 

  4.5 

BB 6 

80.7 

13.9 

11 

27.8 

   152 

12.2 

192.9 

65 

475 

13.3 

BB 7 

30.4  12.4  12  26.2 106.4 10.2 201.8  76  500  3  10.9 

BB 8 

64.2 

  8.2 

10 

28.6 

124.7 

  9.2 

  68.3 

53 

244 

12.6 

BB 9 

26.7 

  9.8 

10 

32.1 

101.5 

  9.1 

179.2 

64 

405 

  7.4 

BB 10 

19.8 

  7.9 

  6 

20.4 

     90.2 

  6.5 

145.2 

42 

412 

  5.2 

ZP 1 

18.6 

      8 

  4 

20.3 

131.5 

  4.6 

112.7 

19 

708 

  3.3 

ZP 2 

45.4 

17.5 

  8 

20.2 

113.4 

  8.1 

154.4 

36 

676 

  7.7 

ZP 3 

34.8 

  7.8 

  6 

21.8 

108.6 

  6.2 

132.8 

30 

635 

   0.5 

  5.1 

ZP 4 

28.8 

14.5 

  9 

31.9 

134.8 

    11 

202.7 

53 

370 

  8.8 

ZP 5 

34.3 

  5.6 

  4 

14.6 

   120 

  3.5 

110.5 

13 

994 

   0.5 

  4.3 

ZP 6 

74.1 

12.9 

  8 

24.1 

     98.9 

  9.6 

138.6 

44 

533 

  9.4 

ZP 7 

  117.8 

  7.3 

  7 

18.9 

     61.2 

10.6 

288.4 

41 

134 

   0.5 

10.8 

ZP 8 

  103.2 

  5.7 

  8 

16.2 

     28.5 

10.3 

177.6 

38 

192 

   0.5 

12.3 

ZP 9 

    30.2 

  7.5 

  5 

21.3 

   136.4 

  6.1 

  88.4 

35 

957 

  4.4 

ZP 10 

    42.5 

13.5 

  6 

30.3 

   144 

  8.4 

239.7 

38 

741 

  6.2 

ZP 11 

    12.7 

10.5 

  4 

19.6 

   134.2 

  5.6 

128.4 

25 

465 

   0.5 

  2.9 

ZP 12 

    14.9 

  4.9 

  2 

10.4 

     62 

  3.8 

  76.6 

15 

277 

   0.5 

  2.4 

ZP 13 

  105.6 

  5.5 

  9 

19.5 

     44.9 

  8.1 

    119 

55 

155 

10.3 

ZP 14 

  114.2 

  5.3 

  9 

    17 

     46.8 

  7.4 

 126.2 

56 

167 

11.3 

ZP 15 

  112.7 

  6.9 

10 

19.4 

     61 

  9.1 

    100 

60 

177 

   0.5 

17.4 

 

Table 4: The trace element composition (ppm) of the studied samples (BB – Boskovice basin, ZP – Zöbing area).

background image

377

PROVENANCE OF PERMO-CARBONIFEROUS FLUVIAL SANDSTONES

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

Fig. 11. Discrimination plots of trace element geochemistry. A – Th-Zr/10-Sc ternary diagram, – La—Th—Sc ternary diagram, – Th/Sc
vs. Zr/Sc, D – Cr vs. Al

2

O

3

E – Cr vs. TiO

2

F – Ba vs. K

2

O.

extent, etc.) during the evolution of the basin are assumed to
be responsible for the variations in the value of these factors.

The Cr values of the studied formations of the BB vary from

47.8 to 232.6 ppm and for the ZP from 41 to 280.5 ppm. The
elevated  content  of  the  Cr  (Cr  above  150 ppm)  was  deter-
mined in the BB in samples from the Rosice-Oslavany For-
mation close to the coal seams whereas in the ZP it was from
the  Kalterbachgraben  Sandstone/Siltstone  Member  and  the
Rockenbauer  Sandstone  Member.  Samples  from  the  upper
parts  of  the  stratigraphic  successions  in  both  basins  reveal  a
generally lower content of Cr. An input from the mafic sources
would  also  result  in  an  enrichment  of  Ni  and  V.  The  abun-
dances  of  Ni  of  the  studied  formations  of  the  BB  vary  from

19.8 to 80.7 ppm and for the ZP from 18.6 to 117.8 ppm. The
V values of the studied formations of the BB vary from 14 to
76 ppm  and  for  the  ZP  from  15  to  60 ppm.  Elevated  abun-
dances of Ni (i.e. Ni over 100 ppm) and the highest abundances
of V were determined for samples from the Kalterbachgraben
Sandstone/Siltstone  Member  and  Rockenbauer  Sandstone
Member. The Cr/Ni ratio for the BB is 1.44—3.45 and for the ZP
1.1—3.23. The elevated Cr and Ni abundances with low Cr/Ni
ratios (between 1.3—1.5) were suggested as having been indic-
ative of mafic/ultramafic rocks in the source area (Bock et al.
1998;  Sensarma  et  al.  2008).  Low  Cr/Ni  ratios  were  recog-
nized only in two samples from the Padochov Formation and
in one sample from the Heiligenstein Arkose Member. These

background image

378

NEHYBA, ROETZEL and MAŠTERA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

results  and  also  the  high  Y/Ni  ratios  (above  11.8  for  the  BB
and 18.7 for the ZP) point to the limited significance of a maf-
ic and ultramafic contribution to these deposits (McLennan et
al. 1993).

