GEOLOGIJA 34, 81-253 (1991), Ljubljana UDK 552.3/.4(497.13)=862 Heroinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije i okolne podloge Panonskog bazena u Slavoniji (sjeverna Hrvatska, Jugoslavija) Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija, and The Surrounding Basement of The Pannonian Basin in Slavonija (Northern Croatia, Yugoslavia) Jakob P amie Institut za geološka istraživanja, Sachsova 2, YU 41000 Zagreb Marvin Lanphere US Geological Survey, 345-Middlefield Road, Menlo Park, 94025 California, USA Sažetak Heroinski kristalini kompleks slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena obuhvaća: (1) anhimetamorfne i niskometamorfne stijene s metabazitima, (2) progresivnometamorfnu sukcesiju niskog i srednjeg stupnja metamorfizma, (3) migmatite, (4) S-granite i (5) I-granite. U radu se daju osnovni geološki podaci te detaljan petrološki prikaz svakog od navedenih metamorfnih i magmatskih kompleksa koji se temelji na kemijskom sastavu mineralnih parageneza, petrografskoj i geokemijskoj obradi, koja obuh- vaća podatke o sadržaju makroelemenata, mikroelemenata, uključujući i elemente iz grupe rijetkih zemalja, i izotopnom sastavu kisika i stroncijuma. Za sve navedene komplekse urađeni su brojni geo kemijski i petrokemijski dijagrami na osnovi kojih se razmatraju razni genetski i geotektonski problemi. Abstract Hercynian crystalline complex of the Slavonian Mountains and surrounding basement of the Pannonian Basin comprises the following units: (1) anchimeta- morphic and very low-grade metamorphic rocks with metabasic igneous rocks, (2) progressive metamorphic succession of greenschist and amphibolite facies, (3), migmatites, (4) S-type granitoids, and (5) I-type granitoids. In the paper is presented a petrological interpretation for each of the menti- oned unit which is based on chemical composition of rock-forming minerals, petrographical and geochemical data including major and trace element contents, REE, and O and Sr isotopie composition. Numerous geochemical and petrochemical diagrams are presented for all these rock groups as the basis for detailed genetic and geotectonic considerations. 82 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Sadržaj UVOD................................................................................................83 Kratak pregled dosadašnjih istraživanja ....................................................85 OSNOVNI GEOLOŠKI PODACI..................................................................87 Semimetamorfni kompleks s metabazitima......................................................87 Progresivnometamorfni kompleks................................................................93 I-graniti i kontaktnometamorfne stijene..........................................................94 Migmatiti i S-graniti ..............................................................................96 Osnovni tektonski podaci............................................................................98 Odnosi deformacije, metamorfizma i magmatizma.......................100 PETROLOŠKI PRIKAZ......................................103 Semimetamorfne stijene s metabazitima ............................103 Parametamorfne stijene......................................103 Metabaziti.............................................104 Stupanj metamorfizma......................................106 Progresivnometamorfni kompleks................................107 Mineralna parageneza.......................................107 Kvare i feldspati........................................107 Feromagnezijski minerali...................................107 Minerali grupe ALSiOs ....................................111 Akcesomi minerali.......................................112 Petrografija ............................................112 Stijene višeg stupnja metamorfizma.............................112 Stijene nižeg stupnja metamorfizma.............................114 Zonalan raspored mineralnih parageneza............................115 Uvjeti metamorfizma, geotermometrija i geobarometrija ...................119 Migmatiti..............................................120 Mineralna parageneza.......................................120 Kvare i feldspati........................................120 Feromagnezijski minerali...................................121 Akcesomi sastojci.......................................125 Paleosome (mezosome) i neosome................................125 Paleosome (mezosome) ............ .......................125 Leukosome...........................................126 Melanosome ..........................................126 Petrografija migmatita......................................127 Migmatiti nižeg stupnja migmatitizacije...........................127 Migmatiti višeg stupnja migmatitizacije...........................128 Tekstumi varijeteti migmatita................................128 Petrografska klasifikacija migmatita ............................129 S-graniti i asocirane intermedijarne stijene...........................130 Mineralna parageneza.......................................130 Kvare i feldspati........................................130 Ostali bitni i sporedni minerali................................136 Akcesomi minerali.......................................137 Petrografija S-granita.......................................138 Strukture i teksture......................................138 Petrografska klasifikacija...................................139 Geotermometrija i geobarometrija S-granita i migmatita...................142 Petrografija intermedijarnih stijena...............................143 I-graniti i asocirane intermedijarne, mafitne i ultramafitne stijene..............145 Mineralna parageneza.......................................145 Petrografija I-granita.......................................147 Strukture i teksture......................................147 Petrografska klasifikacija...................................147 Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 83 Petrografija intermedijamih i mafitnih stijena.........................150 Petrografija ultramafitnih stijena................................151 Kontaktnometamorfne stijene..................................152 GEOKEMIJSKI PODACI.....................................153 Sadržaj makroelemenata.....................................153 Semimetamorfni kompleks....................................153 Progresivnometamorfni kompleks................................156 Migmatiti..............................................160 S-graniti i asocirane intermedijarne stijene...........................160 I-graniti i asocirane intermedijarne i bazične stijene......................161 Usporedni prikaz varijacije makroelemenata..........................166 Sadržaj mikroelemenata.....................................174 Semimetamorfni kompleks....................................175 Progresivnometamorfni kompleks................................179 Migmatiti..............................................179 S-granitoidi ............................................179 I-granitoidi.............................................179 Usporedni prikaz varijacije mikroelemenata..........................181 Sadržaj elemenata iz grupe rijetkih zemalja ..........................185 Geokemijski diskriminacijski dijagrami za utvrđivanje geotektonskog položaja granitoida 187 Izotopni sastav kisika i stroncijuma...............................193 DISKUSIJA............................................195 Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija, and The Surrounding Basement of The Pannonian Basin in Slavonija (Northern Croatia, Yugoslavia).............................................204 Literatura .............................................248 UVOD Kristaline stijene slavonskih planina: Psunja, Papuka i Krndije, koje su na starim austrijskim kartama označene skupnim nazivom Orljavske planine (Stur, 1861/62), privlače već više od 100 godina pažnju velikog broja geologa i petrologa. No o tim kristalinim stijenama dosad su objavljene samo tri detaljnije tematske petrološke studije koje su predstavljale osnovu za rad na ovoj monografiji. Vrago vić (1965) je, u svojoj disertaciji, obradio kristaline stijene jednog dijela Papuka; među magmat- skim stijenama obradio je granodiorite, adamelite i kvarcne diorite, a prvi je u nas identificirao i detaljno obradio raznovrsne migmatite, a uz njih i nekoliko paragnaj- sova. Po njegovom su mišljenju sve te kristaline stijene produkt više sukcesivnih faza u okviru nekog orogenetskog ciklusa mlađeg od silura. S druge strane, Marci (1973) je detaljno petrološki obradila granitoidne stijene Psunja; pretežno pripadaju varije- tetima adamelita koji su često u različitom stupnju kataklazirani. Određujući sadržaje nekih elemenata u tragovima, inicirala je geokemijska istraživanja naših granitoida. Pored toga je Raffaelli (1965) dao prvi moderan petrološki rad o metamorfnim stijenama jugozapadnih dijelova Papuka u kojem je utvrdio da se radi o jedinstvenom heroinskom regionalnometamorfnom kompleksu; u njemu se jasno ističe zonalan raspored mineralnih parageneza koji je karakterističan za tzv. barovijenske meta- morfne sukcesije koje nastaju u Р-Т uvjetima grinšistnog i amfibolitnog facijesa (niski i srednji stupanj metamorfizma). Kroz poslednjih 6-7 godina je prvonavedeni autor, radeći uglavnom na projekt- nim zadacima INA-Naftaplina, dobio mogućnost da se nadoveže na spomenute radove i da nastavi rad na mineraloškoj, geokemijskoj i petrološkoj obradi granitno- 84 Jakob Pamić & Marvin Lanphere migmatitno-metamorfnog kompleksa navedenih slavonskih planina, uvodeći nove pristupe i modernije analitičke metode. Taj je rad bio još više pospješen u posljednje 3 godine kooperativnim jugoslavensko-američkim projektom (ugovor JFP 603) kroz koji se dobila mogućnost korišćenja razlićitih laboratorijskih metoda, naročito iz područja geokemije. U terenskom radu mnogo je pomogla, tad još neobjavljena Osnovna geološka karta slavonskih planina, koju su uradile ekipe Instituta za geološka istraživanja iz Zagreba, najvećim dijelom pod rukovodstvom D. Jamičića. Ona je poslužila kao osnova za optimalna uzorkovanja i profiliranja na najpogodni- jim izdancima, odnosno profilima; ukupno je uzeto oko 2500 uzoraka raznovrsnih kristalinih stijena. Pored toga je izvršeno i uzorkovanje jezgre iz naftnih bušotina na Mramor brdu u čemu je pomogao kolega Z. Maljak; ukupno je uzeto oko 600 uzoraka raznovrsnih kristalinih stijena. Ova studija temelji se na slijedećoj analitičkoj dokumentaciji: obradi oko 3.100 mikroskopskih preparata, oko 300 mikrosondnih kemijskih analiza mineralnih faza, oko 100 silikatno-kemijskih analiza stijena, oko 120 modalnih analiza, određivanju elemenata u tragovima, uključujući elemente iz grupe rijetkih zemalja, na oko 40 uzoraka; na približno isto toliko uzoraka izvršena su određivanja izotopnog sastava kisika, kao i određivanja izotopne starosti. Petrografska obrada (J. Pamić) i kemijske analize stijena (V. Jurišić) urađene su u Institutu za geološka istraživanja, Zagreb. Sva rendgenografska određivanja izvršio je D. Slovenec, Rudarsko-geološko-naftni fakul- tet, Zagreb. Najveći dio mikrosondnih analiza uradila je J. Desmons, Sveučilište u Nansiju, Francuska, a manji dio P. Àrkai, Geokemijski laboratorij Mađarske akademije znanosti, Budimpešta. Preostale geokemijske analize izvršene su u labora- torijima Geološkog zavoda SAD u Menlo Parku, Kalifornija: određivanje elemenata u tragovima (J. R. Lindslay), elemenata iz grupe rijetkih zemalja (J. Budahn, R. Knight and D. McKown) i izotopnog sastava kisika (J. O'Niel). Sve kompjuterske petrokemijske proračune obavio je N. Dutković u Sveučilišnom računskom centru u Zagrebu; kompjutorski proračun formula minerala uradio je М. Belak, Geološki institut, Zagreb, a djelomice i D. Milovanović, Rudarsko-geološki fakultet, Beograd. U izradi fotografija pomogli su I. Gušić i Т. Marjanac, dok su grafičku dokumen- taciju uradili N. Šustič, I. Suša i М. Kladnički. Svim navedenim mnogo hvala. Posebno se zahvaljujem kolegama М. Dimitrij evi ću, M. Heraku, V. Majeru i S. Šćavničaru za plodne diskusije i korisne sugestije kod izrade manuskripta. Cilj je ovog rada da se, na osnovi obimne laboratorijske faktografije i terenskih podataka, po prvi puta dade cjeloviti mineraloško-geokemijsko-petrološki prikaz granitnih, migmatitnih i metamorfnih stijena slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena, u kojem je posebna pažnja fokusirana na granitoidne stijene. Sve su one vezane za regionalnometamorfni kompleks koji je metamorfoziran u Р-Т uvjetima niskog i srednjeg stupnja metamorfizma za vrijeme hercinske orogeneze. Iz njegovih najviše metamorfoziranih dijelova postupno se razvijaju hercinski migma- titi koje probijaju također hercinski S-graniti. Jače metamorfozirane stijene regional- nometamorfnog kompleksa probijaju tijela I-granita, obično dekametarskih deb- ljina, koja su također najvećim dijelom hercinske starosti. Dakle, migmatiti i S- graniti slavonskih planina predstavljaju, zajedno sa stijenama okolnog regionalno- metamorfnog kompleksa, genetski jedinstvenu petrološku cjelinu, koja je nastala iz neke, zasad nedefinirane predhercinske magmatsko-sedimentne formacije, kao re- zultat metamorfnih i magmatskih procesa koji su se odigrali za vrijeme hercinske orogeneze. Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 85 Kratak pregled dosadašnjih istraživanja 0 granitoidnim i metamorfnim stijenama slavonskih planina objavljeni su brojni geološki i petrološki radovi. U geološkoj problematici slavonskih granitno-metamorfnih kompleksa najviše se ističe razmatranje njihove starosti o čemu postoje različita, uglavnom neadekvatno dokumentirana mišljenja. 1 Stur (1861/62) je smatrao da kristaline stijene Slavonije pripadaju donjem trijasu. Iza njega je Pilar (1975) iznio mišljenje da su one devonske i karbonske starosti. U tom razdoblju je formulirana ideja da slavonske planine predstavljaju dijelove »orjentalnog kopna« (Moj siso vies et al., 1880). 2 Gorjanovič-Kramberger (1897) je jače metamorfozirane škriljavce, uglavnom gnajsove i tinjčeve škriljavce, okolice Kutjeva uvrstio u arhaik, a slabije metamorfozirane kloritne i kvarcitne škriljavce u paleozoik. To mišljenje prihvaća i Koch (1908, 1919 i 1924) koji, međutim, na Psunju razdvaja prekarbonske kloritne škriljavce od karbonskih brusilovaca i pješčenjaka. Poljak (1912,1934, 1939 i 1952) je također odvajao kristalaste šriljavce jezgre planina kao arhajske od mlađih nisko- metamorfnih stijena vanjskog pojasa koje je, na osnovi nalaska i odredbi graptolita, uvrstio u silur. Laskarev (1931) je iznio mišljenje da kristalini kompleks Krndije i Papuka predstavlja sjeverni nastavak njegove požeške šarijaške ploče. Prije toga je Kober (1914) objavio rad u kojem Panonsku masu interpretira kao »međugorje« (unutrašnji masiv) između Karpata i Dinarida. 3 Moderniji pristup u geološkom razmatranju kristalinih stijena slavonskih pla- nina inicirao je Taj der (1957, 1969, 1969 a, 1970 i 1970 a), koji je smatrao da papučko-psunjski masiv, zajedno s granitoidima okoline Moslavačke gore i Motajice, predstavlja jedinstvenu cjelinu. Skladno tad aktuelnim Stilleovim idejama, smatra da se radi o jednom velikom i jedinstvenom postsilurskom, u stvari, heroinskom batolitu koji je smješten u pliomagmatskoj zoni internida, odnosno u eugeosinklinali s karakterističnim magmatskim stadijima. Raffaelli (1965) dovodi u međusobnu genetsku vezu niskometamorfne škriljavce progresivnometamorfnog kompleksa Ravne gore, na Papuku, s niskometamorfnim stijenama Radlovačkog potoka, na kojima je Poljak odredio silursku starost. On smatra da se glavna faza boranja, regionalnog progresivnog metamorfizma i granitnog plutonizma odigrala za vrijeme heroinskog orogenetskog ciklusa. I Vragović (1965), razmatrajući odnose u potoku Kišeljevcu, polazi od silurske starosti niskometamorfnih stijena koje probijaju gra- niti hercinske starosti; u istom se ciklusu vršilo i utiskivanje granitnih magmi i formiranje metamorfnih stijena Papuka. 4 Iza toga slijede podaci dobiveni uglavnom kroz izradu Osnovne geološke karte slavonskih planina. Šikić i Brkić (1975) vrše reviziju Poljakovih odredbi grapto- lita koji, po njima, ne predstavljaju fosile nego »tragove utiskivanja«. Brkić i surad- nici (1974) određuju karbonsku (vestfalsku) mikrofloru u niskometamorfnim stije- nama u kojima je Poljak našao graptolite. J a m i č i ć (1976, 1979, 1979 a, 1983 i 1988) izdvaja u slavonskom kristalinu tri serije, odnosno kompleksa: 1 psunjsko-kutje- vački, koji se karakterizira dominacijom gnajsova, tinjčevih škriljavaca, amfibolita i granita; uvrštava ga u bajkalski orogenetski ciklus; 2 papučko-jankovački, koji je u osnovi migmatitno-granitni; nastao je u kaledonskom ciklusu i 3 radlovački, izgrađen pretežno od niskometamorfnih stijena i spilita, kojeg on smatra produktom hercinske orogeneze. Navedene bajkalske i kaledonske starosti izvedene su iz poda- 86 Jakob Pamić & Marvin Lanphere taka strukturološke analize. Na istim su koncepcijama urađeni i tumači za listove Našice (Korolija & Jamičić, 1989), Orahovica i Daruvar (Jamičić et al., 1987 i 1989). 5 Prve radiometrijske podatke dao je D ele on (1969), koji je na tri uzorka migmatitnih stijena s Papuka dobio hercinske Rb-Sr starosti. Nedavno su Pamić i suradnici (1988) objavili rad o izotopnim starostima granitoidnih i metamorfnih stijena slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena koji se temelji na K-Ar i Rb-Sr određivanjima pedesetak raznovrsnih uzoraka. Dobiveni rezultati dokazuju da su se granitni plutonizam i glavna faza metamorfizma na Psunju, Papuku, Krndiji i okolnoj podlozi Panonskog bazena odigrali za vrijeme hercinske orogeneze. I u petrološkoj problematici Slavonije moguće je izdvojiti nekoliko istraživačkih etapa: 1 Wodiczka (1855), Stur (1861/62)i Zsigmondy (1873) daju prve petrograf- ske odredbe granitoidnih i metamorfnih stijena, dok je Kišpatić (1891, 1892, 1910 i 1910a) udario temelje petrografiji kristalinih stijena slavonskih planina. On je, u stvari, dao prvu petrografsku dokumentaciju gotovo svih metamorfnih stijena i već tada odredio karakteristične indeks minerale: kloritoid, staurolit, granat, disten i silimanit, koji su tek u najnovije vrijeme dopunjeni odredbama novih kritičnih minerala. 2 Modernu petrološku obradu granitno-metamorfnih kompleksa započinju šez- desetih godina Marić (1955), a naročito Taj der (1957) sa svojim doktorandima. Raffelli (1965 i 1965a) je na Ravnoj gori utvrdio hercinski progresivnometamorfni kompleks s jasno izraženim zonalnim rasporedom kritičnih metamorfnih minerala iz kojeg se postupno razvijaju migmatiti; također je obradio i kvarcne diorite s kuming- tonitom. Vragović (1965, 1965a i 1969) je detaljno petrološki obradio papučke migmatite kao i okolne anatektične granite i gnajsove, te amfibolite iz Brzaje. Taj der (1969, 1969a i 1970) je dao petrogenetski prikaz amfibolita s Psunja kao i regionalno-petrološku interpretaciju granitnometamorfnog kompleksa slavonskih planina. Brajdić (1962) iznosi petrografski prikaz biotitnog granodiorita iz Pakre, na Papuku. Marci (1968,1971,1973i 1979) detaljno petrografski obrađuje psunjske granite, njihov odnos prema amfibolitima, kao i mineralnu asocijaciju niskometa- morfnih stijena sjeverozapadnog dijela Psunja. Također je studirala, na osnovi distri- bucije mikroelemenata, i porijeklo ankla va u gna j sovima Papuka. Marci i Raffa- eli i (1981) razdvajaju na osnovi faktorske analize ortoamfibolite od paraamfibolita. Vragović i Maj er (1980 i 1980a) daju prikaz nekih metamorfnih stijena iz slavonskih planina u kojem naročito podvlače značaj kloritoidnih škriljavaca. Objavljeno je i nekoliko mineraloških radova. Prvi Tućan (1907) određuje kemi- zam muskovita s Točka, na Papuku. Šćavničar (1965) prikazuje termičke, struk- turne i kemijske karakteristike klorita s Papuka, a Šćavničar i Šinkovec (1964) opisuju talk-kloritne škriljavce s istočnih obronaka Psunja. Golub i Šiljak(1965) iznose rezultate detaljnih mineraloških ispitivanja muskovita s Točka, na Papuku, a Šturman (1965) prikazuje kemizam titanita iz kišeljevačkog skarna na Papuku. Marci i suradnici (1975) detaljno obrađuju žilne klorite iz jugoistočnih dijelova Psunja. Slovenec sâm (1976, 1978, 1982, 1982a, 1983, 1984 i 1986) i sa suradnicima (Slovenec & Halle, 1979, Slovenec et al., 1980; Slovenec & Popović, Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 87 1981; Popović & Slovenec, 1981) daje podatke detaljnih mineraloških studija listićavih silikata, posebno biotita iz kristalinih stijena slavonskih planina, pri čemu uvodi nove metodološke pristupe. Na temelju kemizma biotita, granata i amfibola po prvi se puta u nas razmatraju geotermijski uvjeti postanka kristalastih škriljavaca. U posljednjih pet godina je prvonavedeni autor ove studije objavio, sam ili sa suradnicima, nekoliko petroloških radova o intermedi j arnim, bazičnim i ultramafit- nim stijenama s Psunja (Pamić et al., 1984 i 1984a), metadijabazima i metagabrima iz heroinskog semimetamorfnog (radlovačkog) kompleksa (Pamić & Jamičić, 1986), pojavama kordijerita, andaluzita i margarita iz Psunja (Pamić, 1987), grani- toidnim stijenama s Krndije (Pamić, 1988), ultramafitima iz Papuka i Psunja (Pamić, 1988a), andaluzitnim škriljavcima iz Papuka (Pamić et al., 1988a), zonalnosti progresivnometamorfnog kompleksa na Krndiji (Pamić, 1989a) i amfi- bolitima iz Psunja i Papuka (Pamić & Marci, 1990). Pored toga je dao i nekoliko regionalno-geoloških i regionalno-petroloških prikaza dodirnog područja sjevernih Dinarida i Panonskog bazena u kojima se razmatra i problematika heroinskog kristalinog kompleksa slavonskih planina (Pamić, 1986, 1986a, 1987a i 1989; Raffaelli & Pamić, 1986) pri čemu su uvažavani i podaci dobiveni petrološkim izučavanjem kristalinih stijena koje su uzorkovane u naftnim bušotinama. OSNOVNI GEOLOŠKI PODACI Ako se apstrahiraju neogenski sedimenti Panonskog bazena i količinski podređeni mezozojski sedimenti, onda okolne stijene heroinskih I-granita i migmatita sa S- granitima slavonskih planina predstavljaju škriljavci regionalnog progresivnometa- morfnog kompleksa, te semimetamorfne stijene s metabazitima (si. 1). Sve su te kristaline stijene također konstatirane i u brojnim naftnim bušotinama u okolnoj podlozi Panonskog bazena (si. 2. i tabela 1). Semimetamorfni kompleks s metabazitima Stijene semimetamorfnog kompleksa s metabazitima, odnosno radlovački kom- pleks Jami čiča (1988), pojavljuju se u središnjim dijelovima Psunja, a naročito su rasprostranjene na Papuku sve do Krndije, na istoku. Prema njegovim podacima, na Papuk.u su stijene ovog kompleksa djelomice navučene preko kompleksa migmatita i anatektičnih granita, a većim dijelom leže preko njega u erozijsko-diskordantnom odnosu, s jedne strane, dok preko njih transgresivno naliježu trijaski sedimenti, s druge strane. Semimetamorfni kompleks se sastoji pretežno od slejtova i škriljavih metapješče- njaka, uz koje se podređenije susreću filiti, kvarciti i škriljavi metakonglomerati. U njegovim nižim do središnjim dijelovima pojavljuju se silovi metadijabaza i ofitnih metagabra maksimalne debljine do 100m (Pamić & Jamičić, 1986 - si. 5). Starost ovog kompleksa je, po Poljakovim odredbama graptolita, silurska što kasnije osporavaju Šikić i Brkić (1975). Brkić i suradnici (1974) nalaze u semi- metamorfnim stijenama karbonsku (vestfalsku) paleofloru. Jamičić (1983) kombi- nira ove paleoflorističke podatke sa svojim terenskim podacima i pretpostavlja da semimetamorfni (radlovački) kompleks ima stratigrafski raspon od gornjeg devona do zaključno donjeg perma. Nedavno je određena K-Ar starost od 318,6 milijuna SI. 1. Pregledna geološka karta Psunja, Papuka i Krndije, shematizirana prema podacima Jamičića (1988), Šparice sa suradnicima, (1984) i Korolije sa suradnicima, (1989) I tercijarni i kvartarni sedimenti Panonskog bazena; 2 tercijarne vulkanske stijene; 3 mezozoj- ski, pretežno trijaski sedimenti; 4 hercinski semimetamorfni kompleks s metabazitima; 5 her- cinski semimetamorfni kompleks bez metabazita; 6 hercinski migmatiti; 7 S-granitoidi; 8 pro- gresivnometamorfni kompleks pretežno amfibolitnog facijesa, mjestimice s malim tijelima I- granita; 9 progresivnometamorfni kompleks, pretežno grinšistni facijes; 10 ulošci amfibolita; II I-graniti; 12 granica; 13 horizontalni rasjed; 14 normalni rasjed, spušteni blok; 15 reversni rasjed; 16 tektonsko-erozijska granica; 17 izoklinalne bore; 18 folijacija Fig. 1. Generalized geological map of the Mts. Psunj, Papuk, and Krndija based on data of Jamičić (1988), Šparica et al., (1984), and Korolija et al., (1989) 1 Tertiary and Quaternary sediments of the Pannonian Basin; 2 Tertiary volcanic rocks; 3 Mesozoic, mostly Triassic sediments; 4 Hercynian weakly metamorphosed complex with metabasic igneous rocks; 5 Hercynian weakly metamorphosed complex without metabasic rocks; 6 Hercynian migmatites; 7 S-type granitoids; 8 progressively metamorphosed complex, mostly amphibolite facies, in places with I-type granites; 9 progressively metamorphosed complex, mostly greenschist facies; 10 amphibolite interlayers; 11 I-type granites; 12 contact line; 13 horizontal fault; 14 normal fault, subsided block; 15 reverse fault; 16 unconformity; 17 isoclinal folds; 18 foliation 90 Jakob Pamić & Marvin Lanphere ce O) P -C 1 ¿ -I S Š •S ^ ^ g "" .rt ■p C s o 2 > rt « PQ СЛ •S ■H» s S o rt > PQ C СЛ^ rt aS Ö S o rt th g S-3 Sg ¿6 52 ÏÎ Ц g S -S rt C rt rt тЗ C! J2 II rt £ ^ Si. S 3 ^ аЗ o o T3 S w ^ КГ «i» o u MO чн o ce g U •ГГТЗ o ë O »H üßg -g 2 S C ш ^ t/3 (U rt S ^ Ф .s u 73 tuo и s o I - c СЛ c6 ■S C ï y Л a; • ri M s 0 ^ S 8 01 суо o СВ ¿ -!íí Љ ^ ^ . CO tO -јЗ 55 I «3 üb S Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 117 rati s identičnim stijenama heroinskog semimetamorfnog (radlovačkog) kompleksa iz središnjih i sjevernih dijelova Psunja (lijeve pritoke Pakre, južno od Novog Sela). No kako je ovo područje zaplavljeno neogenskim sedimentima, to se nije mogao ustano- viti njihov odnos prema stijenama spomenute kloritne zone. Debljine narednih sukcesivnih zona: biotitne, granatne, staurolitne, andaluzitne i silimanitne dosta su manje; karakteristično je da je silimanit još prisutan i u gnajso- vima koji su zahvaćeni djelomičnom migmatitizacijom. Južno i jugozapadno odavde, stijene progresivnometamorfnog kompleksa imaju veliko rasprostiranje na Psunju. I tu su zapaženi na mnogim mjestima navedeni kritični minerali, uključujući i andaluzit i silimanit, no zasad nije urađena sistemat- ska petrološka obrada nekog užeg područja koja bi mogla dokumentirati spomenutu zonalnost. Područje Šamanovica-Mijači. Ovaj je lokalni petrološki stup konstruiran na osnovi podataka dobivenih iz doline Mijačkog potoka, gdje su lijepo otkrivene stijene kloritne zone, i doline Šamanovice, gdje su dostupne stijene biotitne, granatne i staurolitne zone (si. 6В). U ovom je području nešto šira kloritna zona u kojoj pretežu raznovrsni muskovit- kvarcni škriljavci, muškovit-klorit-kvarcni škriljavci, a mjestimice i muskovit- klinocoizit-klorit-kvarcni škriljavci, dok su filiti količinski podređeniji. Ovdje su stijene kloritne zone jače deformirane, intenzivno mikroborane, penetrativno krenu- lirane i klivažirane, a nailazi se i na različite stupnjeve transpozicije folijacije, tako da se vrlo često u jednoj stijeni nailazi na dva sistema (generacije?) folijacije. I ovdje su stijene kloritne zone zaplavljene neogenskim sedimentima, tako da podinske, niže metamorfozirane stijene nisu otkrivene. Tinjčevi škriljavci, s podređenim gnajsovima, naredne biotitne zone ovdje su nešto veće debljine negoli u Koturić potoku. Viši se dijelovi stupa karakteriziraju postup- nim prevladavanjem gnajsova na račun tinjčevih škriljavaca, i u tim se stijenama jasno izdvajaju biotitna, granatna i staurolitna zona. Najdublji su dijelovi progresiv- nometamorfnog kompleksa pokriveni, tako da se ovdje nije mogao pratiti postupni prijelaz u migmatite. Oba naprijed prikazana lokalna stupa snimljena su u južnoj zoni progresivnome- tamorfnog kompleksa, koja se prostire na južnom krilu velike papučke sinformne strukture, gdje metamorfna progresija raste u pravcu sjevera. Područje Budanice i Vojlovice. To je jedini stup koji je urađen u sjevernoj zoni progresivnometamorfnog kompleksa Papuka (si. 6C), odnosno u sjevernom krilu papučke sinforme. U ovom području nisu otkrivene stijene kloritne zone, a zonalnost je izražena u progresivnoj sukcesiji: biotit ^ granat —^ staurolit ^ disten ^ silimanit, koja se ovdje, za razliku od dva prethodna stupa, očituje idući od sjevera prema jugu. Najjače metamorfozirani dijelovi progresivnometamorfnog kompleksa ovdje se po- stupno migmatiziraju i prelaze u migmatite. 1 metapješčenjaci; 2 slejtovi; 3 filiti; 4 zeleni škriljavci; 5 kloritoidni škriljavci; 6 škriljavi metapješčenjaci i sericit-kvarcni škriljavci; 7 tinjčevi škriljavci; 8 paragnajsovi; 9 migmatiti; 10 djelomice migmatitizirani paragnajsovi; 11 I-graniti; 12 amfiboliti; 13 mramori; And andaluzit; Bi biotit; Ctd kloritoid; Ch klorit; Czs klinocoizit; Dt disten; Gr granat; Sil silimanit; St staurolit 1 metasandstones; 2 slates; 3 phyllites; 4 greenschists; 5 chloritoid schists; 6 schistose metasandstones and sericite-quartz schists; 7 mica schists; 8 paragneisses; 9 migmatites; 10 partially migmatitized paragneisses; 11 I-type granites; 12 amphibolites; 13 marbles; And andalusite; Bi biotite; Ctd chloritoid; Ch chlorite; Czs clinozoisite; Dt kyanite; Gr garnet; Sil sillimanite; St staurolite 118 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Na ovom se stupu ističu dvije specifičnosti u odnosu na naprijed prikazane! 1 Često se unutar staurolitne i silimanitne zone pojavljuju amfibolitne stijene za koje je dokazano da potječu iz primarnih bazaltoidnih stijena (Pamić & Marci, 1990). 2 Izvan domašaja migmatita se u progresivnometamorfnom kompleksu dosta često javljaju dekametarska tijela S-granita, koja su najvjerojatnije produkt kasnokine- matskog granitnog plutonizma. Kutjevačka rijeka. U krajnjim istočnim dijelovima Papuka, u području Kutjevačke rijeke, koja ovdje predstavlja granicu između Papuka i Krndije, također nailazimo na zonalnost progresivnometamorfnog kompleksa; tu su naročito dobro razvijene zone niskog stupnja metamorfizma (si. 6D). U najniže metamorfoziranim dijelovima ovdje najprije dolaze kvarcitični škri- ljavci u alternaciji sa slejt-filitima, u kojima su uloženi paketi kloritoidnih škrilja- vaca čiji položaj unutar kristalinog kompleksa slavonskih planina nije do danas pouzdano riješen. Jamičić (1983) je mišljenja da taj niskometamorfni kompleks leži transgresivno preko stijena progresivnometamorfnog (psunjskog) kompleksa ili je na njega djelomice navučen. Važno je istaći da su prema nekim ranijim shvaćanjima (Tajder, 1957 i 1969; Raffaelli, 1965) te semimetamorfne stijene predstavljale protolit iz kojeg je, za vrijeme hercinske orogeneze, nastao progresivnometamorfni kompleks. Dakle, postoje dva oprečna mišljenja o veoma važnom geološko-petrološkom problemu koji dosad nije dovoljno detaljno izučavan. Terenski podaci iz Kutjevačke rijeke upućuju na zaključak da stijene kloritoidne zone postupno prelaze u stijene kloritne zone, odnosno da su one u nju uključene i da predstavljaju najniže metamor- fozirane dijelove progresivnometamorfnog kompleksa. S druge strane, paket s klori- toidnim škriljavcima stoji ovdje u jasnom tektonskom kontaktu s okolnim škriljavim metapješčenjacima i slejtovima koji pripadaju semimetamorfnom (radlovačkom) kompleksu, koji je metamorfoziran u anhimetamorfnim uvjetima i u najnižim dijelo- vima grinšistnog facijesa. Stijene kloritne zone predstavljene su pretežno muškovit-kvarcnim šriljavcima, dok su manje zastupljeni filiti i muskovit-klorit-kvarcni škriljavci. U tim se stije- nama karakteristično pojavljuje i klinocoizit, koji inače nije tako čest sastojak stijena kloritne zone na drugim lokalitetima. Na stijene kloritne zone kontinuirano se nadovezuju tinjčevi škriljavci uz količin- ski podređene paragnajsove biotitne, granatne i staurolitne zone. U najdubljim dijelovima progresivnometamorfnog kompleksa u Kutjevačkoj riječi pretežu parag- najsovi nad tinjčevim škriljavcima u kojima je još Kišpatić (1910) utvrdio prisu- stvo distena i silimanita. Ispod toga (niži tokovi Kutjevačke rijeke), odnosi baš nisu sasvim jasni; i dalje pretežu dosta filonitizirani paragnajsovi s biotitom i granatom u kojima dolaze dekametarski silovi granitoida, koji su predstavljeni uglavnom tonalitima i granodioritima (Pamić, 1989a). Područje Krndije. Ovaj je stup urađen na osnovi obrade uzoraka koji su sakupljeni pretežno u širem području asfaltne ceste za Našice i okolnim potocima, kao i na sjevernim padinama Krndije u dolinama potoka koji gravitiraj u prema Našičkom vodovodu (si. 6E). Ovdje nisu utvrđene stijene pojedinih dijelova kloritne zone. U višim dijelovima stupa prevladavaju tinjčevi škriljavci, a u dubljim paragnajsovi, i u njima se jasno izdvajaju biotitna, granatna, staurolitna i distenska zona. Unutar granatne i stauro- litne zone često se pojavljuju i do 20 m debeli ulošci amfibolita i amfibolskih Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 119 škriljavaca koji se ovdje već duže vrijeme eksploatiraju. U dubljim dijelovima ovog stupa srećemo i metarsko-dekametarsko uloške mramora. Za razliku od prikazanih stupova s južnih padina Papuka, gdje je progresivna zonalnost izražena idući od juga prema sjeveru, ovdje, na Krndiji, uključujući i prikazani stup iz Kutjevačke rijeke, nalazimo inversnu zonalnost od sjevera prema jugu, koju je zasad vrlo teško objasniti. Uvjeti metamorfizma, geotermometrija i geobarometrija Na temelju izvršene mikrostrukturne i mikroteksturne obrade izbrusaka moguće je dati kristalizacijsku evoluciju progresivnometamorfnog kompleksa slavonskih planina. U niskometamorfnim stijenama sinkinematska kristalizacija kvarca + albita + muskovita + klorita + klinocoizita (epidota) + granata + biotita daje prvu škriljavost (Si) koja je često krenulirana. Drugu škriljavost (S2) markira biotit druge generacije koji je rezultat njene transpozicije duž aksijalnih površina mikrobora (si. 4 i 5, tabla 3). Kod stijena srednjeg stupnja metamorfizma izvršena je potpuna rekristalizacija i preuređenje sklopa, tako da se pravci reliktne primarne škriljavosti mogu pratiti samo preko preferirane orijentacije sitnih inkluzija u porfiroblastima. Glavnu škri- ljavost tu definiraju sinkinematski kvare + plagioklas + muskovit + biotit, dok su granati nastali djelomice za vrijeme, a djelomice nakon glavne faze kristalizacije, odnosno postanka drugog sistema folijacije. Staurolit, andaluzit i disten kristalizirali su nakon deformacijske faze koja je dala drugu škriljavost, no prije njenog krenulira- nja. Andaluzit i disten mlađi su od staurolita. Karakteristično je da se u stijenama progresivnometamorfnog kompleksa nailazi na sve tri polimorfne modifikacije supstance AI2SÍO5. Po tome je taj kompleks specifičan i ne može ga se jednoznačno definirati u smislu facijelnih serija Miyas- hira (1961). Po prikazanoj zonalnosti, apstrahirajući najviše metamorfne zone, on ima karakteristike tipičnih metamorfnih sukcesija barovijenskog tipa. U metamorfnoj petrologiji dugo je vladalo mišljenje da prisustvo andaluzita u zonalnim metamorfnim sukcesijama kakova je ova u slavonskom kristalinu indi- cira relativno visoke, a prisustvo distena relativno niske geotermičke gradijente. To je i bila osnova Miyashiru za razdvajanje barovijenskih (viši tlak) od abukumskih (niži tlak) metamorfnih facijelnih serija. U novije se vrijeme ističu novi pristupi u razmatranju ovog problema. Tako, primjerice. Hart i Dempster (1987) dokumentiraju mišljenje da u progresivno- metamorfnim sukcesijama povećanje temperature, koja uzrokuju metamorfne reak- cije, nije samo funkcija dubine nego se može i lateralno manifestirati. England i Thompson (1984) pokazuju da prisustvo andaluzita u progresivnometamorfnim kompleksima može biti uvjetovano lokalnim magmatskim konvekcijskim toplotnim tokovima koji remete normalne progresivne reakcije u jednom zonalnometamorfozi- ranom slijedu. Ovakva se interpretacija može prenijeti i na hercinski progresivnome- tamorfni kompleks slavonskih planina, jer je on na mnogim mjestima isprobijan heroinskim I-granitima, a i kasnomagmatskim S-granitima. Dakle, u takvoj interpretaciji možemo progresivnometamorfni kompleks slavon- skih planina, s njegovom zonalnošću: klorit ^ biotit ^ granat staurolit ^ disten shvatiti kao barovijensku facijelnu seriju u smislu Miyashira (1961), koja je nastala pri niskim geotermijskim gradijentima, odnosno povećanom tlaku. Ova je 120 Jakob Pamić & Marvin Lanphere pravilnost na pojedinim mjestima poremećena pojavom andaluzita, koji je kristalizi- rao namjesto distena kao posljedica povećanih toplotnih tokova uvjetovanih granit- nim magmatizmom. No objektivno treba istaći da na Psunju, gdje je utvrđeno prisustvo andaluzita (Pamić, 1987) i gdje dolaze najveće mase granita (Marci, 1973), dosad nisu rađeni detaljni petrološki stupovi pa je onda veoma teško povlačiti neke određenije zaključke o odnosu distena i andaluzita, to tim više što tu, bar prema zasad raspoloživoj faktografiji, metamorfna zonalnost nije onoliko