background image

www.geologicacarpathica.com

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

, OCTOBER 2015, 66, 5, 375—391                                                     doi: 10.1515/geoca-2015-0032

Introduction

The  Northern  Gemeric  Unit  (NGU)  Permian  volcanic-sedi-
mentary succession overlaps unconformably with eroded rel-
ics  of  the  Carboniferous  sedimentary  sequences  as  well  as
the  two  pre-Carboniferous  crystalline  basement  complexes,
the  Rakovec  and  Klátov  Complexes.  These  Paleozoic  com-
plexes, in the northern and north-eastern part of the Sloven-
ské Rudohorie Mts, are located in a very complicated Alpine
synclinorium  structure,  in  which  the  system  of  folds,  tec-
tonic slivers and fold faults is cut by younger transversal tec-
tonics  (Bajaník  et  al.  1983,  1984;  Biely  et  al.  1996a  and
references therein). As the Permian sedimentation proceeded
from  continental  arid  to  semiarid  climatic  conditions,  they
lack  or  are  deprived  of  relevant  faunal  and  floral  age  evi-
dence.  In  addition,  the  Alpine  deformation  and  anchi-  to
low-grade  metamorphic  recrystallization  destroyed  the  ma-
jority  of  possibly  pre-existing  biostratigraphically  relevant
fossil  remains.  Because  a  distinct  part  of  the  Permian  se-
quence  is  formed  by  acidic  to  intermediate  metavolcanic
rocks and their volcanoclastics, they could be used to prove
the age of these volcanic horizons, as well as for age estima-
tion of the adjoining sediments.

The  first  U-Pb  dating  from  the  U-bearing  volcanogenic

horizon  within  the  Novoveská  Huta  ore  deposits  gave  the

First evidence for Permian-Triassic boundary volcanism in

the Northern Gemericum: geochemistry and U-Pb zircon

geochronology

ANNA VOZÁROVÁ

1

, SERGEY PRESNYAKOV

2

, KATARÍNA ŠARINOVÁ

1

and MILOŠ ŠMELKO

1

1

Comenius University in Bratislava, Faculty of Natural Sciences, Department of Mineralogy and Petrology, Ilkovičova 6, Pav. G, 842 15,

Bratislava, Slovak Republic; vozarova@fns.uniba.sk;  sarinova@fns.uniba.sk;  smelko@fns.uniba.sk

2

A.P. Karpinsky Russian Geological Institute (VSEGEI), Sredny prospect 74, 199 106 St.-Petersburg, Russia;  Sergey_Presnyakov@vsegei.ru

(Manuscript received March 5, 2015; accepted in revised form August 10, 2015)

Abstract: Several magmatic events based on U-Pb zircon geochronology were recognized in the Permian sedimentary
succession of the Northern Gemeric Unit (NGU). The Kungurian magmatic event is dominant. The later magmatism stage
was documented at the Permian-Triassic boundary. The detrital zircon assemblages from surrounding sediments docu-
mented the Sakmarian magmatic age. The post-orogenic extensional/transtensional faulting controlled the magma ascent
and its emplacement. The magmatic products are represented by the calc-alkaline volcanic rocks, ranging from basaltic
metaandesite  to  metarhyolite,  associated  with  subordinate  metabasalt.  The  whole  group  of  the  studied  NGU  Permian
metavolcanics has values for the Nb/La ratio at (0.44—0.27) and for the Nb/U ratio at (9.55—4.18), which suggests that they
represent mainly crustal melts. Magma derivation from continental crust or underplated crust is also indicated by high
values of Y/Nb ratios, ranging from 1.63 to 4.01. The new 

206

U—

238

Pb zircon ages (concordia age at 269 ± 7 Ma) confirm

the dominant Kungurian volcanic event in the NGU Permian sedimentary basin. Simultaneously, the Permian-Triassic
boundary volcanism at 251 ± 4 Ma has been found for the first time. The NGU Permian volcanic activity was related to a
polyphase extensional tectonic regime. Based on the new and previous U-Pb zircon ages, the bulk of the NGU Permian
magmatic activity occurred during the Sakmarian and Kungurian. It was linked to the post-orogenic transpression/transtension
tectonic movements that reflected the consolidation of the Variscan orogenic belt. The Permian-Triassic boundary magmatism
was accompanied by extension, connected with the beginning of the Alpine Wilson cycle.

Key words: zircon (SIMS) ages, acid to intermediate volcanites, North Gemeric Permian basin, Western Carpathians.

age of 240 ± 30 Ma, that was interpreted as the age of miner-
alization (Arapov et al. 1984). Monazite ages prove the Ci-
suralian age of 278 ± 10Ma in the metarhyolite tuff from the
same locality (Rojkovič & Konečný 2005). The newest U-Pb
(SHRIMP)  magmatic  zircon  ages  from  the  NGU  Permian
volcanic  suite  (in  the  vicinity  of  Krompachy)  yielded  the
concordia age of 272 ± 7 Ma for basaltic metaandesite, and the
concordia  age  of  275 ± 4 Ma  for  metarhyodacite  (Vozárová
et al. 2012). These results also correspond to the Cisuralian
Epoch,  in  the  time  span  of  the  Kungurian  Stage.  Conse-
quently,  the  acquired 

206

Pb/

238

U  zircon  age  data  document

nearly a contemporaneous manifestation of the acid and ba-
sic volcanic activity within the NGU Permian basin.

Therefore, our investigation focuses on the continuation of

magmatic  zircon  radiometric  dating  in  order  to  confirm  the
stratigraphic  specification  and  position  of  the  subdivided
lithostratigraphic units. The method of in situ U-Pb SHRIMP
zircon  dating  (performed  at  the  A.P.  Karpinsky  Russian
Geological  Institute  (VSEGEI),  Laboratory  of  Isotopic  Re-
search,  St.-Petersburg)  has  been  applied,  with  the  main  tar-
get  of  determining  the  age  of  volcanism  and  specifying  the
stratigraphic  position  of  the  adjoining  sediments.  In  this
study,  we  follow  the  time-scale  calibration  of  the  Interna-
tional  Stratigraphic  Chart 2014  (International  Commission
on  Stratigraphy,  drafted  by  Cohen  et  al.  2014)  in  order  to

background image

376

VOZÁROVÁ, PRESNYAKOV, ŠARINOVÁ and ŠMELKO

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

compare  geochronological  data  from  the  studied  volcanics
with  the  fossil-bearing  strata.  The  main  goal  of  this  study
was  to  bring  new  isotopic  and  geochemical  data  on  the
sources of magma generation, in order to infer the relation-
ship with the geotectonic setting of the studied area.

Geological setting

The  NGU  belongs  to  the  pre-Gosau  northward  stacking

crustal scale nappe system of the Western Carpathians (Biely
et  al.  1996a  and  references  therein).  The  NGU  fits  into  the
innermost  part  of  the  internal  zone  of  the  Alpine  Western
Carpathians, and as a whole it clearly overthrusts the Vepori-
cum Unit in its footwall, along the Alpine thrust nappe con-
tact  recognized  as  the  Lubeník-Margecany  Line  (Andrusov
1959). Similarly, further to the south, the tectonic contact of
the NGU with the neighbouring Southern Gemericum Unit is
represented by the Hrádok-Železník Line (defined by Abonyi
1971), which continues the system of thrust faults to the east
(Fig. 1). Extreme Early Cretaceous shortening due to nappe
stacking is characteristic for the innermost part of the West-
ern Carpathians. Due to this fact, the complexes preserved in
the  NGU  synclinorium  (Mahet  1954;  Mahet  &  Malkovský
1984) structure are generally specified by the strong tectonic
reduction and shortening.

The NGU zone encloses relics of the Variscan collision su-

ture,  represented  by  the  thrust  wedges  of  the  two  pre-Car-
boniferous complexes (the higher-grade Klátov and low-grade
Rakovec Terranes; in the sense of Vozárová & Vozár 1996),
and  fragments  of  Mississippian  deep-water  turbidite  se-
quences (Fig. 1).

The  NGU  Mississippian  turbidite  wedges  (the  Ochtiná

Group divided into the Hrádok, Črmet and Lubeník Forma-
tions  in  the  sense  of  Vozárová  1996),  supposedly  disposed
by the Variscan suture, represent the intra-suture remnant of
the ocean basin fill. The turbidite deposition (the Hrádok and
Črmet  Formations)  was  followed  by  the  deposition  of
Visean/Serpukhovian  shallow  water  clastics  and  carbonates
(the Lubeník Formation). The Tournaisian—Visean fore-deep
and  remnant  ocean  basins  have  been  correlated  across  the
whole  Alpine-Carpathian  realm  (Nötsch-Veitsch-Northge-
meric Zone – Neubauer & Vozárová 1990; Veitsch/Nötsch-
Szabadbattyán-Ochtiná Zone – Ebner et al. 2008). They are
partly syn-orogenic, and partly also post-date the Late Devo-
nian—Mississippian climax of the Variscan orogeny.

Post-Variscan  deposition  includes  Pennsylvanian  (Bashki-

rian—Lower Moscovian) fan delta/shallow-marine to proximal
delta  (Upper  Moscovian—Kasimovian)  and  continental  Per-
mian sequences (Rakusz 1932; Rozlozsnik 1935; Rozložník
1963;  Bajaník  et  al.  1981,  1983;  Vozárová  &  Vozár  1988;
Vozárová 1996 and references therein).

Fig. 1. Schematic geological map of the NGU showing the volcanic rock sampling localities (modified from the Geological map of Slovakia,
1 : 500,000, Biely et al. 1996b). The red line squared field designes the area of zircon collecting. For more details see Fig. 12.

background image

377

GEOCHEMISTRY AND GEOCHRONOLOGY OF THE GEMERIC P-T VOLCANISM

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

Shallow-water to paralic Upper Bashkirian-Moscovian for-

mations overstepped unconformably both, the NGU pre-Car-
boniferous crystalline complexes (Klátov and Rakovec T.) as
well  as,  the  Mississippian  syn-orogenic  Črmet  Formation  in
the  eastern  part  of  the  occurrences  (a  part  of  the  Veitsch/
Nötsch-Szabadbattyán-Ochtiná Zone; Ebner et al. 2008). Im-
portant indications are two breaks of sedimentation. The first
was during the Early Pennsylvanian (Bashkirian) and the sec-
ond in the Late Pennsylvanian (Kasimovian—Ghzelian). Both
hiati were connected with gradual reconstruction of the NGU
sedimentary  realm,  at  the  first  stage  in  a  transpressional  and
the second in a transtensional tectonic setting (Vozárová et al.
2009a).  This  assumption  is  documented  by  a  different  pre-
transgressive erosion step of individual pre-Pennsylvanian se-
quences  and  by  their  reworked  detrital  material.  The  marine
post-orogenic  sequence  (8—170 m  thick)  started  with  delta-
fan  boulder  to  coarse-grained  polymict  conglomerates  (the
Rudňany  Formation),  with  rock  fragments  derived  from  all
the  pre-Pennsylvanian  complexes  of  the  NGU  zone.  The
370—380 Ma 

40

Ar/

39

Ar cooling age data from sandstone clas-

tic white mica and gneiss pebble metamorphic mica, as well as
the detrital zircon ages (Vozárová et al. 2005, 2013) indicate
perfectly  the  first  step  of  the  Variscan  collisional  suturing  in
NGU  realm.  After  initial  rapid  sedimentation,  the  littoral  to
shallow-neritic  limestones  and  fine-grained  siliciclastic  sedi-
ments were associated with basalts and their volcanoclastics.
This  succession  was  formerly  defined  as  the  Zlatník  Forma-
tion (ZF) by Bajaník et al. (1981). The lower part of the ZF is
well biostratigraphically fixed, based on brachiopods, bryozo-
ans, crinoids, gastropods, corals, ammonites and mainly trilo-
bites  (Rakusz  1932;  Bouček  &  Přibyl  1960),  plant  debris
(Němejc 1953) and conodonts (Kozur & Mock 1977).