A poor correlation and different trends exist between Al

2

O

3

and TiO

2

 with Cr (Fig. 11D,E), signifying differences in their

provenance. The different position of samples of the BB from
the Rosice-Oslavany Formation and of the ZP from the Kalter-
bachgraben  Sandstone/Siltstone  Member  and  Rockenbauer
Sandstone Member is remarkable.

The immobile Ba shows a particularly strong positive cor-

relation  with  K

2

O  in  both  of  the  sample  suites  (Fig. 11F).

The differences in the provenance of the two catchments, de-
termined  above,  are  discernible  in  the  K

2

O-Ba  distribution.

Variations  in  fluvial  discharge  (fluvial  channel  vs.  crevasse
channel)  are  responsible  for  an  increase  in  the  contribution
of K-feldspar ± biotite increase in both the Ba and K contents
in the different samples from the same formation or member
(Padochov Formation and Kalterbachgraben Sandstone/Silt-
stone Member).

The Zr/Th ratio is another measure of the degree of recy-

cling. Its values vary from 8.3 to 18.4 for the BB, which is
close to the upper crustal average of 17.76. The Zr/Th ratio
for the ZP varies from 12.2 to 39.5. Such an enriched value
(above the UCC) results from the low values of both Th and
Zr (in comparison with the BB) especially from the lower Th
concentrations. Th is commonly abundant in heavy minerals
like  monazite,  zircon,  titanite,  the  minerals  of  the  epidote
group and clay minerals. The results point to different prove-
nance and the lower role of recycling in the ZP since the con-
centrations  of  the  heavy  minerals  during  recycling  would
accordingly lead to an increase in Zr and Th abundances in
the respective deposits (Zimmermann & Bahlburg 2003).

Discussion

Clear differences in the composition of the detrital materi-

al of the fluvial sandstones of the BB and the ZP were identi-
fied in all the employed analytical techniques (petrography,
heavy mineral studies, geochemistry of both major and trace
elements)  and  indicate  different  source  areas.  Therefore  the
assumed communication between the BB and the ZP during
the Late Paleozoic (Jaroš & Mísař 1967) is unlikely. The tra-
ditional model of a single narrow half graben occupied by an
axial drainage with transport to the south (Malý 1993) is also
questionable.  The  existence  of  “colinear”  marginally  offset
half grabens with predominant transversal sources can be as-
sumed.

Improved determination of the source areas and their evo-

lution was the second target of the study. The predominance
of quartz as well as certain amounts of plagioclase and alkali
feldspar reflects the derivation of detritus from the pre-exist-
ing  sedimentary  rocks  (especially  in  the  BB)  and  granitic
rocks  exposed  in  the  source  area  (particularly  in  the  ZP).
Polycrystalline  quartz  grains  are  an  additional  indicator  of
the  metamorphic  source.  The  preservation  and  transport  of
feldspar, particularly of less stable plagioclase, are indicators
of  limited  chemical  weathering  conditions  (Einsele  1992).

All the geochemical indicators would indicate the derivation
from mainly primary sources (particularly in the case of the
ZP)  and  the  highly  varied  role  of  recycled  sedimentary
sources (particularly in the case of the BB). The most signifi-
cant differences in the source areas are predominantly in the
sedimentary rocks, volcanics and recycling.

The significant presence of garnet and the occurrence of stau-

rolite  mainly  indicate  mica  schist  complexes  as  sources.  The
monotonous  spectra  of  the  garnet  composition  indicate  a  first
cycle  detritus  and  the  predominant  garnet  provenance  from
metamorphic  rocks  such  as  gneisses,  (amphibole + biotite)
schists and granulites in the ZP. The wide spectrum of garnet
composition in the BB indicates either a more complex source
area (gneisses, amphibole+biotite schists, granulites, calc-sili-
cate rocks or marbles, eclogites) or reflects the redeposition of
an older sedimentary cover close to the basin. A comparison
with data from greywackes of the Drahany Culm Unit (Otava
et  al.  2000;  Čopjaková  2007)  reveals  important  similarities
(a  wide  spectrum  of  garnet  composition,  extremely  similar
garnet types). The erosion and redeposition of the older Culm
deposits is also documented by the occurrences of Culm peb-
bles within the conglomerates of the BB.

ZTR minerals are common in acidic to intermediate mag-

matic  rocks  as  well  as  in  mature  siliciclastic  sediments  and
certain metamorphic rocks (Eynatten & Gaupp 1999). More-
over, high ZTR values commonly characterize relatively old
sandstones, because extensive diagenetic dissolution reduces
the  mode  of  less  stable  minerals  (Garzanti  &  Andó  2007).
The predominant provenance of rutile from metapelitic rocks
(mica schists, paragneisses, felsitic granulites) both in the ZP
(62.5 %)  and  the  BB  (50.8 %)  is  evident.  Approximately
38.8 % of the rutiles from the BB originate from metamafic
rocks  (eclogites,  mafic  granulites)  whereas  only  14.1 %  of
such  provenance  was  recognized  in  the  ZP.  Approximately
21 % of the studied rutile from the ZP in all probability orig-
inated  from  magmatic  rocks  (pegmatites?),  but  only  about
6 % are of such provenance in the BB. Approximately 2.4 %
or 4.4 % of the rutile could not be discriminated in relation
to the source rocks.

