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

, DECEMBER 2015, 66, 6, 455—471                                                  doi: 10.1515/geoca-2015-0038

Variscan thrusting in I- and S-type granitic rocks of the

Tribeč Mountains, Western Carpathians (Slovakia):

evidence from mineral compositions and monazite dating

IGOR BROSKA and IGOR PETRÍK

Earth Science Institute, Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, 840 05 Bratislava, Slovak Republic;

igor.broska@savba.sk;  igor.petrik@savba.sk

(Manuscript received September 4, 2015; accepted in revised form November 2, 2015)

Abstract: The Tribeč granitic core (Tatric Superunit, Western Carpathians, Slovakia) is formed by Devonian/Lower
Carboniferous, calc-alkaline I- and S-type granitic rocks and their altered equivalents, which provide a rare opportunity
to study the Variscan magmatic, post-magmatic and tectonic evolution. The calculated  P-T-X path of I-type granitic
rocks,  based  on  Fe-Ti  oxides,  hornblende,  titanite  and  mica-bearing  equilibria,  illustrates  changes  in  redox  evolution.
There is a transition from magmatic stage at T ca. 800—850 °C and moderate oxygen fugacity (FMQ buffer) to an oxida-
tion event at 600 °C between HM and NNO up to the oxidation peak at 480 °C and HM buffer, to the final reduction at
ca. 470 °C at 

∆NN=3.3. Thus, the post-magmatic Variscan history recorded in I-type tonalites shows at early stage

pronounced  oxidation  and  low  temperature  shift  back  to  reduction.  The  S-type  granites  originated  at  temperature
700—750 °C at lower water activity and temperature. The P-T conditions of mineral reactions in altered granitoids at
Variscan  time  (both  I  and  S-types)  correspond  to  greenschist  facies  involving  formation  of  secondary  biotite.  The
Tribeč granite pluton recently shows horizontal and vertical zoning: from the west side toward the east S-type grano-
diorites  replace  I-type  tonalites  and  these  medium/coarse-grained  granitoids  are  vertically  overlain  by  their  altered
equivalents in greenschist facies. Along the Tribeč mountain ridge, younger undeformed leucocratic granite dykes in
age 342 ± 4.4 Ma cut these metasomatically altered granitic rocks and thus post-date the alteration process. The overlaying
sheet of the altered granites is in a low-angle superposition on undeformed granitoids and forms “a granite duplex”
within Alpine Tatric Superunit, which resulted from a syn-collisional Variscan thrusting event and melt formation ~ 340 Ma.
The process of alteration may have been responsible for shifting the oxidation trend to the observed partial reduction.

Key words: I- and S-type granitic rocks, granite duplex, Tribeč Mts, Western Carpathians, monazite, xenotime, titanite,
dating, oxygen fugacity.

Introduction

Recent  isotopic  zircon  and  monazite  datings  enable  the
subdivision  of  pre-Alpine  granitic  rocks  from  the  Western
Carpathians  into  the  following  three  principal  groups:
(1) Devonian/Carboniferous orogen- and volcanic-arc-related
I-and S-type granite suites (Kohút et al. 2009; Broska et al.
2013;  Uher  et  al.  2014),  (2)  Permian  A-type  granite  suite
(Finger et al. 2003) and (3) Permian specialized [F-B-(Li)-(P)]
S-type granites (Uher & Broska 1996; Kohút & Stein 2005).
The main Alpine architecture of the Inner Western Carpathians
comprises three basement-involved Superunits – Tatricum,
Veporicum and Gemericum (e.g. Bezák et al. 2004). The I-,
S- type granitic rocks as part of the crystalline basement oc-
cur in the lowermost Tatric and middle Veporic Superunits,
the A-type granites are in the Veporicum while the special-
ized S-type are known only from the Gemeric Superunit.

The Tatric Superunit as a Paleozoic/Mesozoic crustal sheet

is composed of crystalline rocks (granitic rocks, low to high-
grade metapelites/metapsammites, and amphibolites) and sed-
imentary cover with prevailing Mesozoic carbonate rocks (e.g.
Maher 1986; Plašienka et al. 1997; Plašienka 1999; Bielik et
al. 2004; Bezák et al. 2011a). According to seismic data, the

Tatric Superunit is a tabular body about 10 km thick (Tomek
1993)  rooted  under  the  Veporic  Superunit,  the  basement  of
which  is  formed  by  similar  Paleozoic  and  Mesozoic  litholo-
gies.  Seismic  reflection  profiles  (Vozár  &  Šantavý  1999)  as
well as magnetotelluric modelling in the Tribeč Mts (Bezák et
al. 2011b) point to the stacking and shortening of the crystal-
line  basement  within  the  Tatric  Superunit  especially  in  the
western part of the Western Carpathians.

The  I-type  granitic  rocks  in  both  the  Tatric  and  Veporic

Superunits are mainly meta- to sub-aluminous granitoids, the
S-type are peraluminous, reflecting their respective different
sources (e.g. Petrík 2000; Broska & Uher 2001). The suites
of I- and S-type granitoids are not only products of contrast-
ing protoliths, but also of variable mantle input to their pri-
mary  melts.  An  increased  proportion  of  the  mantle  input
presumed for I-type granitoids is based on 

143

Nd/

144

Nd ratios

(Kohút et al. 1999; Petrík 2000).

The duration of Variscan West-Carpathian granite-forming

events  from  subduction-related  granitoids  with  volcanic  arc
signature to post-Variscan, rift-related A-type granites and re-
lated Permian to Triassic volcanics (Finger et al. 2003; Bezák
et  al.  2008;  Demko  &  Hraško  2013;  Ondrejka  et  al.  2015)
shows  a  time  gap  of  ca.  60—100 Ma.  Such  a  long  time  span

456

BROSKA and PETRÍK

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

without magmatic activity in the Variscan terrain is apparently
improbable. During the Variscan orogenesis the Central Euro-
pean  region  has  been  intruded  by  numerous  granitic  intru-
sions, but some of them are missing in the Western Carpathians
(e.g. high K-types) or they occur in minor proportions.

The  main  goal  of  the  paper  is  to  present  new  geochrono-

logical and petrological data from Variscan granitic rocks of
the  Tribeč  Mountains,  Western  Carpathians,  indicating  a
syncollisional  crustal  nappe  stacking  event  (granite  duplex)
in  the  framework  of  the  Variscan  tectonic  structure  of  the
Western  Carpathians.  Our  recent  field  data  from  the  Tribeč
granite  pluton  confirm  earlier  observations  from  the  last
mapping by Ivanička et al. (1998a,b), which indicates a flat
position  of  altered  (partly  mylonitic)  granite  on  coarse-
grained  granitoids.  In  this  sense,  the  position  indicates  the
existence of granite stacking or duplex within the Tribeč-Zo-

bor block. The principal arguments supporting this statement
are  based  on  selected  petrological  data  and  the  results  of
monazite dating of geological profiles perpendicularly cross-
cutting the Tribeč Mts granitic rocks.

Geological background and sampling

The Tribeč Mts are formed by the south Tribeč-Zobor and

north Rázdiel part with different geological structures sepa-
rated by the Skýcov fault (Fig. 1). The crystalline basement
of  the  Tribeč  and  Zobor  blocks  are  formed  by  the  Tatric
Superunit, the north Rázdiel part by the Tatric and Veporic
Superunits  (Ivanička  et  al.  1998a,b).  The  cover  Mesozoic
complexes of the Tatric in the Tribeč part are formed mainly
by the Lužná Formation which contains a notable Alpine min-

Fig. 1. a – sketch geological map of the Tribeč Mts with the recent horizontal zonal position of I- and S-type granitoids and main extent of
altered granites in the upper ridge zone. Two lines across the map represent profiles or tentative crosscuts; b – projection of the magmatic
anisotropy in x and y axis indicates intrusion of I- and S- type granitoids in different times. Data are taken from Broska & Gregor (1992).
Profile Krnča and Velčice are shown in Fig. 9.

457

TATRIC VARISCAN THRUSTING – GRANITOIDS AGE AND PETROLOGY, TRIBEČ MTS (SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

eralization represented by primary and secondary phosphates
(lazulite, gorceixite, goyazite, goedkenite and other minerals;
Uher et al. 2009). The first mapping of Variscan granitoids of
the Tribeč-Zobor block in scale 1 : 50,000 (Krist 1960; Biely et
al.  1974)  shows  a  large  granodiorite  pluton  with  leucocratic
granite rim on its northern and eastern edge. The latest geolog-
ical map in the same scale suggests a more heterogeneous and
zoned  structure  of  the  Tribeč-Zobor  granite  pluton  (Ivanička
et al. 1998a). According to the authors, the central part is com-
posed of coarse-grained granites, towards the margins are me-
dium-grained  granites,  and  the  extreme  margin  comprises
fine-grained  granites.  But  this  mapping  showed  also  my-
lonitized  altered  granites  contouring  the  map  level  lines  of
ground above medium/coarse-grained granites (Ivanička et al.
1998a). However, our recent field work found fine-grained al-
tered granite along the central ridge zone and not the coarse-
grained  rocks  as  proposed  Ivanička  et  al.  (1998b).  Similarly,
the  fine-grained  altered  granitoids  positionally  above  coarse-
grained granites are described in the area of the summit Verký
Tribeč  Hill  by  the  drillhole  (Madarás  et  al.  2004).  The  con-
touring of altered granites on unaltered was confirmed.

Both  I-and  S-type  granites  were  recognized  in  the  Tribeč

Mts  (Broska  et  al.  2000)  and  I-type  granites  show  different
magnetic  orientation  compared  to  S-type  granitoids,  indicat-

ing their intrusion in a different tectonic regime and time span
(Figs.1b,  2a,b;  Broska  &  Gregor  1992).  The  fine-grained  al-
tered granites (Fig. 2c), located along the axial ridge zone of
the  Tribeč  Mts,  contain  small  cross-cutting  veins  of  unde-
formed  leucocratic  granites  (Fig. 2d)  which  post-date  alter-
ation of Devonian/Carboniferous I- and S-type granitoids.

Methods

Dating of monazite was performed at the State Geological

Institute of D. Štúr (ŠGÚDŠ) using the Cameca SX 100 mi-
croprobe.  Analytical  conditions  were  15 kV  accelerating
voltage,  with  beam  current  adjusted  to  180 nA.  The  beam
size was 3 µm, counting times for Pb, Th, U and Y were 300,
35,  90  and  45 s,  respectively.  Standards  used  were  natural
minerals  and  synthetic  glasses:  apatite  (PK

α),  wollastonite

(SiK

α, CaKα), GaAs (AsLα), Al

2

O

3

 (AlK

α), ThO

2

 (ThM

α),

UO

2

  (UM

β), cerusite (PbMα), YPO

4

  (YL

α), LaPO

4

  (LaL

α),

CePO

4

  (CeL

α),  PrPO

4 

(PrL

β),  NdPO

4

  (NdL

α),  SmPO

4

(SmL

α),  EuPO

4

  (EuL

β),  GdPO

4

  (GdL

α),  TbPO

4

  (TbL

α),

DyPO

4

  (DyL

β),  HoPO

4 

(HoL

β),  ErPO

4

  (ErL

β),  TmPO

4

(TmL

α), YbPO

4

 (YbL

α), LuPO

4

 (LuL

β), fayalite (FeKα) and

SrTiO

3

  (SrL

α).  Interferences  among  REE  were  resolved  by

Fig. 2. The characteristic Tribeč Mts rock types. a – coarse-grained biotite tonalite (I-type), length 7 cm; b – biotite granodiorite (S-type),
length 9 cm; c – altered granite with preserved domains of K-feldspar, length 10 cm; d – a dyke of leucogranite cutting the altered granite.

458

BROSKA and PETRÍK

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

Fig. 3. Compositions of biotite and hornblende. a – the quadrila-
teral diagram: T-88 – I-type tonalite, T-87 – S-type granodiorite,
T-121 – altered granite; b – amphiboles from I-type tonalite T-88
in the classification diagram according to Leake et al. (1997).

T-88 T-88 T-88 T-87 T-87 T-87 T-121 

T-121 

T-122 T-33 T-33 

I-type  I-type  I-type S-type S-type S-type  an1 

an3  an12  an11  an15 

  prim. sec. sec. sec. sec. 

SiO

2

 

37.38 37.01 36.99 34.82 35.37 34.72 36.20 37.32 37.83 37.61 38.75 

TiO

2

 

2.76 

1.93 

1.75 

3.87 

4.30 

4.40 

3.19 

0.86 

0.37 

1.00 

0.91 

Al

2

O

3

 

15.37 15.70 15.61 16.59 16.47 15.53 15.37 15.10 16.08 15.74 15.31 

FeO 

15.11 14.93 14.45 20.24 20.44 19.63 20.26 19.30 20.51 21.76 20.57 

Fe

2

O

3

 

3.13 3.09 2.99 1.16 1.17 1.12  –

 

–

 

–

 

–

 

–

 

MnO 

0.29 0.34 0.45 0.37 0.37 0.28 0.40 0.29 0.34 0.40 0.39 

MgO 

11.81 

12.26 

12.06 8.35 7.71 9.31 7.24 8.64 

10.21 8.75 9.38 

CaO 

0.01 0.07 0.07 0.02 0.08 0.13 0.15 0.12 0.09 0.05 0.10 

K

2

O 

9.94 

10.11 

10.01 9.62 9.72 9.59 9.35 9.44 9.32 9.47 9.11 

Na

2

O 

0.07 0.03 0.09 0.08 0.04 0.02 0.04 0.01 0.12 0.00 0.05 

Cr

2

O

3

 

0.06 

0.00 

0.07 

0.00 

0.06 

0.00 

0.00 

0.02 

0.00 

0.00 

0.00 

F 

0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.06 0.00 

Cl 

0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.08 0.03 0.00 0.05 

H

2

O

calc

 

3.66 3.66 3.67 3.78 3.78 3.79 3.92 3.94 3.95 3.90 3.96 

Total 

99.58 99.13 98.21 98.90 99.51 98.52 96.17 95.13 98.85 98.74 98.58 

O=F 

0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 

–0.02 0.00 

O=Cl 

0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 

–0.01 

–0.02 

–0.01 0.00 

–0.01 

Total 

99.58 99.13 98.21 98.90 99.51 98.52 96.16 95.11 98.84 98.71 98.57 

, 

Si  

5.610 5.586 5.626 5.394 5.444 5.395 5.746 5.946 5.801 5.818 5.944 

Al

IV

 

2.390 

2.414 

2.374 

2.606 

2.556 

2.605 

2.254 

2.054 

2.199 

2.182 

2.056 

X 

8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 

Al

VI

 

0.329 0.378 0.424 0.423 0.431 0.239 0.621 0.782 0.708 0.687 0.712 

Ti 

0.312 0.219 0.200 0.451 0.498 0.514 0.381 0.103 0.043 0.116 0.105 

Fe

2+

 

1.896 1.884 1.838 2.622 2.631 2.551 2.689 2.572 2.630 2.815 2.639 

Fe

3+

 

0.353 0.351 0.342 0.135 0.136 0.131  – 

– 

– 

– 

– 

Mn 

0.037 0.043 0.058 0.049 0.048 0.037 0.054 0.039 0.044 0.052 0.051 

Mg 

2.642 2.758 2.734 1.928 1.769 2.157 1.713 2.052 2.334 2.018 2.145 

Cr 

0.007 0.000 0.008 0.000 0.007 0.000 0.000 0.002 0.000 0.000 0.000 

Y 

5.576 

5.634 

5.604 

5.607 

5.520 

5.628 

5.458 

5.550 

5.759 

5.689 

5.651 

Na 

0.020 0.009 0.027 0.024 0.012 0.006 0.012 0.004 0.035 0.000 0.015 

Ca 

0.002 0.011 0.011 0.003 0.013 0.022 0.026 0.020 0.015 0.008 0.016 

K 

1.903 1.947 1.942 1.901 1.909 1.901 1.893 1.919 1.823 1.868 1.783 

Z 

1.925 1.967 1.980 1.929 1.934 1.929 1.931 1.943 1.872 1.877 1.815 

Total 

15.501 15.601 15.584 15.536 15.453 15.557 15.389 15.493 15.632 15.565 15.466 

F 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.029 0.000 

Cl 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.011 0.023 0.009 0.000 0.013 

OH 

3.647 3.649 3.658 3.865 3.864 3.869 3.989 3.977 3.991 3.971 3.987 

O 

0.353 

0.351 

0.342 

0.135 

0.136 

0.131 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

Anions 

4.000 4.000 4.000 4.000 4.000 4.000 4.000 4.000 4.000 4.000 4.000 

Table 1: Selected analyses of primary and secondary biotites. Note: T-88 — I-type tonalite, T-87 — S-type granodiorite, T-121, 122, 33 — altered
granite, Fe

3+

 in T-88, 87 — is based on Mössbauer spectroscopy (15.7 and 5.7 % Fe

3+

 of total Fe, respectively); na — not analysed, prim. — primary

mica, sec. — secondary mica. Low totals in some analyses are due to underestimated Al

2

O

3

 or due to chloritization and late oxidation. H

2

O

calc

 — cal-

culated assuming (OH + O + F + Cl) = 4.