izražena kao na susjednom Papuku. Prvi je u nas Slovenec (1982) inicirao geotermijska razmatranja kristalinih stijena slavonskih planina. Koristeći dijagram Per čuka (1968) on je, na osnovi odnosa titana i magnezičnosti granata i biotita, došao do zaključka da su škriljavci iz Koturića potoka i Velike Radetine nastali pri temperaturi od 550-620 °C (epidot- amfibolitni facijes). Naši podaci kemijskog sastava biotita i granata vrlo se lijepo podudaraju s onima koje je objavio Slovenec pa na taj način i s njegovim geotermij- skim zaključkom temeljenom na Perčukovom dijagramu. Pored toga, koristili smo i geotermometar kojeg su predložili S t or mer (1975) te Whitney i Stormer (1977), a koji se temelji na sastavu dva feldspata, odnosno na sadržaju albita u plagioklasu i koegzistentnom K-glinencu. On je dao za jedan uzorak paragnajsa temperature od 441 do 459 °C, a za drugi temperature od 479-499 °C što je znatno niže u odnosu na podatke dobivene na spomenutom Perčukovom dijagramu. Migmatiti Hercinski migmatitni kompleks, koji se na površini pojavljuje samo na Papuku, postupno se razvija iz najjače metamorfoziranih stijena prikazanog progresivnome- tamorfnog kompleksa. Na Papuku se izdvajaju dva migmatitna pojasa: južni, na njegovim jugozapadnim obroncima, na potezu od Novog Sela do Vučjaka, i sjeverni, dvostruko duži, koji se prostire na sjeveroistočnim obroncima, na potezu zapadno od Točka preko Jankovca gotovo do Orahovice. Ovaj se sjeverni migmatitni pojas na zapadu udvaja i svojim južnim krakom zadire u središnje dijelove Papuka (okolica Zvečeva). U južnom pojasu se migmatitizaeija postupno povećava u smjeru sjevera, a u sjevernom pojasu u smjeru juga. Migmatiti su nabušeni i u brojnim naftnim bušotinama u podlozi Panonskog bazena u širem području Slavonije (vidi si. 1 i ta- belu 1). Sve te migmatitne stijene, i s površine i iz bušotina, imaju, u osnovi, zajedničke strukturno-teksturne karakteristike i dosta ujednačen mineralni sastav. Mineralna parageneza Mineralna parageneza migmatitnih stijena obuhvaća kvare i feldspato, koji pred- stavljaju dominantne sastojke leukosoma, zatim tinjce i podređeno hornblendu i gra- nat, koji su karakteristični za melanosome, odnosno paleosome, te različite sekun- darne i akcesorne sastojke. Kvare i feldspati Kvare se javlja uglavnom u dvije generacije: nemobiliziran, kao sastojak pale- osoma, i mobiliziran, kao glavni sastojak leukosoma u kojima je obično, više ili Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 121 manje, ravnomjerno izmiješan s feldspatima, a rijetko je u njima, primjerice, u plagi- oklasu, i poikilitski uklopljen (si. 4, tabla 6). Feldspati su predstavljeni plagioklasom, ortoklasom, mikroklinom, mikroperti- tom te pegmatitnim proraslacima kvarca i feldspata. Plagioklas se u migmatitima pojavljuje na dva načina: (1) kao postkinematski porfiroblast, milimetarsko-centimetarskih dimenzija, često s poikilitnim uklopcima ranije nastalih minerala (si. 7, tabla 6), i (2) u vidu sitnih sinkinematskih zrna, koja su ravnomjerno izmiješana s ostalim sastojcima. Plagioklasi pokazuju manje razlike u kemijskom sastavu (tabela 3). Većinom je to oligoklas Ап19,8-23,1 (srednja vrijednost je Ап21,б)- Rjeđe je predstavljen još kiselijim članovima tog izomorfnog niza koji se po sastavu približavaju albitu (an. Pli, PI3 i Pie, u tabeli 3). Nekada se u migmatitima nailazi u paleosomskim vrpcama na »primarne« plagioklase koji su malo bazičniji(?) i, u pravilu, bar malo zamućeniji u odnosu na plagioklas iz leukosoma. Plagioklas je u migmatitima najčešće sasvim svjež, rijetko je u manjoj mjeri, a izuzetno rijetko umjereno zamućen i potisnut obično sa sericitom. Ortoklas je količinski podredeniji od plagioklasa; često je malo do umjereno sericitiziran. Po podacima kemijske analize ortoklas sadrži oko 5-6% primjese albitne komponente (an. Оге, tabela 3). Mikroklin je, uz plagioklas, najčešći mineral iz grupe feldspata. I on se često javlja kao porfiroblast u kojem se nailazi na poikilitne uklopke kvarca, plagioklasa, ortoklasa i biotita; u nekim se stijenama zapaža neravnomjerna mikroklinizacija ortoklasa (si. 5 i 6, tabla 6). Mikroklin se također često javlja i u sitnim zrnima, obično jednolično izmiješan s ostalim sastojcima leukosoma. U nekim se stijenama nailazi na dvije generacije mikroklina; mlađi i krupniji mikroklin uklapa sitniji mikroklin prve generacije. Kemizam mikroklina ilustriraju analize označene Mie u tabeli 3. One pokazuju da mikroklin obično sadrži oko 5 % primjese albitne komponente. Za razliku od svih drugih feldspata, mikroklin je praktički uvijek idealno svjež. Mikropertit je količinski podredeniji feldspat, koji je također vezan za leukosome. Kemizam plagioklasnih lamela mikropertita ilustriraju analize označene Pme u ta- beli 3. One pokazuju da je to oligoklas (АП15,2-16,9), koji je obično svježiji od sraslih ortoklasnih lamela. Pegmatitni i mirmekitni proraslaci kvarca i alkalijskih feldspata također se ne susreću često. Prema optičkim osobinama, alkalijski feldspat je ortoklas (češće) ili mikroklin (rjeđe). Oblik uklopljenog kvarca je različit, no najčešće je jajolik, odnosno kapljičast ili klinasto-crvolik. Nekad su kvarcni proraslaci ravnomjerno uklopljeni u feldspatu, a nekad su vezani samo za rubne dijelove felspatskih zrna (si. 4, tabla 6). Feromagnezijski minerali Biotit je naj karakteristični j i sastojak melanosoma, paleosoma i restita. Javlja se u listićima koji imaju pleohroizam u smeđocrvenoj i smeđožutoj boji. Često su svježi, a u nekim su stijenama malo, umjereno do znatno, rijetko i potpuno kloritizirani; mjestimice se, uz klorit, izdvajaju epidot i magnetit. Biotit je također često u različi- tom stupnju i muskovitiziran (si. 2, tabla 6), a ponekad sadrži promjenljive količine pleohroitskih dvorova. Vrlo se rijetko na rubovima biotitnih listića nailazi na igliča- ste agregate fibrolita (silimanita). 122 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Kemizam biotita ilustriraju analize označene Bii, BÌ3 i Bie u tabeli 3. One pokazuju da ispitivani biotiti imaju dosta visok sadržaj TÍO2 (srednja vrijednost je 2,90%); količina ukupnog željeza varira od 18,11 do 23,15% (srednja vrijednost je 19,84%), a MgO od 6,61 do 8,90% (srednja vrijednost je 7,81%). Odnos Fe:Mg je većinom 1,2-1,3, a rjeđe se penje i do 2,0. Prvi padaju između polja magnezijskih i željeznih biotita, dok drugi pripadaju željezovitim biotitima (Guidotti et al., 1975). Slovenec (1984) je pokazao da je politip 2Mi mnogo češći od složenih politipova, dok politip IM nije registriran. Sekundarni klorit, nastao iz biotita, javlja se sitnolistićav, a ponegdje u krupnim i pseudomorfnim listovima koji su kemijski analizirani (an. Chi, tabela 3). Po odnosu Fe/Fe+Mg : Si, taj klorit pada u granično područje dijabantita i piknoklorita (Deer et al., 1962); odnos Fe/Mg je 1,3, dakle, isti kao i u biotitu iz kojeg je postao. Tabela 3. Mikrosondni kemijski sastav petrogenih sastojaka migmatita Table 3. Microprobe chemical composition of rock-forming minerals of migmatites PI plagioklas; Pm mikropertit; Or ortoklas; Mi mikroklin; Bi biotit; Ms muskovit; Gr granat; Ch klorit Indeksi na skraćenicama minerala označavaju brojeve uzoraka stijena iz tabele 8 Proračun je izvršen na bazi 8 (feldspati), 24 (biotit, muskovit i granat) i 36 (klorit) kisikovih iona Pl plagioclase; Pm microperthite; Gr orthoclase; Mi microcline; Bi biotite; Ms muscovite; Gr garnet; Ch chlorite Indexes on mineral abbrevations mark the sample numbers from Ta- ble 8 Calculated on the basis of 8 (feldspars), 24 (biotite, muscovite, and garnet), and 36 (chlorite) oxygen ions 124 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Muskovit je količinski podredeniji od biotita od kojega i nastaje. On se pojavljuje na različite načine - obično u sitnijim, rjeđe krupnijim listovima koji u nekim stijenama uklapaju sitniji muskovit prve generacije. Rijetko se na rubovima listova javljaju mirmekitni proraslaci kvarca, a nailazi se i na intergranularnu muskovitiza- ciju (si. 6, tabla 6). Kemizam muskovita ilustriraju analize označene Ms2, Msa i Mse u tabeli 3. Sadržaj TÍO2 dosta je visok (srednja vrijednost je 0,99 %), dok su srednji sadržaji Mg0=0,80 7o, a ukupnog željeza 1,23%. Na dijagramu AlVI:Ti02 (Anderson SI. 7. Dvokomponentni dijagram Ti02:AlVI za muskovit (Anderson & Row- ley, 1981) Fig. 7. The TÌO2 versus AlVI diagram for muscovite (Anderson & Rowley, 1981) & Rowley, 1981) točke muskovita rasipaju se uglavnom u polju titanskih musko- vita (si. 7). Prema podacima rendgenografskih istraživanja (Slovenec, 1984), mu- skovit je najčešće predstavljen politipom 2Mi. Hornblenda se vrlo rijetko javlja kao bitni mineral migmatita u melanosomnim, odnosno restitnim vrpcama. To je redovito hipidiomorfno-prizmatska zelena horn- blenda, koja je obično svježa, rjeđe u različitom stupnju kloritizirana. Po svojim mikrofiziografskim karakteristikama ne razlikuje se od hornblende iz paragnajsova. Granat se također rjeđe javlja, obično u melanosomskim agregatima u vidu sitnih izometričnih zrna koja su rijetko u različitom stupnju kloritizirana. Kemizam granata ilustriraju analize označene Gri u tabeli 3. Radi se o granatu u kojem prevladava almandinska komponenta (56,7 % mol.), uz dosta visoke sadržaje spesartina (29,9 % mol) i niske sadržaje piropa (8,2 % mol.) i grosulara (5,2 % mol.). Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 125 Akcesorni sastojci Među akcesornim sastojcima dolaze raznovrsni minerali, koji se po količinskoj učestanosti mogu svrstati u tri grupe. Najčešći su cirkon - obično se javlja u vidu zaobljenih zrna, rjeđe prizmatskih kristala, dosta često s uklopljenim pleohroitskim dvorovima (si. 2, tabla 6) i apatit, čija se količina u nekim stijenama penje i na 1-2 % (si. 1 i 3, tabla 6). Podređeniji akcesorni sastojci su metalni mineral(i), koji nisu detaljnije određivani, zatim coizit te granat i titanit, koji mogu u nekim paleosomama imati i karakter sporednog sastojka (si. 1, tabla 6). Najmanje zastupljeni akcesorni sastojci migmatita su rutil, turmalin i ortit. Paleosome (mezosome) i neosome Papučki migmatiti predstavljaju, jednako kao i migmatitne stijene uopće, stijene u kojima najčešće dolaze u jako promjenljivim količinama ishodišni gnajsni materijal -paleosome (Mehnert, 1968), odnosno mezosome (Johannes, 1983a) ipretaljeni, odnosno mobilizirani neosomski materijal. Ovaj posljednji pretežno je predstavljen svijetlim i debljim slojevima leukosoma duž čijeg se kontakta s paleosomama izdva- jaju tanji slojevi melanosoma koji i nisu uvijek prisutni. Paleosome (mezosome) Paleosome, odnosno mezosome su mezokratne stijene koje su, u pravilu, predstav- ljene paragnajsovima. Kao što je naprijed detaljno prikazano, paragnajsovi pokazuju određene varijacije u strukturi, teksturi, mineralnom i modalnom sastavu što se reflektira i u variranju strukturno-teksturnih i kompozicijskih karakteristika mig- matita koji iz njih postaju. Paleosomski paragnajsovi predstavljaju maksimalno rekristalizirane stijene, s izrazitim metamorfnim sklopom u kojem se ističe jasna folijaoija uvjetovana planparalelnim rasporedom biotita i muskovita (si. 3, tabla 5). Debljine mezosoma variraju od nekoliko milimetara do nekoliko centimetara. Najčešći su srednjozrnati strukturni varijeteti (veličina zrna oko 1-2 mm), koji su obično ekvigranularni do subekvigranularni. Mineralni, a naročito modalni sastav paleosoma varira od sloja do sloja. U njima su uvijek prisutni u prevladavajućoj količini kvare, plagioklas, ortoklas i biotit (vrlo rijetko i hornblenda), no s promjenljivim modalnim odnosima. Kemijske analize paragnajsova (an. 18 do 29, tabela 6), odnosno iz njih proračunati normativni sastav pokazuje da kemizam paleosoma po odnosu plagioklasa i ortoklasa varira od gotovo tonalitnog (4,5 % K-feldspata) preko najčešće granodioritnog (15-20 % K-feldspata) do monoogranitnog (oko 20-25 % K-feldspata). Kemijski sastav modalnog plagio- klasa je ujednačen, i to je obično oligoklas - Апго,7-25,0, a srednja vrijednost je Апгг.д (an. PI, tabela 2). U paleosomama se na mnogim mjestima javljaju, pored navedenih dominantnih sastojaka, još i granat, disten i silimanit, dakle, mineralni sastojci inače karakteristični za jače metamorfozirane (amfibolitni facijes) dijelove progresivnome- tamorfnog kompleksa. Njihovo prisustvo dokazuje da procese migmatitizacije treba promatrati u okvirima regionalnog metamorfizma koji se odvijao u Р-Т uvjetima srednjeg stupnja metamorfizma (amfibolitni facijes), odnosno kao njegov ultrameta- morfni nastavak. 126 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Leukosome Leukosome, ako nisu deformirane i kataklazirane, javljaju se obično u lećama, češće u tankim slojevima čija debljina varira od nekoliko milimetara do nekoliko centimetara. One su obično izgrađene od ksenomorfnih zrna promjenljive veličine, koja najčešće dosiže veličinu do 3 ili 4 mm. Dakle, leukosome su krupnozrnati j e od okolnih, odnosno proslojenih paleosomskih paragnajsova. Nešto su količinski podređ- enije leukosome kod kojih je veličina zrna 5-6 mm, dok se vrlo rijetko nailazi na pegmatitoidne varijetete leukosoma sa zrnima veličine do 10 mm ili više. Čak su i kod jako flazeriranih migmatita pojedina okca, bez obzira na njihovu veličinu, izgrađena obično od leukosomskih agregata veličine zrna do 3-4 mm, rijetko i do 6 mm. Tekstura leukosoma je masivna, tj. mineralni sastojci ne pokazuju nikakav prefe- rirani prostorni raspored, po čemu se također jasno razlikuju od okolnih, primarno međusobno proslojenih paleosoma, odnosno mezosoma. Leukosome su izrazito leukokratne stijene jer u njihovom mineralnom sastavu prevladavaju kvare i feldspati u različitim proporcijama. U odnosu na paleosome, ovdje se kvare javlja u krupnijim rekristaliziranim zrnima koja ponekad uklapaju sitniji plagioklas pa i biotit iz paleosoma. Feldspati su u leukosomama predstavljeni plagioklasom i K-vrstama. U leukosomama metatekstita početne faze migmatitiza- cije, od K-feldspata srećemo samo ortoklas, dok u migmatitima višeg stupnja migma- titiziranja dolazi pretežno mikroklin, uz količinski podredeniji ortoklas. Na osnovi podataka mikroskopiranja može se reći da se povećanjem stupnja migmatitizacije povećava količina mikroklina, a obično i njegova veličina zrna. Plagioklas je u leukosomama najčešće predstavljen oligoklasom sastava Ani9,8_23,i; srednja je vrijednost Ап21,б (an. Pl. tabela 3). Dakle, kemijski sastav plagioklasa se tu sasvim malo razlikuje od kemizma plagioklasa u ishodišnim paleosomskim paragnajsovima (srednja je vrijednost Ап22,9). U nekim krupnozrnati- jim (pegmatitoidnim) leukosomama dolazi i kiseliji plagioklas, koji, prema optičkim određivanjima, varira od albita do jako kiselog oligoklasa. Pegmatitni i mirmekitni proraslaci kvarca i feldspata količinski su znatno podredeniji sastojci leukosoma; nalazimo ih često u rubnim dijelovima krupnijih plagioklasnih i mikroklinskih zrna. Mikropertiti su također sasvim podređeni sastojci leukosoma; prema podacima kemij- ske analize (uzorci Pm, tabela 3), plagioklasne lamele mikropertita izgrađene su od kiselog oligoklasa (Ani5,2_i6,9)- Biotit u leukosomama često uopće ne dolazi ili je prisutan u minimalnim količi- nama (1-2 %). Isti je slučaj i s akcesornim sastojcima. Melanosome Melanosome se javljaju duž kontakta leukosoma i paleosoma (mezosoma) u vidu vrlo tankih milimetarskih (i tanjih) slojića, mada se u pojedinim slučajevima uopće ne zapažaju. Biotit je naj karakteristični j i sastojak melanosoma; obično je svjež ili u različitom stupnju muskovitiziran. Zelena hornblenda je ponekad sporedan sastojak (si. 1, tabla 6). Još mogu biti prisutni kvare i feldspat (najčešće kiseli plagioklas). Biotit je u melanosomama obično krupniji od biotita iz paleosoma, što najčešće nije slučaj s kvarcom i feldspatom. U melanosomama karakteristično dolazi povećana količina akcesornih sastojaka. Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 127 naročito granata, titanita, cirkona, apatita i metalnog minerala (si. 1 i 3, tabla 6); količinski su podređeniji turmalin, ooizit, rutil i ortit. Neki od njih, primjerioe, granat i titanit dolaze mjestimioe u povećanoj količini tako da postaju sporedni sastojci melanosoma. Za razliku od leukosoma, melanosome imaju redovito paralelnu teksturu uvjeto- vanu planparalelnim slaganjem biotita i muskovita. Obično je njihova folijacija konformna s folijacijom susjednih paleosomskih paragnajsova, mada je mjestimice diskordantna u odnosu na generalnu orijentaciju okolnih leukosomsko-paleosomskih slojeva. Izuzetno se rijetko nailazi na sasvim nepravilne, nebulitne nakupine melano- somskog biotita. Petrografija migmatita Vragović (1965) je detaljno petrografski obradio teksturne varijetete migmatita iz nekih dijelova Papuka. Ovdje će se dati kratak, genetski temeljen petrografski pregled migmatita koji će ilustrirati postupnost migmatitne mobilizacije iz ishodiš- nih paragnajsova progresivnometamorfnog kompleksa. Migmatiti nižeg stupnja migmatitizacije Metateksitni varijeteti migmatita (po nekim klasifikacijama: heterogeni migma- titi) produkt su nižeg stupnja migmatitne mobilizacije tako da je u njima još uvijek dominantan ishodišni, paleosomski paragnajsni materijal. Oni su naročito česti u dijelovima migmatitnog kompleksa koji su u kontaktu s najjače metamorfoziranim dijelovima progresivnometamorfnog kompleksa, dok se podređenije javljaju kao re- likti u jače migmatitiziranim dijelovima terena. U takvim prikontaktnim područjima, u ishodišnim, maksimalno rekristaliziranim paragnajsovima (si. 1 i 2, tabla 1, si. 3, tabla 5) započinju se javljati pojedinačne, obično milimetarske, rijetko centimetarske leće leukosoma u kojima preteže kvare, uz manje feldspata (si. 3, tabla 1, si. 4, tabla 5). Idući dalje od kontakta, postupno se povećava količina leukosomskog materijala; leće postaju veće, a stijena već zadobiva jasnu vrpčastu teksturu (si. 4, tabla 1, si. 5, tabla 5), no leukosomskog materijala nema više od oko 20 %. Idući još dalje od kontakta, stupanj migmatitne mobilizacije još se više povećava - leukosomski slojevi su brojniji, gušće poredani i često većih debljina (si. 5 i 6, tabla 5, si. 5, tabla 1) i na njih otpada skoro oko polovica od ukupne mase stijene. Konačno, u metateksitima još udaljenijim od kontakta (si. 7, tabla 5), leukosomskog materijala je još više, slojevi su deblji, međusobno se stapaju ili čak i budiniraju tako da je više neosomskog negoli paleosomskog materijala. Takve, jače migmatitizirane stijene imaju već tipske stromatitne teksture. Vrlo je karakteristično da u leukosomama ovih metateksita najčešće nema mikroklina; feldspat je zastupljen uglavnom kiselim plagioklasom, uz kojeg se mogu podređeno pojaviti i pegmatitni proraslaci, najčešće duž rubnih dijelova plagioklasnih zrna. Prema najnovijim shvaćanjima, koja se temelje na vrlo obimnoj analitičkoj faktografiji (Mehnert & Büsch, 1982; Olsen, 1983; Johannes, 1983; 1983a; Gupta & Johannes, 1982; i drugi), ovakve leukosome u metateksitima (bar ove koje su produkt nižeg stupnja migmatitizacije) mogle su nastati u subsolidusnom području, dakle, metamorfnom diferencijacijom, odnosno mobilizacijom. 128 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Migmatiti višeg stupnja migmatitizacije Migmatiti višeg stupnja migmatitizacije (po nekim klasifikacijama: homogeni migmatiti) genetski se nadovezuju na prethodno opisane jer se u njima još više smanjuje količina ishodišnog paleosomskog materijala ili pak u potpunosti prelaze u migmatitno mobilizirane neosome (dijateksite). Kod ovih su migmatita vrpčaste, stromatitne teksture još više izražene, no pojedini slojevi i leće su često nepravilni 1 općenito ne pokazuju onu teksturnu pravilnost koja je karakteristična za metatek- site. Mineralni sastav i strukturne karakteristike znatno variraju od jednog do drugog sloja. Ponekad se dvije ili više leukosoma stapaju dajući deblji sloj. Količinski odnos leukosoma i melanosoma jako varira, no najčešće leukosome jasno dominiraju nad melanosomama. Po mineralnom sastavu razlikuju se dvije glavne grupe leukosoma. 1 Kvarcom bogate leukosome sadrže pretežno rekristalizirani kvare uz malo ili nimalo mikro- klina i plagioklasa. One su obično tanke, a i inače jako liče na kvarcom bogate leće ili slojiće koji su opisani kao produkt prve faze migmatitizacije kod metateksita. 2 Granodioritne do monzogranitne leukosome koji su obično krupnozrnatije. One su izgrađene od kvarca, plagioklasa i mikroklina. Krupni mikroklin obično poikilitski uklapa cjelovita zrna ili relikte plagioklasa, ortoklasa i biotita (si. 7, tabla 6), a vrlo su česta i međusobna prorastanja kvarca i feldspata, te mikroklina i plagioklasa. Melanosome su izgrađene pretežno od biotita uz kojeg se, u pojedinim uzorcima, javlja i hornblenda, a negdje dolaze i novoformirana zrna mikroklina i plagioklasa. Ovo ukazuje na mogućnost da se je pri tim višim stupnjevima migmatitne mobiliza- cije odvijala, uglavnom, simultana kristalizacija hornblende, kvarca i feldspata. Mezosome sadrže, pored kvarca i feldspata, još i krupnije rekristalizirani biotit. Mikroskopski se često ne može povući razlika između mezosoma i granitoidnih leukosoma jer i mezosome obično imaju granoblastičnu (granulitnu) strukturu, doduše s manjom veličinom zrna. Međutim, distinkcija je moguća makroskopskim promatranjem jer je na mezosomama obično jasno sačuvana paralelna tekstura. Danas prevladava mišljenje da su ovakvi homogeni migmatiti nastali, za razliku od heterogenih migmatita, procesima parcijalnog taljenja (Mehnert & Büsch, 1982; Olsen, 1983; Johannes, 1983; i drugi). Teksturni varijeteti migmatita Budući da se migmatitna mobilizacija najčešće obavlja pri djelovanju jednosmjer- nog tlaka, duž folijacijskih površina ishodišnih paragnajsova, to migmatitne stijene imaju pretežno različite paralelne teksture. Pored već opisanih metateksitnih migma- tita, koji redovito imaju lećaste i lećasto-vrpčaste teksture, najčešće se među slavon- skim migmatitima nailazi na stromatitne migmatite koji pokazuju dosta velike varijacije u debljini leukosomskih, melanosomskih i mezosomskih slojeva, odnosno u njihovim količinskim proporcijama, no ipak uz jasno prevladavanje leukosomskog materijala. Dok su leukosomski minerali u njima obično sasvim svježi, dotle je biotit u melanosomama i mezosomama redovito malo do umjereno, a rijetko i potpuno muskovitiziran. Pored ovih se još javljaju i porfiroblastični stromatitni migmatiti u kojima se dosta često izdvajaju feldspatski porfiroblasti, nekad veličine i do 2-3 cm. Obično je to mikroklin, a rjeđe kiseli plagioklas; oba često poikilitski uklapaju Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 129 minerale iz ishodišnih paleosomskih paragnajsova. Ove se stijene nejasno miješaju s gore prikazanim stromatitnim migmatitima. Borani migmatiti su, u stvari, metateksitni i stromatitni migmatiti kod kojih su slojevi i leće neosoma i mezosoma borani; bore su mikroskopskih, odnosno submili- metarsko-milimetarskih i makroskopskih, centimetarsko-metarskih dimenzija. Bo- rani migmatiti su često intenzivno kataklazirani; leukosomski sastojci se drobe i nagomilavaju u okca koja plivaju u melanosomskom, odnosno mezosomskom mezostazisu. Kada je ovaj posljednji količinski potčinjen, onda su okca obavljena nakupinama biotita. Inače, sama su okca izgrađena od kvarca i krupnijeg mikroklina, odnosno kiselog plagioklasa (si. 5, 6 i 7, tabla 6); kvare je redovito mozaičan s undulatornim potamnjenjem (si. 8, tabla 6), dok su sraslačke lamele plagioklasa često izuvijane, mikroborane i mikrorasjedane. Takvi okcasti (flazer) migmatiti najčešći su teksturni varijeteti unutar papučkog migmatitnog kompleksa; oni su lijepo otkriveni u dolini Brzaje, od Vučjaka sve do njenog izvorišta, zatim dalje na istok sve do Jankovca, odnosno najistočnijih dijelova Papuka. To su, inače, i najčešći teksturni varijeteti među migmatitima, koji su nabušeni u brojnim naftnim bušoti- nama diljem cijele Slavonije. Neki papučki migmatiti imaju i masivnu teksturu. Među takvima su najčešći nebulitni migmatiti, koji su naročito česti u kontaktnim područjima granitnih tijela, bez obzira na njihove dimenzije, i stromatitnih migmatita. Kod njih se neosomski materijal izdvaja nepravilno, a ne duž folijacijskih površina paleosomskih gnajsova. Često je to miješanje paleosomskog i neosomskog materijala sasvim nepravilno, dajući utisak brečaste strukture (tzv. agmatitni migmatiti). Rjeđe se nailazi na pigmatitne migmatite - bijele leukosomske žile, obično milimetarsko-centimetar- skih debljina; zmijoliko su izuvijane i borane i obično jasno diskordantne u odnosu na folijacijske površine okolnih migmatita. Dosta se često nailazi na dijateksitne migmatite u kojima nema relikata ishodiš- nih paleosomskih gnajsova jer su u potpunosti migmatitno mobilizirane. Po sklopu su to magmatske stijene, najčešće granodioritnog i moncogranitnog sastava. U njima se nailazi na šliraste i turbulente teksture, a mineralni sastojci su im često plastično deformirani. Neki od navedenih stromatitnih i deformiranih stromatitnih migmatita, kao i nebulitnih i dijateksitnih migmatita prikazani su na si. 6 do 8, tabla 1; si. 1 do 8, tabla 2, dok su varijeteti metateksita prikazani na si. 1 do 5, tabla 1. Petro graf ska klasifikacija migmatita Budući da migmatiti imaju granitoidni sastav, a javljaju se zajedno sa S-grani- tima, to je interesantna njihova petrografska korelacija. Osnovna petrografska klasi- fikacija takvih stijena temelji se na modalnom sastavu koji se obično ne određuje na migmatitnim stijenama zbog njihovih teksturnih karakteristika, odnosno zbog vrlo neujednačenog miješanja leukosomskog, melanosomskog i paleosomskog materijala. Zbog toga ćemo se poslužiti Q'-ANOR dijagramom (Streckeisen & Le Mai- tre, 1979), koji se temelji na normativnom mineralnom sastavu. Podaci za papučke migmatite prikazani su na takvom mezonormativnom dijagramu, na kojem se vidi da se većina točaka migmatita nižeg stupnja migmatitizacije gomila u poljima granodi- orita (4) i monoogranita (si. 10). Nešto je više točaka u polju moncogranita gdje pada, doduše vrlo blizu granične linije s granodioritima, i prosječni sastav papučkih 130 Jakob Pamić & Marvin Lanphere migmatita. Sasvim mali broj točaka pada i u polje granita s. str. (3 a), a jedna čak i u polje plagiogranita, odnosno alkalijsko-feldspatskih granita (2). Ovi posljednje navedeni sastavi odgovaraju izrazito leukokratnim homogenim migmatitima oboga- ćenim mikroklinom, uz kojeg dolazi jako kiseli plagioklas čiji kemizam pada u prije- lazno područje između albita i jako kiselog oligoklasa. Dakle, papučki migmatiti imaju, u osnovi, granodioritno-moneogranitni sastav sa slabo izraženim trendovima prema granitima i čak alkalijsko-feldspatskim grani- tima. S-graniti i asocirane intermedijarne stijene Granitoidni plutoni kao i manja tijela granita unutar papučkog migmatitnog kompleksa, uključujući i centimetarsko-decimetarske venite, izgrađeni su pretežno od S-granita, uz koje se podređeno javljaju i intermedijarne stijene. Te su stijene također registrirane i u brojnim naftnim bušotinama (si. 1, tabela 1). I granitoidne i intermedijarne stijene imaju, uz određena variranja, dosta ujedna- čene strukturno-teksturne karakteristike i, u osnovi, identičnu mineralnu parage- nezu. Mineralna parageneza Mineralna parageneza S-granitoida uključuje kvare i feldspate, kao najčešće salske bitne sastojke, te tinjce i amfibol, kao bitne femske sastojke. Pored njih, ona još obuhvaća količinski podredeniji granat i silimanit, te različite sekundarne i akce- sorne sastojke. Kvare i feldspati Kvare se javlja najčešće u vidu ksenomorfnih zasebnih zrna, rjeđe u sitnozrnatim aglomeracijama. Dosta ga se često nalazi u obliku okruglastih, crvolikih i kapljiča- stih izdvajanja u feldspatima (si. 6, tabla 7 i si. 3 i 4, tabla 8). Feldspati su zastupljeni plagioklasom, ortoklasom, mikroklinom, mikropertitom te pegmatitnim i mirmekitnim proraslacima kvarca i feldspata. Plagioklas je najčešći feldspat koji kod pojedinih varijeteta granita i intermedi- jarnih stijena pokazuje manja količinska variranja, a i promjene u kemijskom sastavu. Najčešće je svjež, a negdje je u različitom stupnju izmijenjen i prešao u sericit i klinocoizit, a rjeđe u kalcit i prenit. Kemijski sastav plagioklasa prikazan je u priloženoj tabeli 4. U različitim varije- tetima intermedijarnih stijena plagioklas je predstavljen andezinom; plagioklasi iz tri detaljno obrađivane stijene imaju sastave: Ап42.1_4з.9, Ап41.б-4з,2 i Апз7.з_42.о (an. Pli, Pie i PI9, tabela 4). Rijetko su kada na rubu zrna slabo zonalni, no s vrlo slabo izraženim promjenama kemijskog sastava. Plagioklasi iz različitih granitoidnih varijeteta predstavljeni su oligoklasom, najčešće s vrlo slabo izraženim varijacijama u sadržaju anortitne komponente. U četiri detaljno obrađivana uzorka dobiveni su ovi sastavi: АП16.8-21.0, АП21.2-24.8, Ап21,6-22.7 i АП24.9-25.6 (an. PI25, PI26, PI27 i PI28, tabela 4). Rijetko su plagioklasi jasno zonalni (si. 5, tabla 8), a promjene u kemijskom sastavu od jezgre do ruba zrna izražene su u intervalu od Ап25,2-зз.5, odnosno Ап2о,2-з2.б (an. PI9 i PI25, tabela 4). Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 131 U nekim leukokratnim granitoidnim varijetetima plagioklas je zastupljen kiselim članovima niza čiji sastav varira od albita do jako kiselog oligoklasa. Tako, primje- rice, u muskovit-biotitnom granitu iz bušotine Osijek-2 plagioklas ima sastav Ani,8-9,4, a u muskovit-biotitnom granitu iz bušotine Bankovci-2 sastav Ап4,з_7д, odnosno Апз Ј_б,з (an. PI43 i PI45, tabela 4). Takvi alkalijsko-feldspatski graniti (plagi- ograniti) zapaženi su i unutar zvečevskog granitoidnog plutona, a jedan takav varijetet iz doline Brzaje opisao je detaljno Vragović (1965). Od K-glinenaca, najčešći je mikroklin, koji je produkt K-metasomatoze što potkrepljuju vrlo česte pojave uklopaka plagioklasa i biotita u krupnijim zrnima mikroklina (si. 3, tabla 7). Pored toga, mikroklin se javlja još i intergranularno u sitnim ksenomorfnim zrnima (si. 4, tabla 8). Kemijski sastav mikroklina dosta je ujednačen. On obično ne sadrži primjese anortitne komponente, dok sadržaj albitne komponente varira od uzorka do uzorka: Aba, 9-8, 4. Ab« ,_e 4, Abs 0-9, 8, Abs, 4-e, 4 i Abs, 7-14,8. tako da sadržaj K-felds- patske komponente u tim istim uzorcima varira u intervalu: 91,6-96,1, 93,6-93,9, 90,1 95,0, 93,6-94,6 i 84,9-94,0% (an. Mi.r,, Mi.,,, Mi^,?, MÍ4:, i MÍ4r„ tabela 4). Ortoklas, za razliku od češćeg mikroklina, obično je bar malo zamućen (»kaolini- zii an«), a mjestimice i malo do umjeieno sericitiziran. Kemijski sastav ortoklasa dosta je ujednačen i njega ilustriraju analize ОГ43 i Or4¡j, tabela 4. One pokazuje varijacije u sadržaju anortitne komponente od 0,3 do 0,6%, albitne od 5,4 do 8,5 % i K-feldspatske od 90,9 do 94,3 %. Mikropertiti se javljaju kao spoiedni sastojci S-granita. 1 oni su obično optički homogeni i svježi, jednako kao i mikioklin. Kemijska analiza Pm^r, u tabeli 4 poka- zuje da plagioklasne lamele sadrže: anoi tita od 1,4 do 18,6 %, albita od 80,5 do 98,1 % i K feldspata od 0,5 do 0,9'X.. Pí'cjmatitni i mirmekitni proraslaci kvarca i feldspata javljaju se samo u nekim granitoidnim stijenama, i to u malim količinama, obično od 1-2%, a vrlo rijetko imaju kaiakter sporednih sastojaka. Kvarcna zrna piorastaju se s feldspatima na različite načine: kapljičasto, ci voliko, zmijoliko i sasvim nepravilno (si. 2, 3 i 4, tabla И). Kod pegmatitnih proiaslaca obično je klinasti kvare uklopljen u krupnijem zrnu alkalijskog feldspata, dok je kod mirmekita kvare obično prorastao s oligoklasom. Alkalijski feldspat iz pegmatitnog proraslaea iz detaljno ispitivanog biotitnog moncogranita sadrži 23,1 "/„ albita i 76,9'X. K feldspata (an. Mim:>.r„ tabela 4). Tekst za tabelu 4 Explanation for Table 4 PI plagioklas; Plzj 4 zonalni plagioklas; Pm mikropertit; Or ortoklas; Mi mikroklin; Mm mirmekitski mikroklin; Bi biotit; Ms muskovit; Ho hornblenda; Ch klorit; Ep epidot Indeksi na skraćenicama minerala označavaju brojeve uzoraka stijena iz tabele 9 Proračun je izvršen na bazi 8 (feldspat), 13 (epidot), 24 (biotit, muskovit i hornblenda) i 36 (klorit) kisikovih iona Pl plagioclase; Plzi 4 zoned plagioclase; Pm microperthite; Or orthoclase; Mi micro- cline; Mm myrmekitic microcline; Bi biotite; Ms muscovite; Ho hornblende; Ch chlorite; Ep epidote Indexes on mineral abbrevations mark the rock samples from Table 9 Calculated on the basis of 18 (feldspar), 13 (epidote), 24 (biotite, muscovite, and hornblende), and 36 (chlorite) oxygen ions Tabela 4. Mikrosondni kemijski sastav petrogenih minerala S-granita Table 4. Microprobe chemical composition of rock-forming minerals of S-type granites Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 133 136 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Ostali bitni i sporedni minerali Najčešći bitni femski sastojci S-granitoida i pratećih intermedijamih stijena su, jednako kao i kod migmatita, tinjci, hornblenda i granat. Biotit je najkarakterističniji femski sastojak; javlja se u sitnijim i krupnijim listovima koji redovito imaju pleohroizam u smeđocrvenkastoj i smedožućkastoj boji; često se u njima pojavljuju pleohroitski dvorovi. U mnogim je uzorcima potpuno svjež (si. 3, 6, 7 i 8, tabla 8), a u nekim je malo, umjereno do potpuno kloritiziran (si. 2, tabla 7) i tad se često, uz klorit, izdvajaju sekundarni epidot i magnetit. No biotit je mnogo češće u različitom stupnju muskovitiziran, a muskovitizacija je obično izražena na rubovima biotitnih listića; mjestimice je biotit zupčasto potisnut sekundarnim mu- skovitom (si. 1, tabla 8). Pri ovim se promjenama biotita ponegdje zapaža izdvajanje promjenljive količine fibroznog silimanita (si. 7 i 8, tabla 7). Kemizam biotita iz granita prikazuju analize BÌ25, BÌ27 i BÌ28, a iz intermedijamih stijena analize Bii, Biß i Big (tabela 4). Radi se o biotitu obogaćenom titanom; sadržaj TÌO2 u biotitu iz intermedijamih stijena varira od 2,65 do 3,44%, dok je u granitoidnim stijenama često čak i nešto viši i kreće se od 2,49 do 3,65%. Sadržaj K2O vrlo je ujednačen u biotitima iz svih ispitivanih uzoraka; varira u rasponu od 9,13 do 9,77 %. Određene komponente pokazuju nešto veće varijacije; sadržaj AI2O3 je niži (16,12 do 16,77 %) u biotitima iz intermedijamih stijena negoli kod biotita iz granitoidnih stijena (17,60 do 17,91, izuzetno do 21,62%). Isto su tako izražene i razlike u sadržaju ukupnog željeza: 16,49 do 19,40% u biotitu iz dioritnih stijena, odnosno 18,77 do 22,95% u biotitu iz granitoida. U sadržaju MgO je izraženo obrnuto variranje; njegovi su udjeli viši u biotitu iz intermedijamih stijena (9,89 do 12,95 %) negoli u biotitu iz S-grani- Sl. 8. Dijagrami za biotit (a) Fe/(Fe+Mg) : AlIV i (b) Na/(Na+Ca+K) (Fe+Mg)/(Fe+Mg+Mn+Ti+AlVI); sve željezo je računato kao Fe^+ (Clark, 1981) Fig. 8. Diagrams for biotite (a) Fe/(Fe+Mg) : AlIV and (b) Na/(Na+Ca+K) : (Fe+Mg)/(Fe+Mg+Mn+Ti+AlVI); total iron balculated as Fe+-^ (Clark, 1981) Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 137 toida (6,39 do 9,56%). U svim analiziranim biotitima, osim jednog, dolaze i mini- malne količine КагО, koje se kreću od 0,05 do 0,21 %. I pored navedenih razlika, točke svih kemijskih analiziranih biotita gomilaju se zajedno na dijagramu AlIV:Fe/(Fe+Mg) i formiraju jasno izraženo polje koje se nalazi u središnjim dijelovima između krajnjih članova estonita, flogopita, anita i siderofi- lita (si. 8a). U to isto polje padaju i biotiti iz migmatita. No za razliku od biotita iz migmatita, biotiti iz S-granita najčešće su predstav- ljeni složenim politipovima; također je dosta čest politip 2Mi, dok su politipovi IM i ЗТ podređeni (Slovenec, 1984). Sekundarni klorit, nastao iz biotita, ponekad se javlja u krupnijim listovima koji su također kemijski analizirani (an. Сћге, Ch43 i Ch45, tabela 4). Podaci kemijske analize pokazuju uglavnom ujednačen sadržaj glavnih komponenata. Jednako kao i kod migmatita, klorit po odnosu Fe/Fe+Mg : SÍO2 pada većinom u granično područje dijabantita i pikniklorita (Deer et al., 1962). Odnos Fe:Mg se kreće najčešće od 1,2-1,3, jednako kao i kod biotita, što dokazuje njihovu genetsku povezanost. Sekundarni epidot, koji se javlja uz izmijenjene listove biotita, mnogo se rjeđe sreće od klorita s kojim je obično zajedno pomiješan. Kemizam epidota prikazuju analize Ерзв u tabeli 4. Muskovit se nalazi u granitoidima, a sasvim podređeno i u pratećim intermedijar- nim stijenama. Obično neravnomjerno potiskuje biotit, a nailazi se i na kompletne pseudomorfoze muskovita po biotitu, nekad s uklopcima kvarca. Različite načine potiskivanja biotita muskovitom, kao i intergranularnu muskovitizaciju ilustriraju slike 3, 4, 6, 7 i 8, tabla 7 i si. 1, tabla 8. Mjestimice se nailazi na zasebne krupnije listove muskovita bez ikakovih relikata biotita, koji bi mogli biti primarnog karak- tera. Kemizam muskovita prikazuju analize Ms26, MS27, MS45 i MS45 u tabeli 4. I kod njega se nailazi na povećan sadržaj TÍO2, koji je viši (0,70 do 1,70 %) u granitoidima s nižim udjelima SÍO2, a niži (0,10 do 0,77 %) u kiselijim granitoidima. Svi kemijski analizirani muskoviti padaju u područje titanskih muskovita (si. 7). Muskovit ima visok sadržaj AI2O3 koji se najčešće kreće u rasponu 32 do 35%, tako da njegovo prisustvo svakako utječe na peraluminoznost ovih granitoida. Količina ukupnog željeza najčešće varira u intervalu od 1 do 2,5 %, a rijetko od 3,31 do 3,93 %, dok su količine MgO znatno niže i kreću se od 0,49 do 1,41 %. Udjeli K2O su visoki, no dosta ujednačeni i variraju u intervalu od 9,86 do 10,83 %. Količine Na20 su niske i kreću se od 0,15 do 0,66%. Hornblenda se nalazi kao bitan sastojak u intermedijarnim stijenama (si. 6, tabla 8), a rijetko u granitoidima kao sporedan mineral. Mikrofiziografski, to je zelena hornblenda sa zelenkastim pleohroizmom; obično je svježa, a rijetko neravnomjerno kloritizirana. Prema proračunima kemijskog sastava (an. Hoi u tabeli 4), hornblenda spada u grupu feroedenita (Rock & Leak, 1984). Granat se izuzetno rijetko javlja kao sporedan sastojak S-granita, obično u vidu sitnih idiomorfnih i izometričnih zrna. Akcesomi minerali Među akcesornim mineralima granitoidnih stijena nalazimo uglavnom iste sa- stojke kao i u prikazanim migmatitima. Najčešći su akcesomi sastojci cirkon i apatit. Cirkon se javlja u zasebnim zaoblje- 138 Jakob Pamić & Marvin Lanphere nim zrnima, no najčešće ga se nalazi uklopljenog u biotitu u vidu sitnih zaobljenih zrna koja su gotovo uvijek obavljena, a nekad i potpuno maskirana pleohroitskim dvorovima. Apatit je čak češći akcesorni sastojak granitoida od cirkona. Povećane koncentra- cije apatita obično se nalaze u tinjčastim nagomilanjima nebulitnih granitoidnih stijena, koje su u daljnjem tekstu opisane. Količinski podređeniji akcesorni sastojci granitoida su metalni mineral(i), koji nisu detaljnije određivani, zatim klinocoizit i igličasti kristali i'nakupine rutila. Tu bi spadao i granat, koji u nekim uzorcima može doći i u povećanoj količini pa postaje sporedan sastojak. Kao rjeđi akcesorni sastojci sreću se titanit, ortit i turmalin. Prvi je genetski indikativan za S-granite, dok se ortit pojavljuje obično uz retrogradno izmijenjeni biotit, odnosno novonastali epidot. Petrografija S-granita S-graniti Papuka i okolne podloge Panonskog bazena imaju svoje specifične strukturno-teksturne karakteristike i dosta ujednačen mineralni sastav. Strukture i teksture Struktura papučkih S-granita najčešće je hipidiomorfno do alotriomorfno zrnata, nekad djelomice i jasno poikilitna i mirmekitna. Po veličini zrna obično je homeogra- nularna, a rjeđe heterogranularna. Najčešći su srednjozrnati strukturni varijeteti kod kojih veličina zrna varira obično od 1 do 3 mm. Manje su zastupljeni krupnozrnatiji strukturni varijeteti, s veličinom zrna od 5-6 mm, rijetko i više, a sasvim su količinski podređeni sitnozrnati varijeteti veličine zrna od 0,5 do 1,5 mm. Granice između ovih granulometrijskih grupa nisu oštre nego postoje postupni prijelazi. Porfiroidni varijeteti granitoida se rjeđe susreću i u njima dolaze utrusci veličine 10-15 mm, nekada i više; uronjeni su u sitnozrnatiju, hipidiomorfnu do alotriomorfnu osnovu čija se veličina zrna kreće obično od 1 do 3mm. Utrusci imaju jasan postkinematski karakter jer redovito poikilitski uklapaju sitnije minerale osnove (si. 1, tabla 8). Tekstura papučkih S-granita najčešće je masivna. Rijetko se nailazi na varijetete sa slabo izraženom paralelnom teksturom koja se izražava u folijaciji tinjaca. Takvi se varijeteti granita nekad mikroskopski teško odvajaju od dijadezitnih migmatita, naročito kad se tinjci agregiraju u lećaste nakupine. Rijetko se nailazi i na pojavu plisiranja i blagog boranja takvih tinjčastih nakupina. No vrlo se često susreću agregati tinjaca nepravilnih i gnjezdastih do eliptičnih oblika u kojima obično izrazito prevladava biotit. Po tome oni jako liče na lećaste nakupine tinjaca u migmatitima, no s bitnom razlikom što ne pokazuju prostorno preferiran raspored, odnosno folijaciju. Promatrajući makroskopski, ti tinjčasti agre- gati, koji su milimetarsko-centimetarskih dimenzija, mogu nekad izgledati poput sitnih anklava. Promatrajući mikroskopski, biotit je u tim nakupinama krupniji i po svojim dimenzijama podsjeća na biotit iz melanosoma (si. 1, tabla 7). Prema nekim mišljenjima (Vernon, 1983), takve nakupine biotita, koje se označavaju autolitima, predstavljaju restitni materijal zaostao nakon migmatitne mobilizacije. Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 139 Dakle, i kod masivnih, inače najčešćih teksturnih varijeteta S-granita nailazi se na restitne nakupine tinjaea. Ovakove granitoidne stijene stoje na prijelazu ka nebulitnim migmatitima pa ih je onda možda najbolje i nazivati nebulitnim grani- tima. Njih se često nalazi u manjim granitnim tijelima koja probijaju migmatite, kao što je slučaj u širem području zvečevskog plutona. Takvi nebulitni granitoidi utvrđeni su u identičnoj poziciji i u moslavačkom migmatitno-granitnom kompleksu (Pa- mić, 1990). Kataklastični i milonitski efekti zapažaju se često u decimetarsko-metarskom području u terenu, a u milimetarskom području u mikroskopskim preparatima. Oni su izraženi duž rasjednih zona unutar granitnih masa, a u izbrusku se obično manifestiraju u vidu sitnozrnate cementne mase kvarca koja obuhvaća iskidane fragmente feldspata i mehanički deformirane listove tinjaea. Kataklastični efekti na granitima su slabo, umjereno do znatno izraženi, u zavisnosti od karaktera rasjednih zona duž kojih se pojavljuju. Granitoidne stijene često su duž jakih i širih rasjednih zona ne samo u potpunosti kataklazirane nego i izmijenjene. U takvim granitoidnim stijenama kvarcna su zrna zdrobljena i usitnjena i plivaju u sitnolistićavoj masi sericita nastalog retrogradno na račun primarnog feldspata. Petrografska klasifikacija S-graniti Papuka i okolne podloge Panonskog bazena sadrže kao bitne sastojke kvare, plagioklas, ortoklas, mikroklin, biotit, muskovit, a rijetko i hornblendu. Većina tih minerala ima ujednačen kemijski sastav, a plagioklasi pokazuju određene varijacije; najčešće je to oligoklas - Anig,8-25,6, dok u nekim leukokratnim varijete- tima sastav im stoji na granici između oligoklasa i albita - Ani,8-9,4- U cilju pojedno- stavljenja klasifikacije njih ćemo tretirati također kao kisele plagioklase, a ne kao albite. Petrografskoj klasifikaciji papučkih granitoidnih stijena može se pristupiti na više načina, kao što je to slučaj i s drugim grupama magmatskih stijena. No u novije se vrijeme osnovni klasifikacijski pristup temelji na Streckeisenovom (1973) QAP-trokomponentnom dijagramu, odnosno na modalnom sastavu salskih sastojaka. Na priloženom QAP-trokutu (si. 9) prikazani su modalni sastavi za pedesetak papučkih S-granita među kojima se nalazi i dvadesetak uzoraka koji su kemijski analizirani (uzorci 12 do 47, tabela 7). Ucrtane točke formiraju dosta široko polje u području granodiorita i granita; nešto je veći broj točaka u polju granita, i to pretežno u njegovom adamelitnom, odnosno moncogranitnom dijelu, dok je manji dio točaka u granodioritnom polju, a samo je jedna točka u polju granita s.str. Intere- santno je istaći da se i točka prosječnog sastava papučkih S-granita nalazi u polju granita, odnosno moncogranita, no vrlo blizu granične linije s granodioritima. Streckeisenov trokomponentni dijagram pokazuje da se oko 20% točaka nalazi blizu granične linije s intermedijarnim stijenama - kvarcnim dioritima i moncodiori- tima; radi se o stijenama kod kojih se Q-vrijednost kreće oko 20-25 %. Dakle, prema navedenom Streckeisenovom kriteriju papučki S-graniti pri- padaju pretežno moncogranitima, a manjim dijelom granodioritima, s tim da su jasno izraženi prijelazi ka kvarcnim moncodioritima i kvarcnim dioritima. Interesantno je istaći da je u većini tih stijena prisutan oligoklas, za razliku od uobičajenih granodi- orita u kojima je plagioklas obično zastupljen andezinom. Jedan mali dio leukokrat- nih varijeteta, u kojima sastav plagioklasa stoji na prijelazu između albita i jako 140 Jakob Pamić & Marvin Lanphere SI. 9. Trokomponentni dijagram Streckeisena (1973) za papučke S-granite i prateće intermedijarne stijene 1 prosječni sastav S-granita; 2 S-graniti i intermedijarne stijene Fig. 9. Streckeisen's (1973) triangular diagram for S-type granites and associated intermediate rocks of Mt. Papuk 1 average S-type granite composition; 2 S-type granites and associated intermediate rocks kiselog plagioklasa, približuje se po Streckeisenovoj klasifikaciji ka plagiogra- nitima, odnosno alkalijsko-feldspatskim granitima. Budući da ovakvo klasificiranje granitoida uglavnom zavisi od međusobnog koli- činskog odnosa plagioklasa i alkalijskih feldspata (uglavnom K-feldspata), to je vrlo instruktivan mezonormativni Q'-ANOR dijagram kojeg su predložili Streckeisen i Le Maitre (1979). I na njemu (si. 10) se vidi da većina točaka papučkih S-granita pada u polje granodiorita (4) i u polje moncogranita (3b); prosječni sastav leži također u polju moncogranita, ali vrlo blizu granične linije s granodioritima. No ovaj je dijagram pogodniji od prethodnog za razmatranje krajnjih članova unutar grupe granitoida. Naime, ovdje se jedan dio točaka iz polja granodiorita nastavlja dalje i u polje tonalita (5 a), s jedne strane, dok se na suprotnom dijelu dijagrama nekoliko točaka grupira u polje granita s. str. (За) i plagiogranita, odnosno alkalijsko- feldspatskih granita (2), s druge strane. Ova manja nepodudarnost s prodiskutiranim Streckeisenovim trokomponentnim dijagramom logična je ako se ima u vidu da se mezonormativni Q'-ANOR dijagram temelji na normativnom mineralnom sastavu. Hercinske granitne i metamorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 141 SI. 10. Mezonormativni Q'-ANOR dijagram za S-granite, udružene intermedijarne stijene i migmatite (Streckeisen & Le Maitre, 1979) 1 S-graniti i intermedijarne stijene; 2 srednji sastav S-granita; 3 migmatiti; 4 srednji sastav migmatita Fig. 10. Mesonormative Q'-ANOR diagram for S-type granites and associated intermediate rocks and migmatites (Streckeisen & Le Maitre, 1979) 1 S-type granites and intermediate rocks; 2 S-type granite average composition; 3 migmatites; 4 average migmatite composition Dakle, u petrografskoj klasifikaciji ključni kriterij predstavlja količinski odnos plagioklasa i alkalijskih feldspata, među kojima je vrlo čest mikroklin. On je produkt procesa mikroklinizacije kojeg smatramo kasnomagmatskim. Podaci modalnog sa- stava granitoidnih stijena pokazuju da štogod je količina mikroklina veća, to granito- idne stijene imaju sve više izražen moncogranitni pa i granitni karakter. Tako, primjerice, sve granitoidne stijene u kojima je mali sadržaj mikroklina (do 10-15 %) ili ga uopće nemaju, padaju u Streckeisenovom dijagramu u polje granodiorita. Kako se njegova količina povećava, tako granitoidne stijene zadobivaju, u pravilu, sve više izražen moncogranitni karakter. Zbog toga bi se moglo zaključiti da su papučki S-granitoidi prethodno bili po sastavu granodioriti, čak s rijetkim prijela- zima u tonalité, i da su naknadni, kasnomagmatski procesi mikroklinizacije uvjeto- vali da su oni većim dijelom zadobili moncogranitni, a izuzetno rijetko čak i granitni karakter. U terenu se zasad nije mogla zapaziti neka pravilnost u prostornom odnosu granodiorita i moncogranita, mada se mikroklin može često i makroskopski zapažati na uzorku. Naime, mikroklin je karakteristične golubinjosive i putenasto-crvenkaste boje. Sasvim je pouzdano utvrđeno da na jednom manjem izdanku dolaze na malim, decimetarsko-centimetarskim razmacima granitoidne stijene različitog stupnja mi- kroklinizacije, odnosno dolaze zajedno granodioriti i moncograniti. To dokazuje da su procesi mikroklinizacije morali prostorno neravnomjerno i različitim intenzitetom zahvaćati granodiorite glavne magmatske faze unutar većih granitoidnih tijela. U nekoliko manjih, decimetarsko-metarskih žilnih granitoidnih tijela nije se moglo utvrditi prisustvo mikroklina. S druge strane, u dekametarskim tijelima postkine- matskih, odnosno kasnokinematskih S-granita, koji probijaju slabo migmatitizirane 142 Jakob Pamić & Marvin Lanphere paragnajsove u dolini Budanice, zapaženo je prisustvo mikroklina samo u njegovim rubnim dijelovima dok ga nema u središnjim dijelovima tijela. Modalni sadržaj femskih sastojaka u slavonskim S-granitima najčešće varira u rasponu od 12 do 22%, a srednji sadržaj iznosi 16,6%. Normativne količine femskih sastojaka dosta su niže; srednji sadržaj femskih sastojaka je oko 7 % (tabela 7). Podređeno se javljaju izrazito leukokratni varijeteti granitoida, dok su melano- kratni varijeteti (prijalaz ka moncodioritima i dioritima) mnogo češći. Biotit i muskovit najčešći su femski sastojci slavonskih S-granita, uz sasvim podređenu hornblendu. Najzastupljeniji su dvotinjčasti moncograniti i granodioriti (si. 3, tabla 8), u kojima obično izrazito prevladava biotit nad muskovitom, pa zatim biotitni moncograniti i granodioriti (si. 4, tabla 8). Muskovitni moncograniti i grano- dioriti količinski su znatno podređeniji (si. 7, tabla 8), dok se hornblenda-biotitni moncograniti i granodioriti izuzetno rijetko pojavljuju. Leukokratni moncograniti i granodioriti (si. 2, tabla 8) također su rjeđe stijene koje se javljaju u kasnokinematskim, odnosno postkinematskim žilama. Kod njih je kolorni indeks manji od 10, a u njima je biotit, u pravilu, znatno do potpuno muskovitiziran. Od ostalih granitoidnih varijeteta treba spomenuti slijedeće: Metagranodiorite i metamoncogranite, koji se rijetko pojavljuju. U njima su feldspati potpuno sericitizirani, a biotit kloritiziran, opacitiziran ili muskovitiziran. Filonitizirane granitoide, koji se nalaze duž rasjednih zona, obično unutar većih granitoidnih tijela. To su, u pravilu, potpuno kataklazirane i milonitizirane stijene u kojima nepravilna zrna zdrobljenog kvarca plivaju u masi sitnolistićavog sericita, uz manje klorita; nastali su na račun primarnog feldspata i biotita. Granitni pegmatiti se vrlo često javljaju unutar migmatita i granitoida. To su žilna ili nepravilna, obično decimetasko-metarska tijela, izgleda uglavnom sekrecij- skog postanka s difuznim granicama prema okolnim stijenama. Izgrađena su od kvarca, mikroklina i muskovita, uz koje se mjestimice pojavljuju i centimetarski prizmatski kristali crnog turmalina. Pegmatiti nisu detaljnije izučavani kroz ovu studiju. Geotermometrija i geobarometrija S-granita i migmatita Za određivanje kristalizacijskih temperatura S-granita i migmatita koristili smo računsku metodu Huanga (1985) koja se temelji na petrokemijskom pristupu kombiniranom s modalnim sastavom plagioklasa, uz koriščenje formule predložene od Sformerà (1975) te Whitney a i Sformerà (1977). Kalibraciju kristalizacij- skih temperatura granitoidnih sistema Huang je izvršio na osnovi određivanja inklu- zija u kvarcu na etalonskim uzorcima granita. Proračun temeljen na Huangovoj metodi, urađen na 3 uzorka S-granita s Pa- puka, dao je kristalizacijski temperaturni interval od 601,6 do 637,8 °C pri tlaku od 1 kbara, odnosno temperaturni interval od 673,6 do 718,8 °C pri tlaku od 6 kbara. Proračun po istoj metodi dao je na jednom uzorku migmatita kristalizacijsku tempe- raturu od 605,5 °C (pri 1 kbaru)), odnosno 677,5 °C (pri 6 kbara). Smatramo da Huangova metoda, temeljena na spomenutoj formuli Whitney a i Sformerà, daje računanjem na 6 kbara sasvim realne kristalizacijske tempera- ture za papučke S-granite i prateće migmatite. Interesantno je, međutim, istaći da sam dvofeldspaski geotermometar i geobaro- metar, kojeg su Whitney i Stormer (1977) predložili na temelju svoje termodi- Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 143 namske formule, nije dao kompatibilne podatke. Po njima se kristalizaeijske tempe- rature S-granita i migmatita kreću u rasponu od 459°-477°C (5 kbara), 468°-487°C (6 kbara) i 478°-497°C (7 kbara). Ovu neusaglašenost teško je objasniti. No treba istaći da se i u brojnim drugim slučajevima nije mogao uspješno koristiti Whitney i Stormerov geotermometar i geobarometar, tako da se on u modernoj petrologiji smatra kao nedovoljno pouzdan. U novije su vrijeme urađeni geobarometri za granitoidne stijene koji se temelje na sadržaju ukupnog aluminijuma u hornblendi (Hammarstrom & Zen, 1986 i Hollister et al., 1987), a predložene su formule i eksperimentalno provjerene (Rutter et al., 1989). Koristeći srednji sadržaj aluminijuma iz pet kemijskih analiza hornblende papučkih S-granita (analize Hoi, tabela 4), izračunat je tlak od 5.13±3 kbara po formuli Hammarstrom i Z en a (1986), odnosno 5.95±1 kbar po formuli Hollistera sa suradnicima (1987). Mada malo neujednačene, dobivene se vrijenosti sasvim dobro uklapaju u opću ideju o evoluciji S-granitnog magmatizma slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena. Petrografija intermedijarnih stijena Intermedijarne stijene se javljaju podređeno uz prikazane S-granite unutar granit- nih plutona, a utvrđene su i u nekim bušotinama (Cabuna-3, Bokšić-17 i dr.). Struktura intermedijarnih stijena je najčešće hipidiomorfno zrnata i heterogra- nularna, s veličinom zrna obično od 1 do 5 mm. Sitnozrnatiji varijeteti, s veličinom zrna od 0,5 mm, količinski su puno podredeniji. Tekstura intermedijarnih stijena najčešće je masivna, a samo se u nekim nailazi na slabo izraženu folijaciju biotita (si. 7, tabla 8). Međutim, jednako kao i kod granitoidnih stijena, i ovdje se kod teksturno masivnih varijeteta pojavljuju gnjezda- sto-nebulitna nakupljanja femskih sastojaka (si. 8, tabla 8). Neke intermedijarne stijene također su, više ili manje, kataklazirane. Petrografska klasifikacija ovih stijena isto se tako temelji na modalnim odno- sima salskih sastojaka, odnosno na Streckeisenovom klasifikacijskom trokutu (si. 9). Na njemu se vidi da jedan dio detaljno ispitivanih intermedijarnih stijena pada u polje diorita, a drugi u polje moncodiorita, odnosno oni s 10-20% Q u polje kvarcnih diorita i kvarcnih moncodiorita. U svim je tim stijenama plagioklas pred- stavljen modalnim oligoklasom ili andezinom (tabela 4). I detaljno ispitivani uzorak 1 (tabela 7), koji sadrži 43,60 % SÌO2, također pripada dioritu jer je plagioklas u njem predstavljen andezinom. Na mezonormativnom Q'-ANOR dijagramu (Streckeisen & Le Maitre, 1979) točke intermedijarnih stijena grupiraju se u polju kvarcnih diorita (9+), no većim dijelom u polju (10+), odnosno u polju tonalita (si. 10). Ova nepodudarnost u odnosu na prodiskutirani Streckeisenov trokomponentni dijagram je razum- ljiva jer se mezonormativni Q'-ANOR dijagram temelji na normativnom mineralnom sastavu. U mineralnoj paragenezi intermedijarnih stijena dolaze pretežno plagioklasi (Апзз_з_4з 91- tabela 4), uz podredeniji ortoklas, mikroklin i kvare, a femski su sastojci biotit i hornblenda, a izuzetno rijetko i titanit dolazi kao sporedan sastojak. Obično su to hornblenda-biotitni dioriti i moncodioriti±kvarc, dok su varijeteti u kojima je biotit jedini femski sastojak puno podredeniji. Vrlo se rijetko nailazi na metadiorite i metamoncodiorite u kojima su biotit i hornblenda kloritizirani i epidotizirani, dok su feldspati sericitizirani, rjeđe i kalcitizirani. Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 145 I-graniti i asocirane intermedijarne, mafitne i ultramafitne stijene Ova genetska obitelj granita, mada ima znatno manje površinsko rasprostiranje u odnosu na prikazane S-granite, vrlo je važna u geološko-petrološkoj građi slavon- skih planina. Naime, te se stijene vrlo često pojavljuju, i to isključivo u jače metamorfoziranim stijenama amfibolitnog facijesa hercinskog progresivnometa- morfnog kompleksa, od najzapadnijih dijelova Psunja preko Papuka do najistočnijih dijelova Krndije (si. 1). U cijelom tom području I-graniti su udruženi s podređenim intermedi j arnim i rijetkim ultramafitnim i mafitnim stijenama, I-graniti i prateće intermedijarne stijene imaju dosta ujednačenu strukturu, teksturu i mineralni sastav. Mineralna parageneza Mineralna parageneza I-granita i pratećih neutralnih stijena ista je, u osnovi, kao i kod S-granita s pratećim dioritnim stijenama, doduše s manjim razlikama u kemij- skom sastavu pojedinih minerala. Od salskih minerala dolaze kvare i feldspati, a od feromagnezijskih: tinjci, hornblenda i granat te različiti sekundarni i akcesorni sastojci. Kvare se podređenije susreće u obliku zasebnih ksenomorfnih zrna, a češće u vidu sitnozrnatih kataklasitčnih aglomeracija koje su, više ili manje, rekristalizirane. Feldspati su zastupljeni plagioklasom, ortoklasom i mikroklinom, rijetko mikro- pertitom, a još rjeđe pegmatitnim proraslacima kvarca i feldspata. Plagioklas je najčešći sastojak stijena ove asocijacije. Po obliku je obično hipidi- omorfan i pločast, a vrlo je rijetko zonalan (si. 1, tabla 9). Najčešće je svjež, no u nekim stijenama u različitom stupnju transformiran u sekundarne minerale među kojima su najzastupljeniji sericit i klinocoizit. Kemijski sastav plagioklasa prikazuje priložena tabela 5 (analize označene Pl). On pokazuje dosta velike varijacije; u rijetkim gabroidnim stijenama je to labrador (Ап52,5), dok u češćim intermedi]arnim stijenama varira od oligoklasa do andezina (Ап26,8-34,4)- u granitoidnim varijetetima dolazi samo oligoklas (Ani7,7_24,2)- Ortoklas se javlja u granitoidnim i prostorno udruženim intermedi j arnim stije- nama. Za razliku od plagioklasa, ortoklas je redovito bar malo zamućen glinovitim mineralima i sericitom. Po kemijskom sastavu je to čisti K-feldspat, s minimalnim primjesama albita i anortita (an. Or, tabela 5). Mikroklin dolazi praktički samo u granitoidnim varijetetima u kojima ima jasan postkinematski karakter, bilo da se javlja kao utrusak ili u sitnozrnatim agregatima (si. 8, tabla 9). U prvom slučaju često uklapa primaran plagioklas, ortoklas i biotit, odnosno njihove relikte. Za razliku od ortoklasa, mikroklin je skoro uvijek idealno čist i svjež. Mikropertit, koji također uvijek ima jasan postkinematski karakter, znatno je podređeniji od mikroklina. Obično se javlja kao utrusak, s karakterističnom lame- larno-zebrastom građom (si. 1, tabla 10). I on je, kao i mikroklin, uvijek svjež. Biotit je najčešći feromagnezijski sastojak I-granitoida. Svježi biotit ima žućkasti i smeđi pleohroizam, a u kemizmu se inače karakterizira dosta ujednačenim odnosom Fe:Mg (oko 1,3) i dosta nižim sadržajem TÌO2 (an. Bi, tabela 5) u odnosu na biotit iz S- granita. U nekim stijenama je u biotitu uklopljena veća količina pleohroitskih dvorova (si. 4, tabla 9). 146 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Biotit je dosta često izmijenjen, a na njemu se zapažaju tri vrste promjena: (a) u klorit, uz koji se obično izdvaja i promjenljiva količina fino-dispergiranog magne- tita - kemizam kloritiziranog biotita pokazuju analize BiCh u tabeli 5, (b) u sitnije lističavi muskovit, često s manje klorita (si. 3 i 4, tabla 10) i (c) u limonit. Uz kloritizirani i muskovitizirani biotit se u nekim stijenama pojavljuje i sekundarni klinocoizit (an. Czs, tabela 5). Muskovit je manje zastupljen od biotita. Rjeđe se javlja u krupnijim listovima kao »primaran« sastojak (npr. granitoidne stijene u području Slatine i Lanista, na sjevernim padinama Krndije, neki graniti u dolini Kišeljevca, na Papuku i dr.). Većinom se javlja u sitnijim pseudomorfnim listovima po biotitu (si. 3 i 5, tabla 9). Kemijski sastav muskovita prikazuju analize Ms u tabeli 5. Za razliku od musko- vita iz S-granita, muskovit I-granita sadrži manje udjele AI2O3. Amfiboli su karakteristični sastojci intermedijarnih i mafitnih stijena, a rijetko se pojavljuju u granitnim varijetetima. U gabroidnim stijenama Psunja amfibol je predstavljen individualiziranim zrnima zelene hornblende te vlaknastim uralitom, obično pomiješan s kloritom, i vrlo rijetkim reliktima primarnog klinopiroksena. Kemizam zelene hornblende prikazuje analiza H02 u tabeli 5; prema klasifikaciji Rocka i Leaka (1984) ona pada u polje aktinolita, no blizu granice polja aktino- litne hornblende. U intermedijarnim i kiselim stijenama dolazi hornblenda koja također ima zelen- kasti pleohronizam. No njezin je kemizam nešto drugačiji i u njem se ističu znatno veći udjeli AI2O3 (an. H07 i H045, tabela 5). Prema klasifikaciji Rocka i Leaka (1984) jedan kemijski analizirani amfibol pada u polje magnezijske hornblende, a drugi u polje feri-hornblende. Za razliku od biotita, hornblenda je obično uvijek svježa, a samo u nekim stijenama malo kloritizirana. Hornblenda i biotit vrlo često dolaze zajedno u inter- medijarnim stijenama (si. 1, tabla 9). Granat se javlja u nekim stijenama kao sporedan sastojak; nešto je češći u krndij- skim kvarcnim dioritima i tonalitima (si. 2, tabla 9). Nalazimo ga u obliku sitnih idiomorfnih kristala u kataklastičnoj osnovi granitoidnih stijena ili, rjeđe, kao poiki- litski uklupak u plagioklasnim utruscima što dokazuje da je magmatogenog porije- kla. Obično je svjež. Kemijski sastav granata prikazuju analize označene Gr u tabeli 5. Radi se o granatu u kojem izrazito prevladava almandinska komponenta (74,1% mol.), uz manje primjese piropske (13,5 % mol.), grosularske (6,5 % mol.) i spesartinske (5,9 % mol.) komponente. Među akcesornim sastojcima pretežu metalni minerali koji nisu detaljnije određ- ivani; naročito su česti u intermedijarnim i mafitnim stijenama. Pored njih su još zapaženi apatit, rutil i cirkon. Granat, inače dosta čest kao sporedan sastojak, u nekim stijenama dolazi u količini akcesornog minerala. U nekim I-granitima s Psunja dosta često se nailazi i na ortit kao akcesomi sastojak. U pravilu je prostorno udružen s agregatima klinocoizita koji se pojavljuju uz kloritizirani i muskovitizirani biotit. Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 147 Petrografija I-granita Strukture i teksture Struktura I-granita primarno je bila hipidiomorfno do alotriomorfno zrnata, obično heterogranularna, najčešće s veličinom zrna od 1 do 5 mm. No za razliku od S- granita, I-graniti imaju rijetko sačuvanu primarnu zrnatu strukturu jer su većinom u različitom stupnju kataklazirani, obično umjereno do znatno. Kataklastični efekti se zapažaju na svim petrogenim sastojcima, no ipak najčešće na krtom kvarcu koji daje sitnozrnati zdrobljeni agregat; on se ili agregira u obliku vijenca oko zaostalih krupnijih i manje zdrobljenih zrna ili pak formira sitnozrnati mozaični matriks u kojem plivaju krupnija, manje zdrobljena zrna; često se u toj sitnozrnatoj katakla- ziranoj masi nalaze pomiješana i sitna zrna drugih minerala. Zbog tog različitog načina i raspona drobljenja I-graniti pokazuju i strukturnu gradaciju »od mortar strukture preko cementne strukture do porfiroblastičnih struktura« (Marci, 1973, p. 19). Važno je istaći da su sa smanjenjem količine kvarca kataklastični efekti sve manje izraženi i uopće se ne zapažaju kod diorita i moncodiorita. Tekstura I-granita je obično masivna, no dosta često i paralelna. Ova posljednja je izražena kod kataklaziranih varijeteta i, u pravilu, ona je to više izražena što je veći stupanj kataklastičnosti. Kod manje kataklaziranih varijeteta paralelna tekstura je izražena u folijaciji tinjaca. No dosta često je kod jače kataklaziranih varijeteta izvršena i naknadna metamorfna rekristalizacija, tako da onda zadobivaju sklop tipskih metamorfnih stijena koji se ogleda u porfiroblastičnoj strukturi - porfirobla- sti nezdrobljenih glinenaca plivaju u potpuno rekristaliziranom mezostazisu s leća- sto-vrpčastim izdvajanjima tinjaca. Rijetko se nailazi na izdanke na kojima je moguće pratiti postupnost ovih promjena, od teksturno masivnih, nekataklaziranih ili slabo kataklaziranih granita (obično u središnjim dijelovima granitnih tijela) do jako kataklaziranih i naknadno metamorfno rekristaliziranih gnajsgranita, odnosno ortognajsova. No vrlo se često nailazi, naročito kada se radi o malim metarsko- dekametarskim tijelima, da su u cijelini izgrađena od jasno škriljavih gnajsgranita. Vjerojatno je to i zavelo Kišpatića (1910) da decidirano tvrdi kako na Psunju nema granitnih stijena nego ih je sve tretirao kao gnajsove. Različite stupnjeve kataklastičnih efekata I-granita prikazuju si. 2, 3, 7 i 8, tabla 9 i si. 1 i 2, tabla 10. Petrografska klasifikacija I-graniti Psunja, Papuka i Krndije imaju uglavnom dosta ujednačen mineralni sastav; bitni su sastojci kvare, plagioklas, ortoklas, mikroklin, biotit i muskovit, a rijetko dolaze hornblenda i granat. No oni pokazuju dosta velike varijacije u međ- usobnim količinskim odnosima što uvjetuje dosta veliku petrografsku raznovrsnost. Plagioklas pokazuje određene varijacije u kemijskom sastavu; najčešće je to oligoklas - Ап17,7_24,2 (an. Pl. tabela 5). I-granite smo također klasificirali na temelju njihovog modalnog sastava koji je prikazan u tabeli 10, analize 8 do 41 i 47 do 59. Iz podataka modalnog sastava salskih sastojaka izračunate su vrijednosti QAP koje su nanesene na Streckeisenov trokut (si. 11). Na njemu se vidi dosta veliko rasipanje točaka u poljima tonalita, granodiorita i granita, i to u njegovom moncogranitnom dijelu. Interesantno je istaći da gotovo svi psunjski graniti padaju u polje moncogranita, s tim da je dosta izražen 148 Jakob Pamić & Marvin Lanphere A P SI. 11. Trokomponentni dijagram Streckeisena (1973) za I-granite i prateće intermedijarne stijene 1 psunjski graniti; 2 srednji sastav psunjskih granita; 3 krndijski graniti; 4 srednji sastav kmdijskih granita Fig. 11. Streckeisen's (1973) triangular diagram for I-type granites and associated intermediate rocks 1 Mt. Psunj granites; 2 Mt. Psunj average granite; 3 Mt. Krndija granites^ 4 Mt. Krndija average granite i prijelazan moncodioritni trend. S druge strane, točke za krndijske granitoidne stijene grupiraju se u polju granodiorita i tonalita sa slabo izraženim prijelazima u diorite. U I-granitima južnih padina Papuka zapažen je isti trend, tj. prisustvo tonalita i granodiorita, dok se moncogranitni varijeteti s malo mikroklina vrlo rijetko susreču. Na Q'-ANOR dijagramu (Streckeisen & Le Maitre, 1979) izraženo je jako veliko rasipanje točaka (si. 12). Ovdje su razlike između psunjskih i krndijskih granitoida još više izražene. Naime, dok krndijski granitoidi leže pretežno u polju tonalita, a samo manjim dijelom u polju granodiorita, dotle psunjski graniti leže pretežno u polju moncogranita, ali i u poljima granita s. str. pa i alkalijsko- feldspatskih granita (plagiograniti). Navedene varijacije u rasponu, tonalit-granodiorit-moncogranit-granit-alkalij- sko-feldspatski granit rezultat su velikog variranja u međusobnom količinskom odnosu plagioklasa i K-feldspata, pri čemu izgleda da je i ovdje naročito kritično Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 149 SI. 12. Mezonormativni Q'-ANOR dijagram za I-granite i udružene intermedijarne stijene (Streckeisen & Le Maitre, 1979) 1 psunjski granitoidi; 2 srednji sastav psunjskih granitoida; 3 krndijski granitoidi; 4 srednji sastav krndijskih granitoida Fig. 12. Mesonormative Q'-ANOR diagram for I-type granites and associated intermediate rocks (Streckeisen & Le Maitre, 1979) 1 Mt. Psunj granitoids; 2 Mt. Psunj average granitoid; 3 Mt. Kmdija granitoids; 4 Mt. Krndija average granitoid prisustvo mikroklina. Naime, u granitoidnim stijenama Krndije i južnih padina Papuka uopće nema mikroklina, dok je u psunjskim redovito prisutan, i to najčešće u modalnim količinama od 20-25 % (tad su to moncograniti), rijetko manje (tad su to granodioriti). Modalni sadržaj femskih sastojaka u I-granitima najčešće se kreće, apstrahirajući leukokratne varijetete, između 13 i 21 %, a srednja vrijednost za 16 uzoraka iznosi 15,5%. Normativni sadržaj je, zbog samog načina preračunavanja, znatno niži i za istih 16 uzoraka iznosi oko 7 %. Biotit je najčešći femski sastojak pa su zato i najčešći biotitni moncograniti, granodioriti i tonaliti. Sasvim su podređeni hornblenda-biotitni moncograniti i grano- dioriti. No u njima su vrlo često biotit i hornblenda retrogradno kloritizirani, a biotit i muskovitiziran, tako da se također često nailazi i na dvotinjčaste moncogranite, granodiorite i tonalité. Vrlo se rijetko sreću muskovitni moncograniti, granodioriti i tonaliti. U granitoidnim stijenama Krndije granat je dosta često sporedan sastojak pa se tu onda nailazi na granat-biotitne, granat-muskovitne i granat-dvotinjčaste granodiorite i tonalité. U ovim granitoidnim tijelima javljaju se podređeno i leukokratni moncograniti, granodioriti i tonaliti kod kojih je kolorni indeks manji od 10. Kao što je naprijed detaljno prikazano, svi I-granitoidi, bez obzira o kojem se od navedenih varijeteta radi, najčešće su umjereno do znatno kataklazirani, tako da imaju kataklastične, često prividno porfiroidne, odnosno okcaste strukture. Neki su od njih naknadno metamorfno rekristalizirani, tako da predstavljaju granitgnajsove, odnosno ortognajsove. Sa spomenutim su stijenama tijesno genetski i prostorno vezani filonitizirani granitoidi, odnosno filoniti. To su znatno do potpuno kataklazirane i milonitizirane 150 Jakob Pamić & Marvin Lanphere stijene, koje imaju lepidoblastičnu, jako sitnozrnatu strukturu i izrazito paralelnu teksturu, izraženu u folijaciji. U mineralnom sastavu se ističu zrna zdrobljenog kvarca, nekad agregirana u manja okca koja plivaju u sitnolistićavom mezostazisu sericita, s manje klorita; nastali su na račun primarnih feldspata i biotita, nekad sačuvanih u vidu relikata. Na pojedinim je mjestima moguće pratiti postupnost u formiranju filonita na račun kataklaziranih granitoidnih stijena. To je naročito izraženo u rubnim dijelo- vima nekih granitoidnih tijela gdje je moguće slijediti promjene od nedeformiranih granita, u središnjim dijelovima tijela, preko malo pa umjereno do potpuno katakla- ziranih granitoida, idući prema kontaktu s okolnim škriljavcima progresivnometa- morfnog kompleksa. Pri tome se gradacijski također povećava i stupanj izmijenjenosti prvotnih feldspata i biotita. Neke od ovih faza ilustriraju si. 3, 4 i 5, tabla 10, koje su urađene na uzorcima kataklaziranih i filonitiziranih granita iz područja Laništa, na sjevernim padinama Krndije. Mala, metarska tijela granita su često potpuno katakla- zirana i naknadno metamorfno rekristalizirana u ortognajsove. Petrografija intermedijamih i mafitnih stijena Intermedijarne i bazične magmatske stijene karakteristično se pojavljuju u po- dređenoj količini s I-granitima. Neka su manja tijela u potpunosti izgrađena od moncodioritnih i dioritnih varijeteta koji se, međutim, češće javljaju u rubnim dijelo- vima nekih većih granitnih tijela. Struktura ovih stijena je obično hipidiomorfna, sitnozrnata (0,5 do 2,5 mm) i krupnozrnata (2 do 5 mm). Tekstura je masivna, rijetko paralelna, sa slabo izraže- nom folijacijom. Za razliku od prostorno asociranih I-granita, intermedijarne i ma- fitne stijene vrlo rijetko pokazuju slabe kataklastične efekte, koji su izraženi samo na prijelaznim stijenama ka granitima. Na osnovi mineralnog sastava razlikuju se dvije osnovne grupe stijena: 1 Moncodioriti i dioriti čije se razdvajanje temelji na odnosu plagioklasa i alkalij- skih feldspata, odnosno modalnom sastavu salskih satojaka kojeg prikazuje Strec- keisenov trokomponentni dijagram (si. 11). Na njemu se vidi da na Krndiji prevladavaju dioriti, a na Psunju moncodioriti. Ta je razlika isto tako lijepo izražena i na priloženom Q'-ANOR dijagramu (Streckeisen & Le Maitre, 1979, si. 12). U mineralnom sastavu su karakteristični bazični oligoklas i kiseli andezin (Ап26,8-з4,4), ortoklas i kvare, a od femskih sastojaka biotit i hornblenda, rijetko i granat. Među intermedi j arnim stijenama Krndije najčešći su biotit-hornblenda- kvarcni dioriti, granat-hornblenda-kvarcni dioriti, granat-biotit-kvarcni dioriti i granat-biotit-hornblenda-kvarcni dioriti. Rijetko se količina kvarca smanjuje na 5%, tako da te stijene prelaze u diorite, a uz prisustvo bazičnijeg plagioklasa i u gabrodioritne stijene. Intermedijarne stijene Psunja također obično sadrže hornblendu i/ili biotit, tako da su to najčešće hornblenda-biotit-kvareni moncodioriti, rjeđe dioriti. Ovdje nije zapažen granat, no zato se u nekima od njih količina inače akcesornog apatita penje na nekoliko postotaka; takvi apatit-hornblenda-kvarcni dioriti javljaju se u kameno- lomu Rogoljica, u jugozapadnim dijelovima Psunja. Slike 1 i 2 na tabli 9 ilustriraju kvarcne diorite s Psunja i Krndije. Gabroidne stijene se sreću izuzetno rijetko, a dosad su zapažene samo na Psunju (Pamić et al., 1984), i to u dosta nejasnim odnosima s okolnim stijenama. Vrlo su Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 151 Tabela 6. Mikrosondni kemijski sastav petrogenih minerala ultramafita Table 6. Microprobe chemical composition of rock-forming minerals of ultramafic rocks 1 olivin; 2 klinopiroksen; 3 ede- nit-pargazitna hornblenda; 4 i 5 antigoritni serpentin; 6 klorit; 7 kromit; 8 edenit-pargazitna hornb- lenda iz okolnog esmeraldnozelenog amfibolskog škriljavca PreraCun je izvršen na osnovi 4 (oli- vin), 6 (klinopiroksen), 9 (serpentin), 24 (amfibol), 32 (kromit) i 36 (klorit) kisikova iona 1 olivine; 2 clinopyroxene; 3 edenite-pargasitic hornblende; 4 i 5 antigorite serpentine; 6 clorite: 7 chromite; 8 edenite-pargasitic horn- blende from the surrounding esmeral- dgreen amphibole schists Calculated on the basis of 4 (olivine), 6 (clinopyroxene), 9 (serpentine), 24 (amphibole), 32 (chromite), and 36 (chlorite) oxygen ions rijetko to neizmijenjeni gabri s labradorom, hornblendom, uralitom i reliktima klinopiroksena. Češći su metagabri s potpuno izmijenjenim plagioklasom i pseudo- morfozama klorita i klinocoizita (epidota) po primarnom femskom sastojku. Petrografija ultramafitnih stijena Ultramafitne stijene s Papuka i Psunja imaju ujednačene strukturno-teksturne