The spectra of zircons of the BB show a higher content of

rounded  and  subrounded  zircons,  a  lower  value  of  elonga-
tion, a lower content of “highly” elongated zircons, a higher
content  of  zoned  zircons,  zircons  with  older  cores  and
opaque zircons than in the ZP. All this would indicate the in-
creased  role  of  recycled  detritus  and  metamorphic  rocks  in
the provenance of the BB and the increased role of magmatic
and volcanic rocks in the source area of the ZP. The parental
magma of magmatic zircons for the ZP had a slightly higher
alkaline  content  (Al

2

O

3

  vs.  Na

2

O + K

2

O)  than  for  the  BB

(differences in the composition of granitoids were also con-
firmed by petrography). Direct identification of the source of
the  zircons  lacks  sufficient  data  from  the  possible  prove-
nance rocks. Niedermayr (1967) has documented the elonga-
tion of zircons for the Gföhl gneiss between 1.8 and 2.3 and
for  the  granulites  of  St.  Leonhard  between  1.5  and  1.7.
Hoppe  (1966)  has  revealed  the  elongation  in  the  granulites
of St. Leonhard of about 2.

Apatite  may  be  derived  from  biotite-rich  rocks  but  is  a

common accessory mineral in almost all igneous and a num-

background image

379

PROVENANCE OF PERMO-CARBONIFEROUS FLUVIAL SANDSTONES

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

ber of metamorphic rocks (Adhikari & Wagreich 2011). Epi-
dote  was  derived  from  the  low-grade  metamorphic  series.
Kyanite  indicates  the  presence  of  high-pressure  metamor-
phic rocks. The presence of andalusite also reveals the prov-
enance from a higher-T metamorphic facies. Spinels indicate
the existence of basic/ultrabasic rocks in the source area.

Whereas Moravian and adjacent Moravo-Silesian Paleozoic

deposits (Culm facies) represent the predominant source area
for the studied part of the BB, the Moldanubian Unit was the
predominant source area for the ZP. This implies for the BB
a complex transport direction both from the west and east. In
the  Zöbing  area  the  main  part  of  the  Moldanubian  Unit  is
west of the ZP but today it is also bordering it in the east. But
the  Moldanubian  rocks  east  of  the  ZP  are  displaced  by  the
Diendorf fault system and it is very doubtful, if this was al-
ready  the  case  in  the  Late  Paleozoic.  Therefore  a  transport
direction for the ZP cannot be clearly determined.

The amount of analyses is limited thus we can only specu-

late  as  to  the  general  evolution  in  the  source  area.  A  local
source  from  weathered  crystalline  rocks  can  be  assumed  for
the  basal  successions  both  in  the  BB  and  the  ZP.  A  wider
provenance,  less  weathered  detritus,  the  predominance  of
mica  schist  complexes  and  the  minor  role  of  reworking  and
floodplain  modifications  can  be  assumed  for  additional  parts
of the succession in the ZP. A wider provenance, variations in
the input of the first cycles of detritus from the wide spectra of
metamorphic rocks and the recycled detritus (older sedimen-
tary rocks) as well as floodplain modifications can be assumed
for  the  additional  parts  of  the  succession  of  the  BB,  in  all
probability with the rising importance of the source from the
older  (Culm)  deposits  upwards.  The  provenance  evolution
over  time  does  not  indicate  the  successive  exhumation  of  a
simple  structured  (lower-  to  higher  grade  metamorphic
source) orogen but may be interpreted as differences in expan-
sion in the source areas. The source areas seem to be largely
stable  during  the  depositional  history,  reflecting  the  tectonic
history and the resulting depositional phases.

Identification  of  the  paleogeographical,  climatic  and  tec-

tonic events responsible for the material supply was the last
and most complicated target of the study. Sedimentological
studies,  identification  of  the  depositional  environment,  its
evolution, along with the identification of the ruling factors
of  deposition  (i.e.  tectonics  and  climatic  processes)  should
be compared with changes in petrography and geochemistry
in order to fulfil such a target.

The studied sandstones are poorly sorted and reveal a rela-

tively immature composition implying a short transport dis-
tance and rapid deposition. The high content of micas can be
interpreted  in  a  similar  manner,  as  the  detrital  muscovite
rarely survives multiple depositional cycles. The higher pro-
portion  of  unstable  lithic  components  and  the  moderately
high feldspar content indicate a high-relief source area. The
prevailing physical weathering and the low role of chemical
weathering can be confirmed by geochemistry. Wide fluctu-
ations  of  mineral  percentages  and  indices  indicate  local
sources  such  as  an  adjacent  alluvial  fan,  which  is  in  accor-
dance with the interpreted depositional environments. These
types of fluctuations are regarded as typical for post-orogenic
sedimentary basin fills such as the extensional collapse gra-

bens.  They  can  also  reflect  the  hydraulic  conditions  during
deposition (Morton 1985).

The role of climatic variations in the formation of a heavy

mineral suite is probable. The significantly lower contents of
apatite  were  determined  in  the  Stephanian  deposits  whereas
Autunian deposits are characterized by a higher content. Wide
variations in the ATi ratios suggest that the ratio are likely to
be,  at  least  in  part,  a  function  of  weathering  during  alluvial
storage  (dissolved  by  contact  with  acidic  waters)  (Morton  &
Hallsworth  1999;  Hallsworth  &  Chisholm  2008;  Adhikari  &
Wagreich  2011).  A  possible  burial  of  deposits  below  3.5 km
calls into question the validity of the GZi, ATi and MZi indices.

Conclusions

The erosional remnants of the continental Permo-Carbon-

iferous deposits of the Boskovice Basin in Moravia and the
Zöbing Upper Paleozoic in Lower Austria have recorded the
paleogeographic, tectonic and climatic post-Variscan history
of  the  Bohemian  Massif.  A  wide  spectrum  of  methods  of
provenance analyses of the fluvial sandstones (petrography,
heavy  mineral  assemblages,  chemistry  of  garnet,  rutile  and
spinel, zircon study, major and trace elements) were used to
confirm or deny the generally supposed and published com-
munication of these at present isolated Permo-Carboniferous
deposits and for better determination of the source areas and
their evolution.