459

TATRIC VARISCAN THRUSTING – GRANITOIDS AGE AND PETROLOGY, TRIBEČ MTS (SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

correction coefficients obtained from measuring of calibration
standards.  The  dating  method  is  based  on  age  calibration
(Konečný  et  al.  2004;  Petrík  &  Konečný  2009),  which  in-
volves the correction of single spot analysis data against five
age standards dated isotopically by SHRIMP and TIMS meth-
ods.  Single  point  (apparent)  age  data  were  calculated  by  P.
Konečný  (DAMON  software).  Errors  are  2

σ  calculated  by

propagation from Pb, Th and U errors through age equation.

The conditions for analyses of rock-forming and accessory

minerals  analyses  were:  accelerating  voltage  15 kV,  beam
current  20 nA  using  additional  mineral  standards  forsterite
(MgK

α),  orthoclase  (SiKα,  KKα),  TiO

2

  (TiK

α),  rhodonite

(MnK

α), albite (NaKα), LiF (FKα).

Petrography and mineralogy

I-type granitoids are typically calc-alkaline, coarse- to me-

dium-grained, meta- to subaluminous, biotite (leuco)-tonalites
to  granodiorites.  They  contain  euhedral  to  subhedral  zoned
plagioclase  (cores  An

35—40

,  rims  An

20

)  forming  cumulates,

filled by interstitial potassium feldspar or quartz. Dark brown/

pale yellow biotite [Fe/(Fe + Mg) < 0.5, TiO

2

= 2—3 wt. %, MgO

ca. 12 wt. %, Al

2

O

3

 ca. 15 wt. %] is very abundant, typically

enclosing common apatite, and accompanied by accessory eu-
hedral  magnesiohornblende  (ca.  1 vol. %).  The  Fe/(Fe + Mg)
ratio  and  TiO

2

  contents  in  biotites  effectively  discriminate

between  I-,  S-type  and  altered  granitoids  (Fig. 3a,  Table 1).
Small titanite grains are typically exsolved along biotite cleav-
ages and rims. The central parts of plagioclase crystals are to a
large degree replaced by saussuritic assemblage (albite, phen-
gitic muscovite, epidote), this retrogression being widespread
also  in  other  rock  types  (enclaves,  vein  granites).  The  I-type
tonalite/granodiorite is rich in accessory minerals, which form
a typical oxidation assemblage of large magnetite grains, eu-
hedral titanite, abundant epidote and allanite. The late titanite
commonly  encloses  earlier  small  Ti-rich  magnetite  grains,
with  outer  envelopes  of  euhedral  habit  and  zoned  internal
structure  (Fig. 4a,b).  The  late  magnetite  is  very  abundant,
forms  large  crystals  of  near  pure  end-member  composition
with common pores and voids (Fig. 4b). It is invariably asso-
ciated with biotite and apatite. This rock type is characterized
by  the  occurrence  of  mafic  magmatic  enclaves  (Petrík  &
Broska  1989).  Accessory  amphibole  shows  typically  magne-

Fig. 4. a – Early Ti-rich magnetites enclosed and consumed by late euhedral and zoned titanite, I-type tonalite T-88. Note that the outer zones
are free of Fe-Ti oxides; b – detail of the Fe-Ti oxides showing exsolutions of ulvöspinel in ilmenite and vice versa. In the upper right there is
a pure magnetite crystal, Nos. refer to Table 3; c – Ilmenite (Ilm) is consumed by late titanite (Ttn) in altered granites, T-122; d – Late Ttn is
consumed by ilmenite (leucoxenization), T-121. Mineral abbreviations used throughout the paper are according to Whitney & Evans (2010).

460

BROSKA and PETRÍK

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

siohornblende  composition  with  Mg/(Mg + Fe

2+

)  around  0.6

(Fig. 3b,  Table E1*).  During  a  retrogression  event  this  pri-
mary amphibole is replaced by actinolite along rims. Actino-
lite  shows  characteristically  higher  Mg-rich  composition
(around  0.8)  in  comparison  with  magnesiohornblende  due  to
late  oxidation.  The  TiO

2

  contents  decrease  from  1.2  to  zero

from magnesiohornblende to actinolite.

S-type granitoids are typically represented by medium- to

coarse-grained  granodiorites/tonalites  composed  of  domi-
nant, euhedral plagioclase (An < 45), strongly altered to fine-
crystalline  mica  aggregates  (sericite)  in  central  parts,
abundant,  occasionally  euhedral  quartz,  interstitial  weakly
perthitic K-feldspar and large flakes of red-dark brown/pale
yellow  biotite.  Trioctahedral  mica  (biotite)  in  S-type  grani-
toids is relatively Fe-rich with 19—22 wt. % FeO

tot

 and MgO

7—10 wt. %, with Fe/(Fe + Mg) ratios between 0.55—0.65 (an-
nite,  Table 1).  They  are  typically  also  Al-  and  Ti-rich  with
Al

2

O

3

  16.5—17 wt. %  and  3.5—5 wt. %  TiO

2

,  respectively.

Biotite  is  relatively  fresh,  locally  chloritized,  containing
abundant  euhedral,  large  (0.4 mm  across)  fluorapatite  crys-
tals commonly with zoned black cores. The accessory mineral
assemblage is different if compared to the I-type; besides ap-
atite  and  zircon,  abundant  euhedral  monazite  ( > 100 µm)  is
enclosed  within  biotite  where  it  forms  pleochroic  haloes,
moreover,  small  ilmenite  grains  are  rarely  found  mostly
within  biotite.  Hornblende,  allanite,  magnetite  and  titanite
are absent in S-type granitic rocks of the Tribeč Mts.

Altered  granite-forming  mylonitic  belts  along  the  moun-

tain  ridge  are  represented  by  retrogressed,  occasionally  de-

formed, fine-grained granitic rocks consisting of a completely
saussuritized mass and deformed, dynamically recrystallized
quartz. The saussuritic mass consists of fine-grained pheng-
ite, clinozoisite, albite occasionally with muscovite or biotite
flakes. Former biotite is replaced by chlorite and epidote. Ti-
tanite was found completely replaced by ilmenite by reduc-
ing fluids (T-121 sample). Domains of undeformed, weakly
perthitic and cross-hatched K-feldspar phenocrysts (porphy-
roblasts)  may  be  preserved  in  the  quartz-sericite  matrix.
These phenocrysts are poikilitic enclosing unaltered biotite,
apatite,  quartz  and  sericitized  plagioclase.  Large  monazite
crystals  occur  in  the  groundmass  (T-121)  along  with  xeno-
time. Both minerals are retrogressed along rims forming epi-
dote-apatite coronas (Broska et al. 2005). In a sample of the
altered granite (T-33) Al-rich pumpellyite was found as part
of the saussuritic assemblage replacing plagioclase (with al-
bite, phengite, epidote; Fig. 5a, Table 2). Typical for the al-
tered  granite  is  intergranular,  newly  formed  tiny  biotite
(Fig. 5b)  and  consumption  of  titanite  by  ilmenite  (Fig. 4c).
Biotite  with  the  same  composition  also  appears  within  pla-
gioclase grains (see for example reaction (4), Table 4) possi-
bly in a different geotectonic event. The alkali feldspars from
altered Tribeč granitic rock contain relatively pure K-feldspar
(Kfs)  with  a  maximum  of  6 mol %  Ab  and  less  than
0.3 mol %  An  (Table 3).  While  the  K-feldspar  from  S-type
granites is mostly interstitial in altered granites it forms indi-
vidual euhedral zoned grains up to 1 cm in size (Fig. 5c). A
profile across a grain indicates a typical bell shape Ba distri-
bution pointing to Ba fractionation during primary magmatic

 

  

Hbl 

  Act 

  Kfs 

  Plg 

  Ab 

  Ms 

  Mag 

Ti-Mag 

  Ilm 

  Bt 

  Ep 

  Ttn 

SiO

2

  45.06 54.16 64.63 60.01 67.12 46.45  

 

0.00  

 

0.04  

 

0.10 36.99 38.21 29.49 

TiO

2

 

  1.14 

  0.01 

  0.02 

  0.01 

  0.00 

  0.00 

  0.16 

11.04 

49.48 

  1.75 

  0.01 

37.85 

Al

2

O

3

 

  8.47 

  2.06 

18.99 

25.15 

20.75 

28.96 

  0.01 

  0.06 

  0.02 

15.61 

24.65 

  1.08 

Cr

2

O

3

 

  0.00 

  0.00 

  0.00 

  0.00 

  0.00 

  0.00 

  0.06 

  0.05 

  0.00 

  0.07 

  0.00 

  0.00 

Fe

2

O

3

 

  3.42 

  1.47 

  0.04 

  0.16 

  0.12 

  3.39 

68.13 

45.33 

  0.01 

  0.00 

11.74 

  1.45 

FeO 

14.56 

  9.64 

  0.00 

  0.00 

  0.00 

  1.41 

30.66 

39.82 

42.76 

17.14 

  0.11 

  0.00 

MnO 

  0.73 

  0.60 

  0.02 

  0.00 

  0.00 

  0.04 

  0.11 

  0.41 

  4.73 

  0.45 

  0.31 

  0.16 

MgO 

10.98 

16.96 

  0.00 

  0.01 

  0.00 

  2.46 

  0.00 

  0.00 

  0.22 

12.06 

  0.00 

 

CaO 

11.84 

12.72 

  0.02 

  6.77 

  1.14 

  0.03 

  0.11 

  0.12 

  0.35 

  0.07 

22.99 

27.83 

Na

2

O 

  1.37 

  0.43 

  0.88 

  7.69 

11.22 

  0.11 

  0.00 

  0.00 

  0.00 

  0.09 

  0.07 

  0.04 

K

2

O 

  0.92 

  0.14 

15.10 

  0.27 

  0.92 

11.09 

  0.00 

  0.00 

  0.00 

10.01 

  0.00 

 

Total 

98.49 

98.19 

99.70       100.07       101.27 

93.94 

99.24 

96.87 

97.67 

94.24 

98.09 

97.89 

O= 

23 

23 

  8 

  8 

  8 

11 

  4 

  4 

  3 

11 

12.5 

  Si = 1 

Si 

  6.711 

  7.708 

  2.981 

  2.673 

  2.922 

  3.193 

  0.000 

  0.001 

  0.003 

  2.835 

  3.017 

  1.000 

Ti 

  0.128 

  0.001 

  0.001 

  0.000 

  0.000 

  0.000 

  0.005 

  0.326 

  0.970 

  0.101 

  0.001 

  0.965 

Al 

  1.487 

  0.346 

  1.033 

  1.321 

  1.065 

  2.347 

  0.000 

  0.003 

  0.001 

  1.410 

  2.294 

  0.043 

Cr 

  0.000 

  0.000 

  0.000 

  0.000 

  0.000 

  0.000 

  0.002 

  0.002 

  0.000 

  0.004 

  0.000 

  0.000 

Fe

3+

 

  0.384 

  0.158 

  0.002 

  0.005 

  0.004 

  0.176 

  1.989 

  1.340 

  0.000 

  0.000 

  0.697 

  0.037 

Fe

2+

 

  1.813 

  1.147 

  0.000 

  0.000 

  0.000 

  0.080 

  0.995 

  1.309 

  0.932 

  1.099 

  0.007 

  0.000 

Mn 

  0.092 

  0.072 

  0.001 

  0.000 

  0.000 

  0.002 

  0.004 

  0.014 

  0.104 

  0.029 

  0.021 

  0.005 

Mg 

  2.437 

  3.597 

  0.000 

  0.001 

  0.000 

  0.252 

  0.000 

  0.000 

  0.009 

  1.377 

  0.000 

  0.000 

Ca 

  1.889 

  1.940 

  0.001 

  0.323 

  0.053 

  0.002 

  0.005 

  0.005 

  0.100 

  0.006 

  1.945 

  1.011 

Na 

  0.396 

  0.119 

  0.079 

  0.664 

  0.947 

  0.015 

  0.000 

  0.000 

  0.000 

  0.013 

  0.011 

  0.002 

K 

  0.175 

  0.025 

  0.889 

  0.015 

  0.051 

  0.972 

  0.000 

  0.000 

  0.000 

  0.979 

  0.000 

  0.000 

Total 

15.512 

15.113 

  4.987 

  5.002 

  5.042 

  7.039 

  3.000 

  3.000 

  2.119 

  7.853 

  7.993 

  3.063 

Activities of end-members in analysed phases 

Ilm  

0.85  

Mag 

0.99  

Usp 

0.18 

An 

  0.50 San 

 0.92 

Fe-Cel 

0.016  

Ann 

0.043  

Fe-Act 

0.0012 

 

Czo  

0.30 

Ep  

0.62 

Ttn 

0.868      

Table 2: Compositions and activities of minerals used in reactions (1—13).

* – Tables E1—6 – only as a electronical version
                                 www.geologicacarpathica.com

461

TATRIC VARISCAN THRUSTING – GRANITOIDS AGE AND PETROLOGY, TRIBEČ MTS (SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

Fig. 5. BSE images from the studied samples. a – contact of the dyke leucogranite with altered granite (T-33d vs. T-33). Plagioclase (Pl)
in the altered portion is replaced by the assemblage albite + phengite + pumpellyite + epidote. The grain of xenotime (Xtm) is shown in detail
in (f); b – Biotite (Bt) replacing plagioclase in altered granite, T-131; c – a zoned phenocryst of K-feldspar (Kfs) preserved in the altered
granite T-122; d – delta type rotation of apatite (Ap) in the altered granite, T-122; e – Monazite (Mnz) with breakdown corona in the al-
tered granite T-33; f – detail of xenotime breakdown from (a).

462

BROSKA and PETRÍK

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

evolution.  The  typical  BaO  concentration  is
> 1 wt. %  but  locally  it  may  exceed  2 wt. %
(Table 3).

Dioctahedral  white  mica  from  all  granite

specimens  in  the  Tribeč  Mts  types  corre-
sponds  to  phengite  (ferro-aluminoceladonite).
The  phengite  usually  forms  a  dense  network
of  sheets  on  former  plagioclases  but  com-
monly  occurs  also  in  interstitial  positions.  It
has  variable  Fe  concentrations  from  3.5  to
5 wt. % FeO

tot

 (Table 2). The Fe shows hetero-

geneous distribution, with rims enriched in Fe.

The  characterization  of  accessory  phases

which  includes  zircon  morphology,  apatite
composition, the presence of monazite and xe-
notime along with K-feldspar and biotite com-
positions  (low  Ti  contents),  indicate  mainly
S-type granite precursor of the altered granites.

The  dated  sample  of  tonalite  (T-123)  is

coarse-grained,  formed  by  strongly  saussuri-
tized plagioclase (An

21

 in preserved parts) and

anhedral,  undulatory  quartz  with  subordinate
biotite,  completely  replaced  by  secondary
muscovite and goethite. K-feldspar is absent.

Vein granite (cutting retrogressed mylonitic

granites),  is  represented  by  a  medium-

Titanite and Fe-Ti oxides

Titanite  is  a  characteristic  and  common  mineral  of  I-type

tonalites  where  it  forms  euhedral  to  subhedral,  zoned  crys-
tals.  Corroded  inclusions  of  an  earlier,  Ti-rich  magnetite
(showing  exsolutions  of  magnetite

ss

  in  ilmenite

ss

  and  vice

versa) in titanite centers suggest that it consumes and over-
grows these earlier Ti-rich phases (Fig. 4a,b, see the section
P-T-X  conditions).  The  titanite  outermost  euhedral  zone  is
free of the Ti-rich magnetite remnants and probably formed
from  Ti  liberated  from  biotite  (which  has  TiO

2

  typically

< 3 wt. %). However, in many tonalite samples the titanite is
retrogressed back to ilmenite, which may completely replace
titanite,  forming  pseudomorphs  (see  fig. 3d  in  Broska  et  al.
2007).  BSE  bright  zones  of  the  titanite  indicate  enrichment
in rare earth elements (REE). Their distribution may be com-
plicated, but they typically form outer envelopes around the
earliest  (Fig. 4a)  REE-poor  titanite  originated  from  Ti-rich
magnetite (see reaction 1) at relatively high T. The REEs fol-
low substitution Ca

2+

+ Si

4+

= REE

3+

+ Al

3+

 as indicated by the

good correlation CaO vs. SiO

2

 (Table E2). Very low F con-

tents  indicate  the  absence  of  high  pressure  substitution
Al

3+

+ F

—

= Ti

4+

+ O

2—

 (Tropper et al. 2002).