karakteristike i mineralni sastav (Pamić, 1988 a). Najčešći primarni sastojak je olivin s oko 86,5 % forsteritne komponente, dok je klinopiroksen, sastava Ens Fse W043, mnogo podredeniji. Češća od klinopiroksena je u mikroskopu bezbojna edenit- 152 Jakob Pamić & Marvin Lanphere pargazitna hornblenda, sa slijedećim odnosom glavnih komponenti: Edse H026 Pai2 Tse- Akcesorni sastojak je smeđkasti kromit, koji je često magnetitiziran. Zrna nave- denih minerala obično su mehanički deformirana. Inače po svojim strukturno- teksturnim karakteristikama, ove stijene imaju sve osobine tektonitskih peridotita. Sekundarni minerali češći su od primarnih. Najzastupljeniji je serpentin koji se javlja pretežno kao listićavi antigorit, a podređenije kao mrežasto-cjevasti lizardit- klinohrizotil. Krupniji listovi klorita sasvim su podređeni. Kemizam navedenih petrogenih sastojaka prikazuju kemijske analize u tabeli 6. Mada se radi o malim tijelima, vrlo je izražena dosta velika petrografska razno- vrsnost ultramafita. Najčešće se nailazi na antigoritne serpentinite, s malo klorita i bez ikakvih relikata primarnih feromagnezijskih sastojaka. Mnogo su podređeniji serpentinizirani ultramafiti u kojima dolazi više od 1/3 primarnih feromagnezijskih minerala: olivina i pargazit-edenitne hornblende {kortlanditi ili amfibolski duniti). Također se nailazi na serpentinizirane amfibolske verlite i dunite. Uz spomenute ultramafitne stijene karakteristično se javljaju i amfibolski škri- ljavci. Oni se, međutim, razlikuju od naprijed prikazanih amfibolitnih stijena koje se inače tako često javljaju kao metarsko-dekametarski ulošci u dominantnim parag- najsovima i tinjčevim škriljavcima progresivnometamorfnog kompleksa. Naime, am- fibolske stijene koje se proslojavaju s ultramafitima u pravilu su monomineralni amfibolski škriljavci, gotovo redovito izrazite esmeraldnozelene boje, a izgrađeni su također od mikroskopski bezbojne edenit-pargazitne hornblende kakva dolazi i u aso- ciranim ultramafitima. Na osnovi navedenih podataka može se zaključiti da su prikazane ultramafitne stijene morale biti smještene prije nego se odigrao glavni metamorfni događaj. Karakteristično prisustvo i prevladavanje antigorita dokazuje da su te ultramafitne stijene bile serpentinizirane i metamorfozirane u Р-Т uvjetima amfibolitnog facijesa, vjerojatno na temperaturama od oko 500°C (Pamić, 1988a). Ne ulazeći u detaljnija genetska razmatranja, ovdje se postavlja pitanje da li se ove ultramafitne stijene mogu genetski korelirati s ultramafitima iz ofiolitnih kompleksa? To tim više, što se u progresivnometamorfnom kompleksu vrlo često, s njima zajedno, javljaju i ortoam- fiboliti koji vuku svoje porijeklo od oceanskih toleitnih bazalta (Pamić & Marci, 1990). Kontaktnometamorfne stijene Kontaktnometamorfne stijene dosad su zapažene samo u dolini potoka Kišeljevca na južnim padinama Papuka, uzvodno od sela Češljakovca (sjeverno od ceste Velika- Kutjevo). Javljaju se duž južnog kontakta granitoidnog tijela čiji je sjeverni kontakt s okolnim paragnajsovima, mikašistima i amfibolitima pokriven. U metamorfnim stijenama su, od kritičnih minerala, zapaženi granat i jako muskovitizirani staurolit. Granitno tijelo, čija je debljina veća od 100 m, izgrađeno je u svojim sjevernim dijelovima od jako kataklaziranih, često škriljavih i djelomice filonitiziranih horn- blenda-biotitnih moncogranita. Južni dijelovi ovog tijela sastoje se od krupnozrna- tih, pegmatitoidnih leukokratnih granita u kojima dolaze mikroklin i kiseli plagio- klas, a kvare je podređeniji. Djelomice muskovitizirani biotit pojavljuje se također dosta često. Duž kontakta s egzometamorfnim stijenama, pegmatitoidni granit je škriljav i mehanički rastrošen. Odnos između granitnog tijela i okolnih paragnajsova stauro- Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 153 litne zone je konforman. Debljina kontaktnometamorfne zone, koju probijaju 2 me- tarska granitoidna tijela, može se ocijeniti maksimalno na cca 75 m. Kontaktnometamorfne stijene imaju izrazito paralelnu teksturu koja se manife- stira u alterniranju milimetarskih, rijetko centimetarskih vrpci promjenljivog mine- ralnog, modalnog i granulometrijskog sastava (si. 8, tabla 10). Veličina zrna unutar vrpci varira obično od 0,1 do 0,5 mm, rijetko dosiže do 1 mm. Kontaktnometamorfna parageneza, koja je određivana mikroskopski i rendgenski, sadrži slijedeće minerale: klinopiroksen (diopsid?), grosularski granat, K-feldspat, plagioklas i kvare, te podređenije: tremolit, epidot, coizit (?) i akcesorne: titanit, metalni mineral i apatit. Karakteristično je da u užem egzokontaktnom području uopće nema kalcita i njegova se količina postupno povećava idući prema periferiji kontaktnometamorfne zone, tako da tu dolaze sitnozrnati masivni mramori sa sve manjim sadržajem kontaktnometamorfnih silikatnih minerala. Prema navedenim strukturno-teksturnim karakteristikama i mineralnom sastavu kontaktnometamorfne tvorevine iz doline Kišeljevačkog potoka imaju sve osobine tipskog skarna. Dakle, okolni I-graniti su mlađi, bar malo, od okolnih škriljavaca progresivnometamorfnog kompleksa. GEOKEMIJSKI PODACI Geokemijska ispitivanja obuhvatila su određivanja makroelemenata i mikroele- menata, uključujući i elemente iz grupe rijetkih zemalja, kao i određivanja izotopnog sastava kisika i stroncijuma, koja su izvršena na stijenama semimetamorfnog i pro- gresivnometamorfnog kompleksa, migmatitima, S- i I-granitoidima, kao i na prate- ćim intermedijarnim stijenama. U tabelarnom pregledu makroelemenata uključeni su i podaci ranije objavljenih kemijskih analiza (Bra jdić, 1962; Vragović, 1965; Marci, 1973; Pamić, 1988 i 1988a; Pamić et al., 1984) što je omogućilo da se obavi cjelovitiji geokemijski prikaz, a i realnija statistička obrada podataka. Sadržaj makroelemenata Semimetamorfni kompleks Sadržaj makroelemenata u stijenama semimetamorfnog kompleksa prikazuje tabela 7, a njihove varijacije priloženi Harkerovi dijagrami (si. 13). Na njima su izražena velika rasipanja točaka što je i sasvim normalno budući da su kemijski analizirane metapsamitne i metapelitne stijene koje se međusobno razlikuju u kemij- skom sastavu. Kemizam analiziranih grauvakno-arkoznih metapješčenjaka odgovara kemizmu kiselijih granitoidnih stijena (Poldervaat, 1955), što lijepo ilustriraju priloženi Harkerovi dijagrami za gotovo sve elemente. Jedina je veća razlika u količinama K2O koje su kod granitoidnih stijena i 3-4 puta veće. Taj granitoidni kemizam istraživa- nih metapsamita odražava se i u normativnom CIPW sastavu, no opet s izuzetkom u sniženim sadržajima normativnog ortoklasa. Kemijski sastav analiziranih metapelita može se dosta dobro korelirati sa sred- njim sastavima šejlova i filita, koji su također prikazani na priloženoj tabeli 7 (Pol- dervaat, 1955; Mason, 1966). Istina, slavonski slejtovi sadrže nešto više AI2O3 i nešto manje CaO i K2O u odnosu na spomenute srednje sastave. 154 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Tabela 7. Sadržaj makroelemenata i normativni sastav semimetamorfnih stijena Table 7. Major element contents and CIPW norms of weakly metamorphosed rock SI. 13. Harkerovi dijagrami za stijene semimetamorfnog kompleksa (2), progresivnometamorfog kompleksa (2), migmatite (3), S-granite (4), i (5) I-granite Fig. 13. Harker diagrams for rocks of the semimetamorphic (1) and progressive metamorphic (2) complexes, migmatites (3), S-type granites (4), and I-type granites (5) 156__Jakob Pamić & Marvin Lanphere SI. 14. Metapeliti semimetamorfog kompleksa (križići) na AKF trokomponentnom dijagramu Bi biotit; Ch klorit; Pa paragonit; Ph fengit Fig. 14. AKF plot of metapelites (crosses) from the Hercy- nian semimetamorphic comlex Bi biotite; Ch chlorite; Pa paragonite; Ph phengite Kemijski sastav papučkih slejtova prikazan je grafički na AKF trokomponentnom dijagramu koji je za korelaciju preuzet iz dobro istraživanog terena Dalradijena u Škotskoj (Mather, 1970). Na tom dijagramu (si. 14), slavonski slejtovi padaju u području pelita uz rub paragonitnog polja, odnosno njegovu granicu između fengita i klorita, što se dosta dobro podudara s njihovim naprijed prodiskutiranim mineral- nim sastavom. Progresivnometamorfni kompleks Sadržaj makroelemenata u stijenama progresivnometamorfnog kompleksa prika- zuje, zajedno s podacima normativnog CIPW sastava, priložena tabela 8 (an. 19 do 29). Kako su kemijski analizirani samo različiti varijeteti paragnajsova, to sadržaji glavnih komponenti ne pokazuju neke veće promjene. To ilustriraju priloženi Harkerovi dijagrami (si. 13); za određene glavne kompo- nente (MgO, CaO, Na20 i K2O) točke se uglavnom gomilaju u relativno uskom području u rasponu od 67 % do 72 % SÌO2. No neke glavne komponente, primjerice, AI2O3, suma željeznih oksida i TÌO2, pokazuju dosta jasan linearni trend opadanja u sadržajima u odnosu na varijacije u udjelima SÌO2. Gotovo sve kemijski analizirane stijene iz progresivnometamorfnog kompleksa imaju izražen peraluminijski karakter; A/CNK vrijednost varira od 1,2 do 1,6, a srednja vrijednost iznosi 1,3. Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 157 Tabela 8. Sadržaj makroelemenata i normativni CIPW sastav migmatita i gnajsova Table 8. Major element contents and CIPW norms of migmatites and gneisses 1 23 4 56 789 10 11 12 158 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 159 160 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Migmatiti Sadržaj makroelemenata u različitim varijetetima migmatita također prikazuje priložena tabela 8 (an. 1 do 18), zajedno s podacima normativnog CIPW sastava. Varijacije u sadržajima glavnih komponenti također su prikazane na priloženim Harkerovim dijagramima (si. 13). Na nekima od njih je, primjerice, za'AI2O3, sumu željeznih oksida, MgO i TÌO2, izraženo, više ili manje, linearno opadanje u odnosu na varijacije u sadržaju SÌO2. Na dijagramima za CaO, a naročito za Na20 i K2O, nema takve pravilnosti nego se točke gomilaju, uglavnom, u dva polja definirana metatek- sitnim i dijateksitnim migmatitima. Polje metateksitnih (niži sadržaji SÌO2) i dijatek- sitnih migmatita (viši sadržaji SÌO2) imaju ipak ujednačeniji sadržaj Na20, dok se dosta razlikuju u udjelima K2O. Ova razlika u sadržaju K2O uvjetovana je, jednako kao i kod prikazanih granito- idnih stijena, promjenljivim sadržajem mikroklina. Naime, metateksitni migmatiti ne sadrže, u pravilu, mikroklin ili ga neki sadrže u sasvim maloj količini. S druge strane, dijateksitni i flazerirani migmatiti višeg stupnja migmatitizacije redovito imaju promjenljive količine mikroklina. Gotovo svi kemijski analizirani migmatiti imaju izražen peraluminijski karakter; vrijednost A/CNK varira u rasponu od 1,1 do 1,7, a srednja vrijednost iznosi 1,2. Dakle, migmatiti se karakteriziraju praktički istim stupnjem peraluminoznosti kao i ishodišni paragnajsovi progresivnometamorfnog kompleksa. S-graniti i asocirane intermedijarne stijene Sadržaje makroelemenata S-granita i pratećih intermedijarnih stijena prikazuje priložena tabela 9, zajedno s normativnim CIPW sastavom. Njihov je kemijski sastav u suglasju s prikazanim mineralnim i modalnim sastavom. Jasno se razlikuju dioriti i moncodioriti (an. 1 do 9) od granitoidnih varijeteta (an. 10 do 46); prosječan sastav S-granita prikazuje an. 47. Priloženi Harkerovi dijagrami (si. 13) ilustriraju varijacije u sadržaju glavnih komponenti ove asocijacije stijena. Za sve njih je karakteristično dosta gusto gomila- nje točaka u rasponu od 65 do 75 % SÌO2. Varijacije AI2O3 pokazuju, uz manja rasipanja točaka u intermedijarnom po- dručju, uglavnom jasan ali dosta strm linearan trend u odnosu na sadržaj SÌO2. Takva pravilnost, samo s blaže položenom linijom, izražena je i za sumu željeznih oksida. Udjeli MgO pokazuju određena rasipanja za neutralne stijene, no s jasnim linearnim padom u kiselom području. Varijacije CaO izražavaju, doduše uz rasipanje točaka, nešto strmije izražen silazni linearni trend prema kiselom području. Gotovo je identičan linearan odnos i za krivulju TÌO2. Takvi linearni trendovi nisu izraženi za alkalijske elemente. Na dijagramu za Na20 karakteristično je rasipanje točaka i za intermedi j arno i za kiselo područje, no ipak s dosta ujednačenim varijacijama sadržaja od 2,8 do 3,8% Na20. Isto takvo rasipanje karakteristično je i na K2O dijagramu, a raspon variranja u količinama K2O je još veći i kreće se najčešće od 2,5 do 5 %. Ovo specifično ponašanje Na20 i K2O na Harkerovim dijagramima također je i ovdje uvjetovano jako varijabilnim proporcijama plagioklasa i K-feldspata, od- nosno neravnomjernim stupnjem mikroklinizacije. Gotovo sve kemijski analizirane granitoidne stijene ove asocijacije imaju jasan Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 161 peraluminijski karakter; on se u normativnom CIPW sastavu odražava u prisustvu korunda, čiji sadržaj najčešće varira od 1 do 3 % (srednja vrijednost iznosi 2 %). Peraluminoznost papučkih S-granita pokazuje i vrijednost A/CNK (Clark, 1981), koja koleba najčešće od 1,1 do 1,3, a srednja vrijednost iznosi 1,15. Prema tim podacima papučki S-graniti imaju »normalan« peraluminijski karakter (Clemens & Wall, 1981). I-graniti i asocirane intermedijarne i bazične stijene Sadržaj glavnih komponenti za I-granite i prateće bazične i intermedijarne stijene prikazuje tabela 10, zajedno s normativnim CIPW sastavom. Njihov je kemijski sastav suglasan s mineralnim i modalnim sastavom. Naime, s jedne strane se odvajaju bazične i intermedijarne stijene (an. 1 do 7 i 42 do 46) od granitoidnih stijena (an. 8 do 41 i 47 do 58), s druge strane; prosječni kemijski sastav psunjskih granitoida prikazuje na istoj tabeli an. 41, a krndijskih an. 59. Priloženi Harkerovi dijagrami ilustriraju varijacije u sadržaju makroelemenata (si. 13) u rasponu od 48 do 75 % SÍO2. Oni pokazuju, više ili manje izražen, jasan linearni trend variranja glavnih komponenti; naročito se jasno ističu za sumu željeznih oksida, MgO, Cao i TÍO2, a slabije za AI2O3. Interesantno je istaći da stijene ove asocijacije, mada su mikrokli- nizirane kao i S-granitoidi, pokazuju jasan linearni trend za Na20 i K2O u odnosu na promjene u sadržaju SÍO2. Tekst za tabelu 9 Explanation for Table 9 Uzorci uzeti na izdancima: Varijeteti diorita i moncodiorita: 1, 2, 3, 6 i 9 Varijeteti moncogranita i granodiorita: 15, 17, 18, 19, 20, 23, 25, 27, 28, 29, 30, 31, 32, 34, 36, 37, 40, 42, 44, 45 i 46 Uzorci uzeti iz bušotina: Varijeteti diorita i moncodiorita: 4 (Bokšić-17) i 8 (Cabuna-3) Varijeteti moncogranita i granodiorita: 14 (Koška-2); 24 (Ivanovci-1); 26 (Otok-1); 39 (Poga- novci-1); 41 (Vera-1); 43 (Osijek-2); 44 (Torjanski Rid-1); 45 (Bankovci-1) i 46 (Privlaka-4) Ranije objavljene analize: Varijeteti diorita i moncodiorita: 5, 7, 10 i 11 Varijeteti moncogranita i granodiorita: 12, 13, 16, 21, 22, 33, 35 i 38 (Brajdić, 1962; Vragović, 1965) Prosječni sastav granita (an. 12 do 46): 47 Samples taken on exposures: Varieties of diorites and monzodiorites: 1, 2, 3, 6 and 9 Varieties of monzogranites and granodiorites: 15, 17, 18, 19, 20, 23, 25, 27, 28, 29, 30, 31, 32, 34, 36, 37, 40, 42, 44, 45 and 46 Samples taken in oil wells: Varieties of diorites and monzodiorites: 4 (Bokšić-17) and 8 (Cabuna-3) Varieties of monzogranites and granodiorites: 14 (Koška-2); 24 (Ivanovci-1); 26 (Otok-1); 39 (Poganovci-1); 41 (Vera-1); 43 (Osijek-2); 44 (Torjanski Rid-1); 45 (Bankovci-1) and 46 (Privlaka-4) Earlier published analyses: Varieties of diorites and monzodiorites: 5, 7, 10 and 11 Varieties of monzogranites and granodiorites: 12, 13, 16, 21, 22, 33, 35 and 38 (Brajdić, 1962; Vragović, 1965) Average granite composition (ans. 12 to 46): 47 Tabela 9. Sadržaj makroelemenata, normativni i modalni sastav S-granitoida Table 9. Major element contents, modes, and CIPW norms of S-type granitoids Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 163 164 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 165 166 Jakob Pamić & Marvin Lanphere I-granitoidi se razlikuju od S-granitoida po stupnju aluminoznosti. Naime, kod psunjskih granitoida u normativnom sastavu rijetko se nailazi na korund, i to sa sadržajem obično manjim od 1 %. Isti je slučaj i s krndijskim I-granitima. U prosječ- nim sastavima i psunjskih i krndijskih I-granita nema normativnog korunda (tabela 9). Usporedni prikaz varijacije makroelemenata Budući da se prikazane stijene semimetamorfnog i progresivnometamorfnog kompleksa, kao i asocijacije S-granitoida s migmatitima i I-granitoidima pojavljuju zajedno, neke u izravnim kontaktima, to korelativni prikaz u variranju glavnih komponenti može biti od važnosti za objašnjenje njihovih međusobnih odnosa, kao i za razmatranje petrogenetskih problema. Na Harkerovim dijagramima (si. 13) prikazani su zajednički sadržaji makroele- menata za stijene svih pet izučavanih kristalinih kompleksa. Mada se na prvi pogled točke za stijene svih pet grupa međusobno miješaju, uz veća ili manja rasipanja uglavnom u istim područjima, ipak se jasno uočavaju neke jasne razlike. 1 Stijene progresivnometamorfnog kompleksa, migmatiti i S-granitoidi pokazuju samo djelomice linearnu pravilnost u variranju glavnih komponenti u odnosu na varijacije sadržaja SÌO2. Nelinearno variranje je naročito izraženo za Na20 i K2O i ono je vjerojatno uvjetovano promjenljivim modalnim sastavom stijena progresiv- nometamorfnog kompleksa, a kod migmatita i S-granita i neravnomjernim stupnjem mikroklinizacije. Još je manja pravilnost izražena u variranju glavnih komponenti u stijenama hercinskog semimetamorfnog kompleksa. 2 I-graniti i asocirane intermedijarne i mafitne stijene imaju mnogo jasnije izražen linearni trend u variranju sadržaja glavnih komponenti. Interesantno je istaći da je on isto izražen i kod Na20 i K2O, mada su i one mikroklinizirane. Ovo ujedno pokazuje da su I-graniti, za razliku od S-granita, ravnomjernije, a i jače mikroklini- zirani s povećanjem stupnja aciditeta. Varijacije u sadržajima glavnih komponenti prikazane su i na priloženom AFM- trokomponentnom dijagramu (si. 15). Od asocijacije S-granitoida, bliže polu A leže leukokratni granitoidi, a naročito moncograniti i na njih se, prema središtu trokuta, kontinuirano nadovezuju točke granodiorita. Još dalje, u pravcu pola F, leže točke prostorno udruženih diorita i moncodiorita. Kiseliji predstavnici I-granita (uglav- nom moncodioriti) također leže blizu pola A, dok je diferencijacijski trend granodi- orit-tonalit-(monco)diorit više izražen u odnosu na odgovarajuće stijene obitelji S- granitoida. Na AFM-trokutu također se vidi da točke I-granita i prostorno udruženih Tabela 10. Sadržaj makroelemenata, normativni i modalni sastav I-granitoida Table 10. Major element contents, modes, and CIPW norms of I-granitoids Psunj: 1 gabro; 2 do 7 dioriti i moncodioriti; 8 do 40 varijeteti moncogranita; 41 prosječni sastav psunjskih granita Krndija: 42 do 46 varijeteti diorita; 47 do 58 varijeteti granodiorita i tonalita; 59 prosječni sastav krndijskih granitoida Psunj: 1 gabbro; 2 to 7 diorites and monzodiorites; 8 to 40 varieties of monzogranites; 41 average granite composition Kmdija: 42 to 46 varieties of diorite; 47 to 58 varieties of granodiorite and tonalité; 59 average granitoid composition 172 Jakob Pamić & Marvin Lanphere SI. 15. Trokomponentni AFM dijagram za I-granite (5), S-granite (4), migmatite (3), stijene progresivnometamorfnog (2) i semimetamorfnog (1) kompleksa Fig. 15. AFM diagram showing variations of I-type granites (5), S-type granites (4), migmatites (3), and rocks of the progressive metamorphic (2) and semimetamorphic (1) complexes intermedijarnih stijena prate sasvim dobro varijacijsku liniju vulkanskih stijena koje se javljaju u strukturama recentnih magmatskih lukova (Brov^^n, 1981). Isti je slučaj i s moncogranitima iz porodice S-granita, dok granodioritni i intermedi]arni članovi znatno odstupaju od varijacijske linije vulkanita magmatskih lukova. Na priloženom AFM-trokutu također se vidi da se i točke za metamorfne stijene i migmatite nalaze uz granodioritno-dioritni dio varijacijske linije S-granita. Istina, semimetamorfne stijene, zbog razlike u sastavu metapelita i metapsamita, pokazuju pri tom dosta velika rasipanja. Nasuprot tome, točke za migmatite i stijene progresiv- nometamorfnog kompleksa gotovo se ravnomjerno miješaju s točkama granodiorita i diorita iz obitelji S-granita. Petrokemijski podaci se u novije vrijeme koriste za genetska razdvajanja granito- idnih stijena. Ovdje će se prikazati nekoliko diskriminacijskih dijagrama koji se obično upotrebljavaju za razdvajanje S-granita i I-granita. Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 173 FeO SI. 16. Dijagram ГегОз : FeO za S-granite (1) i I-granite s Psunja (2) i Krndije (3) Zaokružene oznake predstavljaju srednje vrijednosti Fig. 16. Plot of ГегОз against FeO for S-type granites (1) and I-type granites from Mt. Psunj (2) and Mt. Krndija (3) Circled marks illustrate average compositions Još su Chappell i White (1974) naglasili pri genetskom razdvajanju granita da I-graniti imaju veći odnos Ре20з:Ге0 od S-granita, što se objašnjava time što je sedimentni protolit S-granita sadržavao ugljik i sumpor koji su djelovali reduktivno (Flood & Shave, 1975). Odnos Ге20з:Ее0 heroinskih granitoida slavonskih pla- nina prikazan je na priloženom dijagramu (si. 16). Na njemu se točke papučkih S- granita i psunjskih I-granita jednako rasipaju i gotovo ravnomjerno miješaju; srednji odnos Ге20з:Ге0 psunjskih I-granita je samo malo veći od istog odnosa papučkih S- granita. Međutim, I-graniti Krndije se na tom dijagramu jasno odvajaju u gornjim dijelovima dijagrama; njihov odnos Ге20з:Ге0 je gotovo dva i po puta veći od istog odnosa S-granita i psunjskih I-granita. Ova razlika u oksidacijskom stupnju željeza vjerojatno je uvjetovana činjenicom što su psunjski I-graniti, u pravilu, znatno retrogradno izmijenjeni, što nije slučaj s krndijskim I-granitima. Australijski geolozi, koji su dosad najviše radili na problematici genetskog razd- vajanja granitoidnih stijena, koriste u tu svrhu i druge petrokemijske dijagrame. Hine i suradnici (1978) su predložili Al - (Na+K+Ca)-(Fe2++ Mg) trokomponentni dijagram koji je prikazan na si. 17. I na ovom dijagramu točke papučkih S-granita i psunjskih I-granita pokazuju dosta veliko rasipanje u istom području u kojem se i dosta ravnomjerno miješaju. No točke krndijskih I-granita se odvajaju u zasebno polje koje je jasno odvojeno od prethodnog. Podudarnost psunjskih I-granita i papuč- kih S-granita uvjetovana je činjenicom što su jedni i drugi mikroklinizirani, što nije slučaj s krndijskim I-granitoidima koji su predstavljeni tonalitima i granodioritima. Slična je situacija i s dijagramom CaO: suma željeznih oksida na osnovi kojeg su Chappell i White (1984) razlikovali neke australijske I-granite i S-granite. 174 Jakob Pamić & Marvin Lanphere SI. 17. Trokomponentni dijagram (Al+Na+K)-Ca-(Fe2++Mg) Fig. 17. Triangular diagram showing variations of (Al+Al+K)-Ca-(Fe2^+Mg) Naime, i na tom se dijagramu (si. 18) točke S-granita i psunjskih I-granita jako rasipaju i uglavnom se dosta ravnomjerno miješaju, tako da se stijene te dvije genetske obitelji ne mogu međusobno razlikovati. Međutim, točke krndijskih I-granita znatno se manje rasipaju i njihov najveći broj pada u polje australi j skih I-granita. Ova tri diskriminacijska dijagrama pokazuju da se genetska razdvajanja granito- idnih stijena ne mogu uvijek uspješno obavljati samo na osnovi kemijskih podataka za sve granitoidne terene. To je i razumljivo zbog geološko-petroloških specifičnosti svakog pojedinog granitnog područja, a, pored toga, i u jednom određenom granitoid- nom području mogu biti izražene određene specifičnosti. Tako i u konkretnom slučaju slavonskih granitoidnih kompleksa, stijene jedne genetske grupe granitoida (I-gra- niti) pokazuju lateralne varijacije u petrokemijskim karakteristikama jer su u jed- nom dijelu terena (Psunj) neravnomjerno mikroklinizirane, dok u drugom dijelu terena (Krndija) nisu uopće zapaženi tragovi mikroklinizacije. Sadržaj mikroelemenata Stijenama svih pet grupa stijena koje su se petrološki izučavale, određivao se je i sadržaj elemenata u tragovima, i to na jednom dijelu istih onih uzoraka na kojima su Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 175 SI. 18. Dijagram Cao : ukupno željezo kao FeO (Chappel & White, 1984) 1 S-graniti; 2 srednji sastav S-granita; 3 psunjski I-graniti; 4 prosječni psunjski I-granit; 5 krndijski I-graniti; 6 prosječni krndijski I-granit Fig. 18. Plot of CaO versus total Fe as FeO (Chappel & White, 1984) 1 S-type granites; 2 average S-type granite; 3 I-type granites, Mt. Psunj; 4 average Psunj I-type granite; 5 I-type granites, Mt. Krndija; 6 average Krndija I-type granite se analizirali i sadržaji makroelemenata. Na svim tim uzorcima određivala se je ista asocijacija mikroelemenata (Ва, Co, Cr, Cu, Cs, Hf, Mo, Nb, Ni, Rb, Sb, Sn, Sr, Ta, Th, U, W, Zn, Zr i Y) plus elementi iz grupe rijetkih zemalja), i to kombiniranjem metode neutronske aktivacije, rendgenske flourescencije i inducirane plazme. Na jednom se broju uzoraka manji dio elemenata u tragovima određivao i metodom emisijske spektroskopije što je u tabelama i naznačeno. Pored sadržaja mikroelemenata, u tabelama se navode i neki karakteristični odnosi između određenih makroelemenata i mikroelemenata (К/Ва, K/Rb i Ca/Sr) te nekih mikroelemenata (Ba/Rb, Rb/Sr i Ва/ Sr). Semimetamorfni kompleks Sadržaj elemenata u tragovima u semimetamorfnim stijenama prikazuje tabela 11, i to za tri metapješčenjaka (an. 1, 2 i 3) i dva metapelita (an. 4 i 5). Sadržaji nekih učestalijih mikroelemenata dosta su ujednačeni i u metapsamitima i u metapelitima kao, primjerice, Zr (142 do 346 ppm) i Sr (82 do 148 ppm), dok neki pokazuju znatnije varijacije kao, primjerice, Ва i Rb. Isti je slučaj i s mikroelemen- tima koji dolaze u znatno manjim količinama: Co (6 do 17 ppm), Sn (4 do 11 ppm), Hf (3,4 do 9 ppm). Ta (0,4 do 1,2 ppm), Th (5,1 do 14,9 ppm), Zn (34 do 78 ppm) i Y (14 do 34 ppm), dok veće varijacije pokazuju Cs (1,2 do 10,4 ppm) i U (1,4 do 7,1 ppm). 176 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Tabela 11. Sadržaj elemenata u tragovima (u ppm) i izotopni sastav kisika u semimetamorf nim stijenama Table 11. Trace element contents (in ppm) and oxygen isotopie compositions of weakly metamorphosed rocks Brojevi uzoraka su isti kao u tabeli 7 Sample numbers are the same as in Table 7 A srednje vrijednosti - average values Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 177 Tabela 12. Sadržaj elemenata u tragovima (u ppm) i izotopni sastav kisika u paragnajsovima i migmatitima Table 12. Trace element contents (in ppm) and oxygen isotopie compositions of paragneisses and migmatites Migmatiti: 2, 3, 6 i 15. Paragnajsovi: 19, 23, 24, 26, 27 I 28. Borjevi uzoraka su isti kao u tabe- li 8. Srednje vrijednosti: A - stijena progresivnometamorfnog kompleksa i Aj - migmatita Migmatites: 2, 3, 6 and 15. Paragneisses: 19, 23, 24, 26, 27 and 28. Sample numbers are the same as in Table 8. Average values: A - rocks of the progressive metamorphic sequences and Aj - migmatites 178 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Tabela 13. Sadržaj elemenata u tragovima (u ppm) i izotopni sastav kisika u S-granitima Table 13. Trace element contents (in ppm) and oxygen isotopie compositions of S-granitoids Brojevi uzoraka su isti kao u tabeli 9 A srednje vrijednosti Mo, Nb, Sn i W su određivani metodom emisione spektroskopije Sample numbers are the same as in Table 9 A average values Mo, Nb, Sn and W were determined by emission spectroscopy Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 179 Progresivnometamorfni kompleks Sadržaj elemenata u tragovima za stijene progresivnometamorfnog kompleksa prikazuje tabela 12 (an. 19, 23, 24, 26, 27 i 28). Određivanja su se obavila samo na različitim varijetetima paragnajsova od kojih se uzorak 19 po sastavu jako približuje amfibolitima (hornblenda-biotitni paragnaj s). Zbog dosta ujednačenog mineralnog sastava analiziranih paragnajsova uglavnom su malo izražene varijacije u sadržajima mikroelemenata. To se naročito ističe za manje učestale mikroelemente kao, primjerice, Hf (2,5 do 5,1 ppm). Ni (20 do 52 ppm), Sb (0,2 do 0,6 ppm), Ta (0,4 do Ippm) i Y (20 do 38 ppm), kao i za neke učestalije elemente u tragovima: Zr (105 do 212 ppm) i Sr (157 do 270 ppm). Migmatiti Sadržaj elemenata u tragovima za migmatitne stijene također prikazuje tabela 12 (an. 2, 3, 6 i 15). Buduči da se migmatitne stijene postupno razvijaju iz stijena progresivnometa- morfnog kompleksa, to su i sadržaji većine analiziranih mikroelemenata dosta ujednačeni, što se najbolje ogleda u njihovim srednjim sadržajima (stupci A i Ai, tabela 12) koji iznose (u ppm) za Ва: 523 i 627; Cr: 108 i 118; Cs: 3,6 i 4,3; Hf: 4,5 i 5,7; Ni: 34 i 34; Sb: 0,4 i 0,4; Sn: 6 i 5; Ta: 0,7 i 0,8; Zn: 78 i 72; U: 2,7 i 3,5; Zr: 176 i 217 i Y: 26 i 37. Međutim, srednji sadržaji nekih mikroelemenata pokazuju veće razlike kao, primjerice, Rb (75 i 122 pmm). Sr (202 i 107 ppm) i Th (6,5 i 11,7 ppm), vjerojatno kao rezultat naknadnih procesa privođenja. S-granitoidi Sadržaj elemenata u tragovima za S-granitoide i prostorno udružene intermedi- jarne stijene prikazuje tabela 13 (an. 15, 17, 27, 29, 30, 34 i 40, odnosno 1, 2 i 6). Karakteristično je da neki učestaliji mikroelementi pokazuju znatnije varijacije u sadržajima; tako, primjerice, Ва (od 491 do 1770 ppm), Rb (49 do 208 ppm). Sr (82 do 563 ppm), vjerojatno kao rezultat neujednačenog stupnja mikroklinizacije, te Zr (od 65 do 230 ppm), vjerojatno kao rezultat promjenljivog sadržaja minerala cirkona u ishodišnom protolitu. Interesantno je istaći da su znatno povećane količine Zr (do 872 ppm) prisutne u pratećim intermedijarnim stijenama. I neki, inače količinski podređeni mikroelementi također pokazuju jako varijabilne sadržaje kao, primjerice, Co (1 do 14 ppm), Th (1,8 do 21 ppm), U (1,6 do 8,2 ppm) i Y (10 do 60 ppm). No neki od njih imaju dosta ujednačene količine, kao Sb (0,6 do 1,4 ppm) i Sn (3 do 6 ppm). I-granitoidi Sadržaji elemenata u tragovima za I-granite i prateće intermedijarne stijene prikazuje tabela 14; analize 1, 5, 6, 8, 18, 30, 34, 35 i 40 odnose se na psunjske granitoide (uglavnom moncograniti), a analize 42, 46, 54, 55 i 58 na krndijske granodiorit-tonalitne stijene. 180 Jakob Pamić & Marvin Lanphere w Oi CÖ -tí s C •S « tH •a 2 K t3J0 >1 Л V 3 C > o rt сд M s ce 2 [/3 1 Л Q, I S o o N o > .H O Oh ^ B .52 o M ? i CL ä g -5. тз S S ■> S 0 D. 1 ? Il i I lì C s S te O) W o • í® Ф ,-1 ^ 'S H ^ M Ш •f—» .rH ■g S o tJ ^ Ш aJ B ^ JO 00 O^ o m rH £ _ M Л co m O) ^ _ ДЗ <1 ce O g o - rt -тз o co ^ 45 -д C .m rt 'S Seo o5-a «t .(M « bo^ ^ ^ .tí rt ^ ö ДЛ! Cl ö ö тз rt rt 3 ^ N g O CODO O rtis.:: g o.^ g § > ^ ^ « I O» M < o 01 ;ч Ol ^ S 'S 'Soo^ -S «"'s ^ H ^ ^ 8 m Ç Ol W) p CO m — ад - . w co o; ТЗ u o TJK rt !ч > tí ш co m ф ^ rt G ¡a, o .. 'S 2 'S g 2 ад o fa ■g rt ^ .tí "д ^ ^ M C 01 3 Д ^ T3 o ä S W g .S C H СД ^ S co СЦ o § u Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 181 Samo određeni mikroelementi pokazuju različite varijacijske raspone. Tako su, primjerice, kod psunjskih moncogranita znatno veći rasponi variranja za Ва i Rb negoli kod krndijskih tonalitnih stijena, što se lijepo odražava i u razlikama u njiho- vim srednjim sadržajima: Ва 456 prema 261 ppm, a Rb 69 prema 20 ppm. Ovo je sasvim sigurno uvjetovano činjenicom što su psunjski moncograniti mikroklinizirani, dok u krndijskim tonalitima uopće nema mikroklina. Kod Sr su izraženi obrnuti efekti i njegov srednji sadržaj je skoro dvostruko veći (334 ppm) u krndijskim tonalitima negoli u psunjskim moncogranitima (158 ppm). Kod Zr se također ističu varijacije, koje se najčešće kreću od oko 70 do 170 ppm kod psunjskih moncogranita, dok su kod krndijskih tonalita ti sadržaji znatno niži (19 do 69 ppm). No intermedi- jarni pratioci granitoida i na Krndiji i na Psunju imaju povećan sadržaj Zr (185 do 340 ppm). Neki količinski podređeni mikroelementi također pokazuju dosta velike razlike u varijacijama, odnosno srednjim sadržajima. Tako su razlike u srednjim sadržajima između psunjskih moncogranita i krndijskih granodiorit-tonalita izraženi za Y (49 prema 19 ppm), Cs (1,5 prema 0,6 ppm), Th (9,0 prema 1,5 ppm) i U (2,7 prema 1,1 ppm). No za neke mikroelemente te se razlike u srednjim sadržajima mnogo manje ističu kao, primjerice, za Cr (43 prema 56 ppm) i Ni (13 prema 8 ppm). Usporedni prikaz varijacije mikroelemenata Jednako kao i za makroelemente, korelativni prikaz u varijacijama sadržaja elemenata u tragovima može poslužiti kao osnova za objašnjavanje međusobnih genetskih odnosa između metamorfnih stijena, migmatitita i granitoida. Te varijacije ilustriraju priloženi Harkerovi dijagrami (si. 19). Oni pokazuju da su, i pored određenog rasipanja, srednje vrijednosti za Ва, Rb, Hf, Th, U i Ta dosta ujednačene unutar najčešćeg raspona od 65 do 75 % SÍO2 za sve ispitivane grupe stijena, izuzev I-granita. Međutim, za neke je elemente, primjerice, Cr, Ni, Co, Y i Cs, ta ujednačenost srednjih vrijednosti manje izražena, dok se izuzetno rijetko zapažaju dosta velika rasipanja srednjih sadržaja kao, primjerice, za Sr. Slabije izražena linearnost u variranju zapaža se vrlo rijetko samo za određene elemente (Co, Cs i Ta) iz ispitivanih metamorfnih stijena, migmatita i S-granitoida. Vrlo je vjerojatno da se radi o slučajnoj pojavi jer su kod svih drugih elemenata u tragovima te varijacije nepravilne, vjerojatno kao posljedica razlika u sastavu primarnog protolita. Izuzetak u tom pogledu predstavljaju I-graniti i prateće intermedijarne stijene. Naime, kod njih su izraženi linearni trendovi za Sr, Zr, Co, Y, U, Cs i Ta, često s jasnim udvajanjem koje je uvjetovano petrografskim razlikama između psunjskih moncogranita i krndijskih granodiorit-tonalita. Legenda za si. 19 Explanation for Fig. 19 1 semimetamorfni kompleks; 2 progresivnometamorfni kompleks; 3 migmatiti; 4 S-graniti; 5 psunjski I-graniti; 6 krndijski I-graniti. Zaokružene oznake predstavljaju srednje vrijetnosti 1 semimetamorphic complex; 2 progressive metamorphic complex; 3 migmatites; 4 S-type granites; 5 I-type granites, Mt. Psunj; 6 I-type granites, Mt. Krndija. Circled marks illustrate average values 182 Jakob Pamić & Marvin Lanphere SI. 19. Harkerovi dijagrami s varijacijama elemenata u tragovima Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 183 Fig. 19. Harker diagrams showing trace element variations 184 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Sr(ppm) SI. 20. Dijagram Rb : Sr 1 semimetamorfni kompleks; 2 progresivnometamorfni kompleks; 3 migmatiti; 4 S-graniti; 5 psunjski I-graniti; 6 krndijski I-graniti Fig. 20. Plot of Rb versus Sr 1 semimetamorphic complex; 2 progressive metamorphic complex; 3 migmatites; 4 S-type granites; 5 I-type granites, Mt. Psunj; 6 I-type granites, Mt. Krndija U razmatranju petrogenetskih problema u posljednje se vrijeme mnogo koristi distribucija Ва, Rb i Sr, jer se radi o elementima koji dolaze u rešetkama bitnih, a ne akcesornih minerala. Na priloženom dijagramu Rb:Sr (si. 20) jasno se odvajaju polja S-granita i I-granita, s tim da se među ovim posljednjim također jasno razlikuju psunjski moncograniti, s Rb/Sr odnosom uglavnom od 0,25 do 1, od krndijskih granodiorit-tonalita, kod kojih je taj odnos obično manji od 0,1. Na tom je istom dijagramu polje S-granita nešto veče i ono se u svojim središnjim dijelovima djelo- mice preklapa s poljem migmatita i stijena progresivnometamorfnog kompleksa. Međutim, točke stijena semimetamorfnog kompleksa na tom dijagramu se izrazito rasipaju, tako da pokazuju negativnu korelaciju sa stijenama progresivnometamorf- nog i migmatitno-granitnog kompleksa. Priloženi dijagram Ba:Rb (si. 21) također je veoma distinktivan. Na njemu se lijepo vidi veliko rasipanje točaka S-granita, uz istovremeno dva jasno istaknuta polja I- granita, psunjskih moncogranita i krndijskih granodiorit-tonalita. Iz rasutih točaka S-granita teško je izvoditi neke zaključke. No točke I-granita oba spomenuta polja pokazuju jasno istaknut linearan trend koji se, prema nekim petrogenetskim modeli- Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 185 ranjima (McCarthy & Hasty, 1976), uzima kao dokaz da su takve granitne taljevine konsolidirale u uvjetima perfektne frakcionirane kristalizacije, tj. samo je površinski dio čvrste mineralne faze bio u ravnoteži s taljevinom. Sadržaj elemenata iz grupe rijetkih zemalja Sadržaji elemenata iz grupe rijetkih zemalja određivali su se na pet stijena iz semimetamorfnog kompleksa, šest uzoraka iz progresivnometamorfnog kompleksa, četiri uzorka migmatita, deset uzoraka S-granita te pet uzoraka krndijskih i devet uzoraka psunjskih I-granita i pratećih intermedijarnih stijena. Numerički analitički podaci prikazani su u tabeli 15 dok se grafički podaci (si. 22) temelje na podacima koji su normalizirani na hondrit. Krivulje elemenata iz grupe rijetkih zemalja za semimetamorfne stijene (si. 22 A), odnosno njihova distribucija najviše odgovaraju krivuljama za proterozojske i fane- rozojske sedimentne stijene (Taylor, 1979). Slavonske semimetamorfne stijene obogaćene su lakim elementima iz grupe rijetkih zemalja, a imaju slabo do umjereno SI. 21. Dijagram Ва : Rb Zaokružene oznake predstavljaju srednje vrijednosti Fig. 21. Plot of Ва versus Rb Circled marks illustrate average values