The  results  would  indicate  different  source  areas  for  the

studied rocks of both basins. The detritus of the Upper Paleo-
zoic deposits in the Zöbing area was predominantly derived
from  primary  sources  formed  by  crystalline  rocks.  The  role
of  metamorphites  (particularly  metapelitic  rocks  –  mica
schists,  paragneisses,  felsitic  granulites)  was  predominant
along with the importance of the presence of magmatic and
volcanic rocks. The source area is predominantly located in
the Moldanubian Unit.

The  source  from  the  primary  crystalline  units  (magmatic

and metamorphic rocks) with a relatively wider range of meta-
morphites, along with the derivation of the detritus from pre-
existing  sedimentary  rocks  (in  particular  Moravo-Silesian
Paleozoic  deposits)  has  been  demonstrated  for  the  analysed
part of Boskovice Basin. The metapelitic rocks (mica schists,
paragneisses,  felsitic  granulites)  predominate  in  addition  to
the importance of the metamafics (eclogites, mafic granulites).
The Moravian Unit and the adjacent Drahany Culm unit repre-
sent the predominant source areas while the transport direction
was complex (both from the west and east).

The general provenance evolution over time may be inter-

preted  as  differences  in  expansion  in  the  source  areas.  The
basal  successions  both  in  the  Boskovice  Basin  and  the
Zöbing area are typified by material from the local/adjacent
sources whereas the wider provenance and variations in the
role of the primary and recycled detritus are assumed for the
further parts of the successions.

The  assumed  communication  between  the  southern  part  of

the  Boskovice  Basin  and  the  Zöbing  area  during  the  Late
Paleozoic and the existence of a single narrow half graben oc-
cupied by axial drainage (with transport from north to south,

background image

380

NEHYBA, ROETZEL and MAŠTERA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

cf. Jaroš & Mísař 1967) is improbable. An existence of “colin-
ear”  marginally  offset  half  grabens  with  predominated  trans-
versal  sources  can  be  assumed.  The  examined  fluvial
sandstones  reveal  short  transport  distance,  rapid  deposition,
high-relief source area, and prevailed physical weathering and
a minor role of chemical weathering. Wide fluctuations of the
mineral percentages and indices indicate local sources such as
an adjacent alluvial fan, which is in accordance with the inter-
preted depositional environments. The type of fluctuations is
regarded  as  typical  for  post-orogenic  sedimentary  basin  fills
such as those found in extensional collapse grabens.

Acknowledgments:  The  authors  wish  to  thank  the  Grant
Agency of the Czech Republic, which kindly sponsored the
costs of the analytical data and part of the field work with the
Project No. 205/09/1257. The second part of the field work
was generously sponsored by the Geological Survey of Aus-
tria. We are grateful to Fritz F. Steininger for his help during
field work and stratigraphic issues. The authors would like to
thank D. Puglisi and an unknown reviewer for their critical
and  stimulating  comments,  which  greatly  helped  improve
the manuscript.

References

Adhikari B.R. & Wagreich M. 2011: Provenance evolution of col-

lapse graben fill in the Himalaya – The Miocene to Quaternary
Thakkola-Mustang Graben (Nepal). Sed. Geol. 233, 1—14.

Alexander J., Bridge J.S., Leeder M.R., Collier R.E. & Gawthorpe

R.I. 1994: Holocene meander-belt evolution in an active exten-
sional basin, SW Montana, USA. J. Sed. Res. B64, 542—559.

Bachmayer F. & Vasicek W. 1967: Insektenreste aus dem Perm von

Zöbing  bei  Krems  in  Niederösterreich.  Ann.  Naturhist.  Mus.
Wien
, 71, 13—18 (in German).

Bahlburg H. 1998: The geochemistry and provenance of Ordovician

turbidites in the Argentinian Puna. In: Pankhurst R.J. & Rapela
C.W.  (Eds.):  The  Proto-Andean  Margin  of  Gondwana.  Geol.
Soc. London, Spec. Publ
. 142, 127—142.

Berger  W.  1951:  Neue  Pflanzenfunde  aus  dem  Rotliegenden  von

Zöbing  (Niederösterreich).  Anz.  Österr.  Akad.  Wiss.,  Math.-
Naturwiss. Kl.
 88/11, 288—295.

Bhatia M.R. & Crook A.W. 1986: Trace element characteristics of

graywackes and tectonic setting discrimination of sedimentary
basins. Contr. Mineral. Petrology 92, 181—193.

Bock B., McLennan S.M. & Hanson G.N. 1998: Geochemistry and

provenance of the Middle Ordovician Austin Glen Mb. (Nor-
manskill  Formation)  and  the  Taconian  Orogeny  in  New  En-
gland. Sedimentology 45, 635—655.

Borges  J.  &  Huh  Y.  2007:  Petrography  and  chemistry  of  the  bed

sediments of the Red River in China and Vietnam: Provenance
and chemical weathering. Sed. Geol. 194, 155—168.

Bridge  J.S.  &  Leeder  M.R.  1979:  A  simulation  model  of  alluvial

stratigraphy. Sedimentology 26, 617—644.

Cichocki O., Popovtschak M., Szameit E. & Vasicek W. 1991: Ex-

cursion  A,  22.  September  1991:  Northern  Lower  Austria.  In:
Kovar-Eder J. (Ed.): Palaeovegetational development of Europe.
Pan-European Palaeobotanical Conference, Wien, Field-Guide,
5—22.