Ilmenite in I-type tonalites occurs only as an exsolved phase

within  Ti-magnetite  grains  preserved  in  titanite  cores.  They
are almost pure, Fe

3+

-absent ilmenites with X

ilm 

~

0.99 indicat-

ing reducing environment (Table E3). In S-type granitoids, il-
menite  is  stable  mineral  instead  of  magnetite,  suggesting  a
primary reduced character of S-type granite protolith (T-122).
It  is  also  found  in  altered  granite  rich  in  alkali  feldspar  and
poor  in  biotite.  Ilmenite  from  this  rock  type  is  invariably  re-
placed  by  mixture  of  Ti  phases  to  titanite  (Fig. 4d)  forming
“leucoxene” grains with remnants of ilmenite in centers.

Table 3: Representative analyses of K-feldspars. Note: p1–6 — a profile from center
to rim, T-33d — dyke cutting altered granites T-122, T-25.

T-33d T-33d T-33d T-33d T-33d T-33d T-122 T-25 

p1 p2 p3 p4 p5 p6 

SiO

2

 

64.05 64.04 64.32 63.84 64.92 64.64 62.81 

63.32 

TiO

2

 

0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 

0.00 

Al

2

O

3

 

18.10 17.84 17.95 17.77 17.70 17.62 18.61 

18.52 

FeO 

0.04 0.06 0.01 0.06 0.04 0.02 0.04 

0.02 

MnO 

0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 

0.02 

CaO 

0.05 0.02 0.02 0.00 0.01 0.02 0.12 

0.07 

Na

2

O 

0.43 0.59 0.31 0.40 0.39 0.41 1.07 

0.44 

K

2

O 

15.78 15.71 15.73 15.99 16.15 16.12 14.23 

15.88 

SrO   

0.13 0.15 0.04 0.01 0.01 0.04 0.19 

0.08 

BaO 

1.31 1.26 1.16 0.99 0.25 0.36 2.34 

1.09 

Total 

99.88 99.67 99.55 99.06 99.46 99.24 99.42 

99.45 

Si 

2.992 2.998 3.005 3.002 3.020 3.018 2.959 

2.971 

Al

IV

 

0.008 0.002 0.000 0.000 0.000 0.000 0.041 

0.029 

T

tot

 

3.000 

3.000 

3.005 

3.002 

3.020 

3.018 

3.000 

3.000 

Al

VI

 

0.988 0.983 0.999 0.989 1.011 1.006 0.992 

0.995 

Fe

2+

 

0.001 0.002 0.001 0.002 0.001 0.001 0.002 

0.001 

Mn 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 

0.001 

M

tot

 

0.990 0.985 0.994 0.989 0.992 0.989 0.994 

0.996 

Ca 

0.002 0.001 0.001 0.000 0.000 0.001 0.006 

0.003 

Na 

0.039 0.054 0.028 0.036 0.035 0.037 0.098 

0.040 

K 

0.940 0.938 0.937 0.959 0.958 0.961 0.855 

0.951 

Sr 

0.003 0.004 0.001 0.000 0.000 0.001 0.005 

0.002 

Ba 

0.024 0.023 0.021 0.018 0.005 0.007 0.043 

0.020 

Total 

0.982 0.993 0.967 0.996 0.994 0.999 0.959 

0.994 

grained  muscovite  leucocratic  granite.  The  dated  leuco-
granite (T-132) is formed by sub- to euhedral, sercitized pla-
gioclase  An

19—20

,  anhedral  undulatory  quartz,  perthititic

subhedral  K-feldspar,  abundant  flaky  muscovite  (ca.
10 vol. %)  and  subordinate  biotite  ( < 5 vol. %),  which  may
be  completely  chloritized.  Accessories  include  apatite,  ore
minerals  and  small  (ca.  20 µm  in  size)  monazite  grains  en-
closed in biotite and plagioclase, commonly with thin allan-
ite coronas.

Typomorphism of accessory minerals

Zircon

The composition of zircon shows typical crustal character

(Zr/Hf

wt

= 0.42).  The  most  distinct  differences  among  the

studied  granite  types  are  seen  in  zircon  morphological  pa-
rameters. The zircons from S-type granodiorite in the Krnča
area show prevalence of morphological subtypes S

3

, S

7

 and

S

8

 (according to Pupin 1980). The zircon morphological ty-

pological mean point for sample T-18 is I.A = 338, I.T = 342.

The  typical  morphometric  subtypes  for  the  sample  of

I-type  tonalite  (T-88)  are  S

12

,  S

21

,  and S

4

,  while  a  younger

generation  shows  subtypes  G

1

.  The  I-type  granite  typologi-

cal  mean  point  can  be  characterized  by  following  parame-
ters: I.A = 524 and I.T = 342.

The dyke cutting altered granites shows an S-type charac-

ter  but  different  from  the  S-type  (peraluminous)  tonalite
from the Krnča area with I.A = 330, I.T = 250.

The altered granites from the Tribeč Mts ridge zone con-

tain zircon with low S and L morphological subtypes resem-
bling the zircon characteristics of S-type granites.

463

TATRIC VARISCAN THRUSTING – GRANITOIDS AGE AND PETROLOGY, TRIBEČ MTS (SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

Magnetite occurs only in I-type tonalites as an early phase

consumed by titanite (Fig. 4a) where exsolution lamellae are
formed  from  Ti-rich  magnetite  mostly  with  9—15 wt. %
TiO

2

. Reconstructed compositions of both ilmenite and mag-

netite solid solutions using wide electron beam and the oxy-
barometer  of  Ghiorso  &  Evans  (2008)  give  800—950 °C  at
NNO buffer (see section P-T-X conditions). The other, com-
mon late stage large magnetite contains only 0—2 wt. % TiO

2

(an9,  Table E3).  It  is  usually  intergrown  with  biotite,  com-
mon voids were probably originally filled by fluids indicat-
ing the growth in the presence of fluid phase.

Apatite

Apatite is a good indicator of I and S-type granite rocks by

its Fe and Mn contents (Broska et al. 2012). Both cations in-
crease from I- to S-type. The apatites from I-type granitoids
in  Tribeč  contain  0.008 Mn  apfu  (0.11 wt. %  MnO),  S-type
0.017 Mn apfu (0.22 wt. % MnO). Apatite from altered gran-
ite shows higher Mn = 0.017 apfu.

A unique preserved rotation of apatite crystal in mica from

altered granite sample T-122 suggests a deformation event in
ductile  conditions.  The  rotation  of  apatite  is  an  important
record of the kinematic Variscan history of the altered gran-
ite (Fig. 5d, Table E4).

Allanite-(Ce), monazite-(Ce) and xenotime-(Y)

Allanite-(Ce) from I-type tonalites has a transitional compo-

sition (Petrík et al. 1995; Broska et al. 2012) among allanite,
ferriallanite  and  epidote  end-members  with  Fe

3+

/Fe

tot

  ratios

0.4—0.55 (Table E5). The highest oxidation is seen in late rim
domains  and  occurred  in  subsolidus  conditions  (stages 2,  3,
see section P-T-X conditions). Its REE distributions show an
invariably  positive  Eu  anomaly.  By  contrast,  a  rare  allanite
found  as  a  relic  within  monazite  in  peraluminous,  reduced
S-type granitoids (for example sample T-18) shows a different
composition,  rich  in  Al  and  with  variable  f = Fe

3+

/Fe

tot

  ratios

from strongly reduced to oxidated (f

≤ 0.55), Table E5.

Monazite-(Ce) is present in S-type granite rocks, leucocratic

dykes within I-type granitoids and in all altered granitoids. It
forms large zoned crystals with BSE brighter, Th-enriched (up
to  10 wt. %  Th)  zones.  A  Th-rich  phase  (huttonite—cheralite
mixture) was found within a large monazite (190 µm) of Al-
pine  age  (see  Monazite  dating  section).  All  dated  monazite
crystals  show  negative  Eu  anomalies,  the  most  profound  in
dyke  leucogranite  (Eu/Eu* = 0.25—0.03),  least  pronounced  in
peraluminous granodiorite T-18 (0.6—0.1). The dyke also con-
tain several monazite grains with high U (0.3—0.8 wt. % UO

2

)

compared  to  other  rock  types  with  monazite  containing
< 0.2 wt. % UO

2

. Monazite in the undeformed S-type granite

rocks  is  euhedral  without  any  sign  of  alteration,  whereas  al-
tered  granites  commonly  preserved  monazite  partially  re-
placed by common thin allanite (epidote)—apatite coronas.

Xenotime-(Y)  (Table E4),  found  in  the  altered  type,  has

mole fraction of YPO

4

 0.75—0.77 which is within the range

of  xenotimes  from  other  S-type  granitoids  (Broska  et  al.
2012).  Yttrium  is  accompanied  mostly  by  Dy,  Er  and  Yb
with X

(Y + HREE)

 reaching 0.95—0.97. Monazite and xenotime

in  the  altered  granites  are  strongly  retrogressed,  commonly
to  well-known  apatite—epidote  coronas  (Finger  et  al.  1998;
Broska et al. 2005). Monazite breaks down to LREE-rich ap-
atite and allanite, or LREE-rich epidote, while xenotime-(Y)
breaks  down  to  Y-enriched  apatite  and  epidote  (Fig. 5e,f).
There is no compositional difference between unaltered xe-
notimes  and  remaining  xenotime  partially,  replaced  by  epi-
dote coronas. Xenotime from dyke granite shows no signs of
alteration.  Rarely,  dark  remnants  of  an  old  monazite  were
found in a large 100 µm long monazite grain (see Monazite
dating section). Some monazite grains from vein type gran-
ites are extremely enriched in U (up to 3.2 wt. %, Table E6).

A  large  grain  of  ThSiO

4

  phase  was  found  in  the  altered

granite (T-122), with increased ZrO

2

 (3 wt. %) and low LREE

indicating that it represents thorite rather than huttonite.

Monazite dating

Monazite  frequently  occurs  in  S-type,  altered  and  dyke

granitoids from the Tribeč Mts. Since these rock types have
not  been  dated  in  this  basement  core  so  far  our  study  pro-
vides  the  first  geochronological  data  (source  data  in
Table E6).  BSE  images  of  selected  dated  monazites  with
analysed points (see Table E6) are illustrated in Fig. 6.

S-type  granitoids:  The  age  is  based  on  measurements  of

monazites  from  two  samples  (T-18,  T-220)  from  the  Krnča
area  (Fig. 1).  Although  monazites  slightly  differ  in  their
chemistry  they  provide  an  excellent  common  isochron  Th*
vs.  Pb  (Fig. 7a).  Individual  ages  from  5  monazite  grains  in
T-18 (21 analyses) and 4 monazite grains in T-220 (17 anal-
yses) are listed in Table E6. The isochron based on 33 points
(5 points with ages  < 325 and  > 400 Ma were excluded) yields
the  weighted  mean  age  of  352.4 ± 11.7 Ma  (MSWD = 1.08,
intercept 0.0009). The weighted fit (2

σ errors) was calculated

by Isoplot 4.15 (Ludwig 2008).

Altered granite: Two samples of altered granite were dated,

T-121,  131.  Both  samples  contain  monazites  characterized
by relatively homogeneous compositions with Th/Pb and U/Pb
ratios 55—65 and 0.7—3.2, respectively. A set of 29 points ex-
cluding 5 outlying points yields a well-defined, standard Th*
vs. Pb isochron with negligible intercept of +0.001 Pb (Fig. 7b).
The  weighted  fit  (2

σ  errors,  calculated  with  Isoplot  4.15,

Ludwig 2008) yields the age of 358 ± 17 Ma. This age of the
altered granites is identical with S-type granodiorites and prob-
ably does not represent the age of low temperature alteration.

Dyke granite: A different age was obtained from the dyke

on  the  Medvedí  vrch  Hill,  which  cuts  the  same  deformed
granitoid  body  as  in  the  Malý  Tribeč  Hill.  Monazites  from
this rock type (samples T-123, 132) show the wide range of U
and  Th  concentrations  including  several  grains  with  high  U
(up to 3.2 wt. % UO

2

), resulting in ratios U/Pb from 20 to 60

and Th/Pb of 1—15, in contrast to monazites from mylonitized
granites  with  much  more  homogeneous  compositions.  Such
monazites  are  suitable  for  U/Pb  vs.  Th/Pb  isochron  method
of  Cocherie  &  Albarède  (2001).  The  ideally  concordant  iso-
chron  yielded  the  centroid  age  of  342.2 ± 4.4 Ma  indicating
that both U/Pb and Th/Pb systems remained closed (Fig. 7c,
Table E6). The age is younger than the age of altered granite

464

BROSKA and PETRÍK

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

in accordance with the position of the dyke in the field cut-
ting the altered rock (Fig. 2d).

Early  Devonian  ages:  an  old  monazite  remnant  within  a

large grain from the altered granite (T-123), yielded the age of
434 ± 54 Ma  (Fig. 6a).  Four  other  similar  ages  are  from  sam-
ples T-121, 220: 410 ± 35, 413 ± 29, 415 ± 35 and 436 ± 45 Ma.

Fig. 6. BSE images. a—d – monazite from altered granite (samples T-123, 132), a – the dark restitic zone in the center has Ordovician
age; e, f – S-type granite, T-18. The zoned monazite in (e) contains a Th-rich inclusion of Alpine age. For age data see Table E6.

Alpine ages: Young ages come from undeformed I-type

tonalite  (T-18).  A  Th-rich  phase  (possibly  a  mixture  of
huttonite  and  cheralite)  occurring  within  large  monazite
yielded  age  81 ± 2.5 Ma.  Several  euhedral  50 µm  grains
showed  Alpine  age  record  of  92 ± 31  and  86 ± 24 Ma  in
sample T-25.

465

TATRIC VARISCAN THRUSTING – GRANITOIDS AGE AND PETROLOGY, TRIBEČ MTS (SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

P-T-X

 conditions in evolution of the I-type and

S-type granitoids

Earlier  pressure  estimates  for  ~ 365 Ma  I-type  tonalites

containing  hornblende  (Petrík  &  Broska  1994)  were  ob-
tained  by  Al-in  hornblende  geobarometry  (Hollister  et  al.
1987), and constrained ca. 350 MPa of lithological pressure.
Slightly higher results are obtained using later calibrations.
In  this  work,  the  pressure  was  determined  using  the  equa-
tion of Anderson & Smith (1995): P( ± 0.6 kbar) = 4.76 Al—
3.01—[(T(°C)—675)/85]*[0.530 Al + 0.005294(T(°C)—675)].
The  hornblende  composition  is  shown  in  Table 2.  Al

tot

= 1.5

(per 23.5 O) using the above equation gives a curve, which at
near  solidus  temperature  T = 560—620 °C  indicates  the  pres-
sure P = 400—420 MPa.

Temperature  and  oxygen  fugacity:  Application  of  the  Zr

saturation thermometry (Watson & Harrison 1983) to Tribeč
I-type tonalites, which contain magmatic zircons with negli-
gible inheritance (Broska et al. 2000), gives a range of temper-
atures 820—725 °C at 63—75 % SiO

2

, respectively. However,

the  continuing  re-equilibrations  during  late  magmatic  cool-
ing record temperatures down to 650 °C (based on the Fe-Ti
oxides  analyses  from  Broska  et  al.  2007).  Oxybaro-ther-
mometry based on the Fe-Ti oxides enclosed in titanite indi-
cates  T = 800—850 °C  at  f

O2

  of  the  FMQ  buffer  (Ghiorso  &

Evans 2008), see (1) in Fig. 8d. These early Fe-Ti oxides are
replaced by reactions with Ca minerals producing new titan-
ite and annite, Fig. 4a (Broska et al. 2007), reaction ((1) not
shown),  Table 4. The reaction is strongly dependent on H

2

O

activity: at  a

H

2

O

= 0.5 gives T = 707 °C (P = 400 MPa) with T

increasing with increasing a

H

2

O

. (This and the following re-

actions were generated, and P-T-X conditions calculated us-
ing  Thermocalc  3.31  (Holland  &  Powell  2011)  and  AX
software for end-member activities (Table 2)).

In I-type tonalites the late- to post-magmatic oxidation re-

sults  in  the  formation  of  magnetite,  biotite  and  horn-
blende + pure  magnetite + titanite  (reactions 2—4,  Table 4)
accompanied by epidote, see intersection (2) in Fig. 8a. The
trend of increasing Mg# in actinolite (Fig. 3b) with cooling,
also  indicating  oxidation,  was  demonstrated  by  Blundy  &
Holland  (1990).  The  original  assemblage,  Ti-magnetite  and
more  Fe-rich  biotite,  was  thus  more  reduced  (Broska  &
Petrík 2011), point (1) in Fig. 8d. The oxidation continues to
lower  T  involving  phengite  and  producing  even  more  mag-
netite  and  reaching  the  highest  f

O2

  ( ~ HM  buffer)  (intersec-

tion (3) in Fig. 8b, reactions 3—7, Table 4). However, in the
Tribeč I-type tonalites the oxidation ceases on further cool-
ing,  as  is  indicated  by  replacement  of  titanite  by  ilmenite
pseudomorphs.  The  reduction  and  hydration  reactions  pro-
duce ilmenite, clinozoisite, and epidote (reactions 8—13, Ta-
ble 4, intersection (4) in Fig. 8c).