Ivan  &  Méres  (2012)  separated  the  complex  of  basic

metavolcanites  and  metavolcanoclastics,  associated  with
small amounts of metapelites and fine-grained metapsammites
from the lower part of the ZF. The metabasalts of E-MORB,
N-MORB and BABB types in this complex and chemical dif-
ferences in these rocks were considered to be the basis for the
separation of  these metabasalts from the lower part of the ZF.
The  authors  defined  this  new  lithostratigraphic  unit  as  the
Zlatník  Group.  However,  this  name  expression  was  firstly
used for the biostratigraphically well assessed ZF (Bajaník et
al.  1981).  This  strongly  contradicts  the  priority  rule  of  the
stratigraphic code (see the International Guide to Stratigraphic
Classification; Hedberg 1976 and others; Slovak Stratigraphic
Guide,  Michalík  et  al.  2007).  According  to  the  definition  of
the  new  lithostratigraphic  unit  rule,  as  defined  by  Ivan  &
Méres  (2012),  the  detailed  field  distinction  of  the  Zlatník
Group and, above all, its relationship to underlying and over-
lying  rock  complexes  (tectonic  or  primary  position  etc.)  are
missing.  Though  the  schematic  map  was  presented,  it  seems
that the authors included in the Zlatník Group even some parts
of  the  Rakovec  Group  and  the  Rudňany  Formation  rock
complexes. For the solving of this problem, further structural
and  geological  field  studies  are  badly  needed.  In  any  case,
only the geochemical data cannot form the basis for such dis-
tinction.  The  submitted  work  is  not  going  to  form  any  argu-
ments for further solving of this problem, as the ZF succession
in the eastern part of the NGU is not present.

The  termination  of  this  Late  Bashkirian—Moscovian  pe-

ripheral  basin  is  reflected  by  cyclical  paralic  sedimentation
(the Hámor Formation).

The  continental  Permian  deposits  (Krompachy  Group;

Bajaník et al. 1981) overlap the slightly deformed Pennsyl-
vanian and Mississippian sedimentary rocks, as well as both
NGU  pre-Carboniferous  crystalline  rock  complexes.  The
basal Knola Formation (KF) contains poorly sorted polymict
conglomerates  of  variable  thickness  (Fig. 2),  with  pebbles
derived  from  the  directly  underlying  rock  complexes.  Acid
to intermediate/basic volcanism associated with the red-beds
of fluvial, fluvial-lacustrine and playa facies is characteristic
of  the  Petrova  hora  Formation  (PHF)  (Fig. 2).  The  existing
monazite and U-Pb SHRIMP zircon ages yield a Cisuralian
age (Artinskian—Kungurian) for both, the acidic and basic vol-

Fig. 2. Schematic lithostratigraphic column of the NGU Permian se-
quence (modified after Bajaník et al. 1981; Vozárová 1996 and this
study).  The  time-scale  calibration  follows  the  International  Strati-
graphic Chart (International Commission on Stratigraphy, drafted by
Cohen et al. 2014).

background image

378

VOZÁROVÁ, PRESNYAKOV, ŠARINOVÁ and ŠMELKO

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

canic members (Rojkovič & Konečný 2005; Vozárová et al.
2012). The acidic volcanism produced the huge mass of pyro-
clastic rocks, mainly in the eastern part of the NGU. Two re-
gional  pulses  of  volcanic  activity  correspond  to  the
large-scale  sedimentary  cycles  triggered  by  the  extensional
regime. Based on these two independent volcanogenic hori-
zons, some authors determined two separate lithostratigraphic
members within the PHF: i) the older Novoveská Huta vol-
canic  complex,  and  ii)  the  younger  Pátrov  Grúň  volcanic
complex  (Novotný  &  Mihát  1987;  Mihát  1990  in  Rojkovič
& Mihát 1991). The PHF volcanism was usually dominated
by  the  metarhyolite-dacite  volcanic  rocks,  associated  with
metaandesite and basaltic metaandesite (Ivanov 1953, 1957;
Mahet  1954;  Rojkovič  &  Vozár  1972;  Václav  &  Vozárová
1978;  Novotný  &  Mihát  1987;  Rojkovič  &  Mihát  1991;
Vozárová et al. 2012).

The top of the Permian succession (Fig. 2) consists of the

Novoveská  Huta  Formation  (NHF)  red-beds  that  prograded
upwards and across to near-shore sabkha/lagoonal evaporite
facies.

Analytical methods

Zircons have been separated from rocks by standard grind-

ing,  heavy  liquid  and  magnetic  separation  procedures.  The
internal  zoning  structures  and  shapes  of  the  half-sectioned
zircon  crystals  mounted  in  epoxy  resin  puck  with  chips  of
the  TEMORA  (Middledale  Gabbroic  Diorite,  New  South
Wales, Australia, Black et al. 2003) and 91500 (Geostandard
zircon, Wiedenbeck et al. 1995) reference zircons, were im-
aged by optic microscopy, BSE and CL, in order to guide an-
alytical  spots  positioning.  In  situ  U-Pb  analyses  were
performed  on  a  SHRIMP-II  in  the  Centre  of  Isotopic  Re-
search (CIR) at VSEGEI in St.-Petersburg, Russia.

Each  analysis  consisted  of  5  scans  through  the  196—254

AMU  (atomic  mass  range);  primary  beam  diameter  was
about 25 µm, with intensity of ca. 6 nA. The data have been
reduced  in  a  manner  similar  to  that  described  by  Williams
(1998 and references therein), using the SQUID Excel Macro
of  Ludwig  (2000).  The  Pb-U  ratios  have  been  normalized
relative  to  a  value  of  0.0668  for  the 

206

Pb/

238

U  ratio  of  the

TEMORA reference zircons, equivalent to an age of 416.75 Ma
(Black et al. 2003); common lead was corrected using mea-
sured 

204

Pb/

206

Pb  (Stacey  &  Kramers  1975).  Age  calcula-

tions  and  plotting  were  done  with  ISOPLOT/EX  (Ludwig
1999).  Uncertainties  given  for  individual  analyses  (ratios
and ages) are at the one 

σ level; however, the uncertainties in

calculated Concordia ages are reported at the two 

σ levels.

The chemical composition of the rocks was analysed at the

ACME Analytical Laboratories (Vancouver, Canada). Major
elements were determined by inductively coupled plasma –
optical emission spectrometry (ICP-OES). Concentrations of
trace  elements  and  rare  earth  elements  (REE)  were  deter-
mined  by  ICP  mass  spectrometry  (ICP-MS).  The  analytical
accuracy was controlled using geological standard materials
and is estimated to be within a 0.01% error (1

σ, relative) for

major elements, within a 0.1—0.5 ppm error range (1

σ, rela-

tive)  for  trace  elements  and  0.01—0.05 ppm  for  REEs.  Fur-

ther details are accessible on the web page of the ACME Ana-
lytical Laboratories (http://acmelab.com/).

Sample characteristics

Petrography

The acidic members of the PHF volcanics represent a rela-

tively  huge  volcanic  succession  related  to  subaerial  fissure
eruptions. Pyroclastic tuffs and ignimbrites are dominant with
subordinate lava flows. The huge aerial eruptions are also doc-
umented by mixing of large redeposited volcanoclastic detri-
tus  with  the  surrounding  non-volcanic  sediments.  The  acidic
volcanics are characterized by the prevalence of vitric matrix
and  less  preserved  phenocrysts  of 

β-quartz,  K-feldspar  and

Na-plagioclase. Relics of deeply altered biotite are scarce. A
relative strong Alpine reworking is manifested by distinct foli-
ation  and  preferred  orientation  of  the  newly-formed  aggre-
gates of muscovite + albite + quartz ± chlorite.

The PHF intermediate to basic volcanic members are rep-

resented  by  metaandesites  and  basaltic  metaandesites,  less
metabasalts. They are fine-grained violet or dark-green rocks
with dominant glassy, microofitic or vitroporphyric texture.
Lathes  of  plagioclases  are  the  dominant  phenocrysts.  Albi-
tized plagioclases with inclusions of chlorite/illite were also
observed.  Magmatic  mafic  minerals  are  completely  decom-
posed  and  replaced  by  Fe-Mg  chlorite  and  Fe-Ti  oxides.
Magnetite and ilmenite belong to the primary mafic minerals.
Ilmenite  was  partially  decomposed  to  rutile  and  hematite.
The  strong  Alpine  deformation  and  recrystallization  are  re-
flected  in  the  fine-grained  aggregates  of  chlorite + Fe-Ti
oxides + calcite + epidote ± albite,  which  crystallized  along
the foliation planes. The acidic volcanics are dominant in the
northern and north-eastern part of the Slovenské Rudohorie
Mts  and  more  basic  volcanics  in  its  eastern  part,  mainly  at
the localities of Krompachy and Jahodná.

Three  samples  have  been  collected,  GZ-32,  GZ-33  and

GZ-34,  for  zircon  dating,  all  from  the  vicinity  of  Jahodná,
northwest from Košice. Among them, only two samples (GZ-32
and GZ-33) were suitable for dating. The first, GZ-32 sample
(GPS: N 48°45’810”, E 21°09’000”; 607 m above sea level;
ca.  250 m  east  of  the  Kuríšková  (622 m)  elevation  point)
represents the acid variety, corresponding to the fine-grained
metarhyodacite  or  metadacite  pyroclastic  rock,  beige  in  co-
lour. No phenocryst relics are preserved and thus, due to the
very  strong  Alpine  deformation  and  recrystallization,  it  is
difficult to distinguish if the original rock was primary apha-
nitic volcanic or felsic pyroclastic rock. A very strong folia-
tion  is  also  reflected  in  the  distinct  preferred  orientation  of
the newly formed metamorphic minerals in the texture (mus-
covite + albite + quartz ± chlorite).  Irregular  dispersed  Fe-Ti
oxide grains are preserved in the fabric.

The  second  sample,  GZ-33  (GPS:  N 48°45’411”,

E 21°09’746”;  551 m  above  sea  level;  ca.  350 m  NW  from
the  Kamenný  hrb  (559 m)  elevation  point),  corresponds  to  a
dacite/andesite  composition.  The  studied  volcanic  rock  is
dark, dark-violet in colour and with microporphyritic texture.
It is fine-grained, macroscopically with small whitish plagio-

background image

379

GEOCHEMISTRY AND GEOCHRONOLOGY OF THE GEMERIC P-T VOLCANISM

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

clase  phenocrysts,  which  are  deformed  and  cataclasitized
within  the  foliated  matrix.  An  intersertal  or  fluidal  texture,
dominated by lathes of plagioclase (albite), was partly identi-
fied in the basaltic andesite rocks (sample GZ-34). Spaces be-
tween  plagioclase  lathes  are  filled  with  fine-grained  chlorite
and  chlorite/muscovite  masses  after  primary  glassy  material.
The plagioclase grains are strongly albitized. The metaandes-
ites  and  basaltic  metaandesites  are  characterized  by  plentiful
grains of Fe-Ti oxides within the fine-grained matrix, and less
frequent phenocrysts of magnetite and ilmenite.