Tabela 15. Sadržaj iz grupe rijetkih zemalja (u ppm) u granitoidnim i metamorfnim stijenama Slavonije Table 15. Rare-earth element contents (in ppm) in granitoids and metamorphic rocks from the Slavonian Mountains Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 187 izraženu Eu-anomaliju (Eu/Eu = 0,4-0,5). Većina stijena iz progresivnometamorfnog kompleksa ima sličan oblik krivulja, odnosno distribuciju (si. 22 В) kao i semimeta- morfne stijene, mada je kod uzorka 19 krivulja blaža, a i Eu-anomalija je mnogo manje izražena. Krivulja za migmatite (si. 22 C) odgovara tipičnim jako diferencira- nim granitnim taljevinama, s umjereno negativnim nagibima (Ce/YbN je oko 5) i malom do umjerenom Eu-anomalijom (Eu/Eu = 0,3-0,5). S-graniti imaju različite oblike krivulja. Oni S-graniti kod kojih su količine La za 100 puta veće u odnosu na hondrite (si. 22 D), imaju izražene strme negativne nagibe (C/YbN = 17 do više od 200) te male negativne Eu-anomalije. S druge strane, S-graniti s količinama La koje su 100 puta manje negoli u hondritima (si. 22 E), imaju blaže negativne nagibe i veće negativne Eu-anomalije. I-graniti Krndije i Psunja razlikuju se međusobno u sadržajima i raspodjeli elemenata iz grupe rijetkih zemalja. Psunjski graniti imaju općenito više sadržaje, a od krndijskih I-granita (si. 22 F), dva imaju blag pad krivulje, dok druga dva imaju strme negativne nagibe (Ce/YbN = 33-52). Nijedan od ta četiri uzorka nema Eu- anomaliju. Psunjski I-graniti se mogu podijeliti u dvije grupe s različitim količinama elemenata iz grupe rijetkih zemalja. U prvoj su grupi količine La za 85 puta veće u odnosu na hondrite (si. 22 G), a krivulja ima blage negativne nagibe (Ce/YbN je manji od pet). Jedan od tih granita nema nikakvu Eu-anomaliju, dok ostala četiri imaju male do umjerene negativne anomalije (Eu/Eu = 0,3-0,8). Druga grupa psunj- skih I-granita ima količine La za 40 puta manje u odnosu na hondrite pa je oblik krivulje blaže položen (si. 22 Н). Jedan uzorak nema Eu-anomalije, dok su kod ostala tri one umjereno negativne (Eu/Eu = 0,3-0,6). Geokemijski diskriminacijski dijagrami za utvrđivanje geotektonskog položaja granitoida Od postojećih brojnih diskriminacijskih dijagrama koji se koriste za utvrđivanje geotektonskog režima formiranja granitoidnih stijena, odabrali smo dijagram Nb: Y ( P e a r c e et al., 1984), kojeg prikazuje si. 23. Na tom se dijagramu točke i S-granita i I-granita slavonskih planina gomilaju u polju granita otočnih lukova i kolizijskih granita (VAG + COLG), s tim da se manji dio točaka rasipa i u susjedne dijelove polja orogenih granita. Trokomponentni dijagrami, temeljeni na odnosima Rb, Hf i Ta (Harris et al., 1986), daju jednoznačniju interpretaciju. Na dijagramu si. 24a većina točaka i S- granita i I-granita leži u polju granita recentnih otočnih lukova, a manji se dio preklapa s poljem kolizijskih granita. Dijagram si. 24b je još jednoznačniji jer na njemu praktički sve točke obje genetske obitelji granita padaju u polje granita recentnih otočnih lukova. Na temelju navedenih dijagrama može se zaključiti da su hercinski I-graniti i S- graniti slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena mogli nastati u nekom Brojevi uzoraka su isti kao u tabeli 7 za semimetamorfne stijene, kao u tabeli 8 za migmatite i paragnajsove, kao u tabeli 9 za S-granite i kao u tabeli 10 za I-granite Sample numbers are the same as in Table 7 for semimetamorphic rocks, as in Table 8 for paragneisses and migmatites, as in Table 9 for S-type granites and as in Table 10 for I-type granites 188 Jakob Pamić & Marvin Lanphere SI. 22 A i B. Grafički prikaz sadržaja elemenata iz grupe rijetkih zemalja koji su normaliziram na hondrit za A: stijene semimetamorfnog kompleksa i В: stijene progresivnometa- morfnog kompleksa. Brojevi uzoraka su isti kao u tabeli 7 Fig. 22 A and В. Chondrite-normalized REE patterns for rocks of the semimetamorphic (A) and progressive meta- morphic (B) complexes. Sample numbers are the same like in Table 7 Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 189 SI. 22 C i D. Grafički prikaz sadržaja elemenata iz grupe rijetkih zemalja koji su normalizirani na hondrit za migma- tite (C) i S-granite s višim sadržajem La (D). Brojevi uzoraka su isti kao u tabelama 8 i 9 Fig. 22 C and D. Chondrite-normalized REE patterns of migmatites (C) and S-type granites with higher La contents (D). Sample numbers are the same like in Tables 8 and 9 190 Jakob Pamić & Marvin Lanphere SI. 22 E i F. Grafički prikaz sadržaja elemenata iz grupe rijetkih zemalja koji su normalizirani na hondrit za S-granite s nižim sadržajem La (E) i za I-granite s Kmdije (F). Brojevi uzoraka su isti kao u tabelama 9 i 10 Fig. 22 E and F. Chondrite-normalized REE patterns of S- type granites with lower La contents (E) and I-type granites from Mt. Kmdija (F). Sample numbers are the same like in Tables 9 and 10 Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 191 SI. 22 G i Н. Grafički prikaz sadržaja elemenata iz grupe rijetkih zemalja koji su normalizirani na hondrit za I-granite s Psunja s višim sadržajima La (G) i s nižim sadržajima La (H). Brojevi uzoraka su isti kao u tabeli 10 Fig. 22 G and H. Chondrite-normalized patterns of I-type granites from Mt. Psunj with higher La-contents (G) and lower La contents (H). Sample numbers are the same like in Table 10 192 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Y ppm SI. 23. Nb-Y diskriminacijski dijagram za granite različitog geotektonskog položaja (Pearce et al., 1984) ORG graniti oceanskih grebena; VAG graniti recentnih vulkanskih lukova; WPG graniti iz unutrašnjosti ploča; COLG kolizijski graniti Fig. 23. Nb-Y discrimination diagram for granitoids of different geotectonic setting (Pearce et al., 1984) ORG ocean ridge granites; VAG recent volcanic arc granites; WPG within- plate granites; COLG collision granites SI. 24. Diskriminacijski trokomponentni dijagram Rb-Hf-Ta (Harris et al., 1986) VA graniti vulkanskih lukova; WP graniti iz unutrašnjosti ploča; COL kolizijski graniti; OF graniti oceanskog dna Fig. 24. Rb-Hf-Ta triangular diagram (Harris et al., 1986) VA volcanic arc granites; WP within-plate granites; COL collision granites; OF ocean-floor granites Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 193 geotektonskom režimu koji pokazuje pozitivnu korelaciju sa strukturama recentnih otočnih lukova, odnosno kolizijskih zona. Ovaj je zaključak u suglasju s naprijed prikazanim padacima na trokomponentnom AFM dijagramu (si. 15). Izotopni sastav kisika i stroncijuma U posljednje se vrijeme podaci izotopnog sastava kisika i stroncijuma sve više uspješno koriste u različitim petrogenetskim interpretacijama. Podaci stabilnih izo- topa pomažu u egzaktnijem definiranju geoloških i genetskih uvjeta, zatim u razjaš- njavanju i boljem razumijevanju različitih petroloških okoliša, a i u interpretacijama evolucije različitih magmatskih asocijacija. Izotopni sastav kisika prikazan je, zajedno sa sadržajima elemenata u tragovima, za 4 uzroka semimetamorfnih stijena (tabela 11), 6 uzoraka paragnajsova iz progre- sivnometamorfnog kompleksa, 4 uzorka migmatita (tabela 12), 9 uzoraka S-granita (tabela 13) i 9 uzoraka psunjskih I-granita (tabela 14). Kristalini kompleksi - Crystalline complexes SI. 25. Grafički prikaz varijacija izotopnog sastava kisika u stijenama svih kristalinih kom- pleksa slavonskih planina 1 semimetamorfni kompleks; 2 progresivnometamorfni kompleks; 3 migmatiti; 4 S-graniti; 5 I- graniti Fig. 25. Diagram showing variations of oxygen isotopie composition in rocks from all crystalline complexes of the Slavonian Mountains 1 semimetamorphic complex; 2 progressive metamorphic complex; 3 migmatites; 4 S-type granites; 5 I-type granites 194 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Iz tih tabelarnih podataka, kao i priloženog dijagrama (si. 25), mogu se pratiti promjene izotopnog sastava kisika za sve grupe slavonskih kristalinih stijena. Naro- čito se lijepo uočava razlika između S-granita, kod kojih se vrijednost kreće od + 10,8 do +9,5 %o i I-granita, kod kojih su te vrijednosti osjetljivo niže i najčešće u rasponu od +8,4 do + 7,4 %o, a kod pratećih intermedijamih stijena od +6,6 do +5,4%o. Priloženi dijagram pokazuje da migmatitne stijene imaju praktički potpuno identičan raspon u varijaciji izotopnog sastava kisika kao i prostorno vezani S- graniti. Kod paragnajsova iz progresivnometamorfnog kompleksa te su vrijednosti više i variraju u rasponu od +11,7 do +10,1 %o. Najviše vrijednosti ói®0 ( + 13,5 i + 13,9%o) imaju škriljavi metapješčenjaci iz semimetamorfnog kompleksa. Prema tome, navedeni podaci izotopnog sastava kisika jasno ilustriraju razlike između dvije genetske grupe I- i S-granita, kao i postupnost promjena iz progresivno- metamorfnog kompleksa u migmatitni kompleks. Interesantno je istaći da je izotopni sastav kisika praktički isti i u uvjetima migmatitne mobilizacije i anatektičnog taljenja. U okviru određivanja izotopno-geoloških starosti kristalinih stijena slavonskih planina Rb-Sr metodom dobio se je za granitoidne stijene i primaran odnos 8''Sr/®®Sr koji je vrlo značajan za razmatranje problematike porijekla granitnih magmi (Pa- mić et al., 1988). Tako je Sr-evolucijski dijagram za tri I-granitoidne stijene iz kamenoloma Rogoljice, s Psunja pokazao da je primaran odnos ®''Sr/8®Sr = 0,7040 što dokazuje plaštno porijeklo magmi, uz mogućnost slabije kontaminacije u krustalnim uvjetima. S druge strane, Sr-evolucijski dijagrami dali su da je taj isti odnos za tri S- granitoidne stijene iz naftnih bušotina (Bokšić-17, Tovarnik -2 i Đeletovci-3) = 0,7075, SI. 26. Grafički prikaz odnosa б^^О : »'Sr/^^Sr u heroinskim S-granitima (1) i I- granitima (2) slavonskih planina prema Sheppardu (1986) Fig. 26. б"0 versus »'Sr/^eSr diagram for Hercynian S-type (1) and I-type (2) granites of the Slavonian Mountains, according Sheppard (1986) Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 195 a za četiri granitoidne stijene s površine (okolica Zailja, Zvečeva, Rajševca i Koreni- čana) = 0,7063. Ova dva posljednja numerička podatka dokazuju da se radi o S- granitima (Valley, 1986) nastalim u višim dijelovima kore. Slika 26 prikazuje dvokomponentni dijagram na kojem su naneseni kisikov i stroncijumov izotopni sastav. On je shematiziran po podacima Shepparda (1986) i na njem su etalonski označena dva polja evropskih heroinskih S-granita, kao i polje granitnog batolita iz područja Peninsular Ranges (PRB) iz USA, izgrađenog od I- granita, koji je veoma dobro izotopno-geokemijski definiran. Na tom se dijagramu vidi da slavonski I-graniti leže u središnjim dijelovima PRB-polja, koje se izvodi iz plaštnih taljevina, dok su izvan njega točke S-granita iz bušotina i s izdanaka. DISKUSIJA Hercinske kristaline stijene slavonskih planina ne nalaze se na svom primarnom mjestu nego su tektonski smještene u današnji strukturni plan Panonskog bazena u području Savsko-dravskog međuriječja. Slavonske planine: Psunj, Papuk i Krndija, koje su najvećim dijelom i izgrađene od tih kristalinih i podređenijih mezozojskih stijena, predstavljaju najveći horst koji razdvaja Savsku od Dravske potoline. Podaci iz dubokih naftnih bušotina (Pamić, 1986 a) pokazuju da iste te hercinske kristaline stijene izgrađuju i najveći dio podloge Panonskog bazena Savsko-dravskog međuri- ječja, tako da je njihovo dubinsko rasprostiranje mnogo veće od površinskog. Na istok se one protežu sve do Tovarnika odakle povijaju u pravcu sjeveroistoka i nastavljaju se u području sjeverne Vojvodine (Čanović & Kemenci, 1988). Zapadnu granicu prema metamorfno-migmatitno-granitnom kompleksu Moslavine vjerojatno definira ilovski neotektonski aktivni, poprečni transkurentni rasjed pri- bližnog pružanja sjeveroistok-jugozapad, koji se proteže između Moslavačke gore i slavonskih planina. Južnu granicu prema alpinskim granitno-metamorfnim stije- nama zone Prosara-Motajica-Cer-Bukulja sjevernih Dinarida predisponira Savska potolina. Bušotinski podaci iz šireg područja Beničanaca i Osijeka pokazuju da hercinske granitno-metamorfne stijene sežu sve do Drave odakle se u podlozi Panon- skog bazena nastavljaju na sjever u Mađarsku. Kristaline stijene slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena mogu se po svojim osnovim geološko-petrološkim obilježjima korelirati s kristalinim stije- nama Mečeka, u južnim dijelovima Mađarske. U tom se području javlja petrološki identični granitno-metamorfni kompleks ( Jan t sky, 1978) koji je, skladno najnovi- jim i revidiranim radiometrijskim podacima (Buda, 1987), također hercinske staro- sti. Petrološki identične metamorfno-granitne stijene protežu se i u sjevernom rub- nom dijelu Panonskog bazena u području Karpata, a njihova heroinska starost dokazana je bogatom radiometrijskom faktografijom (Cambel & Vilinović, 1987). Izdizanje hercinskog metamorfno-migmatitno-granitnog kompleksa, odnosno horsta slavonskih planina rezultat je uglavnom radijalnih tektonskih pokreta. Izdi- zanje je započelo u donjem miocenu, s tim da je do ponta došlo do ponovnog zaplavljivanja, tako da se glavno izdizanje tog horsta, s amplitudom od preko 1.000m, odvijalo u pliocenu, a traje još i danas. Ovo je izdizanje tijesno vezano za neogensku evoluciju Panonskog bazena u kojoj su, prema najnovijim shvaćanjima (Royden et al., 1983), glavnu ulogu odigrali ekstenzijski procesi, odnosno kretanja uglavnom duž velikih horizontalnih rasjeda koji su nastali kao posljedica izdizanja 196 Jakob Pamić & Marvin Lanphere gornjeg plašta i istanjivanja dubljih dijelova kore. Pri tome su glavnu ulogu odigrali južni rubni rasjed Dravske potoline i sjeverni rubni rasjed Savske potoline jer su oni predisponirali izdizanje horsta slavonskih planina, koji je ispresijecan s nekoliko poprečnih transkurentnih rasjeda (Jamičić, 1988). Metamorfno-migmatitno-granitni kompleks slavonskih planina je pri svom tek- tonskom smještavanju u znatnijoj mjeri tektonski oštećen. No i pored toga, on je u zapadnim i središnjim dijelovima Papuka sačuvao jasnu zonalnu građu. U njem se ističu, u središnjim dijelovima papučke sinforme, plutoni S-granita koje obavija, sa sjeveroistočne i jugozapadne strane, kontinuirani pojas migmatita. Na taj se pojas, s postupnim prijelazom, nadovezuje pojas stijena progresivnometamorfnog kom- pleksa u čijim jače metamorfoziranim dijelovima dolaze najčešće manja tijela I- granita. Dakle, kristalini kompleks slavonskih planina se, u osnovi, svojom zonalnom unutrašnjom građom ne razlikuje od ostalih metamorfno-migmatitno-granitnih te- rena (Mehnert, 1968). Unutar većih plutona S-granita dosta se često nailazi na veće ili manje zone migmatita, u pravilu u konformnom odnosu i, obrnuto, unutar migmatita se javljaju veća ili manja tijela S-granita, također uglavnom u konformnom odnosu što dokazuje njihovu međusobnu genetsku povezanost. S druge strane, progresivni karakter her- cinskog regionalnometamorfoziranog kompleksa i postupni prijelaz njihovih najjače metamorfoziranih dijelova u migmatite dokazuje njihovu međusobno tijesnu genetsku povezanost, kako je to već ranije utvrdio Raffaelli (1965) za područje Ravne gore. Granitno-migmatitno-metamorfni kompleks slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena nastao je kao rezultat približno istovremenih magmatskih i meta- morfnih procesa. Radiometri j ski podaci, i pored manje neusaglašenosti, ipak jasno pokazuju da se glavna faza metamorfizma odigrala za vrijeme hercinske orogeneze kada je, u termodinamskim uvjetima niskog i srednjeg metamorfizma (grinšistni i amfibolitni facijes), pri umjerenom tlaku formiran, progresivnometamorfni kom- pleks. Progresivan karakter regionalnog metamorfizma se ogleda u zonalnom rasporedu kritičnih minerala unutar cjelokupnog kompleksa, kako na površini, tako i u podlozi Panonskog bazena. Radi se o barovijenskoj facijelnoj seriji (Miyashiro, 1961), koja u osnovi ima monometamorfan karakter, s tim da se u pojedinim područjima disten i andaluzit lateralno izmijenjuju u škriljavcima najvišeg stupnja metamor- fizma. Ovo se može objasniti lokalno povećanim magmatsko-konvekcijskim toko- vima (England 8z Thompson, 1984) kao rezultat granitnog plutonizma koji je dao I-granite. Postanak migmatita i S-granita slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena prostorno se i vremenski nadovezuje na navedene procese regionalnog meta- morfizma. Bogata dokumentacija eksperimentalne petrologije, dobivena na umjet- nim i prirodnim materijalima, dokazuje da vodom nezasićene granitne taljevine mogu nastati procesima ultrametamorfizma, dakle, kao nastavak procesa regional- nog metamorfizma (Mehnert, 1968; Wyllie, 1977; i drugi). Po tome se može zaključiti da je unutar metamorfnog kompleksa slavonskih planina došlo, nakon kulminacije regionalnog metamorfizma u Р-Т uvjetima amfibolitnog facijesa, u po- dručjima s povećanim geotermijskim gradijentima, do parcijalnog taljenja metape- lita i metapsamita amfibolitnog facijesa, odnosno do njihove migmatitne mobiliza- cije. Dakle, progresivnometamorfne stijene, migmatiti i S-graniti slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena predstavljaju, promatrano u cjelini, jedinstveni Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 197 geološko-petrološki kompleks, genetski međusobno povezan, koji je nastao kao rezul- tat regionalnog metamorfizma, migmatitizacije i najvećim dijelom granitnog pluto- nizma za vrijeme glavne deformacijske faze hercinskog orogenetskog ciklusa. Na ovaj dokumentirani zaključak nameće se pitanje protolita, odnosno ishodišnih stijena iz kojih su nastale progresivnometamorfne stijene, migmatiti i S-graniti. Raniji istraživači: Tajder (1957 i 1970), Raffaelli (1965) pa i Vragović (1956) iznijeli su mišljenje da se hercinski progresivnometamorfni i migmatitno-granitni kompleksi razvijaju iz semimetamorfnog (radlovačkog) kompleksa kojem su oni, na osnovi tada jedinih paleontoloških odredbi graptolita (Poljak, 1952), pripisivali predhercinsku (silursku) starost. Rezultati ove studije pokazuju da je semimeta- morfni (radlovački) kompleks metamorfoziran u uvjetima vrlo niskog metamorfizma (anhimetamorfna zona) i pri najniže mogućem stupnju niskog (grinšistnog) metamor- fizma, tako da je on, u stvari, petrogenetski komplementaran okolnom progresivno- metamorfnom kompleksu što bi išlo u prilog navedenom shvaćanju. No tome protivu- riječi nalazak vestfalske mikroflore u središnjim dijelovima semimetamorfnog (rad- lovačkog) kompleksa. S druge strane, Jamičić (1983 i 1988) smatra da stijene semimetamorfnog (radlovačkog) kompleksa leže u tektonsko-erozijskom odnosu SI. 27. Varijacije u modalnom sastavu feldspata u stijenama kristalinih kompleksa slavonskih planina; samo za kompleks 1 je prikazan normativni sastav plagioklasa 1 semimetamorfni kompleks; 2 progresivnometamorfni kompleks; 3 migmatiti; 4 S-graniti Fig. 27. Variations in feldspar compositions (modes) in rocks of the Slavonian crystalline complexes; normative plagioclase composition is presented only for the complex 1 1 semimetamorphic complex; 2 progressive metamorphic complex; 3 migmatites; 4 S-type granites 198 Jakob Pamić & Marvin Lanphere prema progresivnometamorfnom i migmatitno-granitnom kompleksu te su, na taj način, mlađe od njih. Dakle, radi se o vrlo važnom geološko-petrološkom problemu koji se ne može jednoznačno riješiti na razini danas raspoložive faktografije. Činjenica je da je semimetamorfni (radlovački) kompleks izgrađen od niskometamorfoziranih psa- mitno-pelitnih stijena koje, prema podacima eksperimentalne petrologije (Meh- nert, 1968), mogu dati visokometamorfne škriljavce, migmatite i krustalne granitne taljevine. I amfibolitne stijene progresivnometamorfnog kompleksa mogle bi se logično derivirati iz metabazita semimetamorfnog (radlovačkog) kompleksa. No to, samo za sebe, ne predstavlja pouzdan dokaz da su se stijene progresivnometamorfnog i migmatitno-granitnog kompleksa slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena zaista i razvile iz prostorno tijesno povezanih stijena semimetamorfnog (radlovačkog) kompleksa. Rješenje tog problema najviše otežava činjenica što semi- metamorfni (radlovački) kompleks nije još u cjelini stratigrafski definiran. Međusobno tijesnu genetsku povezanost progresivnometamorfnog i migmatitno- granitnog kompleksa dokazuju ne samo terenski podaci nego i bogata i raznovrsna laboratorijska dokumentacija: podaci radiometri j skih određivanja starosti, distribu- cije makroelemenata i mikroelemenata, a naročito postupne promjene u izotopnom sastavu kisika. U toj je problematici posebno interesantno pitanje karaktera kemijskih reakcija pri procesu migmatitne mobilizacije. Neki su autori kao, primjerice, Gupta i Jo- hannes (1982) mišljenja da migmatitna mobilizacija ima karakter izokemijske reakcije, što dokazuju, između ostalog, i bitnijim nemijenjanjem kemijskog sastava glinenaca. Te promjene za hercinske kristaline stijene slavonskih planina ilustrira dijagram na si. 27. Na njem se vidi da su veoma niski, ali ujednačeni sadržaji albitne komponente u K-feldspatu. S druge strane, sadržaji anortitne komponente u plagio- klasu su viši i također veoma ujednačeni u progresivnometamorfnim i migmatitnim stijenama i u većini S-granita. Kod ovih posljednjih su, istina, izražene varijacije, čak u intervalu od 7 do 38 % anortitne komponente, no one su razumljive ako se ima na umu da su pri kristalizaciji granitnih taljevina igrali dosta važnu ulogu i procesi frakcionirane kristalizacije. No u tom razmatranju karaktera kemijskih reakcija pri procesu migmatitne mobilizacije mnogo važniju ulogu može igrati distribucija elemenata u tragovina koja se dosad, bar prema raspoloživoj svjetskoj literaturi, nije uzimala u obzir pri rješavanju tog problema. U tom su pogledu veoma instruktivni prodiskutirani Harke- rovi dijagrami (si. 19.). Na njima se lijepo vidi, i pored jasnih variranja, da su srednji sadržaji velike većine analiziranih elemenata u tragovima, bez obzira na njihov stupanj mobilnosti, odnosno imobilnosti, više ili manje ujednačeni i u progresivno- metamorfoziranim stijenama i u migmatitima i u S-granitima. Izuzetek praktički predstavljaju samo Cr i Ni koji su, u pravilu, vezani za akcesorne, a ne za bitne i sporedne petrogene sastojke, tako da oni u tom pogledu nisu relevantni. Takva distribucija elemenata u tragovima može poslužiti kao dokaz da su se kemijske reakcije u sukcesiji: paragnajsovi progresivnometamorfnog kompleksa ^migmatiti-^S-graniti mogle odigrati uglavnom u zatvorenom sistemu, s tim da je na višem stupnju migmatitizacije i pri generiranju S-granitnih taljevina, a naročito pri kasnijoj mikroklinizaciji, mogla biti prinošena izvjesna količina kalijuma, a i prate- ćih elemenata u tragovima. Harkerovi dijagrami (si. 19) pokazuju da se i srednji sadržaji velike većine elemenata u tragovima iz stijena semimetamorfnog kompleksa mogu također pozi- Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 199 tivno korelirati sa stijenama iz progresivnometamorfnog i migmatitno-granitnog kompleksa. To ukazuje na mogućnost da su te semimetamorfne stijene mogle pred- stavljati protolit za stijene progresivnometamorfnog i migmatitno-granitnog kom- pleksa. No ta, kao i neke naprijed prodiskutirane činjenice (metamorfogena komple- mentarnost i postupnost promjena izotopnog sastava kisika), još uvijek ne predstav- ljaju siguran dokaz za povlačenje jednoznačnog petrogenetskog zaključka da su stijene semimetamorfnog (radlovačkog) kompleksa mogle biti protolit za stijene progresivnometamorfnog i migmatitno-granitnog kompleksa. Pouzdani zaključak će se moći donijeti tek onda kad semimetamorfni (radlovački) kompleks bude u cjelini stratigrafski definiran i kada se eventualna postupnost metamorfnih promjena bude višeznaćnije i sigurnije dokumentirala koriščenjem dosad neupotrebljavanih, a inače u tom pogledu vrlo efikasnih metoda (primjerice, promjene u stupnju kristaliniteta i fengitičnosti »bijelog tinjca« i promjene organske supstance) na sistematski uzorko- vanim, cjelovitim profilima. Konačno, navedena pozitivna korelacija u sadržaju mikroelemenata može biti i slučajna, jednako kao i naprijed spominjana metamorfo- gena komplementarnost. U ovim geološko-petrogenetskim razmatranjima vrlo je interesantna i distribu- cija elemenata iz grupe rijetkih zemalja. Prema tim podacima se stijene progresivno- metamorfnog kompleksa mogu pozitivno korelirati sa slejtovima i metapješčenja- cima iz semimetamorfnog kompleksa, ali i općenito sa proterozojskim i fanerozoj- skim sedimentnim stijenama. Zbog toga spomenuta korelacija ne može imati, sama za sebe, neke određene genetske značajke. S druge strane, migmatiti imaju slabo do umjereno izraženu Eu-anomaliju, jednako kao i stijene progresivnometamorfnog kompleksa što svakako dokazuje njihovu genetsku srodnost. Elementi iz grupe rijetkih zemalja pokazuju jako velika variranja u sadržajima i distribuciji, kako između dvije genetske grupe I i S-granita, tako i unutar svake te grupe zasebno. U genetskoj sukcesiji od metapsamita i metapelita progresivnometamorfnog kom- pleksa preko migmatita do S-granita mogu se pratiti i određene promjene u kristal- nim rešetkama biotita i muskovita, dakle, najčešćih i najkarakterističnijih feromag- nezijskih sastojaka. Dijagram na si. 28 a ilustrira promjene u sadržaju broja Si iona po jedinici formule muskovita i biotita iz paragnajsova progresivnometamorfnog kompleksa, migmatita i S-granita. Iz tih podataka proizlazi da se pri migmatitnoj mobilizaciji i generiranju S-granitnih taljevina blago smanjuje broj Si iona kod muskovita, dok se kod biotita u toj istoj petrogenetskoj sukcesiji blago povećava. Dijagram na si. 28b ilustrira promjene u sadržaju oktaedrijskog aluminijuma po jedinici formule. I na njem se lijepo ističe da se pri migmatitnoj mobilizaciji i formi- ranju S-granitnih taljevina vrijednost AlIV blago povećava kod muskovita, a sma- njuje kod biotita. Ovake fine kristalokemijske promjene mogle su se odigravati u uvjetima zatvorenog sistema. Geneza migmatita i granita, mada danas vrlo solidno potkrepljena brojnim radovima eksperimentalne petrologije, vrlo je složena tako da postoje velike dileme i u nekim osnovnim objašnjenjima i pristupima. Tako, primjerice, ni najbolji pozna- vaoci problematike migmatita još uvijek ne mogu pouzdano tvrditi da li oni nastaju parcijalnim taljenjem i/ili mobilizacijom, odnosno metamorfnim procesima u čvr- stom stanju (Mehnert & Büsch, 1982; Johannes, 1983; i drugi). Postanak krustalnih granitnih taljevina zavisi od brojnih faktora od kojih je naročito kritičan sadržaj vode (Wyllie, 1977; Hyndman, 1981; i drugi). Danas se općenito smatra da voda, koja pospješuje parcijalno taljenje metapsamita i metape- lita, potječe uglavnom od dehidriranja biotita, što je sasvim primjenljivo za slavonske 200 Jakob Pamić & Marvin Lanphere SI. 28. Količine Si-iona (a) i AlIV-iona (b) po jedinici formule muskovita i biotita I progresivnometamorfni kompleks; II migmatiti; III S-graniti; Fig. 28. Proportions of Si (a) and AlIV (b) per formula unit in muscovite and biotite I progressive metamorphic complex; II migmatites; III S-type granites Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 201 S-granite jer je u ishodišnim paragnajsovima i tinjčevim škriljavcima biotit, doduše gotovo redovito muskovitiziran, često jedini bitni femski sastojak. Iz toga proizlazi logičan zaključak da su taljevine heroinskih S-granita slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena mogle nastati između definiranih polja dehidratacije biotita i muskovita u pravcu trojne točke andaluzit-silimanit-disten (si. 29). Barovijenska mineralna parageneza okolnog progresivnometamorfnog kom- pleksa, koja nastaje pri umjerenom tlaku, upućuje na zaključak da su se i kasniji procesi taljenja metapsamita i metapelita odigravali pri tlaku od oko 6 kbara, odnosno na dubini od oko 20 km ( W i n k 1 e r, 1974) što potvrđuje i naprijed prodisku- Sl. 29. Shematizirani prikaz progresivnog metamorfizma i parcijalnog taljenja, pretežno po podacima Hyndmana (1981) Geotermijski gradijenti: 1 za kontinentalne štitove; 2 mlada kontinentalna područja; 3 područje Japana; 4 mogući tok progresivnog metamorfizma i parcijalnog taljenja Prema podacima upotrebljenih geotermometara: A - područje migmatitizacije; В - područje generiranja taljevina S-granita Trojna točka andaluzit-silimanit-disten po podacima: H - Holdavi^ay (1971); G - Green (1976); R - Richardson et al., (1969) Fig. 29. Schematic graphic presentation of progressive metamorphism and partial melting, mainly according to Hyndman (1981) Geothermal gradients: 1 continental shields; 2 young continental areas; 3 the area of Japan; 4 possible trend of progressive metamorphism and partial melting Based on data of the used geothermometres: A - the range of migmatitization; B - the range of generation of S-type granite melts Triple juncation of andalusite-silHmanite-kyanite is based on data: H- Holdaway (1971); G - Green (1976) and R - Richardson et. al., (1969) 202 Jakob Pamić & Marvin Lanphere tirani hornblendin geobarometer (Hamarstrom & Zen, 1986; Hollister et al., 1987). Pri tom tlaku se migmatitna mobilizacija, skladno naprijed prodiskutiranom Huangovom (1985) geotermometru, mogla odigravati pri temperaturi od oko 670-680° C, a generiranje S-granitnih taljevina u rasponu od 675 do 720° C. Ovaj je genetski zaključak kompatibilan i s rasploživim podacima eksperimen- talne petrologije za migmatitne stijene. Već ranije objavljeni rezultati (Platten, 1965; Winkler & Breitbart, 1978; i drugi) dokazuju da sadržaj vode predstavlja također kritičan faktor i pri postanku migmatitnih taljevina iz pelitno-psamitnih stijena. U novije je vrijeme Johannes (1983) ponavljao te eksperimente i pokazao da parcijalno taljenje započinje pri tlaku od 5 kbara na cca 650° C. Pri tome su solidusne temperature i novonastalih migmatita i ishodišnih paleosomskih paragnaj- sova praktički isti, a samo migmatitno parcijalno taljenje započinje pri vrlo niskom sadržaju vode od oko 1 % pa čak i manjem. Sadržaji vode u ishodišnim slavonskim paragnajsovima (tabela 8) mogli su biti, skladno tim eksperimentalnim podacima, sasvim dovoljni da pospješe njihovo parcijalno taljenje i na taj način dadu migma- titne taljevine. Prema tome, sva geološka, mineraloška, geokemijska i petrološka faktografija dobivena kroz ovu studiju i usklađena s podacima eksperimentalne petrologije, veoma logično objašnjava prikazanu evoluciju geološki i petrološki jedinstvenog hercinskog kristalinog kompleksa slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena. S- granitni plutonizam je sinkinematski jer je vremenski vezan, jednako kao i procesi regionalnog metamorfizma i migmatitizacije, za glavnu deformacijsku fazu u okviru hercinskog orogenetskog ciklusa. U slavonskom kristalinu dolaze, pored S-granita, i I-graniti koji se javljaju, najčešće kao manja dekametarsko-hektametarska tijela, u progresivnometamorfnom kompleksu, u njegovim dijelovima koji su metamorfozirani u PT-uvjetima amfibolit- nog facijesa. Za razliku od S-granita, I-graniti su prekinematski i vrlo je vjerojatno da su smještavani neposredno pred početak glavne deformacijske faze hercinske orogeneze što indiciraju i nešto više radiometrijske starosti, kao i navedene pojave skarnova. Dok S-graniti imaju uglavnom ujednačene petrografske karakteristike na cijelom području pojavljivanja, dotle I-graniti pokazuju jasne razlike. Naime, S-granitima sastav varira uglavnom od moncogranita do granodiorita u svim većim granitnim tijelima, a sastav I-granita se mijenja lateralno. Na Psunju su to gotovo isključivo moncograniti dok su na Krndiji pretežno granodioriti i tonaliti, koji se javljaju sasvim podređeno i na južnim padinama istočnih dijelova Papuka (okolica Velike i Kaptola). Granica između ove dvije petrografske subprovincije bila bi negdje u središnjim dijelovima Papuka. Navedena prostorna variranja u petrografiji I-granita uvjetovana su uglavnom prisustvom, odnosno odsustvom mikroklima. Naime, psunjski I-granitoidi su prvotno predstavljali granodiorite koji su naknadno, postkonsolidacijski mikroklinizirani. U krndijskim I-granitima, odnosno granodiorit-tonalitima nema uopće mikroklina, što je na prvi pogled dosta teško objasniti. Kao što se je naprijed detaljno pokazalo, mikroklin je naročito čest sastojak u prostorno mnogo zastupljeni j im migmatitima višeg stupnja migmatitizacije i u S- granitima. Vrlo je vjerojatno da je kalijum pri tim procesima mogao biti i djelomice privođen i to uglavnom za vrijeme glavnog deformacijskog akta, tako da je onda i sama mikroklinizacija bila kasnomagmatska za S-granite. No budući da su I-graniti prekinematski, to je taj isti proces mikroklinizacije za njih postmagmatski (postkon- Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 203 solidacijski), a i postkinematski kako to jasno dokazuju prikazani mikrostrukturni i mikroteksturni odnosi. Odsustvo mikroklina u krndijskim I-granitima dokazuje da K-metasomatoza, odnosno mikroklinizacija nije zahvaćala, bar ne jednakim intezitetom, cjelokupni hercinski kristalini kompleks. Ukoliko prihvatimo mišljenje da se privođenje kali- juma odvijalo samo pri višem stupnju migmatitizacije i anatektičnom taljenju, onda je odsustvo mikroklina u krndijskim I-granitima i sasvim logično jer u pozadini progresivnometamorfnog kompleksa na Krndiji, za razliku od Papuka, nema migma- tita i S-granita (si. 1). Pored brojnih naprijed navedenih razlika između slavonskih S-granita i I-granita, treba istaći da se oni, mada prostorno tijesno udruženi, jasno razlikuju po svojoj petrogenezi. S-graniti vuku svoje porijeklo od metapsamita i metapelita progresivno- metamorfnog kompleksa iz neposredne okolice koji su dali krustalne granitne talje- vine i zato imaju visok izotopni sastav kisika (+10,8 do +9,5%o) i viši primaran odnos stroncijuma (^■'Sr:®®Sr = 0,7063 i 0,7075). S druge strane, I-graniti su morali nastati iz plastnih taljevina jer imaju znatno niži izotopni sastav kisika (+8,4 do +7,5%o) i niži primaran odnos stroncijuma (®''Sr:8®Sr = 0,7040), s tim da su te taljevine mogle biti slabije kontaminirane krustalnim materijalom prilikom smještavanja. Ovi su podaci kompatibilni s geobarometrijskim proračunima koji se temelje na sadržaju Al u hornblendi. Ti su proračuni dali da su se taljevine S-granita generirale pri tlaku od oko 6 kbara, dok su taljevine I-granita nastajale pri znatno većem tlaku od oko 45-67 kbara (Hammarstrom & Zen, 1986), odnosno oko 50-75 kbara (Hollister et al., 1987). Dakle, hercinski granitni plutonizam slavonskih planina i okolne podloge Panon- skog bazena ne potječe iz istih magmatskih rezervoara. Jedne su granitne taljevine plaštnog porijekla i one su dale predkinematske I-granite, dok su druge nastale taljenjem okolnih metapsamita i metapelita hercinskog progresivnometamorfnog kompleksa u krustalnim uvjetima i one su dale sinkinematske S-granite. U općem geološko-petrološkom razmatranju hercinskog metamorfno-migma- titno-granitnog kompleksa slavonskih planina i okolne podloge šireg područja Pa- nonskog bazena nameće se i pitanje njegove paleogeografske i geodinamske evolucije u okviru razvitka cjelokupnog hercinskog kompleksa šireg područja Evrope. U po- sij ednih nekoliko godina te hercinske komplekse stijena neki autori (Matte, 1986; Leeder, 1987; i drugi) objašnjavaju u okvirima klasičnih ideja tektonike ploča, mada za to ne postoji adekvatna paleomagnetna, paleontološka i facijelna dokumen- tacija. Neugebauer (1988 i 1989) daje geodinamski moderan, no nešto modificiran, tzv. »lapetus« model po kojem i kaledonide i hercinide izvodi iz jedinstvenog orogenetskog megaciklusa, odnosno jedinstvenog lapetuskog oceana koji je razdva- jao kontinentalne mase Gondvane i Laurusije. Nakon formiranja kaledonskog kom- pleksa od lapetuskog oceana zaostaje tzv. »Variscijsko more« (dakle, ne ocean) koje se sastojalo od hrbtova i bazena, s tankom kontinentalnom korom u podlozi, uz moguće prisustvo manjih fragmenata oceanske kore. Do kompresije i konsolidacije sedimenata, odnosno nestanka lapetuskog oceana dolazi u karbonu usljed subdukcije i daljnje konvergencije kontinentalnih blokova, odnosno kretanja Gondvane u pravcu sjeverozapada. Nakon formiranja hercinida odigrava se snažna zapadna rotacija Gondvane koja dovodi do razdvajanja, odnosno do formiranja jadranske mikroploče. Mada predhercinski protolit slavonskog kristalina zasad nije pouzdano definiran, ipak je sasvim sigurno da hercinski progresivnometamorfni kompleks s migmatitima 204 Jakob Pamić & Marvin Lanphere i S-granitima vuče svoje porijeklo iz primarnih psamitno-pelitnih sedimenata koji su se mogli taložiti u nekom prikontinentalnom okolišu, odnosno u uvjetima hrbtova i bazena unutar pretpostavljenog lapetuskog mora. Simultano s klastičnom sedimen- tacijom odigravala se vrlo jaka magmatska aktivnost koja je dala bazaltoidne stijene- dijabaze i gabre. Geokemijski se ti baziti mogu pozitivno korelirati s recentnim oceanskim toleitima, kako to indiciraju ortoamfibolitne stijene iz progresivnometa- morfnog kompleksa. U ovom posljednjem dolaze, doduše znatno podredenije od amfibolita, i manja tijela serpentiniziranih ultramafita koja su, bar prema raspoloži- vim radiometrijskim podacima (Pamić, 1988a), morala biti smještena kao frag- menti oceanske kore prije glavnog hercinskog kinematskog dogadaja. Dakle, dijabaze i gabre (sada su to ortoamfiboliti) toleitnog karaktera, zajedno sa serpentiniziranim tektonitskim ultramaiitima, možemo shvatiti kao »ofiolitno trojstvo« (u smislu Stein- manna), odnosno kao ofiolitni kompleks. U ovakvu se interpretaciju uklapaju i na- prijed detaljno prodiskutirani geokemijski podaci o distribuciji makroelemenata i nekih imobilnih mikroelemenata po kojima se hercinski granitni magmatizam slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena mogao odigravati u geotek- tonskom režimu koji se može pozitivno korelirati sa strukturama recentnih otočnih (magmatskih) lukova, odnosno subdukcijskih i kolizijskih zona. Ova se interpretacija ne treba shvatiti kao dokazivanje valjanosti i neke univerzalne upotrebljivosti modernih ideja o tektonici ploča, već više kao dokumentacija jednog novog, mogućeg pristupa u razmatranju naših heroinskih kristalinih kompleksa. Taj pristup pokazuje da se geodinamska evolucija hercinskog kristalinog kompleksa slavonskih planina i okolne podloge Panonskog bazena može promatrati šire u okviru globalnog pale- ogeografskog i geodinamskog razvoja cjelokupnog hercinskog kompleksa Evrope pa i šire. Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija, and The Surrounding Basement of The Pannonian Basin in Slavonija (Northern Croatia, Yugoslavia) INTRODUCTION Hercynian granitoids, migmatites, and metamorphic rocks make up most of the Slavonian Mountains: Psunj, Papuk, and Krndija (Fig. 1) and they are penetrated by numerous oil wells in the surrounding basement of the Pannonian Basin (Fig. 2). Numerous papers have been published on crystalline rocks from different parts of these mountains. Kišpatić (1891,1892,1910 and 1910a) gave the first pétrographie data and identified chloritoid, garnet, staurolite, sillimanite, and kyanite in the metamorphic rocks. Koch (1908, 1919 and 1924) and Poljak (1912, 1934, 1939 and 1952) mapped this area and reported the first geological information. Raffaelli (1965) studied a Barrovian-type metamorphic sequence from the southwestern parts of Papuk Mt. in which he found distinct zonation: chlorite-^biotite-^garnet^staurolite-^sillimanite. Most recently, Pamić et al., (1988) also found andalusite in this sequence. Vragović (1965) described in detail varieties of migmatites and granites from the central parts of Papuk Mt. Marci (1973) studied granitoids from Psunj Mt. which are also associated with intermediate. Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija... 205 basic, and even ultramafic rocks (Pamić et. al., 1984, 1984a and 1988a). Pamić (1986 and 1986 a) made the distinction between I-type and S-type granitoids from the Slavonian Mountains and studied crystalline rocks from the surrounding basement of the Pannonian Basin. D ele on (1969) gave the first Sr model ages for migmatites from Mt. Papuk and these indicated a Hercynian age. Most recently, Pamić et al., (1988) published about 40 K-Ar and Rb-Sr ages on different crystalline rocks from Mts. Papuk, Krndija, and Psunj and the surrounding basement of the Pannonian Basin. Jamičić (1983 and 1988) and coworkers made a modern geological map of the Slavonian Mountains. Based on structural analysis, he suggested that the progres- sively metamorphosed complex belongs to the Baikalian orogeny, migmatites with anatectic granites belong to the Caledonian orogeny, and semimetamorphic rocks belong to the Hercynian orogeny. The aim of this paper is to present mineralogy, geochemistry, and petrology of Hercynian metamorphic rocks, migmatites, S-type granitoids, and I-type granitoids for the entire Slavonian Mountains including the surrounding basement of the Pannonian Basin. The study is based on field data and analytical results obtained by different laboratory techniques: pétrographie microscopy, major and trace elements analyses including REE, radiometric age determinations, and stable isotope determi- nations. The samples for detailed laboratory analyses were selected on the basis of microscopic determinations of about 3.100 thin sections. Most of the analytical work was carried out in laboratories of the US Geological Survey, Menlo Park and Institute of Geology, Zagreb. Most of microprobe analyses was performed by J. Desmons, Nancy. This research was financially supported by INA - Naftaplin, Zagreb and Yugos- lav-American cooperation project (the contract JFP 603). BASIC GEOLOGICAL DATA Five main groups of crystalline rocks can be separated in the Slavonian Moun- tains and the surrounding basement of the Pannonian Basin: 1 the weakly metamorphosed (semimetamorphic) complex; 2 the progressively metamorphosed complex; 3 migmatites; 4 S-type granites, and 5 I-type granites (Figs. 1 and 2). Stratigraphy The semimetamorphic complex in the central parts of Mts. Psunj and Papuk (Fig. 1) consists mostly of slates and schistose metasandstones with subordinate phyllites, quartzites, and schistose metaconglomerates. The lower and middle parts of the complex are intruded by sills of metadiabase and ophitic metagabbro up to 100 m thick. Stratigraphy of the semimetamorphic complex has not yet been reliably deter- mined. Poljak (1952) described Silurian graptolites, but this identification was subsequently questioned and these were determined to be »flood casts« (Brkić & Šikić, 1975). Simultaneously Brkić et al., (1974) found Westphalian microflora and based on these data and field relations, Jamičić (1983 and 1988) concluded that the semimetamorphic complex contain rocks ranging from Upper Devonian to Upper 206 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Permian in age. K-Ar measurements, on a clinopyroxene monomineralic concentrate from an ophitic metagabbro, which intrudes the semimetamorphic rocks, gave an age of 318.16 Ma (Pamić et al., 1988). Similar semimetamorphic complexes in some Paleozoic terrains of the Alpine-Mediterranean belt, for example in the Carpathians, are commonly older than the associated Hercynian higher-grade metamorphic com- plexes and granitoids (Flügel et al., 1987). The progressively metamorphosed complex is made up mostly of paragneisses and mica schists interlayered commonly with amphibolites and rarely with marbles. The lower-grade parts of the complex consist mainly of varieties of greenschist, phyllite, and quartz-muscovite schist. These are the most widespread crystalline rocks both on the surface and in the surrounding besement of the Pannonian Basin (Figs. 1 and 2, Table 1). K-Ar ages obtained mostly on hornblende monomineralic concentrates from amphibolites, gave three groups of ages. Most of the ages fall between 352.6 and 376.4 Ma whereas Rb-Sr measurements gave an isochron age of 317 Ma. A second group of samples gave ages between 262.3 and 219.7 Ma; these probably are reset ages caused by loss of radiogenic Ar by subsequent heating. The third group of amphibolites (4 samples) gave K-Ar ages between 421.7 and 658.0 Ma. Migmatites and S-type granites can be traced along strike for about 40 km (Fig. 1) and are found in numerous oil wells (Fig. 2 and Table 1). The S-type granites make up the large Ravna Gora-Pakra pluton (lOOkm^) and two smaller plutons: Šandrovac (40km2) and Zvečevo (20km2); foliation in the surrounding migmatites is conformable with the bounderies of plutons. There are also numerous small S-type granite veins interlayered with or intruding migmatites. Relations of S-type granites, diorites, migmatites, and rocks of the progressively metamorphosed complex are presented in Fig. 3. Radiometric age measurements were carried out on about 20 samples of various migmatites, granitoids and pegmatites. K-Ar determinations on muscovite, biotite, and hornblende monomineralic concentrates gave ages ranging from 272 and 336 Ma, but most are between 324 and 336 Ma. Rb-Sr measurements on 4 whole-rock samples of granitoids from outcrops gave an isochron age of 314 Ma. A Sr-evolution diagram on 4 whole-rock samples of migmatites and S-type granitoids from oil wells gave an isochron age of 317 Ma (Pamić et al., 1988). Consequently, all radiometric data indicate that migmatites and S-type granites were generated during the Hercynian orogeny. I-type granites occur in amphibolite facies schists of the progressively metamor- phosed complex, commonly in the form of small sills up to 100-200 m thick. The largest granitic body at Omanovac is a stock which covers a surface area of about 30km2 ђи^ extends further to the west in the basement of Neogene sediments of the Pannonian Basin (Fig. 1). In I-type granite bodies occur also intermediate and basic igneous rocks. Several ultramafic bodies, up to 1.300 m long, are conformable to foliation in progressively metamorphosed rocks as well. The ultramafic rocks must have intruded the progressively metamorphosed complex before the main Hercynian deformational event (Pamić, 1988a). Radiometric determinations carried out on granitoids gave two groups of ages. K- Ar measurements on hornblende, biotite, and muscovite monomineralic concentrates gave ages ranging from 338.9 to 321.5 Ma. Sr-evolution diagram obtained on whole- rock samples gave an isochron age of 314 Ma. A second group of granitoids gave K- Ar mineral ages between 223.3 and 93.5 Ma. The samples with the younger ages are Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija... 207 from the southwesternmost part of Mt. Psunj which is not far from the River Sava along which the Alpine magmatic arc was presumed to exists (Pamić, 1987a). Therefore these younger ages probably indicate reset Hercynian ages due to Ar loss caused by the presence of Alpine granite plutonism. Contact metemorphosed calc-silicate rocks are found only in the area of Kišel- jevac-on the southern slopes of Mt. Papuk (Fig. 2). The rocks make up a zone 70-80m wide which is developed between an I-type granite body and adjacent marbles. Basic Tectonic Data The Hercynian crystalline complex of the Slavonian Mountains is located in the southern part of the Pannonian Basin within the Prealpine structural unit ( H e r a k et al., 1990). Different opinions on the geotectonic setting of this part of the Pannonian Basin are presented elsewhere (Pamić, 1986). The crystalline complex of the Slavonian Mountains was tectonicaly emplaced in the Pannonian Basin. Uplift of the complex is related to Tertiary evolution of the Pannonian Basin (Royden et al., 1983) and began before deposition of Badenian sediments. But the main phase of the uplift, with amplitude larger than 1.000 m, took place during the Pliocene and Quaternary. The southern marginal fault of the Drava Depression and the northern marginal fault of the Sava Depression must have played important roles in the tectonic emplacement of crystalline rocks of the Slavonian Mountains. The crystalline complex was tectonicaly disturbed during and after its emplace- ment but nevertheless it has partly preserved its regular zoned pattern (Fig. 1). Granitic plutons, located in the central parts of Papuk Mt., are symmetricaly enveloped both from the northeastern and southwestern sides by zones of migmatites which, in turn, grade into two zones of progressively metamorphosed rocks. Rocks of the progressively metamorphosed complex are isoclinally folded but with distinct differences in fold vergence, which is directed toward the north and northeast in the southern progressively metamorphosed zone and toward the south and southeast in the northern zone (Jamičić, 1988). Consequently, granite masses of the central part of Papuk Mt. (Fig. 4) make up the central parts of a large syncline whose southwestern flank is better preserved than the northeastern one. The syncline shows a regularity in the degree of progressive metamorphism and prograde mig- matitization which gradually increase in the northern direction in the southern flank and toward the south in the northern flank as illustrated by local columnar sections in Fig. 6. Deformation, Metamorphism, and Magmatism Based only on data from structural analysis, Jamičić (1983 and 1988) separated six deformational phases in the Slavonian Mountains; the crystalline complexes were affected by the oldest three phases. He believed that the semimetamorphic complex (III Sf), whose reliable age is still questionable, was deformed during the Hercynian orogeny; the complex of migmatites and S-granites (II Sf) was first deformed during a Caledonian tectonic event. This was accompanied by strong rétrogradation of rocks of the progressively metamorphosed complex (I Sf) which were first deformed and regionally metamorphosed during the Baikalian orogeny. 208 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Putting together J a m i č i ć ' s structural data and the available isotopie data, the evolution of the Slavonian crystalline complexes can be interpreted in a more realistic way. Most of radiometric data indicate that the main phase of metamorph- ism, which gave the progressively metamorphosed complex, took place during the Hercynian orogeny and it was accompanied by the first phase of deformation. The radiometric data also indicate that both migmatitization and S-granite magmatism took place during the Hercynian orogeny in the areas of increased geothermal gradients which were affected by the second phase of deformation. If one excludes the possible effects of an older orogenic phase, than the deformational and metamor- phic processes which affected the semimetamorphic complex can be also ascribed to the Hercynian orogeny but in a different stress area. Based on radiometric data and relation to the Hercynian deformation, the follow- ing groups of granites can be distinguished: 1 I-type granites are probably prekinema- tic and they were strongly cataclazed and retrograded during the main deformational event. Their prekinematic character is indicated by the occurrence of calc-silicate rocks (skarns) in places where they intrude recrystallized limestones and marbles of the progressively metamorphosed complex as well as by slightly higher isotopie ages. 2 S-type granites are synkinematic what is supported by the following facts: a) close spatial connection with migmatites with which they were together deformed; b) synform relation of foliation in granites, migmatites, and rocks of the progressively metamorphosed complex, and c) penecontemporaneous Hercynian isotopie ages both of migmatites and S-type granites. 3 Subordinate late kinematic or postkinematic granites which occur in the highest-grade rocks of the progressively metamorphosed sequence grading into lower-grade migmatites. As distinguished from synkinematic S-type granites, the late kinematic granites make up small magmatic bodies com- monly a few tens of metres thick. As distinguished from I-type granites, the small late kinematic bodies are never cataclazed and retrograded. The position of the semimetamorphic complex has not yet been reliably solved because of its unsufficiently defined stratigraphy and unknown relationship with the adjacent progressive metamorphic complex. PETROLOGY The Semimetamorphic Complex with Metadiabases Predominant slates, grayish, greenish, and reddish in colour, are blastosiltic to blastopelitic in texture. They have distinct cleavage and foliation. The mineral paragenesis comprises: quartz, »white mica« with subordinate chlorite, and sodic plagioclase. The »white mica« is commonly sericite, but in some slates paragonite and pyrophyllite were also identified by X-ray (Slovenec, 1986). Accessory con- stituents are opaque mineral(s), zircon, and hematite (in reddish varieties). Subordinate phyllites have the same mineral composition as slates but have better defined fabric shown in modal and compositional layering which is frequently microfolded and cleavaged with kink-bending. Schistose metapsammites, represented mostly by grayish and greenish metagray- wackes, are very common. They are foliated and blastopsammitic in texture, with grain size from 0.2 to 0.5 mm. Detrital constituents are weakly recrystallized quartz, Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija... 209 subordinate sodio plagioclase, orthoclase, and rock fragments (mostly quartzite and igneous rocks). Mesostasis is made up of sericite and quartz. There are also silverish, coarser-grained schistose metasandstones with grains up to 2 mm in size and with increased quantity of detrital and mesostasis muscovite. Quarzites are scarce; they are granoblastic and contain quartz with scarce sodio plagioclase, orthoclase, micropethite, muscovite, and chlorite. Accessory constituents of metapsammites are metallic mineral(s), titanite, coizite, zircon, and tourmaline. Reddish metaconglomerates, which occur rarely, contain well rounded pebbles of quartz and subordinate granites and weathered schists. Detrital mineral constituents are quartz, subordinate sodio plagioclase and muscovite, and scarce orthoclase. Mesostasis consists of recrystallized quartz, sericite, chlorite, and hematite. Metabasic igneous rocks occur as sills, a few metre to hundred metre thick. They are ophitic in texture with the size of grains from 0,5 mm in chilled margins to 2-3 mm (metadiabase) and up to 10 mm (ophitic metagabbro). The sills are massive in structure but in marginal parts of some sills they grade into schistose metadiabases and orthogreenschists (Fig. 5). The mineral paragenesis comprises plagioclase, transformed into fine-grained aggregate of muscovite and clinozoisite, and clinopyroxene with secondary uralite, chlorite, and epidote. Nests and irregular aggregates of pumpellyite and chlorite are common. Accessory minerals are titanite and apatite. Metabasic igneous rocks are characteristically veined by quartz with rare calcite and scarce albite, chlorite, and clinozoisite (epidote). Metamorphic grade of the semimetamorphic complex has not been systematically studied. The presence of pyrophyllite indicates that some parts of the complex were metamorphosed under P-T conditions of very low-grade metamorphism (Frey, 1986). However, bo values of »white mica«, separated from some slates and phyllites, are characteristicaly higher than 9.000 Â (the average value is 9.002 Â) indicating that these rocks were metamorphosed under the lowest intermediate pressure of the greenschists facies (Sassi & Scolari, 1974 and Guidotti & Sassi, 1986). The Progressively Metamorphosed Complex The Hercynian progressively metamorphosed complex includes various rocks which were generated under P-T conditions of greenschist and amphibolite facies. Mineral Paragenesis Mineral paragenesis of these rocks comprises quartz and feldspars as salic major minerals. Plagioclase composition is Ans in the chlorite zone, Anis in the biotite zone, АП22.6-23.2 in the staurolite zone, and АП32.2 in amphibolites. Orthoclase, which coexists with oligoclase in the staurolite zone, contains 5-7 per cent of albite admixture (ans. PI and Or, Table 2). Major mafic minerals are muscovite, biotite, chlorite, talc, chloritoid, clinozoisite {epidote), hornblende, garnet, and staurolite. The chemical compositions of musco- vite, biotite, hornblende, garnet, and staurolite are presented in Table 2 (ans. Ms, Bi, Ho, Gr, and St). 210 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Alumino-silicates are represented by andalusite, sillimanite, and kyanite. The andalusite occurs as small or large poikiloblasts (Figs. 2 and 3, Plate 4) up to 2-3 cm long. It is commonly slightly to completely replaced by muscovite and margarite. Sillimanite occurs commonly as fibrolite and rarely as a single crystal (Fig. 4, Plate 4). Kyanite, w^hich is more common in mica schists than in paragneisses, occurs in prismatic and platy crystals (Figs. 5 and 6, Plate 4). Accessory constituents are metallic mineral(s), apatite, zircon, garnet v^ith subor- dinate titanite, tourmaline, coizite, and rutile. Petrography Higher grade (mainly amphibolite facies) rocks are represented by paragneiss, mica schist, amphibolite v^ith subordinate marble whereas the lower grade (greenschist facies) ones by phyllite, varieties of quartz schist, and greenschist. Paragneisses, the most common rocks, are lepidogranoblastic and lepidoblastic, and rarely porphyroblastic in texture. They have modal, compositional, and granulometrie layering with distinct foliation within layers. They frequently show microfolds and in some places are cataclastic. Gneisses occur initially within the biotite zone but are widespred in the staurolite and alumina-silicate zones. The gneisses are mostly two-micas gneisses whereas hornblende-biotite gneisses are quite scarce. In places where strongly cataclastic, paragneisses are commoly phyllonitized to various degrees. Mica schists commonly are interlayered with the more abundant gneisses. The mica schist are also mostly lepidogranoblastic and lepidoblastic, and rarely porphy- roblastic in texture. They have compositional and modal layering with foliation. The schists are commonly biotite-quartz schists with subordinate muscovite. Depending on the metamorphic zone in which they occur, the mineral paragenesis includes garnet, staurolite, andalusite, sillimanite, and kyanite in addition to biotite, muscovite and quartz. The critical metamorphic minerals are more common in mica schist than in paragneisse. Amphibolites occur as interlayers, a few centimetre to 20 m thick, in paragneisses and mica schists. The amphibolites have commonly fine-grained nematogranoblastic, lepidogranoblastic, and relict ophitic texture and parallel structure due to foliation and lineation. Varieties with compositional and modal layering are scarce. Mineral paragenesis includes predominant plagioclase and hornblende with sub- ordinate biotite, garnet, epidote, and quartz. Monomineralic hornblende schists are scarce. Cataclastic amphibolites, found along fault zones, are also phyllonitized to various degrees. Data from detailed geochemical research suggest that amphibolites were produced from basic igneous rocks (Pamić & Marci, 1990). Marbles occur rarely as interlayers, up to a few ten metres thick, in paragneisses and mica schists in the staurolite and kyanite zones. The marbles are granoblastic in texture with the grain size up to 1 mm. They consists of calcite and accessory opaque mineral(s), and rare apatite and zircon. In some places, the marbles are interlayered with thin mica schists and paragneiss beds. Greenschists are very common. In some areas, like most of Psunj Mt., the schists are not mapped separately from predominant amphibolite facies schists. In some Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija... 211 other parts, as in the southwestern part of Mt. Papuk and the northern parts of Mt. Krndija, they are mapped as individual zones (Jamičić, 1988). Petrographically, three main groups of greenschist rocks can be distinguished: 1 Greenschists (s. str.), which grade into varieties of quartz schists, are the most common low-grade rocks. They are lepidogranoblastic but commonly with relict blastopsammitic texture; the grain size is mainly from 0.05 to 0.5 mm. The schists have modal layering with foliation which frequently shows microfolds, cleavage, and crenulations. Mineral paragenesis includes quartz, chlorite, and muscovite with subordinate feldspar (commonly albite) and clinozoisite, and in the higher-grade parts epidote, garnet, and biotite. These minerals combine in different ways and proportions and give different varieties of greenschists. By the increasing proportions of quartz, they grade into varieties of quartz schists. Talc-chlorite schists to date were found only in the eastern parts of Mt. Psunj (Šćavničar & Šinkovec, 1963). Figs. 5 to 8, Plate 3 illustrate varieties of greenschists. 2 Phyllites commonly alternate with greenschists. The phyllites are blastosiltic to lepidoblastic in texture with compositional and modal layering, and foliation. They in many places show microfolds and cleavage with the foliation transposed along the cleveage planes (Figs. 1 to 4, Plate 3). Mineral paragenesis includes predominant quartz and »white mica« (most com- monly muscovite), subordinate feldspar and chlorite, and accessory opaque miner- als) and rare zircon. 3 Chloritoid schists comprise metapelites and metapsammites which contain chloritoid as major or subordinate mineral. As a rule, the schists occur along contact areas of the semimetamorphic complex and lower-grade parts of the progressively metamorphosed complex and their mutual relationship to date has not been reliably solved. Chloritoid phyllites and schistose chloritod metasandstones are the most common rocks. Chloritoid schists and particularly chloritoid phyllites characteristically show microfolds with the foliation transposed along microfold axial planes. Automorphic chloritoid porphyroblasts have a distinct postkinematic character. Zonality of The Progressively Metamorphosed Complex Raffaelli (1965) first found that the progressive metamorphic complex from the southwestern parts of Mt. Papuk in Ravna Gora is distinctly zoned as shown in the following succession going towards the north: chlorite ^ biotite garnet staurolite sillimanite. Most recently, Pamić et al., (1988) found also andalusite in the highest grade parts of the complex grading into migmatites. Several profiles have been studied in detail and they are presented as columnar sections (Fig. 6 - A to E). The Koturić potok column (A) contains »locus typicus« where Raffaelli (1965) recognized the zonation of the progressively metamorphosed complex. Here, the chlorite, biotite, garnet, staurolite, andalusite, and sillimanite zones are developed. In the highest grade paragneisses, which are partly migmatitized, sillimanite also occurs. 212 Jakob Pamić & Marvin Lanphere This profile is located in the southwesternmost parts of Mt. Papuk. Rocks with the same critical metamorphic minerals occur also in the adjacent Mt. Psunj; however, detailed profiles to date have not been studied there. The Šamanovica - Mijači column (B) comprises varieties of greenschist and quartz schist of the chlorite zone which are pervasively folded, crenulated and cleavaged. These schists are overlain by mica schists of the biotite zone and gneisses of the garnet and staurolite zones. Here, the highest grade rocks containing alumino- silicates are not well exposed. Both profiles are located in the southern progressively metamorphosed zone, i.e. in the southern flank of the Papuk synform where the metamorphic and migmatitic progression is north-directed. The Budanica - Vojlovica column (C) illustrates south-trending metamorphic and migmatitic progression in the northern flank of the Papuk folded structure. Here, the biotite, garnet, staurolite, kyanite, and sillimanite zones are successively developed going toward the south. Gneisses of the staurolite zone are in many places interlay- ered with amphibolites whereas the highest grade gneisses are intruded by small bodies, a few metre thick, of late kinematic granites. The Kutjevačka rijeka column (D) is located in the eastern parts of the southern progressively metamorphosed zone in the adjacent area of Mts. Papuk and Krndija. Here, the complete progressively metamorphosed sequence from the chlorite to kyanite-sillimanite zones is developed. Chloritoid schists are underlain by phyllites and quartzites and overlain by muscovite-clinozoisite-chlorite-quartz schists, i.e. chloritoid schists occur within the chlorite zone. The Krndija Mt. column (E) is also located in the southern zone of the progressi- vely metamorphosed complex but in the easternmost parts of the area under rese- arch. Here mica schists and gneisses of the biotite, garnet, staurolite, and kyanite zones are developed. Amphibolite interlayers, together with rare marble bodies, are very common within the staurolite zone. As contrasted from the central and western parts of the southern progressively metamorphosed zone, the progression in Kutjevačka rijeka and in Krndija Mt. is south-directed which is hard to explain. Metamorphic Conditions, Geothermometry and Geobarometry Microstructural data obtained on thin sections indicate that quartz + albite + muscovite + chlorite + clinozoisite + garnet + biotite in low-grade metamorphic rocks were produced by synkinematic crystallization which gave the first schistosity (Si); this schistosity is frequently crenulated. The second schistosity (S2) is marked by second-generation biotite developed by its transposition along microfold axial planes (Figs. 4 and 5, Plate 3). Medium-grade metamorphic rocks are completely recrystallized so that primary relict schistosity is marked by preferred orientation of minute inclusions in porphy- roblasts. Synkinematic quartz + plagioclase + muscovite + biotite define the main schistosity; garnet was crystallized partly during and partly after the main crystalliz- tion phase. Staurolite, andalusite, and kyanite were generated after the main defor- mational event but before its crenulation. Andalusite and kyanite are younger than staurolite but older than sillimanite. The presence of all three AI2SÌO5 polymorphs is a peculiar feature of the Hercynian Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija... 213 progressively metamorphosed complex of the Slavonian Mountains. Putting aside the highest grade zones, the complex has all features of a Barrovian-type sequence v^^hich originated under low geothermal gradients. The regularity of the Barrovian-type sequence is in some places disturbed in the highest grade zones by the appearance of andalusite which crystallized instead of kyanite due to increased heat flow probably brought about by granite plutonism (England & Thompson, 1984; Hart & Dempster, 1987). Migmatites The Hercynian migmatitic complex, which crops out only in Mt. Papuk, developed gradually from the adjacent progressively metamorphosed complex (Raffaelli, 1965). The degree of migmatitization increases towards the south on the northern flank of the Papuk syncline and towards the north on its southern flank (Fig. 1). Varieties of migmatites occur in numerous oil wells in the basement of the Pannonian Basin (Fig. 2 and Table 1). Mineral Paragenesis The mineral paragenesis of migmatites comprises quartz and feldspars, as the predominant leucosome minerals, micas with subordinate hornblende and garnet, as the major melanosome constituents, and various secondary and accessory minerals. Plagioclase, which occurs as porphyroblasts and in fine grains, shows little chemical variation (Table 3). It is mostly oligoclase (АП19.8-23.1) and rarely albite. Orthoclase is subordinate; it contains 5-6 per cent of albite admixture. Microcline, which is as common as plagioclase, also occurs frequently as porphyroblasts with poikilitic inclusions of quartz, plagioclase, orthoclase, and biotite (Figs. 5, 6 and 7, Plate 6) and as small grains. In some migmatites, two microcline generations can be distinguished. Microcline contains commonly about 5 per cent of albite admixture (Table 3). Microperthite is a subordinate mineral; its plagioclase lamellae are oligoc- lase - Ani5.2-i6.9 Pegmatitic and myrmekitic intergrowths of alkali feldspar and quartz are also present (Fig. 4, Plate 6). Biotite is the most common femic mineral. Based on chemical composition and Fe:Mg ratio, it generally is ferruginous biotite with some gradation into magnesian varieties. 2Mi biotite polytype is more common than complex biotite polytypes. Biotite is frequently altered to muscovite and chlorite; the secondary chlorite has the same Fe:Mg ratio as primary biotite (ans. Bi and Ch, Table 3). Muscovite, which develops after biotite, is a subordinate mineral (Figs. 2 and 6, Plate 6). Based on chemical composition (ans. Ms, Table 3), muscovite belongs mostly to Ti-varieties (Fig. 7, Anderson & Rowley, 1981). Hornblende and garnet are subordinate constituents of melanosomes and paleosomes. Chemical analyses (ans. Gri, Table 3) show that garnet is enriched in pyrope and spessartite. Zircon and apatite are the most common accessory minerals (Figs. 1, 2, and 3, Plate 6); metallic mineral(s), coizite, garnet, and titanite are subordinate whereas rutile, tourmaline, and orthite are rare. 214 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Paleosomes (Mesosomes) and Neosomes Migmatites on Mt. Papuk are characterized, as all migmatites elsewhere (Mehnert, 1968), by variable quantities of paleosomes or mesosomes (Johannes, 1983 a) and neosomes represented predominatly by leucosomes and subordinate melanosomes. Paleosomes (mesosomes) are represented mostly by paragneisses which show variations in texture, structure, mineral and modal composition that reflect different features. The paleosomes are maximally recrystallized rocks commonly charac- terized by a distinct foliation (Fig. 3, Plate 5). Mesosome layers, a few millimetres to a few centimetres thick, are commonly equigranular and medium-grained (1-2 mm). Mineral and chemical compositions of paleosomes vary from layer to layer. Based on the ratio of plagioclase to K-feldspar, the paleosomes vary from tonalité through predominant granodiorite to monzogranite. The plagioclase of paleosome is oligoc- lase - Апго.7-25.0 (ans. PI, Table 2). The presence of garnet, kyanite, and sillimanite indicates that migmatitization is closely connected with regional metamorphism. Leucosomes, if not deformed and cataclastic, occur as lenses or more commonly as layers which are a few millimetres to a few centimetres thick. The leucosomes are xenomorphic and coarser-grained (mostly 3-4 mm, but also 5-6 mm and even more than 10 mm) than paragneissic paleosomes. »Augens« of flaser-migmatites are min- eral aggregates with grains 3 to 4 mm in size. Paleosomes are commonly massive in structure. Quartz and feldspars are major minerals. K-feldspar in low-grade migmatites is orthoclase and in high-grade migmatites is microcline. Plagioclase of leucosomes is mostly oligoclase (Anig.8-23.1), but albite and microperthite are also present (ans. PI and Pm, Table 3). Melanosomes occur commonly as very thin films along contacts between leucosomes and paleosomes. Biotite, coarser than in paleosomes, is the most common mineral of melanosomes whereas green hornblende, quartz, and feldspar are much less abundant. Melanosomes characteristicaly contain greater quantities of accessory minerals. Garnet, titanite, zircon, apatite, and metallic mineral(s) are most common and some of them approach the abundance of major minerals. Tourmaline, zoisite, rutile, and orthite are much more rare. Melanosomes are mainly foliated and the foliation both of melanosomes and paleosomes is conformable. Irregular nebulitic aggregates, mainly of biotite, are much more rare. Petrography Low-grade migmatites (metatexites) contain more paragneissic paleosomes than neosomes. Gradational changes from primary paragneisses to the migmatites con- taining about 20 per cent of leucosomes are illustrated by Figs. 1,2,3,4, and 5, Plate 1 and Figs. 3, 4, 5, 6, and 7, Plate 5. The gradation can be followed from the highest grade paragneisses into migmatitic zones. Metatexites commonly do not contain microcline. Higher-grade migmatites consist mostly of neosomes and they have more distinct stromatic structures which are commonly deformed. Two main kinds of leucosomes can be distinguished in these migmatites. 1) Quartz-rich leucosomes with little Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija... 215 microcline or plagioclase. 2) Coarser-grained granodioritic to monzogranitic leucosomes with large quantities of plagioclase and microcline (Fig. 7, Plate 6). Structural varieties of migmatites. Metatexitic, stromatic, and porphyroblastic- stromatic migmatites, which generally are folded, are common. The folded mig- matites are frequently cataclastic and grade into flaser-migmatites which are the most common structural varieties of migmatites (Figs. 5, 6, 7, and 8, Plate 6). Much less abundant are nebulitic migmatites, agmatites, and ptygmatic migmatites. Diatexitic migmatites, which are similar to neighbouring granodiorites and monzog- ranites, are also very common. Varieties of all these migmatites are presented on Figs. 1 to 8, Plate 1; Figs. 1 to 8, Plate 2. Pétrographie classification is based on their mesonormative composition (Streckeisen & Le Maitre, 1979). A mesonormative diagram (Fig. 10) illus- trates that most of migmatites fall into the fields of granodiorites and monzogranites. S-Type Granites and Associated Intermediate Rocks Granitoid plutons and smaller bodies within the migmatitic complex are made up mainly of S-type granites and subordinate intermediate rocks. These rocks were also penetrated by numerous oil wells in the basement of the Pannonian Basin (Table 1). Mineral Paragenesis Quartz occurs as single grains, fine-grained aggregates, and differently shaped exsolution inclusions in feldspars (Fig. 6, Plate 7; Figs. 3 and 4, Plate 8). Feldspars are represented by different varieties but the most common is plagioc- lase. In intermediate rocks, it is andesine (Апз7.з_4з.9) which is rarely slightly zoned. In granitoid rocks, it is oligoclase (Ап1б.8-25.