Corcoran P.L. 2005: Recycling and chemical weathering in tectoni-

cally  controlled  Mesozoic-Cenozoic  basins  of  New  Zealand.
Sedimentology 52, 757—774.

Cox R. & Lowe D.R. 1995: A conceptual review of regional-scale

controls on the composition of clastic sediment and the co-evo-
lution  of  continental  blocks  and  their  sediment  cover.  J.  Sed.
Res
. A65, 1, 548—558.

Čopjaková R. 2007: Evidence of changes of provenance in the pse-

fitic and psammitic fraction of deposits of Myslejovice Forma-
tion. [Odraz změn provenience v psefitické a psamitické frakci
sedimentů myslejovického souvrství.]  PhD ThesisFaculty of
Science, MU Brno
, 1—81 (in Czech).

Čepek L. 1946: The tectonics of the Boskovice Furrow. [Tektonika

boskovické brázdy.] Věst. Stát. Geol. Úst. Rep. Československé
20, 1—6, 128—130 (in Czech).

Cžjžek J. 1849: Geognostische Karte der Umgebungen von Krems

und vom Manhardsberge. Maßstab. 1 : 72,000. Wien.

Cžjžek  J.  1853:  Erläuterungen  zur  geologischen  Karte  der  Umge-

bungen von Krems und vom Manhartsberg. Sit.-Ber. K. Akad.
Wiss., Math.-Naturwiss . Kl.
, Beilage 7, 1—77.

Dickinson W.R. 1985: Interpreting provenance relations from detri-

tal modes of sandstones. In: Zuffa G.G. (Ed.): Provenance of
Arenites. D. Reidel Publication Co., 333—361.

Dickinson  W.R.  1990:  Clastic  petrofacies.  In:  Miall  A.D.  (Ed.):

Principles  of  sedimentary  basin  analysis.  Springer  Verlag,
New York, 1—668.

Dickinson W.R. & Suczek Ch.A. 1979: Plate tectonics and sandstone

composition. Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 63, 2164—2182.

Einsele G. 1992: Sedimentary basis. Springer Verlag, Berlin, 1—648.
Ettingshausen C.v. 1852: Beitrag zur näheren Kenntniss der Flora der

Wealdenperiode. Abh. K.-Kön. Geol. Reichsanst. 1/3, 1—32.

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

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

Eynatten H. von 2004: Statistical modelling of compositional trends

in sediments. Sed. Geol. 171, 79—89.

Fedo C.M., Nesbitt H.W. & Young G.M. 1995: Unravelling the ef-

fects of potassium metasomatism in sedimentary rocks and pa-
leosoils, with implications for paleoweathering conditions and
provenance.  In:  Price  J.R.  &  Velbel  M.A.  (Eds.):  Chemical
weathering indices applied to weathering profiles developed on
heterogeneous  felsic  metamorphic  parent  rocks.  Chem.  Geol.
202, 397—416.

Flügel  E.  1960:  Nichtmarine  Muscheln  aus  dem  Jungpaläozoikum

von Zöbing (Niederösterreich). Verh. Geol. Bundesanst. 1960/1,
78—82.

Fuchs  W.,  Grill  R.,  Matura  A.  &  Vasicek  W.  1984:  Geologische

Karte  der  Republik  Österreich  1 : 50,000.  38  Krems.  Geol.
Bundesanst
.

Garzanti E. & Andó S. 2007: Heavy mineral concentration in mod-

ern  sands:  implications  for  provenance  interpretation.  In:
Mange  M.A.  &  Wright  D.T.  (Eds.):  Heavy  minerals  in  use.
Developments in Sedimentology 58, 517—545.

Gawthorpe R.L. & Leeder M.R. 2000: Tectono-sedimentary evolu-

tion of active extensional basins. Basin Res. 12, 195—218.

Gawthorpe R.L., Hardy S. & Ritchie B. 2003: Numerical modelling

of depositional sequences in half-graben rift basins.  Sedimen-
tology
 50, 169—185.

Gu X.X., Liu J.M., Zheng M.H., Tang J.X. & Qi L. 2002: Provenance

and tectonic setting of the Proterozoic turbidites in Hunan, South
China: geochemical evidence. J. Sed. Res. 72, 393—407.

Hallsworth C.R. & Chisholm J.I. 2008: Provenance of late Carbon-

iferous sandstones in the Pennine Basin (UK) from combined
heavy  mineral,  garnet  geochemistry  and  paleocurrent  studies.
Sed. Geol. 203, 196—212.

Havlena V. 1964: The geology of coal deposits. [Geologie uhelných

ložisek.] II. Nakl. Čes. Akad. Věd, Praha, 1—437 (in Czech).

Herron  M.M.  1988:  Geochemical  classification  of  terrigenous  sands

and shales from core and log data. J. Sed. Petrology 58, 820—829.

background image

381

PROVENANCE OF PERMO-CARBONIFEROUS FLUVIAL SANDSTONES

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

Holger Ph. A. Ritter von 1842: Geognostische Karte des Kreises ob

dem  Manhartsberge  in  Oesterreich  unter  der  Ens,  nebst  einer
kurzen  Beschreibung  der  daselbst  vorkommenden  Felsarten.
1—44, 1 Geol. Map (1841).

Hoppe G. 1966: Zirkone aus Granuliten. Ber. Dtsch. Gesell. Geol.

Wiss. R. B 11/1, 47—81.

Hubert J.F. 1962: A zircon-tourmaline-rutile maturity index and the

interdependence  of  the  composition  of  heavy  mineral  assem-
blages with the gross composition and texture of sandstones. J.
Sed. Petrology
 32/3, 440—450.