The  S-type  granites  do  not  contain  mineral  assemblages

that could be used for estimation of pressure, but saturation
temperatures of REE and T

Zr 

thermometry are similar, even

higher  than  I-type  tonalites  (725—825 °C).  The  absence  of
oxidation  minerals  (titanite,  magnetite,  epidote)  coupled
with  high  Ti-  and  Fe-rich  biotite  suggest  reducing  condi-
tions.  Indeed,  it  would  seem  that  the  main  difference  be-
tween  Tribeč  I-type  and  S-type  granitoids  was  in  their  redox

Fig. 7. a – Pb/Th* isochron age of the S-type granodiorite (T-18,
T-220), b – Pb/Th* isochron age of monazite from altered granite
(samples  T-121,  131),  c  –  Th/Pb—U/Pb  isochron  (Cocherie  &
Albarède 2001) of monazites from a dyke cutting the altered granite
(T-132). The concordant isochron gives a well-defined centroid age
of 342 ± 4.4 Ma. All regressions by weighted fit (Isoplot 4.15).

466

BROSKA and PETRÍK

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

Fig. 8. Evolution of the Tribeč I-type tonalites in the log f

O2

—T space

(P = 400 MPa).  a  –  reactions  involving  amphibole  oxidation  and
magnetite production, b – reactions of mica oxidation and further
magnetite  production,  c  –  reduction  of  titanite  and  ilmenite  pro-
duction,  d  –  summary  log  f

O2

—T  path  of  the  I-type  granitoids  in-

cluding  early  post-magmatic  oxidation  and  late  partial  reduction.
The  last  reduction  is  a  possible  result  of  processes  accompanying
Variscan thrusting.

!

regime.  However,  other  features:  much  more  peraluminous
and  more  acid  in  nature  (which  is  responsible  for  S-type
classification  even  in  the  absence  of  muscovite),  and  most
notably the presence of abundant monazite in the absence of
allanite,  all  indicate  a  different  source  of  the  peraluminous
granite magma. This also implies the differences in the REE
patterns (Broska & Uher 2001).

Discussion

Contrasting redox evolution

The  rich  primary  and  secondary  mineral  assemblages  in

various  granite  types  from  the  Tribeč  Mts  point  to  a  long
magmatic and post-magmatic evolution. The calculated P-T-X
path of I-type tonalites, based on Fe-Ti oxides, hornblende,
titanite and mica-bearing equilibria, illustrates the transition
from  a  magmatic  stage  at  T  ca.  800—850 °C  and  moderate
oxygen  fugacity  (FMQ  buffer)  to  an  oxidation  event  at
600 °C  between  HM  and  NNO  up  to  the  oxidation  peak  at
480 °C  at  HM  buffer,  and  the  final  reduction  at  ca.  470 °C
and 

∆NN=3.3 (Fig. 8d). The reason for oxidation is seen in

the dissociation of exsolved water to H

2

 and O

2

, and subse-

quent  H

2

  escape  (Carmichael  et  al.  1974).  S-type  granites

(peraluminous but without primary muscovite) show an en-
tirely different evolution typically starting at relatively high
T = 825 °C  preserving  the  original  reduced  nature  without
post-magmatic oxidation. The low-T alteration involves sau-
ssuritization of plagioclase and ilmenite replacement by sec-
ondary phases (“leucoxene”). This is explained by a different
protolith  composition,  namely  a  lower  content  of  water  in
the magma or its escape after emplacement.

  1  

Fe-Act + 3 Kfs + 2 Usp + 2 H

2

O = 2 Ttn + 3 Ann + 6 Qz   

Fig. 8a 
  2  

   2 An + Fe-Act + O

2

 = 2 Ep + Mag +6 Qz 

  3  

   2 Ann + O

2

 = 2 Kfs + 2 Mag + 2 H

2

O 

  4  

   4 An + 2 Kfs + 2 Fe-Act +2 H

2

O + O

2

 = 4 Ep + 2 Ann +12 Qz 

 

Fig. 8b 
  3  

   2 Ann + O

2

 = 2 Kfs + 2 Mag + 2 H

2

O 

  5 

   3 Fe-Cel = 2 Kfs + Ann + 3Qz +2 H

2

O  

  6       6 Fe-Cel + O

2

 = 6 Kfs + 2 Mag + 6 Qz + 6H

2

O 

  7  

   3 Ann + 3 Qz + O

2

 = 3 Fe-Cel + 2 Mag 

Fig. 8c 
  8     24 Czo + 4 Fe-Act + 5O

2

 = 16 An + 20 Ep + 12 Qz + 6 H

2

O  

  9 

96 Czo +12 Ilm + 8 Fe-Act + 13 O

2

 = 92 An + 52 Ep + 12 Ttn + 30 H

2

O 

10  

16 Czo + 4 Ilm + 8 Qz + O

2

 = 20 An + 4 Ep + 4 Ttn + 6 H

2

O  

11  

14 Czo + 5 Ilm +13 Qz = 21 An + 5 Ttn + Fe-Act + 6 H

2

O 

12  

28 Ep + 12 Ilm + 48 Qz = 28 An + 12 Ttn + 8 Fe-Act + 6 H

2

O + 7 O

2

 

13  

56 Czo + 16 Ttn + 20 Fe-Act + 21 O

2

 = 84 Ep + 16 Ilm + 92 Qz + 6 H

2

O

 

Table 4: Reactions (1—13) compare Fig. 8a—c.

467

TATRIC VARISCAN THRUSTING – GRANITOIDS AGE AND PETROLOGY, TRIBEČ MTS (SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

The altered granitoids

The altered granitoids were heavily retrogressed by hydra-

tion  along  a  possible  shear  zone  leaving  only  quartz  and  a
fine-crystalline muscovite (“sericite”) mass. Some reactions
(5—7)  involve  phases  present  in  the  altered  granitoids
(phengite  and  biotite)  and  the  derived  T < 460 °C  may  pre-
sumably be applied to estimation of the conditions of dyna-
mo-metamorphic reworking of granitoids from the ridge part
of the Tribeč Mts. The post-magmatic, late Variscan or Al-
pine low grade metamorphism is supported by breakdown of
monazite and xenotime (Malý Tribeč Hill and Medvedí vrch
Hill).  The  monazite  and  xenotime  break  down  to  form
LREE-rich  apatite  and  allanite  coronas,  Y-enriched  apatite
and epidote, respectively (Fig. 5e,f), for details see Broska et
al.  (2005).  The  experimental  data  on  monazite  alteration  to
REE-epidote and fluorapatite (P = 450—610 MPa and T = 450
to 500 °C) showed the dependence of alteration products on
the  character  of  fluids.  A  high  Ca  content  in  the  fluid  pro-
motes monazite dissolution and the formation of fluorapatite
and allanite or REE-epidote (Janots et al. 2008; Budzyń et al.
2011). Increasing Na activity in the fluid promotes formation
of apatite with increased britholite component, which is also
strictly related to Na + REE substitution in apatite (Budzyń et
al. 2011). Similarly to monazite, xenotime-(Y) breakdown is
controlled  by  pressure,  temperature  and  fluid  composition.
Some Y-HREE-rich apatite on xenotime-(Y) was experimen-
tally produced by a Ca rich fluid-mediated low temperature
(350 °C)  regime  at  pressure  400 MPa  (Budzyń  &  Kozub-
Budzyń 2015). Similar conditions can be expected in the for-
mation of xenotime-(Y) breakdown in the Tribeč Mts.

Syn-collisional granite

This monazite age of S-type granitoids in the Tribeč Mts is

identical with the monazite age of S-type granodiorites from
the  Bratislava  Massif,  Malé  Karpaty  Mts  (353 ± 2 Ma,  Uher
et al. 2014) and 355 ± 5 Ma zircon SHRIMP age of the same
granitoids (Kohút et al. 2009). The S-type granitoids appear
younger  than  358—367 Ma  I-type  tonalites  (ion  microprobe
zircon dating, Broska et al. 2013).

The  age  of  monazites  (ca.  340 Ma)  from  dyke  cutting  the

retrogressed  (partly  mylonitic)  granites  altered  to  greenschist
facies  (Medvedí  vrch  Hill)    for  the  first  time  documents  the
existence  of  a  younger  granite-forming  event  in  the  Tribeč
Mts than the Devonian/Lower Carboniferous. This Visean age
is similar to the age of some Tatry Mts diorites 341 Ma (Poller
&  Todt  2000)  or  granitoids  in  the  Žiar  Mts  338 Ma  (Kohút
2015)  indicating  a  younger  magmatic  activity  also  in  other
parts of the Western Carpathians. This age is coeval with the
age of the main Variscan collisional event in the Europe and
corresponds  to  the  second  group  of  granites  according  to
model  of  Finger  et  al.  (1997):  (1) Late  Devonian  to  early
Carboniferous I-type (370—340 Ma); (2) Early Carboniferous
syn-collisional  S-type,  ca.  340 Ma;  (3) Late  Visean—early
Namurian  high  K-type,  340—310 Ma;  (4) Post-collisional
I-type,  310—290 Ma;  (5) Late  Carboniferous  and  Permian
mainly  A-type,  300—250 Ma  (alternatively  see  Timmerman
2008 or for a recent tectonic view Žák et al. 2014).

The significance of the 340 Ma event in the Western Car-

pathian realm is difficult to assess because its regional extent
in  other  mountain  ranges  is  poorly  known.  However,  new
monazite  data  suggest  that  this  event  may  have  been  more
widespread.  It  marks  the  end  of  the  main  granite-forming
event in the Western Carpathians or the very beginning of the
extensive  granite  magmatism  in  the  Bohemian  massif  corre-
sponding to isothermal decompression of the crust (Janoušek
&  Gerdes  2003;  Janoušek  et  al.  2004,  2010;  Kotková  et  al.
2010; Žák et al. 2014). An important granite forming event
at  340 Ma  is  also  known  from  the  Tauern  window  (Eastern
Alps)  following  volcanic  arc  granitoid  origin  at  374 Ma
(Eichorn et al. 2000).

Other  ages  obtained:  Early  Devonian  ages  from  relict

monazites are within error identical with the U-Pb single zir-
con core age (414 ± 8 Ma) obtained from nearby Tribeč I-type
tonalite (Broska et al. 2013) and indicate an Early Devonian
protolith of granitoids in the Tribeč Mts.

Two Alpine ages obtained, ca. 90 and ca. 80 Ma are slightly

older  than  the  Alpine  reworking  in  the  Tribeč  granitoids
(mylonite zones) documented by white mica 

40

Ar/

39

Ar ages

71—63 Ma (Kráx et al. 2002). According to the scheme based
on fission track ages and proposed by Králiková et al. (2014)
the earlier age would correspond to a paleo-Alpine burial of
the Western Carpathian basement whereas the later one is re-
lated to its exhumation.

The Variscan thrusting and forming of “granite duplex”

The  altered  granites  extensively  developed  along  the

Tribeč  ridge  zone  are,  according  to  the  geological  map  of
Ivanička et al. (1998a), flat-lying on undeformed granitoids
following roughly map contour lines. Such a position evokes
the low-angle superposition of two Variscan granitoid bodies
(Fig. 9).  The  leucocratic  granite  dyke  cutting  the  altered
granite  with  the  age  of  342 Ma  indicates  the  minimum  age
not  only  of  the  alteration  but  also  of  this  low-angle  granite
stacking.  Therefore,  zircon  and  monazite  datings  and  rock
field relations constrain the age of the alteration/deformation
event as Variscan ( > 342 Ma). The character of the event in-
vokes a massive, region-scale fluid ingression into the shear
zone in high water/rock ratio regime reaching various grani-
toid types including granites and tonalites.

Fig. 9.  A  proposal  of  the  low-angle  granite  thrusting  on  profile
Krnča—Velčice. Corresponding datings of granite blocks indicate in-
tensive Variscan shortening during the collisional event and forma-
tion  of  the  granite  duplex.  Injections  of  leucocratic  granite  veins
through  the  granite  complex  is  known  from  mapping  work  of
Ivanička et al. (1998a). The southward direction of thrusting corre-
sponds  to  general  Variscan  thrusting  directions  (e.g.  according  to
Bezák et al. 1997).

468

BROSKA and PETRÍK

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

The  flat  position  of  the  fine-grained  granitoids  above

coarse-grained  I-type  tonalite  was  also  confirmed  by  the
RAO-3  borehole  in  the  depth  of  100 m  close  to  the  Verký
Tribeč  summit  (Fig. 1a;  Madarás  et  al.  2004).  Low  angle
thrusting  within  the  Tatric  Superunit  is  indicated  by  seismic
profiles (Vozár & Šantavý 1999) and interpretation of magne-
totelluric measurement in the Tribeč Mts (Bezák et al. 2011b).
The  widespread  fine-grained  or  altered  granites  lying  on
coarse-grained  I-type  tonalite  from  the  area  of  Verký  Tribeč
Hill to Javorový vrch Hill evoke the extensive Variscan thrust
stacking  occurring  recently  in  the  framework  of  the  Alpine
Tatric Superunit. Based on the RAO-3 drill hole, a minimum
of 400 m thickness of the fine-grained granitoids is presumed
(Madarás et al. 2004). The Variscan stacking is known in the
Western Carpathians on a relatively large scale and the direc-
tion  of  the  Variscan  thrusting  is  generally  towards  the  south
(e.g. Kahan 1969; Bezák et al. 1997; Janák & Plašienka 1999;
Hurai et al. 2000; Janák et al. 2001). The Variscan thrusting in
the Tribeč Mts is manifested by formation of granite duplex,
or stacking of altered on unaltered granites, originated during
the  Visean.  The  Variscan  middle-crustal  thrusting  was  only
slightly  later  modified  by  Alpine  tectonics  and  this  scenario
could  be  widespread  also  in  other  parts  of  the  Western  Car-
pathians (Bezák et al. 2014).

Our idea resulting from the presented petrographic, miner-

alogical,  petrological  and  geological  data  suggests  that  the
stacking  of  the  granite  bodies  occurred  before  age  342 Ma,
and  so  before  the  emplacement  of  the  leucocratic  dyke
(Fig. 9). Both magmatic events (ca. 365—352 and 342 Ma) in
the  Tribeč  Mts  terminated  Variscan  activity  in  the  present
Tribeč  Mts.  The  presumed  age  of  thrusting  is  coeval  with
syncollisional magmatism in Variscan Europe and could be
correlated  with  the  collisional  event  producing  an  intensive
fluid  activity  within  existing  granite  bodies  (Weinberg  &
Hasalová 2015).

Conclusions

The  Late  Devonian  to  early  Carbonifeous  orogen-related,

calc-alkaline  I-type  granitic  suites  in  the  Western  Car-
pathians are markers of an early Variscan active margin. The
Tribeč Mts contain both I- and S-type granite bodies, which
originated  during  the  early  stages  of  Variscan  subduction
(ca.  360 Ma).  The  contrasting  post-magmatic  evolution  ex-
emplifies the role of water and oxygen fugacity in different
granite types (oxidation or lack of it) reflecting differences in
their source rocks including the water content.

The age of the altered (mylonitic) ridge zone, 359 ± 17 Ma,

encompasses the age of both I- and S-type magmas (Broska
et  al.  2013)  whereas  the  dyke  granites  cutting  altered  gran-
ites are significantly younger,  ~ 340 Ma. This younger age in
the  Tribeč  Mts  (Prototatricum  in  the  sense  of  Broska  et  al.
2013)  can  be  correlated  with  heating  in  the  Variscides  pro-
ducing granitoids in many places, such as the Bavarian phase
in the Moldanubian sector of the Bohemian Massif (Finger et
al.  2007),  durbachites  at  335—342 Ma  (Finger  et  al.  2007;
Kusiak  et  al.  2010),  or  in  the  basement  of  the  Eastern  Alps
(orthogneisses  340—343 Ma,  Eichorn  et  al.  2000).  Monazite

dating  also  provided  a  presence  of  apparently  restitic  (clas-
tic) monazite cores ca. 420 Ma old. They represent possible
remnants  of  an  Ordovician  protolith  of  the  Tribeč  granitoid
magmas  and  correspond  well  to  similar  older  monazites
from  S-type  granitoids  of  the  Bratislava  Massif  (Malé  Kar-
paty Mts, Uher et al. 2014).