Geochemistry

The NGU Permian volcanic rocks include a wide range of

compositions,  ranging  from  basaltic  andesite,  andesite  to
dacite and rhyolite. Representative major- and trace-elements

including rare earth elements of whole-rock analyses are given
in Tables 1 and 2. The list of the analysed volcanic rocks and
sample localities is specified in Table 3. The NGU Permian
volcanic rocks vary from peraluminous to metaluminous in-
termediate to acid volcanic suite. The loss on ignition (LOI)
suggests  the  variable  degrees  of  post-magmatic  alteration
(3.9—2.6 wt. %  of  volatiles).  The  degree  of  secondary alkali
metasomatic  alteration  has  been  considered  by  reference  to
the variation of total alkali content to potash/total alkali ratio
(Hughes 1973, 1982). Generally, the NGU metaandesites and
basaltic metaandesites, associated with a part of the metarhyo-
dacites (Group I.) belong to the unaltered or slightly Na-meta-
somatically altered volcanic rocks (Na

2

O + K

2

O ranging from

6.3  to  8.3;  K

2

O/Na

2

O + K

2

O*100  ranging  from  21  to  55).

A second part of the metarhyodacites (Group II.) is indicated
by their lower total alkali content (Na

2

O + K

2

O ranging from

 

 

Andesites Rhyolites-dacites 

Fm 

PH PH PH PH PH NV PH PH PH NV 

Sample 

14 sm 

16 sm 

20 sm 

21 sm 

41 sm 

GZ-34 

15 sm 

17 sm 

GZ-32 GZ-33 

SiO

     60.26 

     55.94 

     57.1 

     55.51 

     58.19 

     60.76 

     68.31 

     68.54 

     66.98 

     64.31 

TiO

       0.97 

       1.19 

       1.08 

       1.15 

       1.03 

       1.00 

       0.32 

       0.27 

       0.22 

       0.44 

Al

2

O

     16.45 

     16.07 

     15.85 

     15.82 

     18.02 

     16.66 

     15.99 

     16.17 

     15.26 

     15.82 

Fe

2

O

       7.66 

       9.02 

       8.96 

       9.47 

       8.25 

       6.20 

       4.18 

       4.59 

       4.38 

       6.53 

MnO 

       0.11 

       0.09 

       0.11 

       0.11 

       0.04 

       0.04 

       0.03 

       0.12 

       0.04 

       0.02 

MgO 

       1.97 

       1.85 

       1.99 

       2.01 

       3.45 

       3.75 

       0.86 

       0.35 

       3.27 

       2.26 

CaO 

       1.79 

       3.58 

       3.48 

       4.19 

       0.62 

       0.58 

       0.21 

       0.33 

       0.22 

       0.31 

Na

2

       5.28 

       4.91 

       4.49 

       4.78 

       5.38 

       7.14 

       5.99 

       4.27 

       0.60 

       4.15 

K

2

       2.32 

       1.75 

       2.15 

       1.50 

       1.42 

       0.42 

       2.36 

       2.97 

       5.16 

       3.02 

P

2

O

       0.395         0.604         0.560         0.596         0.420         0.440         0.147         0.088         0.130         0.210 

Cr

2

O

n.d. 

n.d. 

n.d. 

n.d. 

   0.002 

n.d. 

n.d. 

n.d. 

n.d. 

       0.005 

LOI 

       2.7 

       5.0 

       4.2 

       4.9 

       3.0 

       2.9 

       1.5 

       2.2 

       3.6 

       2.7 

sum 

     99.89 

   100.03 

     99.99 

   100.02 

     99.81 

     99.86 

     99.87 

     99.88 

     99.85 

     99.8 

Rb 

ppm 

     91.3 

     59.8 

     67.5 

     50.3 

     51.3 

     16.7 

     81.8 

   105.5 

   146.6 

   106.9 

Cs 

       5.0 

       2.1 

       2.7 

       1.5 

       2.8 

       0.9 

       4.2 

       3.4 

       8.5 

       4.5 

Ba 

   453 

   209 

   283 

   153 

   113 

     69 

   320 

   283 

   158 

   147 

Sc 

     13 

     15 

     15 

     16 

     15 

     13 

       9 

       9 

       7 

     12 

     43.0 

     46.4 

     44.6 

     46.2 

     34.5 

     41.5 

     66.8 

     60.1 

     54.2 

     58.2 

La 

     27.8 

     35.8 

     36.7 

     37.8 

     23.3 

     35.3 

     64.6 

     77.5 

     47.0 

     76.2 

Ce 

     63.5 

     79.5 

     80.7 

     82.4 

     57.5 

     78.8 

   132.1 

   138.7 

   109.6 

   179.1 

Pr 

       8.45 

     10.55 

     10.54 

     10.71 

       6.91 

       9.13 

     16.84 

     18.03 

     13.01 

     20.87 

Nd 

     36.5 

     44.0 

     43.0 

     43.6 

     29.7 

     37.9 

     67.4 

     66.5 

     52.9 

     77.0 

Sm 

       7.92 

       9.00 

       8.73 

       8.99 

       7.42 

       8.36 

     12.91 

     11.41 

     12.98 

     15.59 

Eu 

       1.84 

       1.98 

       2.02 

       2.22 

       1.55 

       1.92 

       2.51 

       2.23 

       2.10 

       2.91 

Gd 

       8.05 

       8.87 

       8.4 

       8.64 

       7.54 

       8.38 

     12.38 

     10.57 

     10.66 

     13.8 

Tb 

       1.34 

       1.42 

       1.38 

       1.43 

       1.25 

       1.16 

       2.00 

       1.64 

       1.44 

       1.71 

Dy 

       7.60 

       8.20 

       8.11 

       7.98 

       6.95 

       7.78 

     11.42 

       9.00 

       9.74 

     12.5 

Ho 

       1.59 

       1.67 

       1.60 

       1.64 

       1.36 

       1.42 

       2.35 

       1.93 

       1.76 

       2.14 

Er 

       4.39 

       4.64 

       4.47 

       4.60 

       3.72 

       4.24 

       6.82 

       5.64 

       5.39 

       6.27 

Yb 

       4.11 

       4.45 

       4.34 

       4.36 

       3.50 

       3.91 

       6.78 

       5.27 

       5.10 

       5.84 

Lu 

       0.64 

       0.70 

       0.66 

       0.67 

       0.50 

       0.61 

       1.10 

       0.86 

       0.75 

       0.96 

Th 

       8.7 

       9.7 

       9.0 

       8.9 

     10.0 

       7.3 

     19.4 

     19.7 

     11.7 

     17.7 

       2.6 

       2.4 

       2.5 

       2.4 

       3.2 

       2.8 

       4.8 

       3.1 

       2.6 

       4.0 

     72 

     57 

     43 

     52 

     89 

     68 

       9 

n.d. 

n.d. 

n.d. 

Co 

     12.9 

     13.5 

     12.5 

     13.8 

     14.0 

     15.6 

       1.7 

       1.4 

       2.7 

       3.2 

Ni 

       1.5 

       1.5 

       1.8 

       0.8 

       1.6 

       1.1 

       1.1 

       1.6 

       0.7 

       2.7 

Zr 

   232 

   279 

   276.3 

   268.6 

   296 

   239.4 

   568.4 

   478.4 

   314.8 

   569.4 

Nb 

     11.8 

     14.1 

     13.0 

     13.1 

     14.8 

     11.7 

     22.8 

     14.1 

     13.5 

     20.3 

Hf 

       6.4 

       7.6 

       7.4 

       7.0 

       8.3 

       6.3 

     14.6 

     12.0 

       8.4 

     13.3 

Ta 

       0.8 

       0.9 

       0.8 

       0.9 

       1.1 

       0.9 

       1.4 

       0.9 

       1.1 

       1.3 

Ga 

     20.9 

     20.3 

     18.4 

     18.0 

     24.4 

     22.2 

     21.2 

     22.5 

     22.5 

     23.6 

Pb 

       2.0 

       0.9 

       6.7 

       0.9 

       2.3 

       0.8 

       3.1 

       0.8 

       0.7 

       1.1 

Eu/Eu* 

 

       0.702         0.675         0.719         0.767         0.699         0.631         0.605         0.618         0.544         0.604 

 

Table 1: Chemical composition of the Group I volcanic rocks, basaltic andesite-rhyolite suite with Eu/Eu* > 0.5. Analysis 16 sm has been
selected from Vozárová et al. (2012). PH – Petrova hora Formation, NV – Novoveská Huta Formation.

background image

380

VOZÁROVÁ, PRESNYAKOV, ŠARINOVÁ and ŠMELKO

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

2.6 to 5.3) and high potash/alkali ratio (K

2

O/Na

2

O + K

2

O*100

ranging from 94 to 97) which is typical for K-metasomatism.
In order to minimize the effect of post-magmatic alteration,
interpretation  is  mainly  based  on  the  immobile  elements.
The NGU metavolcanics are classified on the basis of incom-
patible elements Zr/Ti vs. Nb/Y (after Pearce 1996). They as-
semble  a  continuous  volcanic  suite  from  the  metarhyolite
and metadacites to metaandesite and basaltic metaandesites and
plot in the subalkaline field (Nb/Y < 0.70; Fig. 3). The Mg-num-
bers  of  the  NGU  metaandesites  and  metarhyodacites  have

Table 2: Chemical composition of the Group II volcanic rocks, rhyolite-dacite suite with Eu/Eu* > 0.5. Analyses 38 sm and 38 sm-b have
been chosen from Vozárová et al. (2012). PH – Petrova hora Formation.

 

 

Rhyolites-dacites 

Fm 

PH PH PH PH PH PH PH PH 

Sample 

19 sm 

25 sm 

33 sm 

34 sm 

36 sm 

38 sm 

38 sm-b 

39 sm 

SiO

74.93 80.69 71.62 72.11 79.55 82.50 80.95 71.54 

TiO

0.17 

0.44 

0.30 

0.05 

0.06 

0.12 

0.12 

0.12 

Al

2

O

12.52  9.17 12.79 15.99 12.23  8.75 11.02 13.88 

Fe

2

O

3.16 3.42 3.04 1.08 1.59 2.25 2.22 1.53 

MnO 

0.01 0.01  n.d  n.d 0.04  n.d. 0.03 0.04 

MgO 

3.03 0.51 2.82 3.31 0.74 1.71 0.30 2.30 

CaO 

0.11  n.d. 0.04 0.02  n.d 0.04 0.07 1.43 

Na

2

0.19 0.07 0.06 0.19 0.26 0.06 0.18 0.15 

K

2

2.78 3.63 5.28 3.92 3.27 2.52 3.22 4.42 

P

2

O

0.079 

0.04 0.04 0.03 0.03 0.05 0.07 0.06 

Cr

2

O

n.d.  0.006 0.005  n.d.  0.004 0.005 0.005 0.005 

LOI 

3.1 

1.9 

2.8 

3.2 

2.1 

1.9 

1.7 

4.4 

sum 

100.03 99.91 99.81 99.89 99.93 99.87 

 

 

99.9  99.88 

Rb 

ppm 

119.7 108.0 232.9 140.4 115.7  91.3 150.4 137.9 

Cs 

6.9  4.1 12.3  4.3 10.9 11.8  9.3 16.0 

Ba 

  196 

  130 

  209 

  142 

  110 

  395 

  275 

  189 

Sc 

      6 

      7 

    10 

      3 

      3 

      3 

      4 

      4 

20.8 28.0 42.0 13.9 15.9 16.8 17.0 24.2 

La 

20.6 41.7 55.6 11.4  9.9 19.4 27.0 20.6 

Ce 

44.2 91.4 

121.3 25.0 24.0 42.2 63.1 50.7 

Pr 

5.50 

11.77 

13.64 2.95 2.66 4.60 7.15 5.91 

Nd 

22.3 47.1 53.1 10.7 10.1 16.9 26.9 22.8 

Sm 

4.31 9.80 9.72 2.74 2.51 4.18 5.65 5.31 

Eu 

0.53 1.52 0.96 0.38 0.33 0.58 0.70 0.67 

Gd 

3.16 8.79 8.38 2.17 2.33 3.90 4.30 4.77 

Tb 

0.54 1.05 1.39 0.37 0.43 0.65 0.63 0.84 

Dy 

3.26 6.62 7.67 2.20 2.67 3.34 3.31 4.56 

Ho 

0.68 1.10 1.50 0.44 0.54 0.61 0.58 0.87 

Er 

1.96 2.99 4.17 1.28 1.48 1.67 1.48 2.21 

Yb 

2.00 2.82 3.93 1.45 1.49 1.37 1.28 2.01 

Lu 

0.32 

0.43 

0.57 

0.20 

0.19 

0.19 

0.17 

0.26 

Th 

7.8 

13.4 

16.5 7.2 6.3 

12.2 9.7 9.1 

6.5 2.3 2.5 3.8 2.3 0.9 2.4 3.1 

    18 

    36 

    25 

n.d. 

n.d 

    11 

    17 

n.d. 