Ingersoll  W.R.  1990:  Actualistic  sandstone  petrofacies:  Discrimi-

nating modern and ancient source rocks. Geology 18, 737—736.

Jaroš J. 1961: The geological evolution of the southern part of the

Boskovice  Furrow.  [Geologický  vývoj  jižní  části  Boskovické
brázdy.] Acta Ac. Sci. Czechoslovenicae Basis Brunensis 32/12,
545—569 (in Czech).

Jaroš J. & Mísař Z. 1967: The problem of the deep-seated fault of the

Boskovice  Furrow.  [Problém  hlubinného  zlomu  boskovické
brázdy.] Sbor. Geol. Věd, Geol. 12, 131—147 (in Czech).

Johnsson  M.J.  1993:  The  system  controlling  the  composition  of

clastic  sediments.  In:  Johnsson  M.J.  &  Basu  A.  (Eds.):  Pro-
cesses controlling the composition of clastic sediments. Geol.
Soc. Amer., Spec. Pap.
 284, 1—19.

Kalvoda J., Bábek O., Fatka O., Leichmann J., Melichar R., Nehyba

S. & Špaček P. 2008: Brunovistulian terrane (Bohemian Mas-
sif, Central Europe) from late Proterozoic to late Paleozoic: a
review. Int. J. Earth Sci. 97, 497—517.

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

trolling  chemistry  of  magmatic  spinel:  an  empirical  study  of
associated  olivine,  Cr-spinel  and  melt  inclusions  from  primi-
tive rocks. J. Petrology 42, 655—672.

Kukal  Z.  1986:  Manual  of  practical  sediment  nomenclature  and

classification. [Návod k pojmenování a klasifikaci sedimentů.]
Czech Geol. Surv., Praha, 1—80 (in Czech).

Le Pera E., Arribas J., Critelli S. & Tortosa A. 2001: The effects of

source  rocks  and  chemical  weathering  on  the  petrogenesis  of
siliciclastic sands from the Neto River (Calabria, Italy): impli-
cations for provenance studies. Sedimentology 48, 357—378.

Leeder  M.R.  &  Jackson  J.  1993:  The  interaction  between  normal

faulting and drainage in active extensional basins, with exam-
ples from the western United States and central Greece. Basin
Res
. 5, 79—102.

Mack G.H. & Stout D.M. 2005: Unconventional distribution of fa-

cies in a continental rift basin: the Pliocene-Pleistocene Man-
gas  Basin,  south-western  New  Mexico,  USA.  Sedimentology
52, 1187—1205.

Mack G.H. & Leeder M.R. 1999: Climatic and tectonic controls on

alluvial-fan  and  axial-fluvial  sedimentation  in  the  Plio-Pleis-
tocene Paleomas half graben, southern Rio Grande Rift. J. Sed.
Res
. 69, 635—652.

Mackey S.D. & Bridge J.S. 1995: Three-dimensional model of allu-

vial stratigraphy: theory and application. J. Sed. Res. 65, 7—31.

Malý  L.  1993:  Formation  of  the  Permo-Carboniferous  depositional

basin  of  Boskovice  Furrow  and  evolution  of  the  Upper
Stephanian  deposition  in  the  Rosice-Oslavany  sub-basin.  [For-
mování sedimentační pánve permokarbonu boskovické brázdy a
vývoj svrchnostefanské sedimentace v rosicko-oslavanské pánvi.]
In: Přichystal A., Obstová V. & Suk M. (Eds.): Geologie Moravy
a Slezska. MZM Brno, 87—99 (in Czech).

Martínek K., Šimůnek Z., Drábková J., Zajíc J. & Nehyba S. 2009:

Carboniferous/Permian  boundary  in  the  continental  basins  of
the Bohemian Massif (Czech Republic): sedimentary environ-
ments and biota. Abstracts of IAS Meeting, Alghero, 265.

Mastalerz K. & Nehyba S. 1992: Paleogeography and paleoflows in

the SW part of the Boskovice basin during Stephanian/Autunian.
Seminarium Sedymentologiczne, Poznaň, 128—129 (in Polish).

Mastalerz K. & Nehyba S. 1997: Comparison of Rotliegende lacustrine

depositional  sequences  from  the  Intrasudetic,  North-Sudetic  and
Boskovice basin (Central Europe). Geol. Sudetica 30, 21—57.

McLennan  S.M.,  Heming  S.R.,  McDaniel  D.K.  &  Hanson  G.N.

1993: Geochemical approaches to sedimentation, provenance,
and tectonics. In: Johnsson M.J. & Basu A. (Eds.): Processes
controlling  the  composition  of  clastic  sediments.  Geol.  Soc.
Amer., Spec. Pap.
 284, 1—19.

Meinhold  G.,  Anders  B.,  Kostopoulos  D.  &  Reischmann  T.  2008:

Rutile chemistry and thermometry as provenance indicator: An
example from Chios Island, Greece. Sed. Geol. 203, 98—111.

Mikuláš R. & Martínek K. 2006: Ichnology of the non-marine de-

posits of the Boskovice basin (Carboniferous—Permian, Czech
Republic). Bull. Geosci. 81, 81—91.

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

G.G. (Ed.): Provenance of Arenites. D. Reidel Publication Co.,
249—277.

Morton  A.C.  &  Hallsworth  C.R.  1999:  Processes  controlling  the

composition of heavy mineral assemblages in sandstones. Sed.
Geol
. 124, 3—29.

Nesbitt H.W. & Young G.M. 1982: Early Proterozoic climates and

plate motions inferred from major element chemistry of lutites.
Nature 299, 21, 715—717.