In  the  Tribeč  Mts,  the  weak  ~ 340 Ma  magmatic  activity

probably  reflects  thrusting  of  the  Prototatric  unit  accompa-
nied by increased fluid activity, which altered (retrogressed)
the  granites  to  greenschist  faces.  Now  they  occur  along  the
ridge zone of the Tribeč Mts. The juxtaposition of two differ-
ent granitic blocks (the coarse-grained tonalite in the bottom
and  the  altered  granite  in  the  upper  part)  of  Middle  Missis-
sippian  age  indicates  the  tectonic  complexity  of  the  Tatric
Superunit  on  the  one  hand,  and  a  spatial  separation  of  the
Prototatricum  (which  lacks  the  voluminous  ~ 340 Ma  mag-
matism)  from  the  Saxo-Danubian  Granite  Belt  in  the
Variscan realm on the other.

The  altered  S-  and  I-type  granites  from  the  axial  zone  of

the Tribeč Mts at present look fine-grained due to extensive
retrogression. In this manner, the Tribeč granite pluton now
shows  horizontal  and  vertical  zoning:  from  the  north-west
side  of  the  mountains  the  S-type  granites  substitute  the
I-type  tonalites  towards  the  south-east,  and  the  medium/
coarse-grained  I-  and  S-type  granitoids  are  vertically  over-
lain by their metasomatically altered equivalents in tectonic
position forming a granite duplex (Fig. 9).

Sample locations

T-18: biotite granodiorite (S-type); Krnča, Dršna Valley, a

cliff at confluence of creeks, N 48°31,406’ and E 18°16,880’
and 280 m above sea level;

T-88: biotite tonalite (I-type); Zlatno, Žraby, a cliff on the

south  slope  of  Javorový  vrch  Hill;  N 48°29,315’  and
E 18°18,438’ and 535 m above sea level;

T-121: altered  mylonitic  granitoid;  Krnča,  400 m  above

T-18  in  the  side  valley  of  Dršna  N 48°31,077’  and
E 18°17,055’ and 322 m above sea level;

T-122: altered mylonitic granitoid; outcrop by forest road,

300 m  south-west  from  the  summit  of  Medvedí  vrch  Hill,
N 48°29,073’ and E 18°14,865’ and 581 m above sea level;

T-123: altered  coarse-grained  tonalite;  small  outcrop

from  the  cliff  of  Čierny  Hrad  castle.  N 48°28,442’  and
E 18°17,546’ and 573 m above sea level;

T-131: altered  mylonitic  granitoid;  the  summit  of  Malý

Tribeč Hill;

T-132: medium-grained leuocratic granite, dyke; the sum-

mit of Medvedí vrch Hill;

T-133: altered mylonitic granitoid and T-33 altered granite on

the contact with dyke T-33d; the summit of Medvedí vrch Hill.

Acknowledgments: This research was supported by Grants
VEGA (0159/13, I. Petrík) and APVV (0080-11 M. Janák).
Viera Kolárová and Ivan Holický from the State Geological
Institute  of  Dionýz  Štúr  are  thanked  for  microprobe  mona-
zite dating, Ján Madarás for his expertise during field work
and Dušan Plašienka for his helpful comments.

469

TATRIC VARISCAN THRUSTING – GRANITOIDS AGE AND PETROLOGY, TRIBEČ MTS (SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

References

Bezák  V.,  Vozár  J.  &  HvožŠara  M.  2011b:  Interpretation  of  the

Tribeč Mts. deep geological structure based on results of geo-
physical,  mainly  magnetotelluric  modeling.  Contr.  Geophys.
Geodesy 41, 297—306.

Bezák V., Broska I., Konečný P., Petrík I. & Košler J. 2008: Permian

magmatic  complex  in  Northern  Veporicum:  Interpretation  of
new  datings  of  acid  magmatites.  [Permský  magmatický  kom-
plex  v  severnom  veporiku:  interpretácia  z  nových  datovaní
kyslých magmatitov.] Miner. Slovaca 40, 127—134.

Bezák V., Pek J., Vozár J., Bielik M. & Vozár J. 2014: Geoelectri-

cal and geological structure of the crust in Western Slovakia.
Stud. Geophys. Geod. 58, 473—488.

Bezák  V.,  Jacko  S.,  Janák  M.,  Ledru  P.,  Petrík  I.  &  Vozárová  A.

1997: Main Hercynian lithotectonic units of the Western Car-
pathians. In: Grecula P., Hovorka D. & Putiš M. (Eds.): Geo-
logical  evolution  of  the  Western  Carpathians.  Geocomplex,
Bratislava, 261—269.

Bezák V., Biely A., Elečko M., Konečný V., Mello J., Polák M. &

Potfaj M. 2011a: A new synthesis of the geological structure of
Slovakia  –  the  general  geological  map  at  1 : 200,000  scale.
Geol. Quart. 55, 1—8.

Bezák  V.,  Broska  I.,  Ivanička  J.,  Reichwalder  P.,  Vozár  J.,  Polík

M.,  Havrila  M.,  Mello  J.,  Biely  A.,  Plašienka  D.,  Potfaj  M.,
Konečný  V.,  Lexa  J.,  Kalinčiak  M.,  Žec  B.,  Vass  D.,  Elečko
M., Janočko J., Pereszlényi M., Marko F., Maglay J. & Pristaš J.
2004: Tectonic map of Slovak Republic, 1 : 500,000. MŽP SR,
ŠGÚDŠ, Bratislava, (in Slovak).

Bielik M., Šefara J., Kováč M., Bezák V. & Plašienka D. 2004: The

Western  Carpathians  –  interaction  of  Hercynian  and  Alpine
processes. Tectonophysics 393, 63—86.

Biely A. 1974: Geological map of the Tríbeč Mountains, 1 : 50,000.

GÚDŠ, Bratislava (in Slovak).

Biely A., Bezák V., Elečko M., Kaličiak M., Konečný V., Lexa J.,

Mello J., Nemčok J., Potfaj M., Rakús M., Vass D., Vozár J. &
Vozárová  A.  1996:  Geological  map  of  Slovakia,  1 : 500,000.
Geol. Surv. Slovak Republic, Bratislava (in Slovak).

Blundy  J.D.  &  Holland  T.J.B.  1990:  Calcic  amphibole  equilibria

and a new amphibole-plagioclase geothermometer. Contr. Min-
eral. Petrology 104, 208—224.

Broska  I.  &  Gregor  T.  1992:  Allanite-magnetite  and  monazite-il-

menite  granitoid  series  in  the  Tríbeč  Mts.  In:  Vozár  J.  (Ed.):
Western  Carpathians,  Eastern  Alps,  Dinarides.  IGCP  Project
No. 276. GÚDŠ, Bratislava, 25—36.

Broska  I.  &  Petrík  I.  2011:  Accessory  Fe-Ti  oxides  in  the  West-

Carpathian  I-type  granitoids:  witnesses  of  the  granite  mixing
and late oxidation processes. Miner. Petrology 101, 87—97.

Broska  I.  &  Uher  P.  2001:  Whole-rock  chemistry  and  genetic  ty-

pology  of  the  West-Carpathian  Variscan  granites.  Geol.  Car-
pathica 52, 79—90.

Broska I., Petrík I. & Williams C.T. 2000: Coexisting monazite and

allanite  in  peraluminious  granitoids  of  the  Tribeč  Mountains,
Western Carpathians. Amer. Mineralogist 85, 22—32.

Broska I., Petrík I. & Uher P. 2012: Accessory minerals of the Car-

pathian granitic rocks. Veda, Bratislava, 1—235 (in Slovak with
English summary).

Broska I., Williams C.T., Janák M. & Nagy G. 2005: Alteration and

breakdown  of  xenotime-(Y)  and  monazite-(Ce)  in  granitic
rocks of the Western Carpathians, Slovakia. Lithos 82, 71—83.

Broska  I.,  Harlov  D.,  Tropper  P.  &  Siman  P.  2007:  Formation  of

magmatic  titanite  and  titanite-ilmenite  phase  relations  during
granite  alteration  in  the  Tribeč  mountains,  Western  Car-
pathians, Slovakia. Lithos 95, 58—71.

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

Devonian/Missisipian  I-type  granitoids  in  the  Western  Car-

pathians:  a subduction-related  hybrid  magmatism.  Lithos
162—163,   27—36.

Budzyń B. & Kozub-Budzyń G.A. 2015: The stability of xenotime

in high Ca and Ca-Na systems, under experimental conditions
of  250—350  °C  and  200—400  MPa:  the  implications  for  fluid-
mediated  low-temperature  processes  in  granitic  rocks.  Geol.
Quart. 59, 316—324.

Budzyń  B.,  Harlov  D.E.,  Williams  M.L.  &  Jercinovic  M.J.  2011:

Experimental  determination  of  stability  relations  between
monazite, fluorapatite, allanite, and REE-epidote as a function
of pressure, temperature, and fluid composition. Amer. Miner-
alogist 96, 1547—1567.

Carmichael  I.S.E.,  Turner  F.J.  &  Verhhogen  J.  1974:  Igneous  pe-

trology. McGraw Hill Int. Ser., Earth Planet. Sci., New York,
1—739.

Cocherie A. & Albarède F. 2001: An improved U-Th-Pb age calcu-

lation  for  electron  microprobe  dating  of  monazite.  Geochim.
Cosmochim. Acta 65, 4509—4522.

Demko R. & Hraško Œ. 2013: Rhyolite body Gregová near the Tel-

gárt village (Western Carpathians). Miner. Slovaca 45, 161—174
(in Slovak with English summary).

Droop G.T.R. 1987: A general equation for estimating Fe

3+

 concen-

trations  in  ferromagnesian  530  silicates  and  oxides  from  mi-
croprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineral. Mag.
51, 531, 431—435.

Eichorn R., Loth G., Höll R., Finger F., Schermaier A. & Kennedy

A. 2000: Multistage Variscan magmatism in the central tauern
Window  (Austria)  unveiled  by  U/Pb  SHRIMP  zircon  data.
Contr. Mineral. Petrology 139, 418—435.

Finger  F.,  Broska  I.,  Roberts  M.  &  Schermeier  A.  1998:  Replace-

ment  of  primary  monazite  by  apatite-allanite-epidote  coronas
in an amphibolite facies granite gneiss from the eastern Alps.
Amer. Mineralogist 83, 248—258.

Finger F., Roberts M.P., Haunschmid B., Schermaier A. & Steyrer

H.P. 1997: Variscan granitoids of central Europe: their typology,
potential sources and tectonothermal relations. Miner. Petrology
61, 67—96.

Finger F., Gerdes A., Janoušek V., René M. & Riegler G. 2007: Re-

solving  the  Variscan  evolution  of  the  Moldanubian  sector  of
the Bohemian Massif: the significance of the Bavarian and the
Moravo-Moldanubian  tectonometamorphic  phases.  J.  Geosci.
52, 9—28.

Finger F., Broska I., Haunschmid B., Hraško Œ., Kohút M., Krenn

E., Petrík I., Riegler G. & Uher P. 2003: Electron-microprobe
dating of monazites from Western Carpathian basement grani-
toids: plutonic evidence for an important Permian rifting event
subsequent  to  Variscan  crustal  anataxis.  Int.  J.  Earth  Sci.  92,
86—98.

Ghiorso M.S. & Evans B.W. 2008: Thermodynamics of rhombohe-

dral oxide solid solutions and a revision of the Fe-Ti two oxide
geothermometer  and  oxygen-barometer.  Amer.  J.  Sci.  308,
957—1039.

Holland T.J.B & Powell R. 2011: An improved and extended inter-

nally consistent thermodynamic dataset for phases of petrolog-
ical  interest,  involving  a  new  equation  of  state  for  solids.  J.
Metamorph. Geology 29, 333—383.

Hollister  L.S.,  Grissom  G.C.,  Peters  E.K.,  Stowell  H.H.  &  Sisson

V.B. 1987: Confirmation of the empirical correlation of Al in
hornblende with pressure of solidification of calc-alkaline plu-
tons. Amer. Mineralogist 72, 231—239.

Hurai V., Janák M., Ludhová L., Horn E.E., Thomas R. & Majzlan

J. 2000: Nitrogen-bearing fluids, brines and carbonate liquids
in Variscan migmatites of the Tatra Mountains, Western Car-
pathians  –  heritage  of  high-pressure  metamorphism.  Eur.  J.
Mineral. 12, 1283—1300.

Ivanička  J.,  Polák  M.,  Hók  J.,  Határ  J.,  Greguš  J.,  Vozár  J.,  Nagy

470

BROSKA and PETRÍK

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

A.,  Fordinál  K.,  Pristaš  J.,  Konenčný  V.  &  Šimon  L.  1998a:
Geological  map  of  Tribeč  Mts.  1 : 50,000.  MŽP  SR,  GSSR,
Bratislava (in Slovak).

Ivanička J., Hók J., Polák M., Határ J., Vozár J., Nagy A., Fordinál

K., Pristaš J., Konečný V., Šimon L., Kováčik M., Vozárová A.,
Fejdiová O., Marcin D., Liščák P., Macko A., Lanc J., Šantavý J.
& Szalaiová V. 1998b: Explanations to geological map of Tribeč
Mts. 1 : 50,000. GSSR, Bratislava, 1—246 (in Slovak).

Janák M. & Plašienka D. 1999: Deciphering Alpine and Pre-Alpine

metamorphism in the Western Carpathians: an overview. Geol.
Carpathica, Spec. Issue, 50, 105—107.

Janák M., Plašienka D., Frey M., Cosca M., Schmidt Th., Lupták B.

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

40

Ar/

39

Ar  UV  laser  probe  dating  of

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

Janoušek V. & Gerdes A. 2003: Timing the magmatic activity with-

in the Central Bohemian Pluton, Czech Republic: conventional
U-Pb ages for the Sázava and Tábor intrusions and their geo-
tectonic significance. J. Czech Geol. Soc. 48, 70—71.

Janoušek  V.,  Wiegand  B.  &  Žák  J.  2010:  Dating  the  onset  of

Variscan crustal exhumation in the core of the Bohemian Mas-
sif: new U-Pb single zircon ages from the high-K calc-alkaline
granodiorites  of  the  Blatná  suite,  Central  Bohemian  Plutonic
complex. J. Geol. Soc. London 167, 347—360.

Janoušek  V.,  Braitwaite  C.J.R.,  Bowes  D.R.  &  Gerdes  A.  2004:

Magma-mixing in the genesis of Hercynian calc-alkaline gran-
itoids: an integrated petrographic and geochemical study of the
Sázava  intrusion,  Central  Bohemian  Pluton,  Czech  Republic.
Lithos 78, 67—99.

Janots E., Engi M., Berger A., Allaz J., Schwarz J.O. & Spandler C.

2008: Prograde metamorphic sequence of REE minerals in pel-
itic rocks of the Central Alps: implications for allanite-mona-
zite-xenotime phase relations from 250 to 610 °C. J. Metamorph.
Geology 26, 509—526.

Kahan  Š.  1969:  Eine  neue  Ansicht  über  den  geologischen  Aufbau

des  Kristallinkums  der  West-Tatra.  Acta  Geol.  Geogr.  Univ.
Comen. 18, 19—78.

Kohút M. 2015: Dating of the granitoid rock from the Žiar Moun-

tains.  In:  Ondrejka  M.  (Ed.):  Mineralogical-petrological  con-
ference  Petros  2015.  Comenius  University,  Bratislava,  22  (in
Slovak).

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

lated  Sn-W-Mo  mineralisation  at  Hnilec,  Gemeric  superunit,
Slovakia. Miner. Petrology 85, 117—127.

Kohút M., Kovach V.P., Kotov A.B., Salnikova E.B. & Savatenkov

V.M. 1999: Sr and Nd isotope geochemistry of Hercynian gra-
nitic  rocks  from  the  Western  Carpathians  –  implications  for
granite  genesis  and  crustal  evolution.  Geol.  Carpathica  50,
477—487.

Kohút M., Uher P., Putiš M., Ondrejka M., Sergeev S., Larionov A.

& Paderin I. 2009: SHRIMP U-Th-Pb zircon dating of the grani-
toid  massifs  in  the  Malé  Karpaty  Mountains  (Western  Car-
pathians): evidence of Meso-Hercynian successive S- to I-type
granitic magmatism. Geol. Carpathica 60, 345—350.

Konečný P., Siman P., Holický I., Janák M. & Kollárová V. 2004:

Methodics  of  monazite  dating  using  an  electron  microprobe.
Miner. Slovaca 36, 225—235 (in Slovak).

Kotková J., Schaltegger U. & Leichmann J. 2010: Two types of ul-

trapotassic  plutonic  rocks  in  the  Bohemian  Massif  –  coeval
intrusions at different crustal levels. Lithos 115, 163—176.

Králiková S., Vojtko R., Sliva Œ., Minár J., Fügenschuh B., Kováč

M. & Hók J. 2014: Cretaceous—Quaternary tectonic evolution
of  the  Tatra  Mts  (Western  Carpathians):  constraints  from
structural,  sedimentary,  geomorphological,  and  fission  track
data. Geol. Carpathica 65, 307—326.