Co 

22.5 3.1 5.0 1.2 3.5 4.0 3.5 2.4 

Ni 

16.7 

21.7 4.9 1.9 

19.7 9.3 6.5 1.9 

Zr 

96.1 

378.8 

344.1 43.1 56.5 73.5 79.8 63.6 

Nb 

7.6 

13.0 

18.5 8.9 6.0 8.6 

10.4 

14.2 

Hf 

3.1 

10.5 9.9 2.3 2.7 2.5 3.1 2.5 

Ta 

0.9 1.0 1.3 1.1 0.9 0.6 0.9 1.5 

Ga 

14.7 

12.7 

10.9 

12.8 

15.6 

10.9 

12.8 

15.6 

Pb 

1.8 1.4 0.9 2.3 0.5 0.7 0.6 0.6 

Eu/Eu* 

 

0.437 0.499 0.324 0.475 0.415 0.437 0.432 0.405 

 

Fig. 3. Zr/Ti vs. Nb/Y diagram (Pearce 1996) corresponding to the
NGU Permian volcanic rocks. The zircon-dated samples are desig-
nated by bold bordered symbols.

!

background image

381

GEOCHEMISTRY AND GEOCHRONOLOGY OF THE GEMERIC P-T VOLCANISM

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

the widest range values of 22—60. Based on the FeO

tot

/MgO

ratios  compared  to  the  SiO

2

  contents  (Miyashiro  1974),  the

studied  andesite-rhyolite  metavolcanites  plot  in  the  field  of
calc-alkaline  suite,  with  a  slight  tholeiite  trend  in  basaltic
metaandesites. On the whole, they display chondrite-normal-
ized  rare  earth  element  patterns  characterized  by  a  variable
light rare earth element (LREE) enrichment and moderate to
pronounced  negative  Eu-anomalies,  with  no  significant
heavy rare earth element (HREE) fractionation (Fig. 4). The
REE  diagram  shows  apparently  two  different  patterns:
Group I  –  is  represented  by  the  basaltic  andesite-rhyolite
suite, with a slight enrichment in LREE (La

N

/Yb

N

= 4.51—9.99)

and  Eu  anomaly  (Eu/Eu*  ranging  from  0.54  to  0.71),  and
Group II – the rhyolite-dacite suite, with decreasing contents
of all the REEs compared to Group I and higher enrichment in

LREEs relative depletion of HREEs La

N

/Yb

N

= 14.33—9.61 and

a  distinct  Eu  anomaly  (Eu/Eu*  ranging  from  0.40  to  0.46).
Fractionation of plagioclases and titanomagnetites is responsi-
ble for the higher Eu and Ti anomalies and for depletion of Sr
and  V  in  the  Group II  rocks.  The  high  Rb/Sr  ratios  of  the
Group II  rhyolite-dacites,  which  are  3,  are  also  consistent
with the fractional crystallization of plagioclases.

In  a  primitive  mantle-normalized  multi-element  variation

diagram  (Fig. 5),  the  basic/intermediate  and  felsic  metavol-
canites show similar enrichment and depletion trends. These
rocks are enriched in Rb, K, Th and U, and strongly depleted
in  Ba,  Sr,  Nb,  Ta  and  Ti.  Compared  to  these,  the  basaltic
metaandesites are slightly enriched in Ti and depleted in U.
Enrichment  in  LILE  and  LREE  with  troughs  at  Ta-Nb  and
Ti, is a distinctive feature considered typical of subduction-

Table 3: List of chemically analysed volcanic rock sample localities.

Sample 

Lithostratigraphic unit 

Sample locality 

GPS coordinates 

14 sm 

Petrova hora Formation  

1.1 km south from Jahodná, 572 m a.s.l. 

      N 48°46'113'' 

E 21°08'295'' 

15 sm 

Novoveská Huta Formation 

NW from Kamenný Hrb height, 530 m a.s.l. 

N 48°45'590'' 

E 21°09'500'' 

25 sm 

Novoveská Huta Formation 

NW from Kamenný Hrb height, 530 m a.s.l. 

N 48°45'590'' 

E 21°09'500'' 

19 sm 

Petrova hora Formation 

Čierna Hora height, NW from Dobšiná 

N 48°85'836'' 

E 20°34'497'' 

20 sm 

Petrova hora Formation 

SE from Krompachy, 445 m a.s.l. 

N 48°55'074'' 

E 20°53'818'' 

21 sm 

Petrova hora Formation 

SE from Krompachy, 445 m a.s.l. 

N 48°55'074'' 

E 20°53'818'' 

33 sm 

Petrova hora Formation 

Kolínovce village, 388 m a.s.l. 

N 48°55'688'' 

E 20°51'470'' 

34 sm 

Petrova hora Formation 

North from Richnava village, 372 m a.s.l. 

N 48°55'799'' 

E 20°54'256'' 

36 sm 

Petrova hora Formation 

West from Jaklovce village, 396 m a.s.l. 

N 48°52'408'' 

E 20°58'404'' 

39 sm 

Petrova hora Formation 

West from Jaklovce village, 361 m a.s.l. 

N 48°52'160'' 

E 20°58'723'' 

41 sm 

Petrova hora Formation 

Southeast from Košická Belá, 390 m a.s.l. 

N 48°47'740'' 

E 20°07'072'' 

GZ-32 

Petrova hora Formation 

East of Kuríšková height, 607 m a.s.l. 

N 48°45'810” 

E 21°09'000” 

GZ-33 

Novoveská Huta Formation 

350 m NW from Kamenný Hrb height, 551 m a.s.l. 

N 48°45'411” 

E 21°09'746” 

GZ-34 

Novoveská Huta Formation 

NW from Kamenný Hrb height, 603 m a.s.l. 

N 48°45'393” 

E 21°09'754” 

 

Fig. 4. Chondrite-normalized REE patterns of the NGU Permian volcanic rocks. The chondrite normalizing values come from McDonough
& Sun (1995). A – Group I volcanics, B – Group II volcanics.

background image

382

VOZÁROVÁ, PRESNYAKOV, ŠARINOVÁ and ŠMELKO

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

related magma (Pearce 1983). Pearce et al. (1984) described
the specific patterns of rock chemical composition for within-
plate  magmatites.  That  is  exemplified  by  enrichment  of  Rb
relative to Nb and Ta, as well as Ce and Sm relative to adja-
cent  elements  (Fig. 5).  According  to  Harris  et  al.  (1983),
such  selective  enrichment  can  be  attributed  to  crustal  in-
volvement. However, unlike arc-type rocks, the whole stud-
ied  NGU  Permian  volcanics  display  a  distinct  negative  Ba
anomaly  with  respect  to  the  adjacent  Rb  and  Th.  Such  en-
richment of Rb and Th relative to Ba has also been observed
in  the  Permian  high-K  calc-alkaline  magmatism  in  the
Southern Alps (Rottura et al. 1998), in the extension-related
Permian  calc-alkaline  andesites  from  the  Pyrenees  (Broutin
et  al.  1994),  in  the  Permian  post-orogenic  volcanites  in  the
Apuseni  Mts  (Nicolae  et  al.  2014),  as  well  as  in  the  Lower
Triassic alkaline rhyolites of the Silicum Unit in the Western
Carpathians (Uher et al. 2002). The observed enrichment of
Rb and Th relative to Ba cannot be considered in these sam-
ples as an effect due to the influence of hydrothermal fluids,
since  Ba  and  Rb  show  a  similar  mobility  and  Th  is  consid-
ered immobile. Thus, the trough at Ba represents very likely a
primary  magmatic  feature.  The  large  negative  Ba  anomaly
was  also  described  by  Pearce  et  al.  (1984)  for  within-plate
granites situated in areas of attenuated continental lithosphere.

The whole group of the studied NGU Permian acid and in-

termediate  metavolcanics  has  crustal  values  for  both  Nb/La
(0.44—0.27)  and  Nb/U  (9.55—4.18)  ratios,  suggesting  that
they are predominantly or wholly crustal melts. Magma deri-

Fig. 5. Multi-element variation diagram of the NGU Permian volcanic rocks. The primitive mantle normalizing values come from Sun &
McDonough (1989). A – Group I volcanics, B – Group II volcanics.

vation from continental crust or underplated crust is also in-
dicated by high Y/Nb ratios, ranging from 1.63 to 4.01. Ac-
cording to Eby (1992), these values are characteristic for the
A2-type  of  anorogenic  magmatites,  derived  from  partial
melting of continental crust or arc-type sources (Fig. 6A,B).

Y-Nb  and  Yb-Ta  are  the  most  effective  elements  for  the

tectonic  discrimination  of  granitic  rocks  as  they  seem  to  be
independent  of  alteration  (Pearce  et  al.  1984).  Fig. 7A,B
show simple projections in Y-Nb and Yb-Ta space. The meta-
rhyolite  of  Group I,  associated  with  metaandesites,  plots  in
the within-plate granite field. The Group II metarhyodacites
overlap  the  volcanic-arc  granite  field.  This  scattered  image
could  indicate  the  post-collisional  tectonic  setting  that  can
result  from  variable  mixture  of  mantle-  and  crust-derived
magma  (Colman-Sadd  1982;  Pearce  et  al.  1984).  Thus,  the
metarhyolite of Group I has all the classical characteristics of
A-type volcanism, including the high concentrations of alka-
lies, as well as incompatible elements, such as Nb, Y, Zr and
Th. Even associated metaandesites contain higher concentra-
tions of Nb, Y, Zr and Th than the metarhydacite of Group II
(Tables 1,  2).  The  metarhydacites  of  Group II  have  signifi-
cantly lower concentrations of REE, Y, Nb and Zr, and as a
result they plot in the volcanic arc field. Similar contrasting
types of silicic volcanic rocks were described by Christians-
en & McCurry (2008) from Cenozoic volcanism of the west-
ern  Cordillera.  According  to  their  interpretation,  they  came
from different “mantle parents”, i) mantle wedge above sub-
duction  zone  (linkage  to  subduction  heritage);  ii)  partial

background image

383

GEOCHEMISTRY AND GEOCHRONOLOGY OF THE GEMERIC P-T VOLCANISM

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

melting in/or above a mantle plume (continental rift and “hot-
spots”).  The  relationship  to  subduction  processes  for  the
NGU Permian volcanics presumed Demko et al. (2007).