Niedermayr  G.  1967:  Die  akzessorischen  Gemengteile  von  Gföhler

Gneis,  Granitgneis  und  Granulit  im  niederösterreichischen
Waldviertel. Ann. Naturhist. Mus. Wien 70, 19—27.

Ohta T. 2008: Measuring and adjusting the weathering and hydrau-

lic  sorting  effects  for  rigorous  provenance  analyses  of  sedi-
mentary rocks: a case study from the Jurassic Ashikita Group,
south-west Japan. Sedimentology 55, 1687—1701.

Otava J., Sulovský P. & Čopjaková R. 2000: Changes of provenance

of wackes of the Drahany Kulmian: a statistic evidence. [Změny
provenience  drob  drahanského  kulmu:  statistické  posouzení.]
Geol. Výzk. na Moravě a ve Slezsku v r. 1999, 94—98 (in Czech).

Partsch P. 1843: Geognostische Karte des Beckens von Wien und der

Gebirge, die dasselbe umgeben – oder – Erster Entwurf einer
geognostischen Karte von Österreich unter der Enns mit Theilen
von  Steiermark,  Ungern,  Mähren,  Böhmen  und  Österreich  ob
der Enns. K. K. Hof- u. Staats-Aerearial-Druckerei.

Partsch  P.  1844:  Erläuternde  Bemerkungen  zur  geognostischen

Karte  des  Beckens  von  Wien  und  der  Gebirge,  die  dasselbe
umgeben. 1—24.

Passchier  S.  2004:  Variability  in  geochemical  provenance  and

weathering  history  of  Sirius  group  strata,  Transantarctic
Mountains:  implications  for  Antarctic  glacial  history.  J.  Sed.
Res.
 74, 5, 607—619.

Passchier  S.  &  Whitehead  J.M.  2006:  Anomalous  geochemical

provenance and weathering history of Plio-Pleistocene glacio-
marine fjord strata, Bardin Bluffs Formation, East Antarctica.
Sedimentology 53, 929—942.

Peakal J., Leeder M.R., Best J. & Ashworth P. 2000: River response

to lateral ground tilting: a synthesis and some implications for
the  modelling  of  alluvial  architecture  in  extensional  basins.
Basin Res. 12, 413—424.

Pešek J., Holub V., Jaroš J., Malý L., Martínek K., Prouza V., Spudil

J. & Tásler R. 2001: Geology and deposits of Upper Palaeozoic
limnic  basins  of  the  Czech  Republic.  [Geologie  a  ložiska
svrchnopaleozoických  limnických  pánví  České  republiky.]
Český Geologický Ústav Praha, 1—244 (in Czech).

Petránek  J.  1963:  Sedimentary  rocks.  [Usazené  horniny.]  Czech

Academy of Sciences, Praha, 1—717 (in Czech).

Pettijohn  F.J.,  Potter  P.E.  &  Siever  R.  1987:  Sand  and  sandstone.

Springer-Verlag, Berlin, 1—533.

Pober  E.  &  Faupl  P.  1988:  The  chemistry  of  detrial  chromian

spinels  and  its  implications  for  the  geodynamic  evolution  of
the Eastern Alps. Geol. Rdsch. 77, 3, 641—670.

background image

382

NEHYBA, ROETZEL and MAŠTERA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA

GEOLOGICA CARPATHICA, 2012, 63, 5, 365—382

Pupin J.P. 1980: Zircon and granite petrology. Contr. Mineral. Pe-

trology 73, 207—220.

Pupin J.P. 1985: Magmatic zoning of hercynian granitoids in France

based on zircon typology. Schweiz. Mineral. Petrogr. Mitt. 65,
29—56.

Roser B.P. & Korsch R.J. 1986: Determination of tectonic setting of

sandstone-mudstone  suites  using  SiO

2

  content  and  K

2

O/Na

2

O

ratio. J. Geol. 94, 635—650.

Roser  B.P.  &  Korsch  R.J.  1988:  Provenance  signatures  of  sand-

stone—mudstone  suites  determined  using  discrimination  func-
tion analysis of major-element data. Chem. Geol. 67, 119—139.

Schermann O. 1971: Bericht über die Neukartierung des Perms bei

Zöbing  (Blätter  21  und  38).  Verh.  Geol.  Bundesanst.  1971/4,
A67—A68.

Schindler  T.  &  Hampe  O.  1996:  Eine  erste  Fischfauna  (Chondrich-

thyes,  Acanthodii,  Osteichthyes)  aus  dem  Permokarbon  Nied-
erösterreichs  (Zöbing,  NE  Krems)  mit  paläoökologischen  und
biostratigraphischen Anmerkungen. Beitr. Paläont. 21, 93—103.

Sensarma  S.,  Rajamani  V.  &  Tripathi  J.K.  2008:  Petrography  and

geochemical characteristics of the sediments of the small River
Hemavati,  Southern  India:  Implications  for  provenance  and
weathering processes. Sed. Geol. 205, 111—125.

Stur D. 1870: Beiträge zur Kenntniss der Dyas- und Steinkohlenfor-

mation im Banate. Jb. K.-Kön. Geol. Reichsanst. 20, 2, 185—200.

Suess F.E. 1912: Die moravischen Fenster und ihre Beziehung zum

Grundgebirge des Hohen Gesenkes. Denkschr. K. Akad. Wiss.,
Math.-Naturwiss. Kl.
 88, 541—631.

Šimůnek Z. & Martínek K. 2008: Study of Late Carboniferous and

Early  Permian  plant  assemblages  from  the  Boskovice  Basin,
Czech Republic. Rev. Palaeobot. Palynol. 152, 237—269.