Krár J., Hók J., Frank W., Siman P., Liščák P. & Jánová V. 2002:

Shear  deformation  in  granodiorite:  Structural, 

40

Ar/

39

Ar,  and

geotechnical  data  (Tribeč  Mts.,  Western  Carpathians).  Slovak
Geol. Mag. 8, 235—246.

Krist E. 1960: Granitic rocks of the Tribeč Mountains. Acta Geol.

Geogr. Univ. Comen., Geol. 4, 183—230 (in Slovak).

Kusiak M., Dunkley D.J., Suzuki K., Kachlík V., Kędzior K., Lekki

J.  &  Opluštil  S.  2010:  Chemical  (non-isotopic)  and  isotopic
dating of Phanerozoic zircon: A case study of durbachite from
the  Třebíč  Pluton,  Bohemian  Massif.  Gondwana  Res.  17,
153—161.

Leake  B.E.  &  21  co-authors  1997:  Nomenclature  of  amphiboles:

Report of the subcommittee on amphiboles of the International
Mineralogical Association, Commission on new minerals and
mineral names. Canad. Mineralogist 35, 219—246.

Ludwig  K.R.  2008:  Isoplot  3.6.  Berkeley  Geochronology  Center,

Spec. Publ. 4, 1—77.

Madarás J., Kohút M., Ivanička J., Kováčik M. & Marsina K. 2004:

Geological  interpretation  of  structural  borehole  RAO-3
(Tribeč). Geol. Práce, Spr. 109, 41—49 (in Slovak).

Maher M. 1986: Geological structure of Czechoslovak Carpathians.

Part 1. Paleoalpine units. Veda, Bratislava, 1—503 (in Slovak).

Ondrejka M., Broska I. & Uher P. 2015: The late magmatic to sub-

solidus T-fO

2

 evolution of the Lower Triassic A-type rhyolites

(Silicic Superunit, Western Carpathians, Slovakia): Fe-Ti oxy-
thermometry and petrological implications. AGEOS 7, 51—61.

Petrík I. 2000: Multiple sources of the Western Carpathian Variscan

granitoids: a review of Rb/Sr and Sm/Nd data. Geol. Carpathica
51, 145—158.

Petrík I. & Broska I. 1994: Petrology of two granite types from the

Tribeč Mts., Western Carpathians: an example of allanite-mag-
netite vs. monazite-ilmenite dichotomy. Geol. J. 29, 59—78.

Petrík I. & Konečný P. 2009: Metasomatic replacement of inherited

metamorphic monazite in a garnet granite from the Nízke Tatry
Mountains,  Western  Carpathians,  Slovakia:  chemical  dating
and  evidence  for  disequilibrium  melting.  Amer.  Mineralogist
94, 957—974.

Petrík I., Broska I., Lipka J. & Siman P. 1995: Granitoid allanite-

(Ce):  Substitution  relations,  redox  conditions  and  REE  distri-
butions  (on  an  example  of  I-type  granitoids,  Western
Carpathians, Slovakia). Geol. Carpathica 46, 2, 79—94.

Plašienka D. 1999: Tectonochronology and paleotectonic evolution

of  the  Central  Western  Carpathians  during  the  Jurassic  and
Cretaceous.  Veda,  Bratislava,  1—127  (in  Slovak  with  English
summary).

Plašienka D., Grecula P., Putiš M., Kováč M. & Hovorka D. 1997:

Evolution  and  structure  of  the  Western  Carpathians:  an  over-
view. In: Grecula P., Hovorka D. & Putiš M. (Eds.): Geologi-
cal  evolution  of  the  Western  Carpathians.  Miner.  Slovaca,
Monograph, Bratislava, 1—24.

Poller U. & Todt W. 2000: U-Pb single zircon dating of granitoids

from  the  High  Tatra  Mountains  (Slovakia):  implications  for
the geodynamic evolution. Trans. Roy. Soc. Edinburgh, Earth
Sci. 91, 235—243.

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

trology 73, 207—220.

Timmerman  M.J.  2008:  Palaeozoic  magmatism.  In:  McCann  T.

(Ed.): The geology of Central Europe. Volume 1. Precambrian
and Palaeozoic. Geol. Soc., London, 665—748.

Tomek Č. 1993: Deep crustal structure beneath the central and inner

West Carpathians. Tectonophysics 226, 417—431.

Tropper P., Manning C.E. & Essene E.J. 2002: The substitution of

Al and F in titanite at high pressure and temperature: Experi-
mental constraints on phase relations and solid solution prop-
erties. J. Petrology 43, 1787—1814.

Uher  P.  &  Broska  I.  1996:  Post-orogenic  Permian  rocks  in  the

471

TATRIC VARISCAN THRUSTING – GRANITOIDS AGE AND PETROLOGY, TRIBEČ MTS (SLOVAKIA)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6, 455—471

Western Carpathian-Panonian area: Geochemistry, mineralogy
and evolution. Geol. Carpathica 47, 311—321.

Uher  P.,  Kohút  M.,  Ondrejka  M.,  Konečný  P.  &  Siman  P.  2014:

Monazite-(Ce) in Hercynian granites and pegmatites of the Bra-
tislava  massif,  Western  Carpathians:  compositional  variations
and Th-U-Pb electron-microprobe dating. AGEOS 6, 215—231.

Uher  P.,  Mikuš  T.,  Milovský  R.,  Biroň  A.,  Spišiak  J.,  Lipka  J.  &

Jahn J. 2009: Lazulite and Ba, Sr, Ca, K-rich phosphates-sul-
phates  in  quartz  veins  from  metaquartzites  of  Tribeč  Moun-
tains, Western Carpathians, Slovakia: Compositional variations
and evolution. Lithos 112, 447—460.

Vozár J. & Šantavý J. (Eds.) 1999: Atlas of deep seismic profiles of

the  Western  Carpathians  and  their  interpretation.  Ministry  of
Environment, Slovak Republic, Bratislava, 1—76.

Watson  E.B.  &  Harrison  T.M.  1983:  Zircon  saturation  revised:

Temperature  and  composition  effects  in  a  variety  of  crustal
magma types. Earth Planet. Sci. Lett. 64, 295—304.

Weinberg R.F.W. & Hasalová P. 2015: Water-fluxed melting of the

continental crust: A review. Lithos 212—215, 158—188.

Whitney  D.L.  &  Evans  B.W.  2010:  Abbreviations  for  names  of

rock-forming minerals. Amer. Mineralogist 95, 185—187.

Žák  J.,  Verner  K.,  Janoušek  V.,  Holub  F.,  Kachlík  V.,  Finger  F.

&  Hajná  J.  2014:  A  plate-kinematic  model  for  assembly  of
the  Bohemian  Massif  constrained  by  structural  relationships
around granitoid plutons. In: Schulmann K. et al. (Eds.): The
Variscan  orogeny:  extent,  timescale  and  the  formation  of
the  European  crust.  Geol.  Soc.  London,  Spec.  Publ.  405,
169—196.

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

, DECEMBER 2015, 66, 6

Electronic supplement

BROSKA and PETRÍK: 

Variscan thrusting in I- and S-type granitic rocks of the Tribeč Mountains, Western Carpathians

(Slovakia): evidence from mineral compositions and monazite dating

Table 1: Representative analyses of amphiboles (I-type tonalite T-88). Note: H

2

O

calc

 assuming (OH + F + Cl) = 2.

i

T-88 T-88 T-88 T-88 T-88 T-88 

hbl hbl act act hbl act 

SiO

2

 

44.76 45.37 54.69 53.64 45.06 54.16 

TiO

2

 

1.10 

1.18 

0.00 

0.01 

1.14 

0.01 

Al

2

O

3

 

8.59 8.35 1.68 2.44 8.47 2.06 

FeO 

12.92 13.19  8.48  9.10 13.08  8.78 

Fe

2

O

3

 

5.02 5.17 2.24 2.59 5.06 2.42 

MnO 

0.71 0.75 0.58 0.62 0.73 0.60 

MgO 

10.97 10.98 17.36 16.55 10.98 16.96 

CaO 

11.82 

11.86 

12.77 

12.66 

11.84 

12.72 

Cr

2

O

3

 

0.03 0.05 0.00 0.02 0.00 0.00 

K

2

O 

0.96 0.87 0.10 0.19 0.92 0.14 

Na

2

O 

1.35 1.39 0.37 0.49 1.37 0.43 

NiO 

0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 

H

2

O

calc

 

1.97 1.97 2.11 2.09 2.01 2.10 

F 

0.08 0.08 0.00 0.01 0.00 0.00 

Cl 

0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 

Total 

100.28 101.23 100.37 100.41 100.66 100.39 

O=F 

–0.03 

–0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 

O=Cl 

0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 

Total 

100.25 101.19 100.37 100.41 100.66 100.39 

Si  

6.667 6.696 7.744 7.638 6.684 7.690 

Al  

1.333 1.304 0.256 0.362 1.316 0.310 

Fe

3+

  

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 

T

tot

  

8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 

Al (C) 

0.175 0.149 0.024 0.048 0.165 0.035 

Ti (C) 

0.123 0.131 0.000 0.001 0.127 0.001 

Fe

3+

 (C) 

0.563 0.574 0.238 0.277 0.565 0.259 

Cr (C) 

0.004 

0.006 

0.000 

0.002 

0.000 

0.000 

Mg (C) 

2.436 2.416 3.664 3.513 2.428 3.590 

Fe

2+

 (C) 

1.610 1.628 1.004 1.084 1.623 1.043 

Mn (C) 

0.090 0.094 0.070 0.075 0.092 0.072 

Ca (C) 

0.000 0.002 0.000 0.000 0.000 0.000 

M1–3

tot

 

5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 

Mg (B) 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

Fe

2+

 (B) 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 

Ca (B) 

1.886 1.876 1.937 1.931 1.882 1.935 

Na (B) 

0.114 0.124 0.063 0.069 0.118 0.065 

M4

tot

 

2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 

Ca (A) 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 

Na (A) 

0.276 

0.273 

0.039 

0.067 

0.276 

0.053 

K (A) 

0.182 0.164 0.018 0.035 0.174 0.025 

A

tot

 

0.459 0.437 0.057 0.101 0.450 0.079 

OH 

1.962 1.963 2.000 1.995 2.000 2.000 

F 

0.038 0.037 0.000 0.005 0.000 0.000 

Cl 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 

Mg/(Mg+Fe) 

0.602 

0.597 

0.785 

0.764 

0.599 

0.775 

 

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6

BROSKA and PETRÍK: 

Variscan thrusting in I- and S-type granitic rocks of the Tribeč Mountains, Western Carpathians

(Slovakia): evidence from mineral compositions and monazite dating

Table 2:  Representative  analyses  of  titanite.  Note:  T-88 – I-type tonalite, low totals and low CaO indicate increased REE
contents, T-121 – altered granite, titanite in center strongly replaced by secondary ilmenite.

Electronic supplement

ii

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

, DECEMBER 2015, 66, 6

T-121 

T-121 T-88 T-88 T-88 T-88 T-88 T-88 T-88 

an7 an9  an12 an13 an10 an11 an12 an13 an25 

 

rim rim 

 

 

 

 

 

 

 

SiO

2

 

29.912 

29.692 

30.740 

29.780 

29.355 

29.490 

28.238 

28.100 

29.366 

TiO

2

 

37.917 38.424  36.920 37.740 36.260 37.845 35.848 35.268 37.173 

Al

2

O

3

 

2.027 1.830  2.240 1.330 1.426 1.080 1.258 1.349 1.115 

Fe

2

O

3

 

0.682 0.484  1.244 1.700 2.332 1.454 2.069 1.932 1.858 

MnO 

0.000 0.027  0.070 0.110 0.086 0.157 0.000 0.000 0.125 

MgO 

0.000 0.024  0.010 0.000 0.000 0.000 0.000 0.012 0.017 

CaO 

28.878 

28.516 

28.830 

28.340 

27.208 

27.826 

25.843 

25.509 

26.906 

SrO 

0.000 0.000  0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 

Cr

2

O

3

 

0.000 0.000  0.020 0.000 0.000 0.006 0.011 0.033 0.001 

K

2

O 

0.090 0.080  0.160 0.000 0.001 0.000 0.005 0.002 0.010 

Na

2

O 

0.000 0.000  0.040 0.000 0.029 0.036 0.000 0.022 0.016 

NiO 

0.017 0.033  0.050 0.000 0.005 0.000 0.001 0.000 0.028 

F 

0.000 

0.000 

0.030 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

Cl 

0.000 0.006  0.010 0.000 0.008 0.002 0.012 0.016 0.009 

H

2

O

calc

 

0.435 0.380  0.518 0.429 0.530 0.361 0.486 0.492 0.419 

Total 

99.959 99.494 100.882 99.429 97.239 98.257 93.770 92.735 97.044 

O=F 

0.000 0.000 –0.013 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 

O=Cl 

0.000 –0.001  –0.002 0.000 –0.002 –0.001 –0.003 –0.004 –0.002 

Total 

99.959 99.493 100.867 99.429 97.238 98.257 93.767 92.731 97.042 

 

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6

Electronic supplement

BROSKA and PETRÍK: 

Variscan thrusting in I- and S-type granitic rocks of the Tribeč Mountains, Western Carpathians

(Slovakia): evidence from mineral compositions and monazite dating

Table 3: Representative ilmenite and magnetite compositions from I-type tonalite T-88. Note: an4 – a thin lamella in il-
menite  ss,  ilmenite  analyses 2,  5  and  magnetite  analyses 1,  3,  4,  9  are  shown  in  Fig. 3.  Fe

3+

  calculated  using  equation  of

Droop (1987).

iii

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

, DECEMBER 2015, 66, 6

Ilm Ilm Ilm Ilm Ilm  Mag 

Mag Mag 

Mag Mag 

an4 

an6 

an5 

an2 

an5 

       an1 

       an3 

       an3 

       an4 

       an9 

     Fig. 4b 

     Fig. 4b 

   Fig. 4b 

   Fig. 4b 

   Fig. 4b 

   Fig. 4b 

SiO

2

 

0.063 0.044 0.010 0.014 0.014 

0.036 0.020 0.000 0.017 0.006 

TiO

2

 

35.075 

51.465 

52.160 

51.430 

51.413 

11.038 

22.338 

2.726 

2.488 

0.137 

Al

2

O

3

 

0.032 0.023 0.010 0.016 0.000 

0.056 0.000 0.020 0.001 0.073 

Fe

2

O

3

 

30.975 0.000 0.257 0.748 0.719  45.109 

23.190 

63.310 

63.270 

67.667 

FeO 

28.012 39.879 42.139 40.007 40.263 

39.999 48.771 33.252 32.791 30.747 

MnO 

2.652 4.919 3.960 5.599 5.387 

0.414 1.522 0.188 0.094 0.053 

MgO 

0.144 0.186 0.130 0.145 0.162 

0.000 0.039 0.004 0.018 0.015 

CaO 

0.490 0.579 0.320 0.199 0.117 

0.125 0.332 0.087 0.156 0.061 

NiO 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.034 

0.000 0.001 0.013 0.000 0.000 

Cr

2

O

3

 

0.039 0.000 0.000 0.000 0.000 

0.055 0.034 0.061 0.040 0.070 

V

2

O

3

 

0.284 

0.189 

0.191 

0.206 

0.220 

0.574 

0.384 

0.298 

0.255 

0.290 

ZnO 

0.037 0.210 0.140 0.082 0.065 

0.000 0.057 0.008 0.013 0.035 

Total 

97.804 97.494 99.317 98.447 98.394 

97.406 96.686 99.967 99.142 99.152 

Si 

0.002 0.001 0.000 0.000 0.000 

0.001 0.001 0.000 0.001 0.000 

Ti 

0.690 0.999 0.995 0.990 0.990 

0.324 0.653 0.079 0.072 0.004 

Al 

0.001 0.001 0.000 0.000 0.000 

0.003 0.000 0.001 0.000 0.003 

Fe

3+

 

0.610 0.000 0.005 0.014 0.014 

1.326 0.679 1.831 1.845 1.977 

Fe

2+

 

0.613 0.861 0.894 0.856 0.863 

1.307 1.586 1.068 1.062 0.998 

Mn 

0.059 

0.108 

0.085 

0.121 

0.117 

0.014 

0.050 

0.006 

0.003 

0.002 

Mg 

0.006 0.007 0.005 0.006 0.006 

0.000 0.002 0.000 0.001 0.001 

Ca 

0.014 0.016 0.009 0.005 0.003 

0.005 0.014 0.004 0.006 0.003 

Ni 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 

Cr 

0.001 0.000 0.000 0.000 0.000 

0.002 0.001 0.002 0.001 0.002 

V

3+

 