Zircon dating

Cathodoluminescence  and  optic  imaging  (Fig. 8)  reveals

that  zircons  in  both  studied  samples  show  prismatic  and
dipyramidal  shapes,  obviously  with  well-developed  growth
zoning and with less common sector zoning. Perfectly euhe-
dral zircon prisms without evidence of zoning were also ob-
served. Zircon crystals have a rather uniform internal texture,
characterized  by  a  narrow  fine  oscillatory  zoning  only  at
their  margin.  In  some  zircon  crystals,  the  regular  growth
zoning is interrupted by textural discontinuities along which

Fig. 6. Chemical characteristics of the NGU Permian volcanites according to Eby’s (1992) A-type granitoids subdivision. A – 10000Ga/Al vs.
Eu/Eu*  discrimination  diagram,  B  –  Sc/Nb  vs.  Y/Nb  discrimination  diagram:  A1  –  granitoids  from  rift,  plume  and  hot-spot  environ-
ments, A2 – granitoids from post-collisional, post-orogenic and anorogenic environments.

Fig. 7. Nb-Y (A) and Ta-Yb (B) discrimination diagrams for NGU Permian metavolcanics after Pearce et al (1984). syn-COLG – syn-
collision granites, VAG – volcanic arc granites, WPG – within-plate granites, ORG – ocean ridge granites.

the  original  zoning  is  resorbed  and  succeeded  by  the  new-
growth of zoned zircon rims. Textural discontinuities of the
magmatic zoning indicate resorption intervals during crystal
growths.  In  some  cases,  the  oscillatory  zoning  is  cut  off  by
areas  of  re-homogenization,  recrystallization  and  local  de-
velopment of convolute zoning.

Eleven spot analyses in the sample GZ-32 provided Permian

ages,  in  both  the  oscillatory  –  zoned  rims  and  the  internal
parts of crystals. Only one analysis indicates a Mississippian
age (332 ± 8 Ma). This age represents the maximum age and
suggests the involvement of material derived from the Mis-
sissippian  magmatic  rocks.  The  Permian  ages  display  error
ellipses (2

σ) overlapping the concordia curve to a greater or

lesser extent (Fig. 9). Three results have not been included in
the  average  age  calculation  (spot  analyses 4.1,  4.2,  7.1;  Ta-
ble 4)  due  to  the  high  U  content  or  higher  discordance.  All

background image

384

VOZÁROVÁ, PRESNYAKOV, ŠARINOVÁ and ŠMELKO

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

the  included  results  indicate  U  contents  of  240—3323 ppm,
Th  contents  of  90—1203 ppm  and  Th/U  ratios  between
0.30—0.43.  The  considered 8  analyses  yield 

206

Pb/

238

U  con-

cordant ages in the range of 262—276 Ma, with the 

206

Pb/

238

U

concordia  age  of  269 ± 7 Ma  (95%  confidence,  decay-con-
stant errors included; MSWD = 0.12; probability = 0.72). The
total – Pb/U (

238

U/

206

Pb—

207

Pb/

206

Pb) isochrones indicate the

concordia  intercept  at  271 ± 9 Ma  (MSWD = 3.2)  that  coin-
cides approximately with the 

206

Pb/

238

U concordia age (Fig. 9).

Ten  zircon  grains  have  been  analysed  from  the  sample

GZ-33. All the analysed spots were located in the uniform in-
ternal  parts  of  the  crystals,  because  the  marginal  rims  of  the
crystals are either very thin with a faint oscillatory zoning or
they are partly recrystallized and resorbed. Compared to the
sample  GZ-32,  zircons  from  the  sample  GZ-33  are  signifi-
cantly richer in U and Th (Table 4). All ten measured grains

Fig. 8. Selected cathodoluminescence magmatic zircon images from the NGU Permian volcanic rocks with indication of the age data (in Ma)
based on 

206

Pb/

238

U ratios.

Fig. 9.  Concordia  plot  showing  magmatic  zircon  ages  from  the  sample  GZ-32  and  corresponding  concordia  intercept  in  the  Terra-
Wasserburg diagram.

give 

206

Pb/

238

U  apparent  ages,  ranging  between  248  and

255 Ma, which yield the concordia age of 251 ± 4 Ma (2

σ de-

cay-constant errors included, with MSWD = 0.74 and proba-
bility = 0.39). The concordia intercept at the Terra-Wasserburg
diagram confirms the same age of 252 ± 4 Ma (MSWD = 0.49;
Fig. 10).

Discussion

The

 206

Pb/

238

U concordia age of 269 ± 7 Ma from the sam-

ple GZ-32 corresponds to the uppermost part of the Cisuralian,
and/or even straddling the Cisuralian/Guadalupian boundary
(Fig. 11).  Compared  to  our  previous  zircon  age  data,  it  fits
well  into  the  volcanites  of  the  PHF  from  the  vicinity  of
Krompachy (272 ± 4 Ma and 275 ± 7 Ma for basaltic andesite

background image

385

GEOCHEMISTRY AND GEOCHRONOLOGY OF THE GEMERIC P-T VOLCANISM

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

Table 4: 

U-Pb 

(SHRIMP) 

magmatic 

zircon 

ages 

from 

the 

NGU 

Permian 

volcanic 

rocks.

and  rhyolite,  respectively;  Vozárová  et  al.
2012)  indicating  the  Kungurian  age.  Gener-
ally, the new U-Pb zircon dating has a good
consistency  with  that.  Nevertheless,  zircons
from the sample GZ-32 show some recrystal-
lization features and modification in their tex-
ture  (disruption  of  oscillatory  zoning  cutting
off by areas of re-homogenization, recrystal-
lization and local development of convolute
zoning). Even a slight modification of mag-
matic  zircon  crystals  during  late-  and  post-
magmatic processes could result in resetting
of U-Pb ages, (although, hardly distinguish-
able  within  error  limits).  Thus,  this  effect
could be a reason for the slight rejuvenation
and  then  the  relatively  younger  ages  in  the
sample  GZ-32  compared  to  previous  results
from  the  Krompachy  volcanics.  Eventually,
all  the  obtained  U-Pb  ages  are  in  the  same
stratigraphic  range,  corresponding  to  the
Kungurian, and/or just near the boundary of
the Kungurian—Roadian. This time range de-
fines a dispersion of the main volcanic events
in the Permian of the NGU sedimentary ba-
sin. Similar U-Pb zircon ages were received
from  the  Southern  Gemeric  acid  volcanites
(273.3 ± 2.8 Ma  and  275.3 ± 2.9 Ma,  respec-
tively;  Vozárová  et  al.  2009b),  as  well  as
from  the  rhyolite-dacites  of  the  Northern
Veporic  Unit  (273 ± 6 Ma  and  279 ± 4 Ma;
Vozárová et al. 2010) and the Gemeric gran-
ites  (Finger  &  Broska  1999;  Kohút  &  Stein
2005; Radvanec et al. 2009). Analogous zir-
con  ages,  ranging  from  279.6 ± 1.1 Ma  to
274.1 ± 1.6 Ma, were reported by Bargossi et
al. (2004) from the Bolzano Volcanic Com-
plex  in  the  Southern  Alps.  A  corresponding
sequence  comprising  rhyodacites  and  their
ignimbrites  is  widespread  at  the  top  of  the
Cisuralian  succession  in  the  Eastern  Alps
that also correlates with the Bolzano Volca-
nic Complex (Krainer in McCann et al. 2008).

However,  the  detrital  zircon  age  spectra

from  the  two  samples  of  the  NGU  Permian
sandstones  (both  PHF  and  NHF)  also  indi-
cate  the  presence  of  older  magmatic  events
in the depositional area, corresponding to the
Sakmarian  and  to  the  Artinskian  (concordia
ages 281 ± 7 Ma and 292 ± 6 Ma; Vozárová et
al. 2013). No doubt, these zircon grains were
redeposited  as  clastic  detritus  from  the  co-
eval  volcanic  centers  into  the  sedimentary
basin  and  they  mixed  with  spatially  wide-
spread non-volcanic detritus, and even could
have been reworked in the younger Permian
sediments. Thus, the NGU Permian bulk ig-
neous  activity,  as  in  many  other  areas  of  the
Central  and  Southern  European  Variscides
(Rottura  et  al.  1998;  Vozárová  et  al.  2010;

Errors 

are 

1-sigma; 

Pb

c

 and 

Pb* 

indicate 

the 

common 

and 

radiogenic 

portions, 

respectively. 

Error 

in 

Standard 

calibration 

was 

0.73 % 

(not 

included 

in 

above 

errors 

but 

required 

when 

comparing

data 

from 

different 

m

ounts). 

(1) 

Common 

Pb 

corrected 

using 

measured 

204

Pb. 

Disc. 

diskordia.

background image

386

VOZÁROVÁ, PRESNYAKOV, ŠARINOVÁ and ŠMELKO

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

Fig. 10. Concordia plot showing magmatic zircon ages from the sample GZ-33 and corresponding concordia intercept at the Terra-Wasserburg
diagram.

Fig. 11.  The  SHRIMP  zircon  age  timescale  of  the  NGU  Permian
volcanic  rocks.  Column  A  –  age  results  from  the  present  paper,
column  B  –  magmatic  zircon  ages  published  in  Vozárová  et  al.
(2012),  column  C  –  zircon  ages  derived  from  detrital  zircon  as-
semblages  of  the  Petrova  hora  and  Novoveská  Huta  Formations
(taken from Vozárová et al. 2013).

Nicolae et al. 2014 and references therein), took place mainly
throughout the Cisuralian. It seems not to function later than
the  early  Guadalupian  (Roadian),  that  predates  the  Illawara
Reversal  geomagnetic  event  (IR  ca.  265 Ma;  Menning
2001).  The  only  exceptions  in  the  Western  Carpathians  are
the  basaltic  volcanic  suite  of  the  2

nd

  eruption  phase  in  the

Hronic  Unit  that  is  located  over  the  IR  (Vozárová  &  Túnyi
2003)  and  silicic  volcanites  in  the  Bôrka  Nappe  (260 Ma;
Vozárová  et  al.  2012).  The  question  remains,  if  the  NGU
Permian  volcanism  represents  one  long-lasting  episode  or
two independent volcanic events. The Cisuralian bulk volca-
nic activity was probably split mostly into two independent
events, the first extending throughout the Sakmarian and the
second  one  during  the  Kungurian.  Of  course,  this  assump-
tion should be confirmed by further precise zircon dating.

Sample  GZ-33  shows  a  significantly  diverse  age  (Fig. 10,

Table 4). The apparent 

206

Pb/

238

U ages vary between 248 and

255 Ma,  which  yield  the  concordia  age  of  251 ± 4 Ma.  Com-
pared  to  the  age  results  of  sample  GZ-32,  and  the  samples
dated  previously  from  the  NGU  Permian  volcanites
(Vozárová  et  al.  2012),  the  sample  GZ-33 

206

Pb/

238

U  zircon

age is significantly younger. The difference between these two
data groups is less than ca. 20 Ma. The detected U-Pb zircon
ages document, for the first time, the boundary Permian/Trias-
sic  volcanism  in  the  Western  Carpathians.  According  to  the
International  Stratigraphic  Chart  2014  (International  Sub-
comission on Stratigraphy, 2014; updated according to Cohen
et  al.  2013),  the  boundary  between  the  Permian  and  Triassic
systems is established at 252.17 ± 0.06 Ma.