б); in rare zoned grains (Fig. 5, Plate 8), composition varies: АП25.2-33.5 and АП20.2-32.6 going from the center to margin of grains. Some leucocratic granitoids contain sodic oligoclase which grades into albite - Ani.8-9.4 (ans. PI, Table 4). K-feldspar is represented for the most part by late kinematic and metasomatic microcline (Figs. 3 and 4, Plate 8). Its chemical composi- tion is fairly uniform as in subordinate orthoclase (ans. Mi and Or, Table 4). Microperthite and myrmekitic quartz-feldspar intergrowths (Figs. 2, 3, and 4, Plate 8) are much less abundant. Their chemical composition is also presented in Table 4 (ans. Pm and Mim). Biotite, the most common femic mineral, is fresh or chloritized and altered to muscovite in various degrees (Figs. 3, 6, 7, and 8, Plate 8; Figs. 2, 7, and 8, Plate 8). Chemical composition of biotites (ans. Bi, Table 4) shows that they are strongly enriched in Ti and that they fall in the central parts of the esthonite-phlogopite- annite-siderophyllite diagram (Fig. 8a). As contrasted from biotite in migmatites, biotite from S-type granite is represented mostly by complex polytypes and 2Mi polytype whereas IM and 3T polytype are rare. Secondary chlorite (ans. Ch, Table 4) is transitional between diabantite and picnochlorite and its Fe: Mg ratio is similar to that of primary biotite. The secondary chlorite is in some specimens accompanied by epidote. Muscovite is secondary after biotite (Figs. 3, 4, 6, 7, and 8, Plate 7), but some coarser grains might be of primary origin. The muscovite is enriched in AI2O3 (32 to 216 Jakob Pamić & Marvin Lanphere 35 per cent) and differs in chemical composition from muscovite of migmatites (ans. Ms, Table 4 and Fig. 8b). Hornblende, present mostly in intermediate rocks (Fig. 6, Plate 8), is green hornblende and, based on chemical composition (ans. Ho,Table 4), is ferro-edenitic hornblende (Rock & Leak, 1984). Accessory minerals are apatite and zircon with subordinate clinozoisite, rutile, and garnet, and rare titanite, tourmaline, and orthite. Petrography Texture of S-type granites is commonly xenomorphic, medium-grained (1 to 3 mm) to coarse-grained (5-6 mm); porphyroid varieties are subordinate, and poikili- tic phenocrysts are postkinematic (Fig. 1, Plate 8). Structure is mostly massive whereas foliated varieties are rare. Biotite and secondary muscovite are commonly found in nest-like nebulitic aggregates which are similar to lensoid mica agglomerations in migmatites (Fig. 1, Plate 7). The micaceous aggregates might represent autoliths, i.e. restitic material (Vernon, 1983). Cataclastic and mylonitic effects can be noticed more easily on outcrops than in thin sections. Strongly cataclastic granites are commonly affected by rétrogradation (phyllonitization). Pétrographie classification is based on modes of salic minerals (ans. 12 to 47, Table 9). Most of the points fall on the QAP-triangle (Fig. 9) in the fields of monzogranites and granodiorites but some of them are very close to the fields of quartz diorites and monzodiorites. Subordinate leucocratic varieties, which contain oligoclase-albite, grade into alkali-feldspar granites. Mesonormative Q'-ANOR diagram (Streckeisen & Le Maitre, 1979) shows that most of points fall in the fields of monzogranites and granodiorites (Fig. 10). But, some of them fall in the fields of granites s. str. and tonalités. Because both classification are based on plagioclase-alkali feldspar ratio, it is very important the presence of microcline, which was probably generated by late kinematic potassium metasomatism. Granitoids with a few per cent of microcline or without any are granodiorites and with increased proportions of microcline they grade into monzogranites. Two micas monzogranites and granodiorites are much more common than biotite varieties (Figs. 3 and 4, Plate 8). Muscovite monzogranites and granodiorites are rare and hornblende-biotite monzogranites and granodiorites are quite scarce (Fig. 7, Plate 8). Leucocratic monzogranites and granodiorites, in which subordinate biotite is completely altered to muscovite, are not common. Cataclastic and phyllonitized granites characteristicaly occur along stronger fault zones. Geothermometry and Geobarometry of S-Type Granites and Migmatites It was not possible to obtain reasonable temperature results using the two- feldspar geothermometer proposed by Whitney & Stromer (1975). We calculated temperatures that were too low both for migmatites and S-type granites: 459-477 °C for 5 kbar; 468-487 °C for 6 kbar and 478-497 °C for 7 kbar. However, quite reasonable temperatures were obtained using Huang's (1985) Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija... 217 method based on-a petrochemical approach and plagioclase modal composition. He used Whitney & Stromer's formula and checked the calculated results against data from measurements of quartz inclusions in analyzed granitoids. Based on his proce- dure, the following temperatures were obtained: 601.6-637.8 °C for 1 kbar and 673.6-718.8 °C for 6 kbar for S-type granites and 605.5 °C (1 kbar) and 667.5 °C (6 kbar) for migmatites. Based on the hornblende geobarometer proposed by Hammarstrom and Zen (1986) and Hollister et al., (1987), which was checked experimentally by Rutter et al., (1989), the pressures of 5.13±3 kbar and 5.95±1 kbar for S-type granites were calculated. Both Huang's geothermometry data and the geobarometre data fit the general concept of the evolution of S-type granites and associated migmatites of the Slavo- nian Mountains and the surrounding basement of the Pannonian Basin. Petrography of Intermediate Rocks These rocks are mostly hypautomorphic in texture, commonly with grain size ranging from 1 to 5 mm. The rocks are mostly massive in structure but foliated varieties are also found (Figs. 7 and 8, Plate 8). On the Streckeisen's diagram (Fig. 9), most of intermediate rocks fall in the fields of diorites and monzodiorites. However, on the mesonormative Q'-ANOR diagram (Fig. 10), most of the points are concetrated in the fields of tonalité and quartz diorite. Hornblende-biotite diorites and monzodiorites ± quartz are more common than biotite-bearing varieties. Metadiorites and metamonzodiorites are rare. I-Type Granites and Associated Intermediate, Mafic, and Ultramafic Rocks Mineral Paragenesis Mineral paragenesis of granites and associated intermediate rocks comprises quartz, feldspar, biotite, muscovite, hornblende, garnet, and various secondary and accessory minerals. Quartz occurs commonly in fine-grained cataclastic aggregates and rarely in single xenomorphic grains. Plagioclase is the most common feldspar; it is rarely zoned (Fig. 1, Plate 9). In gabbroid rocks, it is labradorite (АП52.5) and in more common intermediate rocks, is oligoclase and andesine (Ап2б.8-з4.4)- Granitoid rocks contain only oligoclase - Ani7.7_24.2 (ans. PI, Table 5). Orthoclase, which is commonly slightly altered, contains very small admixtures of albite and anorthite (an. Or, Table 5). Microcline, which is always fresh, occurs as phenocrysts and in fine-grained aggregates (Fig. 8, Plate 9). The microcline is distinctly postkinematic as shown in the inclusions of plagioclase, orthoclase, and biotite. Microperthite, which is much less abundant, is also postkinematic mineral (Fig. 1, Plate 10). Biotite is the most common femic mineral (Fig. 4, Plate 9). Chemical composition of the biotites (an. Bi, Table 5) shows that they are moderately enriched in Ti and 218 Jakob Pamić & Marvin Lanphere have fairly equal Fe:Mg ratio (1.3). Biotites are frequently altered to chlorite, muscovite (Figs. 3 and 4, Plate 10), and limonite. Muscovite is much less abundant. The muscovite commonly occurs in fine-grained pseudomorphs after biotite (Figs. 3 and 5, Plate 9). Muscovite differs in chemical composition (an. Ms, Table 5) from muscovite of S-type granitoids. Hornblende from basic rocks is actinolite to actinolitic hornblende (Rock & Leak, 1984) whereas hornblende from intermediate and acidic rocks is magne- sian to ferrian hornblende (ans. Ho, Table 5). The hornblende, which is commonly fresh, commonly occurs together with biotite in intermediate rocks (Fig. 1, Plate 9). Garnet occurs only in some granitoid rocks as a subordinate mineral (Fig. 2, Plate 9). Based on chemical composition (ans. Gr, Table 5), the garnet is enriched in almandine. Accessory constituents are metallic mineral(s), apatite, rutile, zircon, garnet, and rarely orthite. Petrography Texture. Most I-type granites are cataclastic with relics of primary xenomorphic structure. Due to the cataclastic fabric, the granites display all gradations from mortar through cement to porphyroblastic texture (Marci, 1973). Structure of I-type granites is massive but more commonly foliated due to cataclasis and metamorphic recrystallization. Small granite bodies are in many places completely cataclazed and afterwards recrystallized whereas in larger bodies, these effects occur mostly in their marginal parts. Pétrographie classification is based on modes of salic minerals (ans. 8 to 41 and 47 to 59, Table 10). Most of the points are scattered on the QAP-triangle (Fig. 11) in the fields of tonalité, granodiorite, and granite (mostly monzogranite). I-type granites on Mt. Psunj, are mostly monzogranites which grade into monzodiorites and the I-type granites on Mts. Krndija are tonalités and granodiorites which grade into diorites. These variations are more pronounced on the Q'-ANOR diagram (Streckeisen & Le Maitre, 1979, Fig. 12). The main reason for the differences is the presence of microcline in the Psunj granitoids and its lack in the Papuk and Krndija granitoids. Much more common are biotite monzogranites, granodiorites, and tonalités which grade into two-micas varieties by increasing degree of muscovitization, than horn- blende-biotite monzogranites and granodiorites. Garnet-bearing tonalité varieties are very common in granitic bodies of Mt. Krndija and they are associated in some places by leucocratic granodiorites and tonalités. All these varieties are cataclazed to various degrees. Orthogneisses or granitegneisses, produced by cataclasis and metamorphic recrystallization, are also very common. Varieties of cataclastic granites and orthog- neisses are slightly to completely phyllonitized due to rétrogradation. The different degrees of phyllonitization are illustrated by Figs. 3,4, and 5, Plate 10. Petrography of Intermediate and Mafic Rocks Intermediate and basic rocks occur in marginal parts of larger granitoid bodies or make up all of some smaller masses. They are hypauthomorphic, fine-grained to Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija... 219 coarse-grained in texture and commonly massive in structure. As distinguished from granitoids, the intermediate and basic rocks are not affected by cataclasis. Based on mineral composition, two groups of rocks can be distinquished: 1 Monzodiorites and diorites (Figs. 1 and 2, Plate 9), Biotite-hornblende-quartz diorites, garnet-hornblende-quartz diorites, garnet-biotite diorites, and garnet-biot- ite-hornblende-quartz diorites are very common on Mt. Krndija. Hornblende-biotite- quartz monzodiorites with subordinate diorites are characteristic of Mt. Psunj. 2 Gabbros are rarely found and only on Mt. Psunj. Metagabbros are more common than the fresh ones containing labradorite, hornblende, and relict clinopyroxene. Petrography of Ultramafic Rocks Primary rock-forming minerals of the ultramafic rocks are olivine with a compos- ition of F086.5, clinopyroxene (En5Fs6Wo43) and edenitic-pargasitic hornblende. The most common other minerals are secondary antigorite and lizardite-clinochrysotile with subordinate chlorite. The chemical composition of minerals is presented in Table 6. Antigorite sperpentinites are much more common than relict serpentinized cort- landites, amphibole wehrlites, and dunites (Pamić, 1988a) which have fabric features of ultramafic tectonites. The primary ultramafic rocks must have been emplaced before the main metamorphic event during which they were metamorph- osed under P-T conditions of the amphibolite facies. Contact Metamorphosed Rocks Contact metamorphosed rocks were found only in the Kišeljevac Valley on southern slopes of Mt. Papuk (Fig. 1). They occur along the contact between an I-type granite body and small marble lens interlayered with paragneisses and mica schists of the progressively metamorphosed complex. The contact metamorphosed zone, which is intruded by two small granitoid veins, is about 75 m wide. Contact metamorphosed rocks are fine-grained and distinctly layered. These rocks are typical calc-silicate rocks made up of diopside, grossular- enriched garnet, K-feldspar, plagioclase, and quartz with subordinate tremolite, prehnite, epidote and zoisite (?), and accessory constituents: titanite, metallic miner- al(s), and apatite. The abundance of calcite increases gradually from the granite contact towards the marble lens. GEOCHEMISTRY Major Elements The Semimetamorphic Complex Major element data for rocks of the semimetamorphic complex are presented in Table 7 and their variation on the Harker diagram (Fig. 13). The data points scatter greatly due to chemical differences between metapelites and metapsammites. The 220 Jakob Pamić & Marvin Lanphere data points for the metapsammites, except the ones for K2O, plot in the same field as more acidic granitoids. The contens of the most major elements in the metapelites are similar to the average contents of shales and phyllites (Poldervaat, 1955; Mason, 1966). On the AKF-triangle (Fig. 14), the points of Slavonian shales fall in marginal parts of the paragonite field of the Dalradian area (Mather, 1970). The Progressively Metamorphosed Complex Major element data and CIPW norms for rocks of the progressively metamorph- osed sequence are presented in Table 8 (ans. 19 to 29). Chemical variations are presented on the Harker diagrams (Fig. 13). Most of the points are concentrated in coherent fields but some of them (total iron, TÌO2, and AI2O3) show^ distinct linear trends. Nearly all analyzed rocks are peraluminous; A/CNK values range from 1.2 to 1.6 and the average is 1.3. Migmatites Major element contents and CIPW norms for migmatites are presented in Table 8 (ans. 1 to 18). Harker diagrams (Fig. 13) illustrate chemical variations vv^hich are partly linear (total iron, MgO, TÌO2) and partly irregular, particularly for K2O and Na20 due to the variable abundance of microcline. Migmatites are distinctly peralumionous; A/CNK values vary from 1.1 to 1.7 with the average 1.2. S-Type Granites Major element contents and CIPW norms are presented in Table 9, ans. 1 to 9 for intermediate rocks and ans. 10 to 46 for granitoids; ans. 47 illustrates the average composition of the Slavonian S-type granites. Harker diagrams (Fig. 13) show chemical variations which are partly linear and partly irregular as in the surrounding migmatites. S-type granites are distinctly peraluminous with normative corundum averaging 2 per cent and A/CNK values ranging between 1.1 and 1.3. I-Type Granites Major element contents and CIPW norms of I-type granitoids are presented in Table 10, ans. 1 to 7 and 42 to 46 for intermediate rocks and 8 to 41 and 47 and 58 for granites; the averages for the Psunj and Krndija granites are ans. 41 and 49. Harker diagrams (Fig. 13) show a distinct linear trend for all major elements. I-type granites are not peraluminous; despite some variations, the average A/ CNK values for both Psunj and Krndija I-type granites average about 1.0 with most values less than 1.0. Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija... 221 - Correlative Presentation of Major Elements Based on Harker diagrams, two kinds of variations can be distinguished: 1 Rocks of the progressively metamorphosed complex, migmatites, and S-type granites show partly linear and partly irregular chemical variations. The latter is particularly obvious for КагО and K2O due to the variable abundance of microcline in migmatites and S-type granites. 2 I-type granites and associated intermediate and basic rocks have a distinct linear trend of variation even for КагО and K2O due to a more regular abundance of microcline. Chemical variations of major elements are also presented on the AFM triangle (Fig. 15). Here, the S-type granites are mostly concentrated in the field located between the A-corner and middle parts of the triangle together with the migmatites and rocks of the progressively metamorphosed complex. The differentiation trend of I-type granites and associated intermediate and mafic rocks is better pronounced and fits quite well with the differentiation trend of modern island arc volcanic rocks (Brown, 1981). In order to make distinction between S-type and I-type granites, several current discriminant diagrams were used. But, the ЕезОз-ЕеО ( Chappell & White, 1974), the Al-(Na+K+Ca)-(Fe+++Mg) (Hine et al., 1978), and the CaO-total iron diagrams (Chappell & White, 1984) do not clearly distinguish S-type and I-type granites of the Slavonian Mountains (Figs. 16, 17, and 18). Trace Elements Trace element contents were determined on representative rock samples from all five crystalline complexes which were studied in detail. The list of trace elements comprises: Ba, Co, Cr, Cu, Cs, Hf, Mo, Nb, Ni, Rb, Sb, Sr, Ta, Th, U, W, Y, Zn, and Zr plus REE which were analyzed by a combination of neutron activation. X-ray fluorescence, and ICP methods. Trace element data are presented in Table 11 for five rocks from the semi- metamorphic complex (ans. 1, 2, 3, 4, and 5); in Table 12 for six rocks from the progressively metamorphosed complex (ans. 19, 23, 24, 26, 27, and 28) and for four samples of migmatites (ans. 2, 3, 6, and 15); in Table 13 for ten samples of S-type granitoids (ans. 1, 2, 6, 15, 17, 27, 29, 30, 34, and 40); and in Table 14 for nine samples of the Psunj I-type granites (ans. 1, 5, 6, 8, 18, 30, 34, 35, and 40) and five samples of the Krndija I-type granites (ans. 42, 46, 54, 55, and 58). Trace element analyses were carried out on the same samples analyzed for major elements. Correlative Presentation of Trace Elements Trace element variations are presented on Harker diagrams (Fig. 19). Some diagrams show scattering of points but the averages for most elements (Ba, Rb, Hf, Th, U, and Ta) , generally do not show variations within the span of 65 to 75 per cent of silica for rocks of all examined groups except I-type granites. Only for some of them, as for example, Cr, Ni, Co, Y and Cs the averages show greater variation. 222 Jakob Pamić & Marvin Lanphere A distinctly linear variation of trace elements is characteristic only for I-type granitoids. On a Rb versus Sr and Ba versus Rb diagram (Fig. 20), the fields of S-type and I- type granites are clearly separated; migmatites and paragneisses plot within the field of S-type granites, but rocks of the semimetamorphic complex do not correlate with either granite type. On the Ba versus Rb diagram (Fig. 21), S-type granites are strongly scattered wheras the I-type granites are concentrated in two groups (the Psunj monzogranites and Krndija granodiorite-tonalites) which lie on a linear trend that suggests a fractionational crystallization relationship (McCarthy & Hasty, 1976). REE Data REE contents were determined on five rocks form the semimetamorphic complex, six rocks from the progressive metamorphic complex, four samples of migmatites, ten samples of S-type granites, five samples of Krndija I-type granites, and nine samples of Psunj I-type granites. Analytical data are presented in Table 15 and eight chondrite-normalized plots of data are shown in Figures 22 A to H. The REE patterns of semimetamorphic rocks resemble the patterns of Proterozoic and Phanerozoic sedimentary rocks (Taylor, 1979). Most of the progressive meta- morphic rocks have similar REE patterns whereas migmatite REE patterns are typical of highly evolved granitic melts. The S-type and I-type granites show a variety of REE patterns. Geochemical Discrimination Diagrams for Geotectonic Setting In order to define the geotectonic setting of the Slavonian granitoids, several geochemical diagrams were used. On the Nb:Y diagram (Pearce et al., 1984), the points both of S-type and I-type granites are mainly concentrated in the field of VAG+COLG granitoids (Fig. 23). The Rb-Hf-Ta triangle (Harris et al., 1986) shows more discrimination; on Fig. 24 a and particularly Fig. 24 b nearly all points of both granite types fall in the field of granites of modern island arcs. These diagrams, together with the AFM triangle, suggest that the Hercynian S- type and I-type granites in the Slavonian Mountains and the surrounding basement of the Pannonian Basin might have been generated in a geotectonic setting which is similar to that of modern island arcs. Oxygen and Strontium Isotopie Composition Oxygen isotopie data are presented for four samples of semimetamorphic rocks in Table 11; for six samples of paragneisses of the progressively metamorphosed complex and four samples of migmatites in Table 12; for nine samples of S-type granites in Table 13 and for nine samples of I-type granitoids in Table 14. Oxygen isotopie variations for the rocks of all five crystalline complexes are presented on Fig. 25. The difference in б^^О between S-type (+10.8 to +9.5 %o) and I-type (+8.4 to + 7.4 %o) granitoids is obvious. Migmatites show the same variation as S-type Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija... 223 granitoids. 0180 values of paragneisses from the progressively metamorphic complex are higher (+11.7 to +10.1 %o) but the highest are in semimetamorphic rocks (+13.5 to + 13.9 %o). Accordingly, oxygen isotopie composition gradually decreases going from semi- metamorphic rocks to paragneisses to migmatites and S-type granites. However, oxygen isotopie composition is the same in rocks produced both by migmatitic mobilization and anatectic melting. Sr-evolution diagrams (Pamić et al., 1988) give information on primary 8^Sr/®®Sr rations. The value for I-type granites is 0.7040 indicating a mantle origin for magmas with possibly a slight crustal contamination, whereas the values for S-type granites range from 0.7063 to 0.7075 indicating their crustal origin (Valley, 1986). Oxygen and strontium isotopie data are presented on the diagram (Fig. 26) proposed by Sheppard (1986). The Slavonian I-type granites fall in the field of I- type granites of the Peninsular Ranges of California which have a mantle origin. The Slavonian S-type granites plot out of the PRB field towards higher »''Sr/^^Sr ratios. DISCUSSION The Hercynian semimetamorphic and progressively metamorphosed rocks, mig- matites, and granitoids of the Slavonian Mountains are tectonicaly emplaced in the present structure of the Pannonian Basin. Psunj, Krndija and Papuk Mountains are made up of these crystalline rocks and subordinate Mesozoic sediments, and repre- sent the largest horst in the Drava-Sava interfluve. Data from deep oil wells (Pamić, 1986a) indicate that the Hercynian crystalline rocks are very common in the basement of the Pannonian Basin in Slavonija. These crystalline rocks extend towards the northern Vojvodina in the east and towards Mt. Moslavačka Gora in the west. The southern buried boundary of Hercynian crystalline rocks with Alpine crystalline rocks of the northernmost Dinarides probably coincides with the North- ern marginal fault of the Sava Depression. Hercynian crystalline rocks of the Slavonian Mountains and the surrounding basement of the Pannonian Basin can be correlated on the basis of geological and petrological features with coeval crystalline rocks of Mecsek Mt. in southern Hun- gary (Jantsky, 1975) and the Carpathians (Cambel & Vilinović, 1987). The uplift of Hercynian crystalline rocks of the Slavonian Mountains is related to Tertiary evolution of the Pannonian Basin which includes radial tectonics and trunscurrent faulting due to rise of the upper mantle (Roy d en et al., 1983). The Hercynian crystalline complexes were strongly deformed during and after their tectonic emplacement, but in spite of that, they preserved their distinct zoned structure. This is marked by S-type granite bodies located in the central parts of the Papuk syncline on the flanks of which lie two migmatite zones grading into rocks of the progressively metamorphosed complex. The medium-grade parts of the complex are intruded by I-type granites. Metamorphic rocks, migmatites, and granitoids of the area under research were generated by penecontemporaneous magmatic and metamorphic processes. Radiometric ages, although discordant in part indicate that the main metamorphic event took place during the Hercynian orogeny when rocks of the progressively metamorphosed complex were generated under P-T conditions of low-grade and 224 Jakob Pamić & Marvin Lanphere medium-grade metamorphism. The progressive character is shown in the zonation: chlorite to biotite to garnet to staurolite to kyanite and to sillimanite which is indicativeofBarrovian-type facies series (Miyashiro, 1961; Winkler, 1974) that originated under intermediate pressure. But, in some areas, kyanite laterally alter- nates with andalusite which can be explained by locally increased heat flow brought about by granitic plutonism (England & Thompson, 1984). The petrogenesis of migmatites and S-type granites is connected in time and space with processes of regional metamorphism. Numerous data from experimental petrol- ogy indicate that water unsaturated granitic melts may be generated by ultrametamorphism as an extension of regional metamorphism (Mehnert, 1968; Winkler, 1974). Accordingly, after the culmination of regional metamorphism under P-T conditions of amphibolite facies and the generation of the Barrovian-type progressive sequence, processes of migmatitic mobilization and partial melting of its highest grade rocks were started in the areas with increased geothermal gradients. The problem of the pre-Hercynian protolith of the metamorphic rocks is still under debate. Some petrologists (Tajder, 1957 and 1970; Raffaelli, 1965; Vra- gović, 1965) believe that rocks of the progressively metamorphosed complex, migmatites, and S-type granites were produced from metapelites and metap- sammites of the surrounding semimetamorphic complex. By contrast, Jamičić (1988) is of the opinion that the semimetamorphic complex is younger and uncon- formably underlain by the progressively metamorphosed sequence, migmatites, and S-type granites. Available data do not make it possible to draw a definite conclusion. Based on data from experimental petrology, metapelites and metapsammites of the semi- metamorphic complex could produce higher-grade schists, migmatites, and anatectic granitic melts (Mehnert, 1968). However, this fact by itself does not mean that this is a reliable model for crystalline rocks of the Slavonian Mountains and the surrounding basement of the Pannonian Basin. An important unsolved problem is the age of the semimetamorphic complex which is not yet quite known. Close mutual and genetic relationship between the progressively metamorphosed complex, migmatites, and S-type granites is supported by field data, radiometric ages, distribution of major and trace elements, and particularly gradational changes in oxygen isotopie compostion. Petrogenesis of migmatites and granitoids includes numerous problems and one of them is the character of chemical changes during migmatitization processes. Based on the monotonous composition of feldspars, Gupta and Johannes (1982) supported the idea that migmatitization is isochemical in character. Feldspar com- position of crystalline rocks from the Slavonian Mountains, presented in Fig. 27, is quite similar, except for some extreme and rare leucocratic S-type granites contain- ing albite which were probably generated by fractional crystallization. Conse- quently, the fairly uniform feldspar composition for most of the analyzed crystalline rocks is consistent with the idea of isochemical character of reactions. However, the distribution of trace elements is much more important in genetic considerations. Harker diagrams (Fig. 19) show, despite distinct variations, that the average contents of most trace elements in rocks of the progressively metamorphosed complex, migmatites, and S-type granites are fearly uniform. The only exceptions are Cr and Ni which are not included in the lattices of major rock-forming minerals. The distribution of trace elements thus indicates that chemical reactions in the succession: paragneisses of the progressively metamorphosed complex ^ migmatites Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija... 225 S-type granites might have been mainly isoehemieal in character. Some quantities of potassium and compatible trace elements were probably introduced in a late kinematic stage of potassium metasomatism. Harker diagrams (Fig. 19) also show that semimetamorphic rocks display a posi- tive correlation in the average contents of most trace elements with rocks of the progressively metamorphosed complex, migmatites, and S-type granites. But, this is not conclusive evidence that the semimetamorphic rocks represent a protolith for the crystalline rocks. A reliable genetical conclusion will be possible to fix after the exact age of the semimetamorphic complex will be positively defined and after addional analytical data (crystallinity of muscovite and coal-rank) will be carried out on the samples taken systematically along complete cross-sections. In the succession from metapelites and metapsammites of the progressively metamorphosed sequence through migmatites to S-type granites, certain changes in crystal lattices of biotite and muscovite occur (Fig. 28 a and b). The number of Si-ions slightly decreases in muscovite lattice and slightly increases in biotite lattice whereas AlVI slightly increases in muscovite and slightly decreases in biotite during mig- matitization and anatectic melting. The petrogenesis of migmatites and associated granites, although supported by much evidence from experimental petrology, is still very complex and there are numerous unsolved questions. The best specialists in migmatites cannot agree about the exact character of the process of migmatitic mobilization, for example, whether mobilization occurs by metamorphic diffusion in a solid state or by partial melting (Menhert & Büsch, 1982; Johannes, 1983a; and others). The generation of granite melts in the crust is controlled by numerous factors but particularlyby the presence of water (Wyllie, 1977; Hyndman, 1981; and others). It is generally accepted that water, which stimulates partial melting of metapelites and metapsammites, comes mainly from the dehydration of biotite and other hydrous minerals. This proces can be also applied to the Slavonian S-type granites because biotite, frequently altered to muscovite in varying degrees, is the main mafic mineral of the original paragneisses and mica schists of the adjacent progressively metamorphosed complex. It can be presumed that granitic melts for the Hercynian S-type granites might have been generated between the fields of dehydration of biotite and muscovite and the aluminium silicate triple junction (Fig. 29). The Barrovian-type mineral para- genesis of the surrounding progressively metamorphosed complex indicates that subsequent processes of partial melting of metapelites and metapsammites must have taken place under intermediate pressure of about 6 kbars; this is supported by hornblende geobarometer data (Hollister et al., 1987; and others). Based on the Huang's (1985) geothermometer, processes of migmatitic mobilization might have taken place at about 670-680 °C and the generation of S-type granitic melts in the span between 675 and 720 °C. The same genetic conclusion can be applied to migmatites as well. Johannes (1983) experiments show that partial melting starts at ca 650 °C and 5 kbars; solidus temperatures of newly formed migmatites and the original paragneissic paleosomes are practically the same and partial melting can commence at very low water contents of about 1 per cent or even less. According to these experimental data, water contents of paragneisses in the Slavonian Mountains (Table 8) might have been sufficiant to initiate their partial melting and thus produce migmatitic melts. All geological, mineralogical, geochemical, and petrological data support the 226 Jakob Pamić & Marvin Lanphere hypothesis presented herain on the evolution of the Hercynian crystalline complex of the Slavonian Mountains and the surrounding basement of the Pannonian Basin which represents a geological and petrogenetical whole. S-type granite plutonism is synkinematic with the processes of regional metamorphism and migmatitization and with the main deformational event of the Hercynian orogeny. Besides S-type granites, the Slavonian crystalline complex also includes I-type granites which occur most commonly as small bodies, a few decametre to hundred metre thick, in the parts of the progressively metamorphosed complex which were metamorphosed under P-T conditions of amphibolite facies. As distinguished from the S-type granites, the I-type granites are prekinematic and probably were emplaced just before the main Hercynian deformational event began because the I- type granites have slightly older isotopie ages. While S-type granitoids have nearly the same pétrographie features throughout the whole area, I-type granites of Mt. Psunj are represented by monzogranites and the ones of Mt. Krndija by granodiorites and tonalités. A boundary area between these two pétrographie subprovinces is somewhere on the southern slopes of the central parts of Mt. Papuk (Fig. 1). The lateral compositional variation of I-type granites is caused by the presence or absence of microcline. The Psunj I-type granites (monzogranites) contain microcline whereas the Krndija I-type granites (granodiorites and tonalités) do not contain microcline. But, microcline is very common in surrounding and much more widespread S- type granites and higher grade migmatites. It is very probable that potassium was partially introduced during the main deformational event, i. e. migmatitization and anatectic melting, so that the development of microcline itself was late magmatic but still synkinematic for S-type granites and postmagmatic for I-type granites. This difference is supported by microstructural and microtextural data presented in chapters 3 and 4. Microcline-free I-type granites of Mt. Krndija indicate that the entire Hercynian crystalline complex of the Slavonian Mountains was not evenly affected by potassium metasomatism and development of microcline. If we accept the idea that potassium was introduced only during higher degrees of migmatitization and genera- tion of S-type granitic melts, than the absence of microcline in the Krndija I-type granites is quite logical because in the progressively metamorphosed complex of Mt. Krndija there are no migmatites and S-type granites (Fig. 1). S-type and I-type granites, despite their common Hercynian age and close spatial appearance, are distinctly different in origin. S-type granites originated by crustal melting of metapelites and metapsammites of the surrounding penecontemporaneous progressively metamorphosed complex as indicated by higher oxygen isotopie com- position (+10.8 to +9.5 %o) and higher primar/ e^Sri^^Sr ratio (0.7063 and 0.7075). By contrast, I-type granites have lower oxygen istopio composition (+8.4 to +7.5%o) and lower primary ®''Sr:8®Sr ratio (0.7040). The isotopie evidence suggests a mantle origin for the I-type granites with possibly slight crustal contamination. Several paleogeographical and geodynamic models for the evolution of the Euro- pian pre-Alpine crystalline complexes have been proposed recently and some of them are based on classical ideas of plate tectonics (Matte, 1986; Leeder, 1987; and otheres). Our data for the Slavonian Hercyian complex are in better agreement with the slightly modified »Iapetus«-model proposed by Neugebauer (1988). According to him, rocks of the European Variscan complex were not deposited in an ocean but Hercynian Granites and Metamorphic Rocks from The Mts. Papuk, Psunj, Krndija... 227 in »Variscan Sea«, a remnant of the lapetus Ocean remaining after the Caledonian orogeny. The Variscan Sea was characterized by basins and ridges and thin continen- tal crust; small fragments of oceanic crust were possibly present. Although the pre-Hercynian protolith of the Slavonian crystalline complex is still under question, the Hercynian progressively metamorphosed complex, surrounding migmatites, and S-type granites were derived from pelitic and psammitic sediments which might have been deposited in a basin-ridge environment. The clastic sedimen- tation was accompanied by strong volcanic activity with oceanic tholeiite affinity as shown by common occurrence of orthoamphibolites within the progressively metamorphosed complex (Pamić & Marci, 1990). The complex also includes small masses of ultramafic tectonites which might have been emplaced as solid oceanic fragmets before the main Hercynian deformational event had taken place (Pamić, 1988a). Finally, geochemical data suggest that the Hercynian granitic plutonism of the Slavonian Mountains and the surrounding basement of the Pannonian Basin might have taken place in a geotectonic setting similar to that of modern island arcs and collisional zones. 