0.006 0.004 0.004 0.004 0.005 

0.018 0.012 0.009 0.008 0.009 

Zn 

0.001 0.004 0.003 0.002 0.001 

0.000 0.002 0.000 0.000 0.001 

Total 

1.999 1.996 1.997 1.998 1.999 

3.000 2.998 3.000 3.000 2.999 

Xilm 

0.681 1.000 0.997 0.992 0.993 

0.495 0.750 0.241 0.231 0.060 

Xhem 

0.319 0.000 0.003 0.008 0.007 

0.505 0.250 0.759 0.769 0.940 

 

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6

Electronic supplement

BROSKA and PETRÍK: 

Variscan thrusting in I- and S-type granitic rocks of the Tribeč Mountains, Western Carpathians

(Slovakia): evidence from mineral compositions and monazite dating

Table 4: Representative analyses of xenotime and apatite. Note: T-33d – dyke type granite; T-121, 122 – altered granite.
Polyh. – polyhedral coordinated cations.

iv

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

, DECEMBER 2015, 66, 6

   T-33d 

   T-33d 

   T-33d 

   T-33d 

   T-33d 

T-121 

T-122 

an3 an2 an4 an5 an6 

an 

8 

Xno Xno Xno Xno Xno 

Ap  Ap 

core rim  no 

breakdown 

SiO

2

 

0.483 0.214 0.641 0.578 0.265 

SiO

2

 

0.148 0.074 

FeO 

0.000 0.152 0.000 0.023 0.131 

Al

2

O

3

 

0.028 0.000 

CaO 

0.119 0.100 0.191 0.182 0.305 

FeO 

0.221 0.142 

SrO 

0.000 0.001 0.000 0.000 0.007 

MnO 

0.216 0.158 

UO

2

 

0.862 0.628 2.125 1.188  0.99 

MgO 

0.034 0.028 

P

2

O

5

 

34.275 35.403 34.193 34.589  35.21 Na

2

O 

0.102 0.110 

PbO 

0.046 0.000 0.057 0.079 0.028 

CaO 

53.910 55.102 

La

2

O

3

 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.010 

SrO 

0.048 0.046 

Ce

2

O

3

 

0.166 0.052 0.158 0.138 0.218 

P

2

O

5

 

40.853 41.789 

Pr

2

O

3

 

0.000 0.178 0.198 0.198 0.233 

SO

3

 

0.016 0.055 

Nd

2

O

3

 

0.000 

0.406 

0.429 

0.470 

0.561 

F 

3.431 

2.970 

Sm

2

O

3

 

0.789 0.756 0.993 0.885 0.938 

Cl 

0.012 0.018 

Eu

2

O

3

 

0.172 0.102 0.062 0.030 0.067 

OH 

0.095 0.311 

Gd

2

O

3

 

2.554 2.517 2.922 2.835 3.372 

Total 

99.112 100.804 

Tb

2

O

3

 

0.734 0.676 0.796 0.791 0.890 

O=F,Cl 

1.447 1.254 

Dy

2

O

3

 

5.532 5.699 6.285 6.047 6.547 

Total 

97.665 99.550 

Ho

2

O

3

 

0.956 0.971 0.878 0.966 1.028 

Er

2

O

3

 

4.012 4.176 3.693 3.967 3.727 

S 

0.001 0.004 

Tm

2

O

3

 

0.664 0.662 0.635 0.565 0.552 

P 

2.987  

3.009  

Yb

2

O

3

 

3.272 

3.389 

3.511 

3.245 

2.372 

Si 

0.013  

0.006  

Lu

2

O

3

 

0.462 0.475 0.618 0.525 0.322 

T

tot

 

3.001  

3.019  

ThO

2

 

0.433 0.232 0.341 0.314 0.292 

Ca 

4.988  

5.020  

Y

2

O

3

 

41.647 42.024 39.730 40.749 41.344 Al 

0.003  

0.000  

As

2

O

5

 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 

Fe 

0.016  

0.010  

Total 

97.175 98.814 98.457 98.361 99.403 Mn 

0.016  

0.011  

Mg 

0.004  

0.004  

P 

3.977 4.025 3.963 3.979 4.002 

Na 

0.017  

0.018  

Si  

0.066 0.029 0.088 0.078 0.036 

Sr 

0.002  

0.002  

As 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 

M

tot

 

5.046  

5.066  

T(1) 

4.044 

4.053 

4.050 

4.058 

4.038 

X

Ap

FAp

 

0.937  

0.799  

Ca 

0.017 0.014 0.028 0.027 0.044 

X

Ap

ClAp

 

0.002  

0.003  

Sr 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 

X

Ap

HAp

 

0.061  

0.199  

Fe 

0.000 0.017 0.000 0.003 0.015 

Th 

0.014 0.007 0.011 0.010 0.009 

U 

0.026 0.019 0.065 0.036 0.030 

Pb 

0.002 0.000 0.002 0.003 0.001 

La 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.001 

Ce 

0.008 0.003 0.008 0.007 0.011 

 

 

 

Pr 

0.000 

0.009 

0.010 

0.010 

0.011 

Nd 

0.000 0.019 0.021 0.023 0.027 

Sm 

0.037 0.035 0.047 0.041 0.043 

Eu 

0.008 0.005 0.003 0.001 0.003 

Gd 

0.116 0.112 0.133 0.128 0.150 

Tb 

0.033 0.030 0.036 0.035 0.039 

Dy 

0.244 0.247 0.277 0.265 0.283 

Ho 

0.042 0.041 0.038 0.042 0.044 

Er 

0.173 0.176 0.159 0.169 0.157 

Tm 

0.028 0.028 0.027 0.024 0.023 

 

 

 

Yb 

0.137 

0.139 

0.147 

0.134 

0.097 

Lu 

0.019 0.019 0.026 0.022 0.013 

Y 

3.038 3.003 2.894 2.947 2.954 

Polyh. 

3.942 3.923 3.930 3.925 3.956 

Total 

7.986 7.976 7.981 7.983 7.994 

X LREE 

0.014 0.018 0.023 0.021 0.024 

X HREE 

0.201 0.203 0.214 0.209 0.205 

X hutt 

0.006 0.003 0.013 0.006 

–0.001 

X cher 

0.009 0.007 0.014 0.014 0.022 

 

 

 

X xno 

0.771 

0.769 

0.736 

0.751 

0.750 

X(Y+HREE) 

0.971 0.972 0.951 0.960 0.955 

 

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2015, 66, 6

Electronic supplement

BROSKA and PETRÍK: 

Variscan thrusting in I- and S-type granitic rocks of the Tribeč Mountains, Western Carpathians

(Slovakia): evidence from mineral compositions and monazite dating

Table 5:  Representative  allanite  compositions  from  I-type  tonalite  (T-88)  and  peraluminous  (S-type  )  tonalite  T-18A.
Note: Point an18 – center of a 200 µm large grain of allanite with retrogressed bastnäsite rims, I-type tonalite T-88; Points
an11, 12 – Al rich allanite from peraluminous (S-type) granodiorite T-18; H

2

O

calc

 – calculated assuming (OH + F + Cl) = 1;

Fe

3+

 – calculated using equation of Droop (1987).

v

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

, DECEMBER 2015, 66, 6

T-88 

  T-18A 

  T-18A 

T-88 

  T-18A 

  T-18A 

Point  an18 an11 an12 

an18 an11 an12 

SiO

2

 

31.526 35.330 34.890 

Calculated on 12.5 oxygens 

 

TiO

2

 

1.154 

0.330 

0.320 

Si (T) 

3.046 

3.145 

3.153 

Al

2

O

3

 

14.023 22.350 20.770 

Ti 

0.084 0.022 0.022 

FeO 

10.580 8.750 8.570 

Al 

1.597 2.345 2.212 

Fe

2

O

3

 

3.368 0.000 0.000 

Fe

2+

 

0.855 0.651 0.648 

MnO 

0.082 0.000 0.000 

Fe

3+

 

0.245 0.000 0.000 

MgO 

1.306 0.280 0.300 

Mn 

0.007 0.000 0.000 

CaO 

10.565 14.020 13.810 

Mg 

0.188 0.037 0.040 

SrO 

0.102 0.000 0.000 

M

tot

 

2.975 3.055 2.922 

P

2

O

5

 

0.040 0.000 0.000 

Ca 

1.094 1.337 1.337 

K

2

O 

0.013 0.000 0.000 

Sr 

0.006 0.000 0.000 

La

2

O

3

 

6.709 3.090 3.910 

P 

0.003 0.000 0.000 

Ce

2

O

3

 

11.854 6.170 7.830 

K 

0.002 0.000 0.000 

Pr

2

O

3

 

1.167 0.800 1.000 

Na 

0.000 0.000 0.000 

Nd

2

O

3

 

3.246 

3.730 

4.640 

La 

0.239 

0.101 

0.130 

Sm

2

O

3

 

0.000 0.500 0.500 

Ce 

0.419 0.201 0.259 

Eu

2

O

3

 

0.398 na 

na Pr 

0.041 0.026 0.033 

Gd

2

O

3

 

0.301 na 

na Nd 

0.112 0.119 0.150 

Tb

2

O

3

 

0.083 na 

na Sm 

0.000 0.015 0.016 

Dy

2

O

3

 

0.053 na 

na Eu 

0.013 

Ho

2

O

3

 

0.089 na 

na Gd 

0.010 

Er

2

O

3

 

0.184 na 

na Tb 

0.003 

Tm

2

O

3

 

0.113 na 

na Dy 

0.002 

Yb

2

O

3

 

0.102 na 

na Ho 

0.003 

Lu

2

O

3

 

0.088 na 

na Er 

0.006 

ThO

2

 

0.722 na 

na Tm 

0.003 

Y

2

O

3

 

0.053 na 

na Yb 

0.003 

 

 

F 

0.000 

na 

na 

Lu 

0.003 

Cl 

0.126 na 

na Th 

0.016 

H

2

O

calc

 

1.543 1.736 1.689 

Y 

0.003 

Total 

99.588 97.086 98.229 

A

tot

 

1.979 1.800 1.925 

O=F 

0.000 0.000 0.000 

Total 

8.000 8.000 8.000 

O=Cl 

–0.028 0.000 0.000 

Total 

99.560 

97.086 

98.229 

 

         

         

         

         

          G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

,  DECEMBER  2015,  66,  6

Electronic supplement

Table 6:  Monazites  from  samples  T-123,  132  caclulated  following  procedure  of  Cocherie  &  Albarède  (2001),  monazites  from  samples  T-121,  133  calculated  by  weighed  standard  isochron.
Note: U corr, Pb corr – U and Pb corrected according to procedure of Konečný et al. (2008); Rho, Epb, EU, Eth – statistic parameters according to Cocherie & Albarède (2001); * – points
not used for isochron calculations; Th* 2

σ – calculated as sum of 2σ errors of U and Th.

vi

BROSKA  and  PETRÍK: 

Variscan  thrusting  in  I-  and  S-type  granitic  rocks  of  the  Tribeč  Mountains,  Western  Carpathians  (Slovakia):  evidence  from  mineral  composi-

tions  and  monazite  dating

Note Sample  Grain 

Th Y 

U 

corr  Pb corr 

Th 2

σ U 

2

σ Pb 

2

σ Age 

(Ma) 