The NGU Permian-Triassic volcanic event seems to be ap-

proximately coeval with the sedimentation of the NHF evapor-
ite member that is correlated with the Zechstein (in the sense of
Regional Stratigraphic Scale, Stratigraphic Table of Germany
Compact 2012) based on the S and O isotopes (Kantor et al. in
Vozárová  1997).  The  polymict  conglomerates  (the  Strážany
Beds according to Mihát in Rojkovič & Mihát 1991) that under-
lie this evaporitic lithofacies, contain fragments of volcanites,
which were redeposited from the Cisuralian volcanic suite.

background image

387

GEOCHEMISTRY AND GEOCHRONOLOGY OF THE GEMERIC P-T VOLCANISM

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

Occurrences  of  evaporites,  associated  with  fine-grained

sandstones,  shales  and  dolomites  have  been  recognized  in
the  boreholes  from  the  vicinity  of  the  village  of  Košická
Belá, north of the Permian-Triassic boundary volcanic hori-
zon.  These  sediments  fall  within  the  youngest  formation  of
the Permian sequence around Košice and Košická Belá and
have been correlated with the evaporite horizon in the area of
Novoveská Huta (Václav & Vozárová 1978), and later affili-
ated to the NHF (Bajaník et al. 1981). As the radiometric age
data from the Permian volcanites of the Košice—Košická Belá
area are generally missing, all these volcanic rocks were as-
signed to the PHF. The presented zircon age data enable us
to separate a part of these volcanic rocks from the PHF and
to synchronize them with the NHF (Fig. 12).

On the account of that, the stratigraphic gap from the end

of  Cisuralian  eventually  from  the  mid-Guadalupian  to  the
Lopingian,  is  supposed  to  be  trustworthy.  The  major  strati-
graphic  gap  and  viable  break  of  sedimentation  within  the
NGU Permian sequence were probably caused by a tectonic
pulse that most likely induced extensional faulting and uplift
connected with strike-slip movements and erosion at least in
some places. This tectonic event could have been related to
the  so-called  “Mid-Permian  Episode”  of  Deroin  &  Bonin
(2003), connected with the transformation of strike-slip to an
extensional  tectonic  regime.  A  similar  stratigraphic  gap  and
geodynamic changes were described in the Eastern and South-
ern  Alps  as  well  as  in  the  wide  peri-Mediterranean  realm
(Krainer 1993; Cassinis et al. 2012 and references therein) that
was  reflected  in  the  evolution  of  two  major  tectono-sedi-
mentary cycles. Cassinis et al. (2012) considered this strati-
graphic gap to be synchronous with the geomagnetic IR event
(Menning 1995, 2001; Steiner 2006) that has been postulated
by Isozaki (2009) as the trigger agent for the Pangea breakup.

However, the 

206

Pb/

238

U zircon ages in the sample GZ-33

undoubtedly  document  a  specific  stage  of  volcanic  activity
that  is  different  from  the  Cisuralian  one.  Its  discrepancy  is
highlighted  by  differences  in  time  and  partly  also  in  geo-

Fig. 12.  Schematic  geological  map  of  the  NGU  Permian  sequence
from  the  vicinity  of  Košice—Košická  Belá,  modified  from  Mihái
(1990 in Rojkovič & Mihái 1991).

chemistry.  As  the  dacites  represented  by  the  sample  GZ-32
have  prevailing  K

2

O  over  Na

2

O  (5.16 wt. %  vs.  0.60 wt. %),

they may indicate the high-K calc-alkaline volcanic series. On
the contrary, in the samples GZ-33 and GZ-34 (Tables 1, 2), a
significant  increase  of  the  Na

2

O  (4.15  and  7.14 wt. %)  over

K

2

O (3.02 vs. 0.42 wt. %) has been determined. However, all

the  analysed  samples  show  the  same  trend  of  enrichment  in
LREE as well as in incompatible elements such as U, Th, Ta
and  Nb  in  comparison  with  the  moderately  incompatible  Ti
and HREE. Similarly, the ratios Nb/La and Nb/U that serve as
magma genesis indicators have the same values, for Nb/La in
the range of 0.27 to 0.33 and for Nb/U ranging from 5.2 to 4.2.
These low ratio values are close to the  continental crust data
and  are  characteristic  for  crustal  melting  (Nb/La = 0.71  and
Nb/U = 9.7  for  continental  crust  calculated  by  Rudnick  &
Fountain 1995).

In the Western Carpathians, Lower to Middle Triassic high-K

rhyolites have been described from the Silicic Unit (Uher et al.
2002).  They  were  interpreted  by  the  authors  as  genetically
connected  with  the  early  Alpine  rifting.  Similarly,  the  U-Pb
zircon  age  of  233 ± 4 Ma  (Putiš  et  al.  2001)  from  the  plagio-
granite-aplitic  vein  bodies  cutting  the  Layered  Amphibolite
Complex in the Veporic crystalline basement was interpreted.
On  the  contrary,  the  monazite  ages  from  the  geologically
equivalent  rhyolite  body  (the  Silicic  Unit),  at  Gregová  near
Telgárt village, confirmed the Middle/Upper Permian age of
263 ± 3.5 Ma  (Demko  &  Hraško  2013).  The  intermediate  to
basic  Middle  Triassic  anorogenic  volcanism  was  described
from the wide area of the Transdanubia, Bukkia and Adria-
Dinaria terranes (Kovács et al. 2010 and references therein).

The  acid  to  intermediate  volcanism,  as  it  has  been  already

mentioned, is dominant in the Cisuralian with the exception of
the Ligurian Alps, where this volcanism is situated above the
IR horizon (Dallagiovanna et al. 2009; Cassinis et al. 2012 and
references therein), but not at the Permian/Triassic boundary.

Although  the  NGU  Permian  volcanites  show  some  geo-

chemical features similar to arc-related suites (enrichment  in

background image

388

VOZÁROVÁ, PRESNYAKOV, ŠARINOVÁ and ŠMELKO

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

LILE and LREE with troughs at Ta-Nb and Ti; Pearce 1983),
the  paleogeographic  reconstruction  and  geological  and  tec-
tonic evidence (Bajaník et al. 1984; Novotný & Mihá] 1987;
Vozárová & Vozár 1988; Rojkovič & Mihá] 1991; Vozárová
1996),  do  not  support  any  spatial  and  temporal  connection
with  subduction  processes.  This  volcanism  post-dates  the
355 peak of the Variscan metamorphism in the NGU realm
(Putiš et al. 2009; Vozárová et al. 2013), as well as the late
Bashkirian-Moscovian  uplift  of  the  metamorphic  nappes  in
the  NGU  Variscan  orogenic  belt  (Vozárová  1973,  1996;
Vozárová et al. 2013 and references therein). It is post-colli-
sional with respect to the Late Devonian-Mississippian colli-
sion, that led to the accretion of the NGU orogenic belt to the
Prototatricum  crust  (the  term  Prototatricum  is  coined  by
Broska et al. 2013 for the common Variscan basement of the
Tatricum  and  the  Veporicum  Units)  which  was  the  part  of
the  Galatian  Superterrane  (von  Raumer  &  Stampfli  2008;
von Raumer et al. 2009; Stampfli et al. 2011), with the oce-
anic crust of the Prototethys. Radvanec et al. (2009) argued
that  the  crustal  extension  above  the  Late  Variscan  subduc-
tion zone was the origin of the Gemeric granites, as well as
the Permian volcanics.

In the Th/Yb vs. Nb/Yb diagram (Fig. 13), all the NGU Per-

mian  samples  are  plotted  outside  the  diagonal  MORB-OIB
array, on a vector at a steep angle but closer to E-MORB for
Group I, and may be related to the variable fractionation pro-
cesses  and  variable  crustal  contamination  (Pearce  2008).
Group I,  represented  by  the  basaltic  andesite-rhyolite  suite,
shows  depletion  in  Th  and  Nb  compared  to  rhyolite-dacite
suite of Group II. These data suggest that the Group I volca-
nic rocks were derived by partial melting of enriched litho-
sphere  mantle,  modified  by  subducted  slab-derived  fluids.

The  rhyolite-dacite  suite  magma  of  Group II  was  probably
generated by partial melting of newly accreted crust.

Conclusions

1. The  new 

206

U/

238

Pb  zircon  ages  confirm  the  dominant

Kungurian volcanic event in the NGU Permian sedimentary
basin.  Simultaneously,  Permian-Triassic  boundary  volcanism
at 251 ± 4 Ma is indicated for the first time;

2. The  NGU  Permian  volcanites  have  petrological  and

geochemical characteristics similar to those of a subduction
related calc-alkaline suite. However, geological and tectonic
evidence  points  to  an  intracontinental  extensional  regime,
associated with the Late Paleozoic dextral transtensional tec-
tonics  caused  by  the  relative  motion  of  Gondwana  and
Laurasia  (Vai  1991,  2003;  Ziegler  1993;  Torsvik  &  Cocks
2004;  Muttoni  et  al.  2009).  The  NGU  volcanic  rocks  may
have  been  formed  by  an  extensive  crustal  contamination  of
basaltic-intermediate  magma  (Group I)  derived  from  an  en-
riched  lithospheric  mantle  source  and  by  partial  melting  of
newly accreted crust (Group II);

3. The  NGU  Permian  volcanic  activity  was  associated

with the polyphase extensional tectonic regime. Based on the
U-Pb zircon ages, the bulk of the NGU Permian activity oc-
curred  during  the  Cisuralian,  mostly  during  the  Sakmarian
and  the  Kungurian.  Both  were  related  to  the  post-orogenic
transpression/transtension  and  extensional  tectonic  move-
ments that reflect the consolidation of the Variscan orogenic
belt. The last volcanic phase was linked with extension at the
Permian-Triassic  boundary  that  was  in  the  NGU  realm  in
connection with the beginning of the Alpine orogenic cycle.

Acknowledgments: The financial support of the Slovak Re-
search  and  Development  Support  Agency  (Project  ID:
APVV-0546-11)  is  gratefully  acknowledged.  The  authors
are highly grateful to Alexander Larionov for thorough read-
ing and improving remarks and comments. We would like to
express our thanks to Prof. F. Neubauer and Assoc. Prof. Peter
Ivan for their constructive suggestions in the earlier version
of the manuscript.

References

Abonyi A. 1971: Stratigraphic and tectonic evolution of the Gemeric

Carboniferous at the west from the Štítnik Fault. Geol. Práce,
Spr.
 57, 339—348 (in Slovak).

Andrusov  D.  1959:  Geology  of  the  Czechoslovak  Western  Car-

pathians, 2

nd

 part. VEDA Publishing House, Bratislava, 1—376

(in Slovak).

Arapov  J.A.,  Bojcov  V.J.,  Česnokov  N.J.  et  al.  1984:  Uranian  de-

posits  in  Czechoslovakia.  [Československá  ložiska  uranu.]
SNTL, Praha, 1—365 (in Czech).

Bajaník Š., Vozárová A. & Reichwalder P. 1981: Lithostratigraphic

classification of Rakovec Group and Late Paleozoic sequence
of the Spišsko-gemerské rudohorie Mts. Geol. Práce, Spr. 75,
Bratislava, 19—53 (in Slovak).

Bajaník Š., Ivanička J., Mello J., Pristaš J., Reichwalder P., Snopko

L., Vozár J. & Vozárová A. 1984: Geological map of the Slo-

Fig. 13.  Th/Yb  vs.  Nb/Yb  diagram  of  the  NGU  Permian  volcanic
rocks  (after  Pearce  2008).  Average  N-MORB,  E-MORB,  OIB  are
taken  from  Sun  &  McDonough  (1989);  average  lower  crust  (LC),
middle  crust  (MC),  upper  crust  (UC)  and  total  continental  crust
(CC) are selected from Rudnick & Fountain (1995).

background image

389

GEOCHEMISTRY AND GEOCHRONOLOGY OF THE GEMERIC P-T VOLCANISM

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

venské  rudohorie  Mts.,  eastern  part,  1 : 50,000.  D.  Štúr  Geol.
Inst., Bratislava.

Bajaník Š., Hanzel V., Ivanička J., Mello J., Pristaš J., Reichwalder

P., Snopko L., Vozár J. & Vozárová A. 1983: Explanation to
Geological  map  of  Slovenské  rudohorie  Mts.  –  eastern  part,
1 : 50,000. D. Štúr Geol. Inst., Bratislava, 1—223 (in Slovak).