228 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Tabla 1 - Plate 1 SI. L Ishodišni paragnajs iz najviše metamorfoziranih dijelova hercinskog progresivnometa- morfnog kompleksa; lijeva pritoka Brzaje, nizvodno od Zvečeva, Papuk Fig. 1. Paragneissic protolith from highest-grade parts of the progressive metamorphic sequ- ence SI. 2. Maksimalno rekristalizirani paragnajs s uvircima i lećama mobiliziranog kvarca; Jelov potok, Koreničani, Papuk Fig. 2. Maximally recrystallized paragneiss with incipient mobilized quartz lenses SI. 3. Metateksit - u dominantnom paleosomskom paragnajsu začeci kapljičasto-lećastog izdvajanja leukosoma; Poklečki potok, Sloboština, Papuk Fig. 3. Metatexite with predominant gneissic mesosomes with incipient drop-like and lensoid leucosome minerals SI. 4. Metateksit s oko 20-25% lećasto-vrpčastih leukosoma; Poklečki potok, Sloboština, Papuk Fig. 4. Metatexite with about 20-25% of lensoid and striped leucosomes SI. 5. Jače migmatitizirani metateksit s jasnim biotitnim melanosomnim slojićima između leukosoma i paleosoma; dolina Đedovice, Papuk Fig. 5. Metatexite with higher degree of migmatitization; distinct biotite melanosomes between leucosome and paleosome layers SI. 6. Nedeformirani stromatitni migmatit s približno ujednačenom količinom leukosoma i paleosoma; dolina Brzaje, uzvodno od Zvečeva, Papuk Fig. 6. Undeformed stromatic migmatite with equal proportions of leucosomes and melanoso- mes SI. 7. Nedeformirani stromatitni migmatit s više leukosomskog materijala; dolina Brzaje, uzvodno od Zvečeva, Papuk Fig. 7. Undeformed stromatic migmatite with predominant leucosomes SI. 8. Lećasto-stromatitni migmatit s više leukosomnog materijala; izvorište Brzaje, Papuk Fig. 8. Lensoid stromatic migmatite with predominant leucosomes Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 229 230 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Tabla 2 - Plate 2 SI. 1. Lećasto-stromatitni migmatit s više leukosomskog materijala; izvorište Brzaje, Papuk Fig. 1. Lensoid stromatic migmatite in which leucosomes predominate over paleosomes SI. 2. Deblje slojeviti stromatitni migmatit s djelomice budiniranim leukosomama; kameno- lom Sandrovica, Koreničani, Papuk Fig. 2. Thicker-banded stromatic migmatite with partially boudinaged leucosomes SI. 3. Slabo borani stromatitni migmatit u čijoj melanosomi dolaze biotit, hornblenda i tita- nit; dolina Brzaje, uzvodno od Zvečeva na Papuku Fig. 3. Slightly folded stromatic migmatite whose melanosomes consist of biotite, hornblende, and titanite SI. 4. Stromatitni migmatit, kataklaziran i djelomice flazeriran; kamenolom Đedovica, Papuk Fig. 4. Stromatic migmatite, cataclastic, partly with »flaser« texture SI. 5. Stromatitni migmatit, jače flazeriran; dolina Sloboštine, Pakra, Papuk Fig. 5. Stromatic migmatite with distinct »flaser« texture SI. 6. Nebulit - nepotpuno homogenizirani biotit-kvarcni diorit; dolina Rajševice, Koreni- čani, Papuk Fig. 6. Nebulite - uncompletely homogenized biotite-quartz diorite SI. 7. Loptaste i nepravilne leukosome u biotitnom matriksu; dolina Sloboštine, Pakra, Papuk Fig. 7. Ball-like and irregular leucosomes in biotite matrix SI. 8. Jako mikroklinizirani nebulitni moncogranit; dolina Sloboštine, Pakra, Papuk Fig. 8. Nebulitic monzogranite with abundant microcline Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 231 232 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Tabla 3 - Plate 3 SI. 1. Filit, slabo boran i klivažiran. х 35; х N Fig. 1. Phyllite, slightly folded with weak cleavage, x 35; x N SI. 2. Kloritni filit, vrpčast; dio bore, x 35; x N Fig. 2. Chlorite phyllite, banded; part of a fold, x 35; x N SI. 3. Kloritni filit, mikroboran, klivažiran s počecima transpozicije folijacije. x35; xN Fig. 3. Chlorite phyllite, with microfolds and cleavage, and incipient transposition of foliation. x35; xN SI. 4. Kloritni filit s dva sistema folijacije. x 35; x N Fig. 4. Chlorite phyllite with two fohations. x 35; x N SI. 5. Klorit-biotit-muskovit-kvarcni škriljavac; prvo pojavljivanje biotita. х 17; IIN Fig. 5. Chlorite-biotite-muscovite-quartz schist with the first appearance of biotite. x 17; IIN SI. 6. Klorit-muskovit-kvarcni škriljavac s porfiroblastima biotita koji rastu duž mlađeg sistema folijacije, х 17; IIN Fig. 6. Chlorite-muscovite-quartz schist with biotite porphyroblasts that grew along the youn- ger foliation; x 17; IIN SI. 7. Krenulirani kvarc-biotit-muskovitni škriljavac. x 17; IIN Fig. 7. Crenulated quartz-biotite-muscovite schist. xl7; IIN SI. 8. Kvarc-granat-muskovit-biotitni škriljavac. xl7; IIN Fig. 8. Quartz-garnet-muscovite-biotite schist. xl7; IIN Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 233 234 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Tabla 4 - Plate 4 SI. 1. Granat-staurolit-kvarc-biotitni škriljavac; porfiroblast sericitiziranog staurolita. x35; XN Fig. 1. Garnet-staurolite-quartz-biotite schist; sericitized staurolite porphyroblast. x35; xN SI. 2. Granat-andaluzit-biotit-kvarcni škriljavac; u sredini ploćica sericitiziranog andaluzita. x70; xN Fig. 2. Garnet-andalusite-biotite-quartz schist; andalusite piate rimmed by sericite, x 70; x N SI. 3. Reliktli staurolita i uklopci biotita u porfiroblastu andaluzita u mikašistu. x 70; x N Fig. 3. Staurolite relies and biotite inclusions in andalusite porphyroblast in mica schist, x 70; xN SI. 4. Prizmatski silimanit u granat-biotit-muskovitnom gnajsu. x70; xN Fig. 4. Prismatic sillimanite in garnet-biotite-muscovite gneiss, x 70; x N SI. 5. Kristali distena u granat-tinjčevom škriljavcu. х 35; IIN Fig. 5. Kyanite crystals in garnet-mica schist. x35; IIN SI. 6. Uklopci biotita i kvarca u porfiroblastu distena, x 140; x N Fig. 6. Biotite and quartz inclusions in kyanite porphyroblast. x 140; xN SI. 7. Biotitni amfibolit; alterniranje slojića s biotitom i hornblendom. x 17; IIN Fig. 7. Biotite amphibolite; alternating hornblende and biotite layers x 17; IIN SI. 8. Homblenda-granat-biotitni gnajs; hornblenda i biotit su ravnomjerno izmiješani, x 35; XN Fig. 8. Hornblende-garnet-biotite gneiss; hornblende and biotite are evenly mixed. x35; xN Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 235 236 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Tabla 5 - Plate 5 SI. 1. Modalno vrpčasti bimineralni (hornblenda + plagioklas) amfibolit. х 17; xN Fig. 1. Modal layered bimineralic (hornblende + plagioclase) amphibolite. x 17; xN SI. 2. Serpenitizirani hornblenda verlit. x 35; x N Fig. 2. Serpetinized hornblende wehrlite. x 35, xN SI. 3. Homblenda-biotitni paragnajs s maksimalno uređenim metamorfnim sklopom x 17; x N Fig. 3. Hornblende-biotite gneiss with maximally organized metamorphic fabric, x 17; x N SI. 4. Biotitni paragnajs sa začecima migmatitne mobilizacije, x 17; xN Fig. 4. Biotite paragneiss with incipient migmatitic mobilization, x 17; xN SI. 5. Biotitni paragnajs s nešto višim stupnjem migmatitne mobilizacije x 35; x N Fig. 5. Biotite paragneiss with slightly higher degree of migmatitic mobilization, x 35; x N SI. 6. Još nešto viši stupanj migmatitne mobilizacije paragnajsa. х 17; xN Fig. 6. Slightly higher degree of migmatitic mobilization in paragneiss. x 17; x N SI. 7. Metateksit. Gore je sloj leukosome, dolje mezosoma, a u sredini je biotitna melanosoma. X 17; xN Fig. 7. Metatexite. Biotite melanosome between leucosome (upper parts) and mesosome (lower parts). X 17; x N SI. 8. Lećasto-stromatitni migmatit. x 17; ilN Fig. 8. Lenticular stromatic migmatite. x 17; IlN Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 237 238 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Tabla 6 - Plate 6 SI. 1. Lećasta melanosoma izgrađena od biotita, hornblende, titanita i apatita, х 35; UN Fig. 1. Lenticular melanosome containing biotite, hornblende, titanite, and apatite, x 35; UN SI. 2. Detalj iz malo muskovitizirane biotitne melanosome s puno pleohroitskih dvorova, х 30; IlN Fig. 2. Biotite with numerous pleochroic haloes, slightly altered to muscovite. x 35; IlN SI. 3. Povećan sadržaj sitnih apatitnih kristala u biotitnoj melanosomi. х 35; х N Fig. 3. Increased quantity of minute apatite crystals in biotite melanosome. x 35; x N SI. 4. Razlićiti oblici izdvajanja kvarca u plagioklasu iz leukosoma. x 35; x N Fig. 4. Various shapes of quartz exsolution in leucosome plagioclase. x 35; x N 81. 5. Porfiroblast mikroklina u leukosomi. x 17; x N Fig. 5. Microcline porphyroblast in leucosome. x 17; x N SI. 6. Intenzivna intergranularna mikroklinizacija leukosoma. x 17; xN Fig. 6. Strong intergranular development of microcline in leucosome. x 17; x N SI. 7. Reliktni uklopci primarnog plagioklasa u porfiroblastu »neoplagioklasa«. x 35; x N Fig. 7. Relict inclusions of primary plagioclase in »neoplagioclase« porphyroblast. x 35; x N SI. 8. Flazerirani migmatit - dio okca izgrađen od kvarca i plagioklasa. x 17; x N Fig. 8. Flaser-migmatite - part of äugen made up of quartz and plagioclase. x 17; x N Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 239 240 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Tabla 7 - Plate 7 SI. 1. Slabo mikroklinizirani biotit-kvarcni diorit. x35; xN Fig. 1. Biotite-quartz diorite with minor development of microcline, x 35; x N SI. 2. Potpuno kloritizirani i magnetitizirani biotit u granodioritu. x 35; IlN Fig. 2. Biotite completely altered to chlorite and magnetite in granodiorite. x 35; IlN SI. 3. Porfiroblast mikroklina s poikilitnim uklopcima kvarca, plagioklasa i biotita u monco- granitu. xl7; xN Fig. 3. Microcline porphyroblast with poikilitic inclusions of quartz, plagioclase, and biotite in monzogranite. xl7; xN SI. 4. Intergranularno mikroklinizirani biotitni moncogranit. x 35; x N Fig. 4. Biotite monzogranite with intergranular microcline, x 35; x N SI. 5. Intergranularna i intragranularna muskovitizacija u granodioritu. x 35; xN Fig. 5. Intergranular and intragranular development of muscovite in granodiorite. x 35; x N SI. 6. Pseudomorfoze muskovita sa crvolikim kvarcom po biotitu. x 70; x N Fig. 6. Muscovite + worm-like quartz pseudomorphs after biotite. x70; xN SI. 7. Intenzivna intergranularna muskovitizacija u moncogranitu. x 35; x N Fig. 7. Strong intergranular development of muscovite in monzogranite. x 35; x N SI. 8. Fibrolitizirani i muskovitizirani biotit s izdvojenim kvarcom. x 35; x N Fig. 8. Biotite altered to fibrolite and muscovite with quartz, x 35; x N Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 241 242 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Tabla 8 - Plate 8 SI. 1. Porfiroidni granodiorit; u utrusku »neoplagioklasa« dolaze uklopci biotita (na rubu djelomice zupčasto muskovitizirani) i primarnog plagioklasa (na unutrašnjem rubu s klinastim izdvajanjem kvarca). х 35; xN Fig. 1. Porphyroid granodiorite; »neoplagioclase« phenocryst with inclusions of biotite, slightly altered to muscovite along the contact, and original plagioclase with wedge- shaped quartz in its marginal part, x 35; x N SI. 2. Leukokratni moncogranit s povećanom količinom pegmatitnih proraslaea feldspata i kvarca. x35; xN Fig. 2. Leucocratic monzogranite with increased quantity of pegmatitic quartz-feldspar inter- growth. x35; xN SI. 3. Biotitni moncogranit; jasno crvoliko izdvajanje kvarca u rubnim dijelovima plagioklas- nih zrna. X 35; x N Fig. 3. Biotite monzogranite; distinct worm-like exsolution of quartz in the marginal parts of plagioclase grains. x35; xN SI. 4. Biotitni granodiorit s povećanom količinom kapljičasto izdvojenog kvarca. х 35; x N Fig. 4. Biotite granodiorite with increased quantity of drop-like quartz, x 35; x N SI. 5. Zonalni plagioklas u muskovit-biotitnom granodioritu. x 35; x N Fig. 5. Zoned plagioclase in muscovite-quartz granodiorite. x 35; x N SI. 6. Hornblenda-biotit-kvarcni diorit. x35; IlN Fig. 6. Homblende-biotite-quartz diorite. x35; IlN SI. 7. Kvarcni diorit s gnjezdastim nakupinama biotita sa slabo izraženom folijacijom. x 17; x N Fig. 7. Quartz diorite with nests of slightly foliated biotite. x 17; x N SI. 8. Moncodiorit s nepravilnim nakupinama biotita. x 17; x N Fig. 8. Monzodiorite with irregular biotite aggregates, x 17; x N Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 243 244 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Tabla 9 - Plate 9 SI. 1. Hornblenda-biotit-kvarcni diorit s djelomice izmijenjenim zonalnim plagioklasom. x35; xN Fig. 1. Hornblende-biotite-quartz diorite with partly transformed zoned plagioclase. x35; xN SI. 2. Kataklazirani granat-hornblenda-biotit-kvarcni diorit, prijelaz u tonalit. x35; xN Fig. 2. Cataclastic garnet-homblende-biotite-quartz diorite grading into tonalité, x 35; x N SI. 3. Slabo kataklazirani i muskovitizirani tonalit s malo granata, x 35; x N Fig. 3. Weakly cataclastic tonalité with muscovite and a few garnet grains, x 35; x N SI. 4. Moncogranit s puno biotita i pleohroitskih dvorova, x 35; x N Fig. 4. Monzogranite enriched in biotite with numerous pleochroic haloes, x 35; x N SI. 5. Svježi muskovit-biotitni granodiorit-tonalit. x35; xN Fig. 5. Fresh muscovite-biotite granodiorite-tonalite. x35; xN SI. 6. Slabo muskovitizirani granat-biotitni granodiorit. xl7; xN Fig. 6. Gamet-biotite granodiorite with minor development of muscovite. x 17; xN SI. 7. Malo kataklazirani moncogranit s krupnim muskovitom razvijenim po ortoklasu. x 35; xN Fig. 7. Weakly cataclastic monzogranite with coarse muscovite replacing orthoclase. x 35; x N SI. 8. Umjereno kataklazirani i mikroklinizirani leukokratni granit, x 17; x N Fig. 8. Moderately cataclastic leucocratic granite with microcline, x 17; x N Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 245 246 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Tabla 10 - Plate 10 SI. 1. Porfiroidni kataklastični granit s utruscima zebrastog pertita. x 17; xN Fig. 1. Porphyroid cataclastic granite with zebra-like perthite phenocryst. x 17; x N SI. 2. Tipični jako kataklazirani psunjski moncogranit. x 35; x N Fig. 2. Typical strongly cataclastic granite from Psunj Mt. x 35; x N SI. 3. Kataklastični i škriljavi, umjereno filonitizirani granit, х 17; xN Fig. 3. Cataclastic and schistose, moderately phyllonitized granite, x 17; x N SI. 4. Kataklastični i škriljavi granit, jače filonitiziran. x 17; x N Fig. 4. Cataclastic and schistose granite, strongly phyllonitized. x 17; xN SI. 5. Filonit. X 17; xN Fig. 5. Phyllonite. xl7; xN SI. 6. Neravnomjerno izdvajanje »neoplagioklasa« u biotitnom moncogranitu. x35; xN Fig. 6. Uneven exsolution of »neoplagioclase« in biotite monzogranite. x 35; x N SI. 7. Porfiroidni biotitni moncogranit; na mikroklinu se ne zapažaju kataklastični efekti, х 17 ; xN Fig. 7. Porphyroid biotite monzogranite in which microcline is not affected by cataclasis. x 17; xN SI. 8. Vrpčasti skarn s kompozicionim i modalnim izdvajanjima, x 17; UN Fig. 8. Calc-silicate rock with compositional and modal layering, x 17; UN Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 247 248 Jakob Pamić & Marvin Lanphere LITERATURA Anderson, L. J & Rowley, M. C. 1981, Synkinematic intrusion of peraluminous and associated metaaluminous granitic magmas, Whipple Mountains, California. Canad. Mineral., 19, 83-101, Ottawa. Bateman, R. 1984, On the role of diapirism, ascent and final emplacement of granitoid magmas. Tectonophysics, 110, 211-231, Amsterdam. Brajdić, V. 1962, Prilog poznavanju intruzivnih stijena zapadnog dijela Papuka. Biotitski granodiorit iz potoka Pakra. Geol. vjesnik., 15 (1), 297-300, Zagreb. Brkić, М., Jamičić, D. & Pantić, N. 1974, Karbonske naslage u Papuku (sjeveroi- stočna Hrvatska). Geol. vjesnik, 27, 53-58, Zagreb. Brown, G.C. 1981, Space and time in granite plutonism. Phil. Trans. R. Soc. London, 301, 321-336, London. Buda, G. 1987, Variscan granitoids in Hungary and their relation to the West Carpathian. Struk. vyv. Karp.-Balk. orog. pasma, 26, Bratislava. Cambel, B. & Vilinovič, V. 1987, Geochimia a petrologia granitidnych hominMalych Karpat. 247 p., Vyd. Sloven. Akad. Vied, Bratislava. Chappell, B. W. & White, A. J. R. 1974, Two contrasting granite types. Pacif. Geol., 8, 173-174, Canberra. Chappell, B. W. & White, A. J. R. 1984, I-and S-type granites in the Lachlan fold belt, southeastern Australia. Proceed. Intern. Symp., »Geology of granites and their metalloge- netic relations«, 87-101, Nanjing. Clark, D. B. 1981, The mineralogy of peraluminous granites: a review. Canad. Mineral., 19, 3-17, Ottawa. Clemens, J. D. & Wall, V. J. 1981, Origin and crystallization of some peraluminous (S-type) magmas. Canad. Mineral., 19, 111-131, Ottawa. Canović, M. & Kemenci, R. 1988, Mezozoik podine Panonskog bazena u Vojvodini. Matica srpska. Od. prir. nauke, 339 p.. Novi Sad. Deer, W. A., Howie, R. A. & Zussman, J. 1962, Rock-forming minerals. Vol. 3, 270 p., Longmans, London. Deleon, G. 1969, Pregled rezultata određivanja apsolutne geološke starosti granitoidnih stena u Jugoslaviji. Radovi Inst. geol.-rud. istr. nukl. sirovina, 6, 165-182, Beograd. England, P. & Thompson, A. В. 1984, Pressure-temperature-time paths of regional metamorphism. L Heat transfer during the evolution of regions of thickened continental crust. Jour Petrol., 25, 894-928, Oxford. Flood, R. H. & Shave, S. E. 1975, A cordierite-bearing granite suite from the New England batholith, N. S. W. Australia. Contrib. Mineral. Petrol., 52, 157-164, Stuttgart. Flügel, H. W., Sassi, F. P. & Grecula, P. 1987, Pre-Variscan and Variscan events in the Alpine-Mediterranean belt, 487 p., IGCP Project No. 5, Alfa Publishers, Bratislava. Frey, M. Г986, Very low-grade metamorphism of the Alps - an introduction. Schweiz, mineral, petrogr. Mitt., 66, 13-27, Zürich. Golub, Lj. & Šiljak, M. 1965, Muscovite from Točak (Papuk, Croatia). Acta geol., 4, 333-339, Zagreb. Gorjanovič-Kramberger, D. 1897, Geologija okolice Kutjeva. Rad JAZU, 131, 10-29, Zagreb. Green, T. H. 1976, Experimental generation of cordierite- or garnet-bearing granitic liquids from a pelitic composition. Geology, 4, 85-88, Washington, D. C. Guidotti, C. V. & Sassi, F. P. 1986, Classification and correlation of metamorphic facies series by means of muscovite bo data from low-grade metapelites. N. Jahrb. Mineral. Abh., 153 (3), 363-380, Stuttgart. Gupta, L. N. & Johannes, W. 1982, Petrogenesis of stromatic migmatites (Nelaug, Southern Norway). Jour. Petrol., 23 (4), 548-567, Oxford. Hammarstrom, J. M. & Zen, F. 1986, Aluminium in hornblende: an empirical igneous geobarometer. Amer. Mineral., 71, 1297-1313, Washington, D. C. Harris, N. B., Pearce, J.A. & Tindle, A. G. 1986, Geochemical characteristics of collision-zone magmatism. In M. P. Coward & A. C. Ries (Eds.) »Collision tectonics«, Geol. Soc. Spec. Public. 19, 67-81, London. Hart, B. & Dempster, T. J. 1987, Regional metamorphic zones: tectonic controls. Phil. Trans. R. Soc. Lond., A, 231, 105-127, London. Herak, M., Jamičić, D., Simunić, A. & Bukovac, J. 1990, The northern boun- dary of the Dinarides. Acta Geol., 20, 5-27, Zagreb. Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 249 Hine, R., Williams, J. S., Chappell, B. W. & White, A. J. R. 1978, Contrast between I- and S-type granitoids of the Kosciusco batholith. Jour. Geol. Soc. Australia, 25, 219-234, Canberra. Holdaway, M. J. 1971, Stability of andalusite and the aluminium silicate phase diagram. Amer. Jour. Scie., 271, 97-131, Washington, D. C. Hollister, R. S., Grissom, G. C., Peters, E. K., Stowell, H. H. & Gisson, W. B. 1987, Confirmation of the empirical correlation of Al in hornblende with pressure of solidification of calc-alkaline plutons. Amer. Mineral., 72, 231-239, Washington, D. C. Huang, M. 1985, Compositional conversion of feldspathic phase in granitoids and its application to rock-forming temperature calculation. Chinese Jour. Geochem., 2, 181-191, Beijing. Hyndman, D. W. 1981, Controls on source and depth of emplacement of granitic magma. Geology, 9, 244-249, Washington, D. C. Jamičić, D. 1976, Structural fabric of the metamorphosed rocks of Mt. Krndija and the eastern part of Mt. Papuk. Bull. Scie., A, 21(1/2), 2-3, Zagreb. Jamičić, D. 1979, Dvostruko boranje u jednom dijelu metamorfnih stijena Papuka i Krndije. Geol. vjesn., 31, 355-358, Zagreb. Jamičić, D. 1979 a. Prilog poznavanju tektonskih odnosa Papuka i Krndije. IV. god. znan. skup primj. geol. geofiz. i geokem. JAZU, 199-206, Stub. Toplice. Jamičić, D.1983, Strukturni sklop metamorfnih stijena Krndije i južnih padina Papuka. Geol. vjesn., 36, 51-72, Zagreb. Jamičić, D. 1988, Strukturni sklop slavonskih planina. Disertacija, Sveučilište u Za- grebu, 152 p., Zagreb. Jamičić, D., Brkić, М., Crnko, J. & Vragović, М. 1987, Tumač za Osnovnu geološku kartu SFRJ 1:100.000, list Orahovica, 72 p.. Sav. geol. zavod, Beograd. Jamičić, D., Vragović, М. & Matičec, D. 1989, Tumač za Osnovnu geološku kartu SFRJ 1:100.000, list Daruvar. 55 p., Sav. geol. zav., Beograd. Jantsky, В. 1978, A Mecseki granitosodott kristalios alaphegyseg földtana. Magyar All. Fold. Int., 60, 1-385, Budapest. Johannes, W. 1983, Metastable melting in granite and related systems. In M. P. Atherton & C. D. Gribble (Eds.) »Migmatites, melting and metamorphism«, 27-36, Shira Publish. Limit., Kent. Johannes, W. 1983a, On the origin of layered migmatites. In M. P. Atherton & C. D. Gribble (Eds.) »Migmatites, melting and metamorphism«, 234-248, Shira Publish. Limit., Kent. Kišpatić, M. 1891, Kloritoidni škriljavac iz Psunja. Rad JAZU, 104, 3-8, Zagreb. Kišpatić, М. 1892, Prilog geoložkom poznavanju Psunja. Rad JAZU, 109, 1-57, Zagreb. Kišpatić, М. 1910, Disthen-, Sillimanit- und Staurolitführende Schiefer aus dem Km- dija-Gebirge in Kroatien. Centraiblatt f. Mineral, etc., 5, 578-586, Stuttgart. Kišpatić, M. 1910a, Brucitamphibolit aus Krndija in Kroatien. Centraiblatt f. Mineral, etc., 5, 153-155, Stuttgart. Kober, L. 1914, Alpen und Dinariden. Geol. Rundschau, 5, 175-204, Stuttgart. Koch, F. 1908, Geologijska pregledna karta kraljevine Hrvatske i Slavonije, list Daruvar 1:75.000 s tumačem. Kralj. hrv.-slav.-daim, zemalj. vlada, VI, Zagreb. Koch, F. 1919, Grundlinien der Geologie von West-Slavonien. Glas. Hrv. prir. druš., 31(2), 217-236, Zagreb. Koch, F. 1924, Geotektonische Beobachtungen im Alpino-Dinarischen Grenzgebiete. Zbor. rad. posvećen J. Cvijiću, 341-358, Beograd. Korolija, B. & Jamičić, D . 1989, Tumač za Osnovnu geološku kartu SFRJ 1:100.000, list Našice, 40 p., Sav. geol. zavod, Beograd. Kovacs, S., Csaszar, G., Galacs, A., Haas, J., Nagy, E. & Vörös, A. 1989, The Tisza Superunit was originally part of the North Tethyan margin. Mem. Soc. Geol. France, No. 154(2), 81-100, Paris. Laskarev, V. 1931, Prilozi za poznavanje tektonike Požeške gore. Glas Srp. akad. nauka i umet., 141(1), 103-118, Beograd. Leeder, М. R. 1987, Tectonic and paleogeographic models for Lower Carboniferous Europe. In: J. Miller, A. E. Adams & V. P. Wright (Eds.) »European Dinantian Environments«, 1, 1-20, Wiley & Sons, New York. Marci, V. 1968, Utvrđivanje porijekla anklava i gnajsa Papuka na osnovi sadržaja mikro- elemenata. Geol. vjesn., 21, 273-280, Zagreb. 250 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Marci, V. 1971, Metasomatski procesi u kontaktnim zonama granita i amfibolita na području Donje Rašaške, Psunj. Geol. vjesn., 24, 123-131, Zagreb. Marci, V. 1973, Geneza granitnih stijena Psunja. Acta geol., 7, 195-231, Zagreb. Marci, V. 1979, Niskometamorfne mineralne asociacije sjeverozapadnog dijela Psunja. Geol. vjesn., 31 241-252, Zagreb. Marci, V., Međimurec, S. & Šćavničar, S. 1975, Žilne pojave klorita u jugozapad- nom dijelu Psunja. Geol. vjesn., 28, 217-242, Zagreb. Marci V. & Raffaelli, P. 1981, Kemijske karakteristike amfibolskih stijena sjeveroza- padnog dijela Psunja. Razlikovanje orto i para varijeteta. Geol. vjesnik., 33, 133-144, Zagreb. Marić, L. 1955, Petrografsko istraživanje Krndije. Ljetopis JAZU 60, 290-294, Zagreb. Mason, В. 1966, Principles of geochemistry. 3rd Ed., 327 p., John Wiley & Sons Inoc., New York. Mather, J. D. 1970, The biotite isograd and lower greenschist facies in Dalradian rocks of Scotland. Jour. Petrol., 11, 253-275, Oxford. Matte, P. 1986, Tectonics and plate tectonics model for the Variscan belt of Europe. Tectonophysics, 126, 329-374, Amsterdam. McCarthy, T. S. & Hasty, R. A. 1976, Trace element distribution patterns and their relationship to the crystallization of granitic melts. Geochim. Cosmochim. Acta, 40, 1351-1358, London. Mehnert, K. R. 1968, Migmatites and the origin of granitic rocks. Elsevier Pubi. Comp., 327 p. Amsterdam. Mehnert, K. R. & Büsch, W. 1982, The initial stage of migmatite formation. N. Jb. Mineral. Abh., 245(3), 211-238, Stuttgart. Miyashiro, A. 1961, Evolution of metamorphic belts. Jour. Petrol., 2, 277-311, Oxford. Miyashiro, A., Aki, K. & Sengör, A. M. C. 1981, Orogeny. 242 p., John Wiley & Sons, Chichester-New York-Toronto-Singapore. Mojsisovics, E., Tietze, E. & Bittner, A. 1880, Grundlinien der Geologie von Bosnien und der Herzegowina. Jahrb. Geol. R. A., 30, Wien. Najdenovski, J. & Aljinović, B. 1989, Požeška kotlina. Rezultati statističke obrade seizmičkih brzina s osvrtom na geološke odnose. DIT, 7 (25), 1-18, Zagreb. Neugebauer, J. 1988, The Variscan plate tectonic evolution: an improved »lapetus model«. Schweiz, mineral.-petrogr. Mitt., 68, 313-333, Zürich. Neugebauer, J. 1989, The lapetus model : a plate tectonic concept for the Variscan belt of Europe. Tectonophysics, 169, 229-256, Amsterdam. Olsen, S. N. 1983, A quantitative approach to local mass balance in migmatites. In M. P. Atherton & C. D. Gribble (Eds.) »Migmatites, melting and metamorphism«, 201-233, Shira Pubi. Limit., Kent. Pamić, J. 1986, Magmatic and metamorphic complexes of the adjoining area of the northernmost Dinarides and Pannonian Mass. Acta Geol. Hunger., 29, 203-220, Budapest. Pamić, J. 1986a, Metamorfiti temeljnog gorja Panonskog bazena u savsko-dravskom međuriječju na osnovi podataka naftnih bušotina. XI. Kongr. geol. JugosL, 2, 259-272, Tara. Pamić, J. 1977, Alpski magmatsko-metamorfni procesi kao indikatori geološke evolucije sjeverne Bosne. Geol. glasn., 22, 257-292, Sarajevo. Pamić, J. 1987, Pojave kordijerita, andaluzita i margarita u metamorfnim stijenama Psunja u Slavoniji. Geol. vjesn., 40, 139-147, Zagreb. Pamić, J. 1987a, Kredno-tercijarne granitne i metamorfne stijene u dodirnom području sjevernih Dinarida i Panonskog strukturnog kompleksa. Geologija, 28/29, (1985/86), 219-237, Ljubljana. Pamić, J. 1988, Stijene granit-granodioritne asocijacije Krndije u Slavoniji (sjeverna Hrvatska, Jugoslavija). Rad JAZU, 441 (23), 97-114, Zagreb. Pamić, J. 1988a, Ultramafics from metamorphic complexes of the Slavonian Mountains (northern Croatia, Yugoslavia). Newsletter, 7, 221-227, Padova. Pamić, J. 1989, Hercynian and Alpine granitic-metamorphic complexes of the adjoining area of the Dinarides and Pannonian Basin in Yugoslavia as related to geodynamics. Geol. Zbor. Geol. Carpathica, 40(3), 259-280, Bratislava. Pamić, J. 1989a, Zonalnost hercinskog metamorfnog kompleksa Krndije u Slavoniji (sjeverna Hrvatska, Jugoslavija). Geol. vjesn., 42, 79-92, Zagreb. Pamić, J. 1990, Alpinski granitoidi, migmatiti i metamorfiti Moslavačke gore i okolne podloge Panonskog bazena (sjeverna Hrvatska, Jugoslavija). Poseb. izdanja JAZU, 10, 1-122, Zagreb. Pamić, J. & Jamičić, D. 1986, Metabasic intrusive rocks from the Paleozoic Radlovac Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 251 complex of Papuk Mt. in Slavonija (northern Croatia, Yugoslavia). Rad JAZU, 424(21), 97-127, Zagreb. Pamić, J., Jamičić, D. & Crnko, J. 1984, Bazične i intermedijarne magmatske stijene iz metamorfita središnjih dijelova Psunja u Slavoniji. Geol. vjesn., 37, 127-144, Zagreb. Pamić, J., Jamičić, D. & Crnko, J. 1984a, Petrološki prikaz ultramafita iz meta- morfnog kompleksa središnjih dijelova Psunja. Rad JAZU, 141(20), 93-104, Zagreb. Pamić, J., Lanphere, М. & МсКее, E. 1988, Radiometrie ages of metamorphic and associated igneous rocks of the Slavonian Mountains in southern parts of the Pannonian Basin. Acta geol., 18, 13-39, Zagreb. Pamić, J., Lelkes-Félvary, Gy. & Raffaelli, P. 1988a, Andalusite-bearing schists from southwestern parts of Papuk Mt. in Slavonija (northern Croatia). Geol. vjesn., 41, 145-157, Zagreb. Pamić, J., & Marci, V. 1990, Petrologija amfibolitskih stijena slavonskih planina (sjeverna Hrvatska, Jugoslavija). Geol. vjesn., 43, 121-133, Zagreb. Pearce, J. A., Harris, N. В. & Tindle, A. G. 1984, Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Jour. Petrol., 25 (4), 956-983, Oxford. Per čuk, L. L. 1968, Ravnovesie biotita s granatom v metamorfičeskih porodah. Eksp. teor. isled, miner, ravnovesii, Nauka, 3-36, Moskva. Pilar, Đ. 1875, Podravina, Đakovština i Dilj-gora. Rad JAZU, 33, 38-57, Zagreb. Platten, von H. 1965, Experimental anatexis and genesis of migmatites. In W. S. Pitcher & F. W. Flinn (Eds.) »Control of metamorphisom«, 10, 203-218, Oliver & Boyd, Edinburgh - London. Poldervaat, A. 1955, Chemistry of the Earth crust. Geol. Soc. Amer. Spec. Papers, 62, 119-144, Washington, D. C. Poljak, J. 1912, Prethodni izvještaj o geologijskom snimanju u opsegu listova Orahovica- -Beničanci i Našice-Kutjevo 1:75.000. Vijesti Geol. povjer. kralj. Hrvatske-Slavonije za 1911., 2, 20-28, Zagreb. Poljak, J. 1934, Tumač za geološku kartu Orahovica-Beničanci 1:75.000. Povr. izd. Geol. inst. kralj. Jugos., 3-15, Beograd. Poljak, J. 1939, Izvještaj o geološkom snimanju lista Slatina-Voćin 1:25.000. Godiš. Geol. inst. kralj. JugosL, za 1938. g., 89-92, Beograd. Poljak, J. 1952, Predpaleozojskeipaleozojske naslage Papuka i Krndije. Geol. vjesn., 2/4, 63-82, Zagreb. Popović, S. & Slovenec, D. 1981, Točno mjerenje parametara jedinične ćelije filosili- kata na primjeru biotita i muskovita. Geol. vjesn., 33, 195-202, Zagreb. Prelogović, E. 1975, Neotektonskakarata SR Hrvatske. Geol. vjesn., 28, 97-107, Zagreb. Raffaelli, P. 1965, Metamorfizam paleozojskih pelitskih škriljavaca u području Ravne gore. Geol. vjesn., 18(1), 61-111, Zagreb. Raffaelli, P. 1965a, Diorit s kvarcom i kumingtonitom iz Ravne gore u Papuku. Acta geol., 4, 323-326, Zagreb. Raffaelli, P. & Pamić, J. 1986, Petrokemijsko razmatranje predalpinskih i mladoal- pinskih granitnih masa dodirnog područja sjevernih Dinarida i Panonske mase. XI Kongres geol. JugosL, 2, 293-305, Tara. Richardson, S. W., Gilbert, M. C. & Bell, P. M. 1969, Experimental determina- tion of kyanite-andalusite and andalusite-sillimanite equilibria. Amer. Jour. Scie., 267, 259-272, Washington, D. C. Rock, N. M. & Leake, B. E. 1984, The International Mineralogical Association amphibole nomenclature scheme: computerization and its consequences. Mineral. Magaz., 48(2), 211-228, London. Royden, L., Horvath, F. & Rumpler, J. 1983, Evolution of the Pannonian Basin system. 1. Tectonics. Tectonics, 2(1), 63-90, Washington, D. C. Rutter, M. J., van Der Lan, S. R. & Wyllie, PJ. 1989, Experimental data for a proposed empirical igneous geobarometer: Aluminium in hornblende at 10 kbar pressure. Geology, 17, 897-900, Washington, D. C. Sassi, F. P. & Scolari, A. 1974, The bo value of the potassic white micas as a barome- tric indicator in low-grade metamorphism of pelitic schists. Contr. Miner. Petrol., 45, 143-152, Stuttgart. Shepard, S. M. F. 1986, Igneous rocks: III. Isotopie case studies of magmatism in Africa, Eurasia and oceanic islands. In J. W. Valley, H. P. Taylor & J. R. O'Neil (Eds.) »Stable isotopes«, Mineral. Soc. Amer., Reviews in Mineralogy, 16, 319-372, Blacksburg. 252 Jakob Pamić & Marvin Lanphere Slovenec D. 1976, Izmjene biotita u pegmatitu potoka Brzaje na Papuku u uvjetima površinskog trošenja. Geol. vjesn., 29, 243-267, Zagreb. Slovenec D. 1978, Mogućnost korištenja biotita kao indikatora geneze granito-meta- morfnih stijena Papuka. Geol. vjesn., 30(2), 351-357, Zagreb. Slovenec D . 1982, Kemijski sastav biotita, granata i amfibola kao pokazatelj temperature formiranja granito-metamorfnih stijena Papuka. Geol. vjesn. 35, 133-152, Zagreb. Slovenec, D. 1982a, Revised X-ray powder diffraction data for polytype 2Mi of trioctahedral micas. Geol. vjesn., 35, 129-132, Zagreb. Slovenec, D. 1983, The effect of absorption on X-ray diffraction Weissenberg patterns of epitactically overgrown biotite. Geol. vjesn., 36, 219-222, Zagreb. Slovenec, D. 1984, Raspodjela politipova biotita i muskovita po grupama stijena Papuka. Ref. I. Jugosl. simp., JugosL asoc. miner., 307-314, Beograd. Slovenec, D. 1986, Nalazi pirofilita, paragonita, margarita i glaukonita u stijenama slavonskih planina. Geol. vjesn., 39, 61-74, Zagreb. Slovenec, D. & Halle, R. 1979, Unusual thermal behavior of biotites from Mt. Papuk. Jour. Therm. Anal., 17, 177-179, London. Slovenec, D., Popović, S. & Galešić, N. 1980, An X-ray diffraction investigation of trioctahedral micas. Jour. Therm, Anal., 31, 273-280, Zagreb. Slovenec, D. & Popović, S. 1981, Mogu li se po rendgenskim difrakcijskim slikama proba sigurno razlikovati politipi biotita IM i 2М? Geol. vjesn., 33, 203-208, Zagreb. Stormer, J. C. 1975, A practical two-feldspar geothermometer. Amer. Mineral. 60, 667-674, Washington, D. C. Streckeisen, A. L. 1973, Plutonic rocks, classification and nomenclature. Geotimes, 18(10), 26-31, Washington. D. C. Streckeisen, A. L. & Maitre, R. W. 1979, A chemical approximation to the modal Q'-APF classification of igneous rocks. N. Jb. Mineral. Abh., 136{2), 169-206, Stuttgart. Stur, D. 1861/62, Sitzung vom 3. December 1861. (Geologische Karte von West-Slavo- niei^. Jahrb. Geol. Reichsan., 12, 115-118, Wien. Šćavničar, S. 1965, Termičke, strukturne i kemijske karakteristike klorita s Papuka. Geol. vjesn., i8(2), 269-280, Zagreb. Šćavničar, S. & Šinkovec, В. 1963, Talk-kloritni škriljci na istočnim obroncima Psunja. Geol. vjesn., 17, 119-134, Zagreb. Šikić, К. & Brkić, М. 1975, Donji trijas u Papuku i Krndiji. Geol. vjesn., 28, 133-141, Zagreb. Šikić, К., Brkić, М., Šimunić, A. & Grimani, М. 1975, Mezozojske naslage Papučkog gorja. Znan. Sav. naftu, Jugosl. akad. znan., umn., II. god. znan. skup. A, 5, 87-96, Zagreb. Šimunić, A. & Šimunić, A. 1987, Rekonstrukcija neotektonskih zbivanja u sjeveroza- padnoj Hrvatskoj na temelju analize pontskih sedimenata. Rad JAZU, 431(22), 155-177, Zagreb. Šparica, М., Buzaljko, R. & Jovanović, Č. 1984, Tumač za Osnovnu geološku kartu SFRJ 1:100.000, list Nova Gradiška, 54. p.. Sav. geol. zavod, Beograd. Šturman, В. 1965, Titanit iz potoka Kišelovec u južnom dijelu Papuka. Geol. vjesn., 28(1), 38-39, Zagreb. Tajder, М. 1957, Petrografsko istraživanje zapadnog dijela Papuka. Ljetopis JAZU, 62, 316-322, Zagreb. Tajder, М. 1969, Geneza blastoporfimog epidot-amf ibolita na području Omanovca u Psu- nju. Acta geol., 6, 5-16, Zagreb. Tajder, М. 1969a, Magmatizam i metamorfizam planinskog područja Papuk-Psunj. Geol. vjesn., 22, 469-476, Zagreb. Tajder, М. 1970, Noviji pogledi sastava i geneze eruptiva i metamorfita papučko- psunjskog gorja (Slavonija). Zbor rad, I. znan. Sab. Slavonije i Baranje, 107-126, Vinkovci. Tajder, М. 1970a, Genetski problemi nekih stijena s područja Sirać u Papuku. Geol. vjesn., 23, 257-264. Taylor, S. R.1979, Chemical composition and evolution of the continental crust: The rare earth element evidence. In M. W. McElhinny (Ed.) »The earth: its origin, structure, and evolution«, 353-376, Acad. Press, London. Tućan, F. 1907, Radnje iz mineraloško-petrografskog muzeja u Zagrebu. Prilog poznava- nju kemijskog sastava ruda u Hrvatskoj. Glasn. Hrv. naravosl. druš., 19, 92-100, Zagreb. Valley, J. W. 1986, Stable istope geochemistry of metamorphic rocks. In J. W. Valley, Hercinske granitne i metannorfne stijene Papuka, Psunja, Krndije... 253 Taylor, H. P. & O'Neil, J. R. (Eds.) »Stable isotopes«. Minerai. Soc. Amer., Reviews in Minerai, 16, 445-490, Blacksburg. Vernon, R. H. 1983, Restite, xenoliths and microgranitoid enclavas in granites. Jour. Proceed., Roy. Soc. New South Wales, 77-103, Sidney. Vragović, M. 1965, Graniti i gnajsi Papuka. 232 p., Disertacija, Sveučilište u Zagrebu, Zagreb. Vragović, М. 1965a, Prilog poznavanju petrografskog sastava granitoidnih terena Pa- puka. Acta geol., 34, 327-332, Zagreb. Vragović, М. 1969, Granat-biotitski amfibolit iz potoka Brzaje (Papuk). Zbor. rad. Rud.- Geol.-naft. fak. u povodu 30 god. rada, 129-132, Zagreb. Vragović, М. & Majer, V. 1980, Prilozi za poznavanje metamorfnih stijena Zagre- bačke gore. Moslavačke gore i Papuka (Hrvatska, Jugoslavija). Geol. vjesn., 31, 295-308, Zagreb. Vragović, М. & Majer, V. 1980a, Kloritoidni škriljci u metamorfnim kompleksima u sjevernoj Hrvatskoj (Jugoslavija). Geol. vjesn., 31, 287-294, Zagreb. Whitney, J. A. & Stormer, J. C. 1977, The distribution of NaAlSisOg between coexisting microcline and plagioclase and its effects on geothermometric calculations. Amer. Miner., 62, 687-691, Washington, D. C. Winkler, H. G. F. 1974, Petrogenesis of metamorphic rocks. 5th Edit., 320 p., Springer Verlag, Berlin-Heidelberg-New York. Winkler, H. G. F. & Breitbart, R.1978, New aspects of granite magmas. N. Jahrb. Mineral., Mh., 10, 463-486, Stuttgart. Wodiczka, F. 1855, Sitzungen der K. K. Geologischen Reichsan. Sitzung am 6. November 1855. Jahrb. Geol. R. A., 6(4), Verh., 858, Wien. Wyllie, P. J. 1977, Crustal anatexis: an experimental review. Tectonophysics, 43, 41-71, Amsterdam. Zsigmondy, W. 1873, Mitteilungen über Borthermen zu Harkany auf der Margarethe- ninsel nächst Ofen zu Lipik und den Borthermen zu Alcsuth. Pest.