± 2

σ Th* U/Pb 

U/Pb 

2

σ  Th/Pb  Th/Pb 2σ  Rho 

E Pb 

E U 

E Th 

Dyke type 

T-123    m1/1  4.919 0.836 0.150 0.087  0.043 

0.012 

0.006 

362 

27 

5.408 

1.716 

0.248 56.250 

4.133 0.096 6.480 7.954  0.867 

T-123    m1/2  4.878 1.759 0.720 0.115  0.042 

0.014 

0.006 

357 

21 

7.225 

6.256 

0.428 42.369 

2.450 0.184 4.922 1.916  0.861 

Fig. 6a 

T-123    m2/1  4.893 2.308 0.402 0.093  0.042 

0.013 

0.006 

337 

24 

6.202 

4.305 

0.402 52.379 

3.669 0.142 6.137 3.200  0.868 

Fig. 6a 

T-123    m2/2  5.207 1.635 0.493 0.102  0.044 

0.013 

0.006 

337 

22 

6.813 

4.820 

0.399 50.862 

3.281 0.157 5.600 2.675  0.851 

Fig. 6a 

T-123    m2/3  4.916 1.862 0.290 0.082  0.043 

0.013 

0.006 

314 

25 

5.858 

3.537 

0.400 59.918 

4.709 0.120 6.988 4.319  0.871 

Fig. 6a 

  T-123*    m2/4  2.473 0.365 0.058 0.052  0.028 

0.011 

0.005 

434 

54 

T-123    m3/1  3.925 0.578 0.082 0.066  0.037 

0.012 

0.005 

350 

34 

4.193 

1.256 

0.281 59.862 

5.549 0.061 8.337 

14.002  0.932 

T-123    m3/2  3.718 0.545 0.066 0.064  0.035 

0.011 

0.005 

365 

36 

3.934 

1.033 

0.267 57.954 

5.491 0.051 8.522 

17.301  0.952 

T-123    m4/1  4.683 0.713 0.276 0.086  0.041 

0.012 

0.006 

345 

26 

5.583 

3.213 

0.356 54.418 

4.065 0.123 6.585 4.485  0.884 

T-123    m4/2  3.897 0.317 0.084 0.069  0.037 

0.012 

0.006 

370 

34 

4.173 

1.221 

0.265 56.372 

5.042 0.062 8.004 

13.745  0.941 

Fig. 6b 

T-123    m5/1  4.687 1.662 2.674 0.203  0.041 

0.022 

0.006 

340 

12  13.389  13.203 

0.499 23.137 

0.887 0.299 2.962 0.818  0.872 

Fig. 6b 

T-123    m5/2  4.995 1.395 2.032 0.175  0.043 

0.020 

0.006 

338 

14  11.605  11.642 

0.512 28.620 

1.232 0.263 3.438 0.961  0.866 

Fig. 6b 

T-123    m5/3  5.186 1.764 3.157 0.225  0.044 

0.024 

0.006 

328 

11  15.451  14.004 

0.497 23.003 

0.836 0.317 2.780 0.773  0.856 

T-123    m6/1  5.300 0.913 0.129 0.087  0.045 

0.012 

0.006 

341 

25 

5.721 

1.486 

0.230 60.858 

4.428 0.088 6.430 9.066  0.845 

T-123    m6/2  5.427 0.867 0.161 0.092  0.046 

0.012 

0.006 

347 

24 

5.950 

1.742 

0.234 58.838 

4.066 0.103 6.072 7.387  0.839 

T-123    m7/1  4.547 1.520 0.529 0.098  0.041 

0.013 

0.006 

349 

24 

6.269 

5.415 

0.455 46.554 

3.149 0.153 5.870 2.534  0.893 

T-123    m7/2  5.286 1.491 0.505 0.106  0.045 

0.013 

0.006 

342 

21 

6.929 

4.779 

0.381 50.048 

3.109 0.163 5.365 2.615  0.846 

T-123    m8/1  4.208 1.114 0.140 0.072  0.038 

0.012 

0.006 

345 

31 

4.663 

1.943 

0.312 58.592 

5.044 0.087 7.704 8.358  0.905 

T-123    m8/2  4.992 0.676 0.095 0.084  0.043 

0.012 

0.006 

355 

27 

5.303 

1.133 

0.214 59.349 

4.464 0.071 6.657 

12.243  0.864 

T-123 m10/1  4.744 1.123 0.297 0.088  0.042 

0.013 

0.006 

344 

26 

5.712 

3.389 

0.362 54.110 

3.974 0.127 6.463 4.218  0.881 

T-123 m11/1  5.053 1.134 0.165 0.085  0.043 

0.012 

0.006 

341 

26 

5.591 

1.937 

0.267 59.292 

4.404 0.101 6.571 7.229  0.858 

Dyke type 
Fig. 6c 

T-132    m1/1  5.536 2.084 0.450 0.102  0.047 

0.013 

0.006 

326 

21 

7.000 

4.428 

0.382 54.421 

3.561 0.153 5.702 2.930  0.842 

Fig. 6c 

T-132    m1/2  5.435 2.422 0.407 0.097  0.046 

0.013 

0.006 

321 

22 

6.757 

4.208 

0.387 56.185 

3.844 0.144 5.996 3.194  0.845 

T-132    m2/1  4.538 1.799 0.446 0.091  0.041 

0.013 

0.006 

341 

25 

5.990 

4.902 

0.453 49.844 

3.584 0.141 6.298 2.943  0.893 

T-132    m2/2  5.172 0.666 0.099 0.091  0.044 

0.012 

0.006 

370 

27 

5.494 

1.084 

0.195 56.845 

3.982 0.074 6.155 

11.832  0.851 

T-132    m3/1  5.353 2.439 0.252 0.101  0.045 

0.012 

0.006 

364 

25 

6.175 

2.508 

0.269 53.252 

3.525 0.129 5.770 4.945  0.849 

T-132    m4/1  5.081 1.052 0.124 0.082  0.044 

0.012 

0.006 

336 

27 

5.484 

1.501 

0.248 61.639 

4.769 0.083 6.874 9.642  0.862 

T-132    m5/1  5.114 1.065 0.122 0.087  0.044 

0.012 

0.006 

353 

27 

5.511 

1.399 

0.228 58.796 

4.335 0.083 6.515 9.808  0.859 

T-132    m5/2  4.770 1.130 0.132 0.083  0.042 

0.012 

0.006 

359 

28 

5.200 

1.581 

0.250 57.173 

4.386 0.087 6.792 8.999  0.879 

T-132    m6/1  4.909 0.490 0.080 0.084  0.043 

0.012 

0.006 

361 

28 

5.170 

0.957 

0.205 58.768 

4.498 0.061 6.783 

14.592  0.870 

T-132    m6/2  4.959 0.590 0.087 0.084  0.043 

0.012 

0.006 

359 

28 

5.244 

1.040 

0.207 58.972 

4.435 0.066 6.659 

13.261  0.862 

T-132    m7/1  3.566 0.830 0.111 0.062  0.035 

0.012 

0.006 

353 

37 

3.928 

1.795 

0.351 57.472 

5.747 0.071 9.027 

10.538  0.972 

Fig. 6d 

T-132    m8/1  4.328 1.208 0.193 0.075  0.039 

0.012 

0.006 

337 

29 

4.955 

2.586 

0.359 58.051 

4.940 0.100 7.601 6.293  0.909 

Fig. 6d 

T-132    m8/2  4.223 1.278 0.186 0.074  0.039 

0.012 

0.006 

344 

30 

4.828 

2.505 

0.354 56.945 

4.873 0.098 7.641 6.494  0.917 

T-132    m9/1  4.098 0.936 0.105 0.069  0.038 

0.012 

0.006 

350 

33 

4.440 

1.512 

0.293 58.977 

5.299 0.071 8.059 

11.295  0.926 

T-132 m10/1  5.623 1.965 0.225 0.095  0.047 

0.012 

0.006 

335 

23 

6.356 

2.366 

0.268 59.081 

4.008 0.122 5.954 5.389  0.831 

T-132    m1/1  6.005 2.073 0.188 0.097  0.057 

0.012 

0.006 

327 

22 

6.617 

1.944 

0.239 62.028 

4.215 0.112 5.853 6.446  0.943 

T-132    m1/2  6.316 2.216 0.205 0.103  0.059 

0.012 

0.006 

329 

22 

6.981 

1.994 

0.230 61.553 

4.013 0.119 5.587 5.962  0.933 

  T-132*    m2/1  4.203 0.775 0.092 0.077  0.043 

0.012 

0.006 

380 

32 

T-132    m3/1  5.041 2.047 0.195 0.087  0.049 

0.012 

0.006 

341 

26 

5.676 

2.254 

0.289 58.204 

4.425 0.108 6.620 6.215  0.981 

T-132    m3/2  4.604 1.837 0.171 0.079  0.046 

0.012 

0.006 

342 

28 

5.162 

2.174 

0.308 58.358 

4.777 0.098 7.182 6.997  1.003 

T-132    m4/1  4.908 0.855 0.181 0.087  0.048 

0.012 

0.006 

352 

27 

5.498 

2.090 

0.273 56.699 

4.226 0.106 6.469 6.594  0.985 

T-132    m4/2  5.059 1.985 2.637 0.207  0.050 

0.024 

0.006 

341 

12  13.641  12.732 

0.495 24.424 

0.963 0.290 2.961 0.925  0.982 

T-132    m5/1  6.190 2.829 0.309 0.105  0.058 

0.013 

0.006 

327 

21 

7.193 

2.942 

0.283 59.008 

3.816 0.141 5.529 4.105  0.938 

T-132    m6/1  7.163 1.879 1.269 0.167  0.065 

0.017 

0.006 

333 

14  11.290 

7.579 

0.374 42.780 

1.923 0.245 3.583 1.355  0.912 

T-132    m6/2  5.106 1.728 0.246 0.082  0.050 

0.012 

0.006 

311 

25 

5.906 

3.007 

0.358 62.294 

4.916 0.115 6.914 5.004  0.978 

T-132    m7/1  5.889 1.598 0.232 0.101  0.056 

0.012 

0.006 

341 

23 

6.643 

2.292 

0.252 58.229 

3.852 0.125 5.669 5.321  0.946 

T-132    m7/2  7.132 2.075 0.350 0.125  0.065 

0.013 

0.006 

339 

19 

8.270 

2.791 

0.232 56.927 

3.155 0.162 4.629 3.699  0.912 

  T-132*    m8/1  4.251 0.741 0.052 0.012  0.044 

0.011 

0.005 

63 

28 

T-132    m8/2  3.989 0.874 0.097 0.060  0.042 

0.012 

0.006 

311 

33 

4.305 

1.623 

0.345 66.677 

6.862 0.065 9.248 

12.012  1.043 

 

         

         

         

         

          G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

,  DECEMBER  2015,  66,  6

Electronic supplement

vii

BROSKA  and  PETRÍK: 

Variscan  thrusting  in  I-  and  S-type  granitic  rocks  of  the  Tribeč  Mountains,  Western  Carpathians  (Slovakia):  evidence  from

mineral  compositions  and  monazite  dating

Table 6:

  Continued.

Th 

Y 

 U corr 

Pb corr 

Th 2

σ 

U corr 2

σ Pb 

2

σ 

Age (Ma) 

± 2

σ 

Th* 

  Th* 2

σ 

Altered type 

T-121 m1/1  10.579 

0.933 0.340 0.189 

0.091 

0.013 

0.006 

362 

14 

11.687  0.103 

T-121 m1/2  5.066 

1.391 0.301 0.098 

0.049 

0.012 

0.006 

363 

24 

6.046  0.062 

T-121 m1/3  5.139 

1.372 0.299 0.093 

0.050 

0.012 

0.006 

341 

24 

6.114  0.062 

  T-121* 

m2/1 

11.229 

0.908 

0.272 

0.158 

0.095 

0.013 

0.006 

292 

13 

T-121 m2/2  5.766 

0.448 0.066 0.096 

0.055 

0.012 

0.006 

357 

25 

5.981  0.066 

T-121 m3/1  7.986 

0.424 0.102 0.143 

0.071 

0.012 

0.006 

385 

19 

8.319  0.083 

T-121 m3/2  3.365 

0.431 0.046 0.060 

0.037 

0.011 

0.005 

382 

41 

3.514  0.048 

T-121 m3/3  3.606 

0.283 0.039 0.060 

0.039 

0.011 

0.005 

361 

38 

3.735  0.050 

T-121 m3/4  4.324 

0.331 0.052 0.074 

0.044 

0.011 

0.006 

369 

32 

4.495  0.055 

T-121 m3/5  3.322 

0.406 0.042 0.062 

0.037 

0.011 

0.005 

398 

41 

3.458  0.048 

T-121 m3/6  3.533 

0.281 0.047 0.061 

0.038 

0.011 

0.005 

371 

39 

3.686  0.049 

T-121 m3/7  4.889 

0.447 0.066 0.080 

0.048 

0.012 

0.006 

350 

28 

5.103  0.060 

  T-121* 

m3/8 

4.046 

0.300 

0.042 

0.077 

0.042 

0.011 

0.006 

410 

35 

T-121 m3/9  3.979 

0.280 0.041 0.065 

0.041 

0.011 

0.006 

355 

35 

4.111  0.053 

T-121 m4/1  4.708 

1.401 0.254 0.084 

0.047 

0.012 

0.006 

339 

27 

5.535  0.059 

T-121 m4/2  5.994 

0.409 0.062 0.100 

0.056 

0.011 

0.006 

361 

24 

6.195  0.068 

T-121 m4/3  4.417 

0.369 0.044 0.076 

0.045 

0.011 

0.006 

370 

32 

4.562  0.056 

T-121 m4/4  5.259 

1.467 0.256 0.096 

0.051 

0.012 

0.006 

354 

24 

6.093  0.064 

T-121 m4/5  4.366 

0.349 0.055 0.074 

0.044 

0.011 

0.006 

362 

32 

4.546  0.056 

T-121 m4/6  4.637 

0.368 0.051 0.082 

0.046 

0.012 

0.006 

380 

31 

4.802  0.058 

T-121 m4/7  7.725 

0.564 0.122 0.121 

0.070 

0.012 

0.006 

334 

19 

8.123  0.082 

T-121 m5/1  3.557 

0.338 0.028 0.062 

0.038 

0.011 

0.006 

378 

40 

3.650  0.050 

T-121 m5/2  2.875 

0.328 0.037 0.052 

0.033 

0.011 

0.005 

387 

47 

2.995  0.045 

  T-121* 

m5/3 

3.648 

0.250 

0.032 

0.035 

0.039 

0.011 

0.005 

211 

35 

T-121 m5/4  3.843 

0.360 0.045 0.066 

0.040 

0.011 

0.006 

367 

36 

3.990  0.052 

T-121 m5/5  3.564 

0.298 0.043 0.060 

0.038 

0.011 

0.005 

361 

38 

3.705  0.049 

T-121 m6/1  3.028 

0.362 0.043 0.053 

0.034 

0.011 

0.005 

377 

45 

3.169  0.046 

T-121 m6/2  3.040 

0.373 0.040 0.049 

0.034 

0.011 

0.005 

345 

44 

3.171  0.046 

  T-121* 

m6/3 

5.197 

0.438 

0.049 

0.053 

0.051 

0.011 

0.005 

223 

25 

0.062 

T-121 m6/4  6.077 

0.390 0.075 0.106 

0.057 

0.012 

0.006 

376 

24 

6.322  0.069 

T-121 m6/5  3.963 

0.298 0.035 0.070 

0.041 

0.011 

0.005 

383 

35 

4.078  0.052 

Altered type 

T-131 m1/1  2.543 

0.467 0.061 0.044 

0.031 

0.011 

0.005 

363 

51 

2.740  0.042 

T-131 m1/2  4.382 

0.651 0.087 0.077 

0.044 

0.012 

0.006 

367 

31 

4.666  0.056 

T-131 m2/1  3.961 

0.363 0.056 0.064 

0.041 

0.011 

0.006 

347 

35 

4.142  0.053 

T-131 m3/1  4.249 

0.768 0.078 0.073 

0.044 

0.012 

0.006 

364 

32 

4.503  0.055 

T-131 m4/1  3.350 

0.394 0.048 0.062 

0.037 

0.011 

0.005 

397 

41 

3.507  0.048 

T-131 m4/2  4.389 

0.544 0.051 0.075 

0.045 

0.012 

0.006 

368 

32 

4.555  0.056 

T-131 m4/3  2.682 

0.315 0.024 0.037 

0.032 

0.011 

0.005 

303 

49 

2.759  0.043 

T-131 m4/4  4.986 

1.096 0.122 0.086 

0.049 

0.012 

0.006 

358 

28 

5.382  0.061 

 

         

         

         

         

          G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

,  DECEMBER  2015,  66,  6

Electronic supplement

viii

BROSKA  and  PETRÍK: 

Variscan  thrusting  in  I-  and  S-type  granitic  rocks  of  the  Tribeč  Mountains,  Western  Carpathians

(Slovakia):  evidence  from  mineral  compositions  and  monazite  dating

Table 6:

  Continued.

Th 

Y 

U corr 

Pb corr 

Th 2

σ U 

corr 

2

σ Pb 

2

σ Age 

(Ma) 

± 2

σ Th* Th* 

2

σ 

S-type 

T-18 m1/1 5.528 

0.247 

0.176 0.096  0.046 

0.176 

0.006  351 

24  6.102  0.222 

T-18 m1/2 8.968 

0.199 

0.201 0.157  0.066 

0.201 

0.006  365 

16  9.622  0.267 

T-18* m1/3  6.431 

0.197 0.134  0.094  0.052 

0.134 

0.006 

308 

21 

T-18 m1/4 9.397 

0.299 

0.206 0.155  0.069 

0.206 

0.006  343 

16  10.066  0.275 

T-18 m2/1 

10.537 

0.254 

0.200 0.178  0.076 

0.200 

0.006  357 

14  11.188  0.275 

Fig. 6e 

T-18* m3/1 64.284 0.063  0.323  0.235 

0.394 

0.017 

0.006 

81 

3 

Fig. 6e 

T-18 m3/2 7.509 

0.219 

0.164 0.126  0.058 

0.164 

0.006  351 

19  8.044  0.222 

Fig. 6e 

T-18 m3/3 7.740 

0.225 

0.167 0.140  0.059 

0.167 

0.006  378 

19  8.285  0.226 

Fig. 6e 

T-18 m3/4 3.787 

0.033 

0.020 0.064  0.036 

0.020 

0.006  370 

37  3.853  0.056 

Fig. 6e 

T-18 m3/5 8.647 

0.235 

0.196 0.142  0.064 

0.196 

0.006  343 

17  9.286  0.261 

T-18 m4/1 8.755 

0.256 

0.192 0.145  0.065 

0.192 

0.006  345 

17  9.381  0.257 

T-18 m4/2 9.195 

0.235 

0.186 0.152  0.068 

0.186 

0.006  346 

16  9.800  0.254 

T-18 m4/3 8.825 

0.239 

0.202 0.153  0.066 

0.202 

0.006  360 

16  9.484  0.268 

T-18 m4/4 9.086 

0.225 

0.183 0.149  0.067 

0.183 

0.006  343 

16  9.683  0.250 

T-18 m4/5 7.244 

0.397 

0.156 0.119  0.056 

0.156 

0.006  345 

19  7.751  0.212 

Fig. 6f 

T-18 m5/1 4.437 

0.197 

0.147 0.079  0.040 

0.147 

0.006  360 

30  4.916  0.187 

Fig. 6f 

T-18 m5/2 8.438 

0.301 

0.195 0.151  0.063 

0.195 

0.006  373 

17  9.073  0.258 

Fig. 6f 

T-18 m5/3 4.905 

0.201 

0.107 0.080  0.042 

0.107 

0.006  341 

28  5.254  0.150 

Fig. 6f 

T-18 m5/4 4.384 

0.182 

0.115 0.078  0.039 

0.115 

0.006  365 

30  4.760  0.155 

Fig. 6f 

T-18 m5/5 8.137 

0.222 

0.169 0.136  0.062 

0.169 

0.006  350 

18  8.687  0.230 

Fig. 6f 

T-18 m5/6 9.819 

0.215 

0.163 0.167  0.071 

0.163 

0.006  361 

16  10.351  0.235 

S-type 

T-220 m1/1  2.396 

0.368 0.108  0.040  0.037 

0.215 

0.009 

325 

42 

2.746  0.252 

T-220 m1/2  2.564 

0.384 0.124  0.047  0.038 

0.249 

0.009 

353 

39 

2.969  0.287 

T-220* m2/1  3.764 0.731  0.159  0.079 

0.047 

0.022 

0.009 

413 

29 

T-220 m2/2  3.771 

0.683 0.177  0.073  0.047 

0.354 

0.009 

377 

28 

4.348  0.400 

T-220 m2/3  3.849 

0.660 0.148  0.075  0.048 

0.297 

0.009 

388 

28 

4.334  0.344 

T-220 m2/4  3.923 

0.637 0.160  0.071  0.048 

0.319 

0.009 

357 

27 

4.443  0.367 

T-220 m2/5  3.715 

0.616 0.170  0.068  0.047 

0.341 

0.009 

355 

28 

4.270  0.387 

T-220 m2/6  3.689 

0.625 0.156  0.063  0.046 

0.311 

0.009 

338 

29 

4.195  0.358 

T-220 m2/7  3.591 

0.807 0.192  0.063  0.046 

0.384 

0.009 

335 

28 

4.215  0.430 

T-220 m2/8  3.568 

0.842 0.212  0.066  0.046 

0.424 

0.009 

349 

28 

4.259  0.470 

T-220 m2/9  3.799 

0.870 0.212  0.078  0.048 

0.424 

0.009 

390 

27 

4.492  0.472 

T-220 

  m2/10 

2.973 0.722  0.189  0.052 

0.041 

0.379 

0.009 

326 

33 

3.588 

0.420 

T-220 

  m2/11 

3.059 0.628  0.155  0.053 

0.042 

0.311 

0.009 

335 

33 

3.564 

0.353 

T-220*    m2/12 

3.001 0.535  0.134  0.064 

0.041 

0.021 

0.009 

415 

35 

T-220 m3/1  3.174 

0.499 0.129  0.062  0.043 

0.258 

0.009 

387 

33 

3.596  0.301 

T-220* m3/2  1.965 0.342  0.068  0.046 

0.033 

0.021 

0.009 

465 

55 

T-220 m4/1  2.721 

1.103 0.147  0.053  0.039 

0.294 

0.009 

373 

37 

3.201  0.334