Bargossi  G.M.,  Klötzli  U.S.,  Mair  V.,  Marocchi  M.  &  Morelli  C.

2004: The Lower Permian Athesian volcanic group (AVG) in
the Adige Valley between Merano and Bolzano: a stratigraphic,
petrographic  and  geochronological  outline.  In:  32nd  Interna-
tional geological congress. Abstracts, Florence, 187.

Biely  A.  (Ed.),  Bezák  V.,  Elečko  M.,  Gross  P.,  Kaličiak  M.,

Konečný  V.,  Lexa  J.,  Mello  J.,  Nemčok  J.,  Potfaj  M.,  Rakús
M.,  Vass  D.,  Vozár  J.  &  Vozárová  A.  1996a:  Explanation  to
geological map of Slovakia, 1 : 500,000. Dionýz Štúr Publisher,
Bratislava, 5—76.

Biely  A.  (Ed.),  Bezák  V.,  Elečko  M.,  Gross  P.,  Kaličiak  M.,

Konečný  V.,  Lexa  J.,  Mello  J.,  Nemčok  J.,  Potfaj  M.,  Rakús
M., Vass D., Vozár J. & Vozárová A. 1996b: Geological map
of Slovakia, 1 : 500,000. Ministry of the Environment of Slovak
Republic, Geological Survey of Slovak Republic
, Bratislava.

Black  L.P.,  Kamo  S.L.,  Allen  C.M.,  Aleinikoff  J.N.,  Davis  D.W.,

Korsch R.J. & Foudoulis C. 2003: TEMORA 1: a new zircon
standard  for  Phanerozoic  U-Pb  geochronology.  Chem.  Geol.
200, 155—170.

Bouček B. & Přibyl A. 1960: Revision of trilobites from the Slovak

Upper Carboniferous. Geol. Práce, Spr. 20, 5—50 (in Czech).

Broska I., Petrík I., Be’eri-Shlevin Y., Majka J. & Bezák V. 2013:

Devonian/Mississippian I-type granitoides in the Western Car-
pathians:  A  subduction-related  hybrid  magmatism.  Lithos
162—163, 27—36.

Broutin J., Cabanis B., Chateauneuf J.J. & Deroin J.P. 1994: Bio-

stratigraphy,  magmatism  and  tectonics  of  the  SW  European
realm  during  the  Permian  times  with  paleogeographic  conse-
quences. Bull. Soc. Géol. France 165, 163—179.

Cassinis  G.,  Perotti  C.R.  &  Ronchi  A.  2012:  Permian  continental

basins in the Southern Alps (Italy) and peri-mediterranean cor-
relations. Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundsch.) 101, 129—157.

Christiansen E.H. & McCurry M. 2008: Contrasting origin of Ceno-

zoic  silicic  volcanic  rocks  from  the  western  Cordillera  of  the
United States. Bull. Volcanol. 70, 251—267.

Cohen K.M., Finney S.C., Gibbard P.Z. & Fan J.-X. 2013; updated:

The ICS International Chronostratigraphic Chart. Episodes 36,
199—204.

Colman-Sadd S.P. 1982: Two stage continental collision and plate

driving forces. Tectonophysics 90, 253—282.

Dallagiovanna  G.,  Gaggero  L.,  Moino  M.,  Seno  S.  &  Tiepolo  M.

2009: U-Pb zircon ages for post-Variscan volcanism in the Ligu-
rian Alps (Northern Italy). J. Geol. Soc. London 166, 101—114.

Demko R. & Hraško Ž. 2013: Rhyolite body Gregová near Telgárt

village (Western Carpathians). Miner. Slovaca 45, 161—174 (in
Slovak).

Demko R., Ferenc Š., Novotný L. & Bartalský B. 2007: Geochemi-

cal-petrographical and mineralogical study of U-Mo ore depos-
its  Košice  I  –  Jahodná.  In:  Ďurža  O.  &  Rapant  S.  (Eds.):
Geochemia 2007. Konf., Symp., Sem., D. Štúr Geol. Inst., Bra-
tislava, 106—108 (in Slovak).

Deroin  J.P.  &  Bonin  B.  2003:  Late  Variscan  tectonomagmatic  ac-

tivity in Western Europe and surroundings areas: the Mid-Per-
mian Episode. Bull. Soc. Geol. Ital., Spec. Vol. 2, 169—184.

Deutsche  Stratigraphische  Komission  (Editor;  Coordination  and

Layout: Menning M. & Hendrich A.) 2012: Stratigraphic Table
of Germany Compact 2012 (STDKe 2012). GFZ, Postdam.

Ebner  F.,  Vozárová  A.,  Kovács  S.,  Kräutner  H.-G.,  Krstić  B.,

Szederkényi T., Jamićić D., Balen D., Belak M. & Trajanova
M. 2008: Devonian—Carboniferous pre-flysch and flysch envi-

ronments in the Circum Pannonian Region. Geol. Carpathica
59, 159—195.

Eby  G.H.  1992:  Chemical  subdivision  of  the  A-type  granitoids:

petrogenetic and tectonic implication. Geology 20, 641—644.

Finger F. & Broska I. 1999: The Gemeric S-type granites in south-

eastern Slovakia: late Paleozoic or Alpine intrusions? Evidence
from electron-microprobe dating of monazite. Schweiz. Mineral.
Petrogr. Mitt
. 79, 439—443.

Harris N.B., Duyverman H.J. & Almond D.C. 1983: The trace ele-

ments and isotope geochemistry of the Sabaloka igneous com-
plex, Sudan. J. Geol. Soc. London 140, 245—256.

Hedberg H.D. (Ed.) 1976: International Stratigraphic Guide. A Guide

to stratigraphic classification, terminology, and procedure. Inter-
national Subcomission on Stratigraphic Classification of IUGS
Commission on Stratigraphy. A Willey Interscience Publ., John
Willey and Sons, 
New York-London-Sydney-Toronto, 1—200.

Hughes  C.J.  1972—1973:  Spilites,  keratophyres,  and  the  igneous

spectrum. Geol. Mag. 109, 6, 513—527.

Hughes  C.J.  1982:  Igneous  petrology.  Development  Petrology  7,

Elsevier, Amsterdam, 1—551.

International Stratigraphic Chart 2014. International Subcomission

on Stratigraphy. (www.stratigraphy.org)

Isozaki  Y.  2009:  Illawara  Reversal:  the  fingerprint  of  superplume

that triggered Pangean breakup and the end-Guadalupian (Per-
mian) mass extinction. Gondwana Res. 15, 421—432.

Ivan P. & Méres Š. 2012: The Zlatník Group – Variscan ophiolites

on the northern border of the Gemeric Superunit (Western Car-
pathians). Miner. Slovaca 44, 39—56.

Ivanov  M.  1953:  Geological-petrographical  and  ory  constrains  in

the  northern  part  of  the  Spišsko-gemerské  rudohorie  Mts.
Geol. Zbor. Slov. Akad. Vied 4, 705—750 (in Slovak).

Ivanov  M.  1957:  Permian  volcanites  in  the  Spišsko-gemerské  ru-

dohorie Mts. Geol. Práce, Spr. 45, 213—240 (in Slovak).

Kohút M. & Stein H. 2005: Re-Os molybdenite dating of granite-re-

lated  Sn-W-Mo  mineralization  at  Hnilec,  Gemeric  Superunit,
Slovakia. Miner. Petrology 85, 117—129.

Kovács S., Sudar M., Karamata S., Haas J., Péró Cs., Grădinaru E.,

Gawlick  H.-J.,  Gaetani  M.,  Mello  J.,  Polák  M.,  Aljinović  D.,
Ogorelec  B.,  Kolar-Jurkovšek  T.,  Jurkovšek  B.  &  Buser  S.
2010:  Triassic  environment  in  the  Circum-Pannonian  Region
related to the initial Neothetyan rifting stage. In: Vozár J. et al.
(Eds.): Variscan and Alpine terranes of the Circum-Pannonian
Region. Geological Institute SAS, Bratislava, 202—233.

Kozur  H.  &  Mock  R.  1977:  Erster  Nachweis  von  Conodonten  im

Paleozoikum  (Karbon)  der  Westkarpaten.  Čas.  Miner.  Geol.,
Praha 22, 299—305.

Krainer K. 1993: Late- and Post-Variscan sediments in the Eastern

and Southern Alps. In: von Raumer J.F. & Neubauer F. (Eds.):
Pre-Mesozoic geology in the Alps. Springer, Berlin, 537—564.

Ludwig K.R. 1999: User’s manual for Isoploths/Ex, Version 2.10,

A geochronological toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geo-
chronology Center, Spec. Publ.
 No. 1a, 2455 Ridge Road, Ber-
keley CA 94709, USA.

Ludwig K.R. 2000: SQUID 1.00, A User’s Manual. Berkeley Geo-

chronology Center, Spec. Publ. No. 2, 2455 Ridge Road, Ber-
keley, CA 94709, USA.

Mahet M. 1954: Some problems of the northgemeric syncline. Geol.

Sborn. IV, 1—2, 221—254 (in Slovak).

Mahet  M.  &  Malkovský  M.  1984:  Explanation  to  tectonic  map  of

Czechoslovakia, 1 : 500,000. D. Štúr Geol. Inst., Bratislava, 1—51
(in Slovak).

McCann T., Kiersnowski H., Krainer K., Vozárová A., Peryt T.M.,

Opluštil S., Stollhofen H., Schneider J., Wetzel A., Boulvain F.,
Dusar M., Török Á., Haas J., Tait J. & Körner F. 2008: Permian.
In: McCann (Ed.): The geology of Central Europe. Vol. 1. Pre-
cambrian and Palaeozoic. Geol. Soc. London, 531—597.

background image

390

VOZÁROVÁ, PRESNYAKOV, ŠARINOVÁ and ŠMELKO

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

McDonough  W.F.  &  Sun  S.S.  1995:  Composition  of  the  Earth.

Chem. Geol. 120, 223—253.

Menning M. 1995: A numerical time scale 2000 for the Permian and

Triassic  period:  an  integrated  time  analysis.  In:  Sholle  P.A.,
Peryt T.M. & Ulmer Sholle D.S. (Eds.): The Permian of North-
ern Pangea. Vol. 1, Springer, Berlin, 77—97.

Menning  M.  2001:  A  Permian  time  scale  2000  and  correlation  of

marine and continental sequences using the Illawara Reversal
(265 Ma). In: Cassinis G. (Ed.): Permian continental deposits
of  Europe  and  other  areas.  Regional  reports  and  correlations.
Natura  Bresciana,  Ann.  Mus.  Civ.  Sci.  Nat.,  Brescia,  Mono-
grafia N. 25, 355—362.

Michalík  J.  (Ed.)  2007:  Stratigraphic  manual.  Slovak  stratigraphic

terminology,  stratigraphic  classification  and  method.  VEDA,
Slovak Academy of Sciences, Bratislava, 1—166 (in Slovak).

Miyashiro  A.  1974:  Volcanic  rock  series  in  island  arcs  and  active

continental margin. Amer. J. Sci. 274, 321—355.

Muttoni  G.,  Gaetani  M.,  Kent  D.V.,  Sciunnach  D.,  Angiolini  L.,

Berra F., Garzanti E., Mattei M. & Zanchi A. 2009: Opening of
the Neo-Tethys Ocean and the Pangea B to Pangea A transfor-
mation during the Permian. GeoArabia 14, 4, 17—47.