Štramberk  S.,  Zajíc  S.,  Martínek  K.  &  Prouza  V.  2008:  Excursion

guide – Krkonoše Piemont basin and Boskovice graben – Fau-
nas  and  palaeoenvironments  of  the  Late  Palaeozoic.  Spec.
Publ. to 5th Symposium on Permo-Carboniferous Faunas
Mu-
seum of Eastern Bohemia at Hradec Králové
, 7—11.

Tenchov  Y.G.  1980:  Die  paläozoische  Megaflora  von  Österreich.

Eine Übersicht. Verh. Geol. Bundesanst. 1980/2, 161—174.

Vasícek  W.  1974:  Bericht  1973  über  Aufnahmen  im  Perm  von

Zöbing  auf  den  Kartenblättern  Horn  (21)  und  Krems  (38).
Verh. Geol. Bundesanst. 1974/4, A114—A115.

Vasícek W. 1975: Blatt 21, Horn. Geologische Aufnahme (Paläozoi-

kum). Verh. Geol. Bundesanst. 1975/1, A25—A26 (in German).

Vasícek  W.  1977:  Perm  von  Zöbing.  Arbeitstagung  Geol.  Bunde-

sanst., Waldviertel, 15.—20. Mai 1977, 16—18, 69—72.

Vasícek W. 1983: 280 Millionen Jahre alte Spuren der Steinkohlen-

wälder  von  Zöbing.  Katalogreihe  des  Krahuletz-Museums  4,
15—50.

Vasícek W. 1991a: Das Jungpaläozoikum von Zöbing. In: Roetzel R.

(Ed.): Geologie am Ostrand der Böhmischen Masse in Niederös-
terreich.  Schwerpunkt  Blatt 21  Horn.  Arbeitstagung  Geol.

Bundesanst., Eggenburg 16.—20. 9. 1991, 98—101.

Vasícek W. 1991b: Das Jungpaläozoikum von Zöbing. In: Nagel D.

&  Rabeder  G.  (Eds.):  Exkursionen  im  Jungpaläozoikum  und
Mesozoikum  Österreichs.  Exkursionsführer  Österr.  Paläont.
Gesell.
, 1—2.

Vasícek W. & Steininger F.F. 1996: Jungpaläozoikum von Zöbing.

In:  Steininger  F.F.  (Ed.):  Erdgeschichte  des  Waldviertels.
Schr. Waldviertler Heimatbundes 38, 62—72.

Vohryzka  K.  1958:  Geologie  und  radiometrische  Verhältnisse  in

den  jungpaläozoischen  Sedimenten  von  Zöbing,  N.-Ö.  Verh.
Geol. Bundesanst.
 1958/2, 182—187.

Waldmann  L.  1922:  Das  Südende  der  Thayakuppel.  Jb.  Geol.

Bundesanst. 72/3—4, 183—204.

Young G.M. & Nesbitt H.W. 1998: Processes controlling the distri-

bution  of  Ti  and  Al  in  weathering  profiles,  siliciclastic  sedi-
ments and sedimentary rocks. J. Sed. Res. 68, 3, 448—455.

Youngston J.H., Craw D., Landis C.A. & Schmitt K.R. 1998: Redefi-

nition  and  interpretation  of  late  Miocene  Pleistocene  terrestrial
stratigraphy, Central Otago, New Zealand. New Zealand J. Geol.
Geophys.
 41, 51—68.

Zack T., Eynatten H. von & Kronz A. 2004a: Rutile geochemistry

and  its  potential  use  in  quantitative  provenance  studies.  Sed.
Geol
. 171, 37—58.

Zack T., Moraes R. & Kronz A. 2004b: Temperature dependence of

Zr in rutile: empirical calibration of a rutile thermometer. Contr.
Mineral. Petrology
 148, 471—488.

Zajíc J. 2002: Vertebrate biozonation of the limnic Permo-Carbon-

iferous deposits of the Czech Republic in the light of the last
fossil  finds.  Workshop  “Oberkarbon-Untertrias  in  Zentraleu-
ropa:  Prozesse  und  ihr  Timing
”  TU  Bergakademie  Freiberg,
37—38.

Zajíc J. & Štamberk S. 2004: Selected important fossiliferous hori-

zon of the Boskovice Basin in the light of the new zoopaleon-
tological  data.  Acta  Musei  Reginae  Hradecensis  S.A.,  Hradec
Králové 30, 5—15.

Zimmermann U. & Bahlburg H. 2003: Provenance analysis and tec-

tonic setting of the Ordovician clastic deposits in the southern
Puna Basin, NW Argentina. Sedimentology 50, 1079—1104.

Zimmermann  U.  &  Spalletti  L.A.  2009:  Provenance  of  the  Lower

Paleozoic Balcarce Formation (Tandilia System, Buenos Aires
province, Argentina): Implications for paleogeographic recon-
struction of SW Gondwana. Sed. Geol. 219, 7—23.

Zimmerle  W.  1979:  Accessory  zircon  from  rhyolite,  Yellowstone

National Park (Wyoming, U.S.A.). Z. Dtsch. Geol. Gesell. 130,
361—369.

Zuffa G.G. 1980: Hybrid arenites: Their composition and classifica-

tion. J. Sed. Petrology 50, 21—29.

Zuffa G.G. 1985: Optical analyse of arenites: influence of metodol-

ogy on compositional results. In: Zuffa G.G. (Ed.): Provenance
of arenites. D. Reidel Publishing Copany, Dordrecht, 333—361.