Neubauer F. & Vozárová A. 1990: The Nötsch-Veitsch-Northgemeric

Zone  of  Alps  and  Carpathians:  correlation,  paleogeography
and  significance  for  Variscan  orogeny.  In:  Minaříková  D.  &
Lobitzer H. (Eds.): Thirty years of geological cooperation be-
tween  Austria  and  Czechoslovakia:  Festive  Volume.  Geol.
Surv.
, Prague—Vienna, 161—171.

Němejc  F.  1953:  Introduction  to  stratigraphy  of  coal  basins  in

Czechoslovakia  based  on  macroflora.  Monogr.,  Acad.  Sci.,
Prague, 1—173 (in Czech).

Nicolae I., Seghedi I., Bobok I., Rosário Azevedo M., Ribeiro S. &

Tatu  M.  2014:  Permian  volcanic  rocks  from  the  Apuseni
Mountains  (Romania):  Geochemistry  and  tectonic  constrains.
Chem. Erde 74, 125—137.

Novotný  L.  &  Mihám  F.  1987:  New  lithostratigraphic  units  of  the

Krompachy Group. Miner. Slovaca 19, 97—113 (in Slovak).

Pearce J.A. 1983: The role of sub-continental lithosphere in magma

genesis of destructive plate margins. In: Hawkesworth C.J. &
Norry  M.J.  (Eds.):  Continental  basalts  and  mantle  xenoliths.
Shiva, Nantwich, 230—249.

Pearce J.A. 1996: A user’s guide to basalt discrimination diagrams.

In: Wyman D.A. (Ed.): Trace element geochemistry of volca-
nic rocks: applications for massive sulphide exploration. Geol.
Assoc. Canada, Short Course Notes
 12, 79—113.

Pearce  J.A.  2008:  Geochemical  fingerprinting  of  oceanic  basalts

with  applications  to  ophiolite  classification  and  to  search  for
Archean oceanic crust. Lithos 100, 14—43.

Pearce J.A., Harris N.B.W. & Tindle A.G. 1984: Trace element dis-

crimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic
rocks. J. Petrology 25, 4, 956—983.

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

S.Z., Berezhnaya N.G., Kovach V.P. & Plotkina J.V. 2001: U-Pb
zircon  ages  of  dioritic  and  trondhjemitic  rocks  from  a  layered
amphibolitic complex crosscut by granite veins (Veporic base-
ment, Western Carpathians). Geol. Carpathica 52, 1, 49—60.

Putiš  M.,  Ivan  P.,  Kohút  M.,  Spišiak  J.,  Siman  P.,  Radvanec  M.,

Uher P., Sergeev S., Larionov A., Méres Š., Demko R. & On-
drejka M. 2009: Meta-igneous rocks of the Western Carpathian
basement: indicator of Early Paleozoic extension and shortening
events. Bull. Soc. Géol. France 180, 461—471.

Radvanec  M.,  Konečný  P.,  Ondrejka  M.,  Putiš  M.,  Uher  P.  &

Németh Z. 2009: The Gemeric granites as an indicator of the
crustal extension above subduction zone and during the Early
Alpine  riftogenesis:  An  interpretation  from  the  monazite  and
zircon  ages  dated  by  CHIME  and  SHRIMP  methods.  Miner.
Slovaca
 41, 381—394 (in Slovak).

Rakusz Gy. 1932: Die oberkarbonischen Fosilien von Dobšiná und

Nagyvisnyó. Geol. Hung., Ser. Paleont., Budapest 8, 1—219.

Rojkovič  I.  &  Konečný  P.  2005:  Th-U-Pb  dating  of  monazite  from

the Cretaceous uranium vein mineralization in the Permian rocks
of the Western Carpathians. GeolCarpathica 56, 493—502.

Rojkovič  I.  &  Mihám  F.  1991:  Geological  structure  and  uranium

mineralization in Permian of the north-eastern part of the Slo-
venské Rudohorie Mts. Miner. Slovaca 23, 123—132 (in Slovak,
English summary).

Rojkovič I. & Vozár J. 1972: Contribution to the relationship of the

Permian volcanism in the northern Gemerides and Choč Unit.
Geol. Zbor. Geol. Carpath. 23, 87—98.

Rottura A., Bargossi G.M., Caggianelli A., Del Moro A., Visonà D.

&  Tranne  C.A.  1998:  Origin  and  significance  of  the  Permian
high-K calc-alkaline magmatism in the central-eastern Southern
Alps, Italy. Lithos 45, 1—4, 329—348.

Rozlozsnik P. 1935: Die geologischen Verhältnisse der Gegend von

Dobšiná. Geol. Hung., Ser. Geol. 5, 1—118.

Rozložník L. 1963: Basic volcanites in the Dobšiná Carboniferous

facies. Geol. Práce, Spr. 27, 35—48 (in Slovak).

Rudnick  R.L.  &  Fountain  D.M.  1995:  Nature  and  composition  of

the continental crust – a lower crustal perspective. Rev. Geo-
phys
. 33, 267—309.

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

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

Stampfli G.M., von Raumer J.F. & Wilhelm C. 2011: The distribu-

tion of Gondwana-derived terranes in the Early Paleozoic. In:
Gutiérrez-Marco  J.C.,  Rábano  J.  &  García-Bellido  D.  (Eds.):
Ordovician of the World. Inst. Geol. Minero España, Madrid,
567—574.

Steiner M.B. 2006: The magnetic polarity time scale across the Per-

mian—Triassic  boundary.  In:  Lucas  S.G.,  Cassinis  G.  &
Schneider J.W. (Eds.): Non-marine Permian biostratigraphy and
biochronology. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 265, 15—38.

Sun S.S. & McDonough W.F. 1989: Chemical and isotope system-

atic of oceanic basalts implications for mantle composition and
processes. In: Sounders A.D. & Norry M.J. (Eds.) Magmatism
in ocean basins. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 42, 313—345.

Torsvik T.H. & Cocks L.R.M. 2004: Earth geography from 400 to

250  Ma:  a  paleomagnetic,  faunal  and  facies  review.  J.  Geol.
Soc. London
 161, 255—572.

Uher P., Ondrejka M., Spišiak J., Broska J. & Putiš M. 2002: Lower

Triassic  potassium-rich  rhyolites  of  the  Silicic  Unit,  Western
Carpathians,  Slovakia:  geochemistry,  mineralogy  and  genetic
aspects. Geol. Carpathica 53, 1, 27—36.

Vai G.B. 1991: Paleozoic strike-slip rift pulses and palaeogeography

in  the  circum-Mediterranean  Tethyan  realm.  Palaeogeogr.
Palaeoclimatol. Palaeoecol
. 87, 223—252.

Vai  G.B.  2003:  Development  of  the  palaeogeographie  of  Pangaea

from  Late  Carboniferous  to  Early  Permian.  Palaeogeogr.
Palaeoclimatol. Palaeoecol
. 196, 125—155.

Václav  J.  &  Vozárová  A.  1978:  Characteristic  of  the  Northern  Ge-

meride Permian at Košická Belá. Záp. Karpaty, Sér. Min., Petr.,
Geoch.,  Metalog
.  5,  D.  Štúr  Geol.  Inst.,  Bratislava,  83—108
(in Slovak).

von Raumer J. & Stampfli G.M. 2008: The birth of the Rheic Ocean

– Early Paleozoic subsidence patterns and tectonic plate sce-
narios. Tectonophysics 461, 9—20.

von Raumer J., Bussy F. & Stampfli G.M. 2009: The Variscan evo-

lution  in  the  External  massifs  of  the  Alps  and  place  in  their
Variscan framework. C.R. Acad. Sci., Geosci. 341, 239—252.

Vozárová A. 1973: Pebble analysis of the Late Paleozoic conglom-

erates  in  the  Spišsko-gemerské  Ruhorie  Mts.  Západ.  Karpaty
18, 7—98 (in Slovak).

Vozárová A. 1996: Tectono-sedimentary evolution of Late Paleozoic

background image

391

GEOCHEMISTRY AND GEOCHRONOLOGY OF THE GEMERIC P-T VOLCANISM

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 5, 375—391

basins based on interpretation of lithostratigraphic data (West-
ern Carpathians; Slovakia). Slovak Geol. Mag. 3—4, 251—271.

Vozárová  A.  1997:  Upper  Permian—Lower  Triassic  evaporates  in

the  Western  Carpathians  (Slovakia).  Slovak  Geol.  Mag.  3,
223—230.

Vozárová A. & Túnyi I. 2003: Evidence of Illawara Reversal in the

Permian sequence of the Hronic Nappe (Western Carpathians,
Slovakia). Geol. Carpathica 54, 229—236.

Vozárová A. & Vozár J. 1988: Late Paleozoic in West Carpathians:

Monograph. D. Štúr Geol. Inst., Bratislava, 1—314.

Vozárová  A.  &  Vozár  J.  1996:  Terranes  of  the  West  Carpathian—

North Pannonian domain: Slovak Geol. Mag. 1, 65—85.

Vozárová A., Frank W., Krát J. & Vozár J. 2005:

 40

Ar/

39

Ar dating

of  detrital  mica  from  the  Late  Paleozoic  sandstones  in  the
Western  Carpathians,  Slovak  Republic.  Geol.  Carpathica  56,
463—472.

Vozárová A., Lepekhina E., Vozár J. & Rodionov N. 2010: In situ

U-Pb  (SHRIMP)  zircon  age  dating  from  the  Permian  volca-
nites  of  the  Northern  Veporicum.  In:  Kohút  M.  (Ed.):  Dating
2010.  Dating  of  minerals  and  rocks,  metamorphic,  magmatic
and metallogenic processes, as well as tectonic events. Confer-
ence Proceedings, State Geol. Inst. D. Štúr
, Bratislava, 49.

Vozárová A., Šmelko M., Paderin I. & Larionov A. 2012: Permian

volcanics  in  Northern  Gemericum  and  Bôrka  Nappe  system:
U-Pb  zircon  dating  and  implication  to  geodynamic  evolution
(Western Carpathians, Slovakia). Geol. Carpathica 63, 191—200.

Vozárová A., Laurinc D., Šarinová K., Larionov A., Presnyakov S.,

Rodionov N. & Paderin I. 2013: Pb ages of detrital zircons in
relation  to  geodynamic  evolution:  Paleozoic  of  the  Northern
Gemericum (Western Carpathians, Slovakia). J. Sed. Res.  83,
915—927.

Vozárová A., Ebner F., Kovács S., Kräutner H.-G., Szederkenyi T.,

Krstić B., Sremac J., Aljinović D., Novak M. & Skaberne D.
2009a:  Late  Variscan  (Carboniferous  to  Permian)  environ-
ments in the Circum Pannonian Region. Geol. Carpathica 60,
71—104.

Vozárová A., Šmelko M. & Paderin I. 2009b: Permian single crystal

U-Pb zircon age of the Rožňava Formation volcanites (South-
ern Gemeric Unit, Western Carpathians, Slovakia). Geol. Car-
pathica
 60, 439—448.

Wiedenbeck M., Allé P., Corfu F., Griffin W.L., Meier M., Oberli

F., Von Quadt A., Roddick J.C. & Spiegel W. 1995: Three nat-
ural  zircon  standards  for  U-Th-Pb,  Lu-Hf,  trace  element  and
REE analyses. Geostandards Newsletter 19, 1—23.

Williams I.S. 1998: Geochronology by ion microprobe. In: McKibben

M.A., Shanks W.C. & Ridley W.I. (Eds.): Application of micro-
analytical techniques to understandings mineralizing processes.
Rev. Econ. Geol. 7, 1—35.

Ziegler P.A. 1993: Late Palaeozoic—Early Mesozoic plate reorgani-

zation: Evolution and demise of the Variscan Fold Belt. In: von
Raumer J. & Neubauer F. (Eds.): The pre-Mesozoic geology in
the Alps. Springer, Berlin, 203—216.