GEOLOGICA CARPATHICA, 49, 2, BRATISLAVA, APRIL 1998

139–146

EPITHERMAL TERTIARY Pb-Zn-Cu (Ag, Te) MINERALIZATION IN

THE ROZTOKY VOLCANIC CENTRE, ÈESKÉ STØEDOHOØÍ MTS.,

CZECH REPUBLIC

EDVÍN PIVEC

1

, JAROMÍR ULRYCH

1

, VLADIMÍR ŠREIN

2

,  JIØÍ BENDL

3

,

PETR DOBEŠ

4  

and

 

KAREL ŽÁK

4

1

Institute of Geology,  Academy of Sciences of the Czech Republic, Rozvojová 135, 165 02 Praha 6, Czech Republic

2

Institute of Rock Structure and Mechanics, Academy of Sciences of the Czech Republic, V Holešovièkách 41, 182 09 Praha 8, Czech Republic

3

Analytika, l.c., U Elektry 650, 198 00 Praha 9, Czech Republic

4

Czech Geological Survey, Klárov 3, 118 00 Praha 1, Czech Republic

(Manuscript received May 20, 1997; accepted in revised form December 11, 1997)

Abstract: The abandoned Roztoky silver-base metal deposit represents a scarce example of Tertiary sulphide vein-

type  mineralization  spatially  and  genetically  associated  with  intraplate  volcanic  rocks  of  the  Cenozoic  West  and

Central European Volcanic Province. The deposit is situated in the Tertiary Roztoky Volcanic Centre (RVC) of the

Èeské støedohoøí Mts., within the Ohøe (Eger) Rift. The main ore vein parallels an older bostonite dyke intersecting

the monzodiorite body, however, both are intersected by a younger trachyte dike. This suggests that the origin of the

mineralization is related to the development of the RVC. The 

δ

13

C values of vein carbonates indicate the influence of

deep-seated CO

2

 but the O isotopic composition of hydrothermal fluids (calculated 

δ

18

O

fluid 

values from –3 to –7 ‰

SMOW)  shows  the  dominance  of  water  with  relatively  shallow  circulation.  Sphalerite-galena  sulphur  isotopic

geothermometry yielded temperatures between 200 and 250 

o

C and the presence of cubic hessite indicates tempera-

tures above 155 

o

C. The calculated 

δ

34

S

fluid 

values vary in the range –1.0

 

to –2.0 ‰. The presence of banded “colloform”

sphalerite and chalcedony suggests lower temperatures. High lead isotope ratios of galena (

206

Pb/

204

Pb about 19.03,

207

Pb/

204

Pb about 15.67, 

208

Pb/

204

Pb about 39.17) can be a result of mobilization of lead either from Tertiary magmatic

rocks, which show similar lead isotope ratios and were probably derived from a sublithospheric HIMU mantle source,

or from upper-crustal rocks, e.g. local Upper Cretaceous sediments. The 

87

Sr/

86

Sr isotope ratios of the principal hy-

drothermal carbonates rhodochrosite (0.70524) and calcite-dolomite (0.70510) are higher than both the local primi-

tive magma derivatives and even the developed rocks of the RVC and indicate an admixture of Sr derived from local

crustal rocks. The volcanic rocks of the RVC were the dominant heat source during the formation of the ore deposit.

The hydrothermal deposit was formed during relatively shallow hydrothermal circulation of low to medium salinity,

low –

δ

18

O fluids supported by CO

2 

influx of deep-seated origin.

Key words: Tertiary, Bohemian Massif, epithermal mineralization, stable isotopes, Sr isotopes, alkaline volcanics.

Introduction

There have been numerous publications over the last several

decades concerning the post-Variscan mineralization related

to the Alpine metallogenic epoch in the Bohemian Massif.

The post-Variscan mineralization includes, according to Lo-

sert & Chrt (1962), Hanuš & Krs (1963), Losert (1964), Krs

& Vondrová (1965), Legierski (1973), Èadek et al. (1975),

Baumann (1977), Pivec et al. (1984), Vanìèek et al. (1985),

Thomas & Tischendorf (1987), Èadek & Malkovský (1988)

and Žák et al. (1990), various types of fluorite, barite, urani-

um and sulphide (base-metal) mineralization. The Roztoky

deposit represents a scarce example (together with Tertiary

mineralization  in  Badenweiler  and  Wiesloch  localities  in

Rhinegraben,  Gehlen  1987)  of  the  Tertiary  sulphide  vein-

type  mineralization  spatially  and  genetically  associated

with volcanic and subvolcanic rocks in the whole Cenozoic

West  and  Central  European  Volcanic  Province.  The  Ohøe

(Eger) Rift zone, which hosts the Roztoky Volcanic Centre

(RVC) and Roztoky deposit, also contains widespread fluo-

rite  and  barite  mineralization  with  fluorite  deposition  con-

tinuing  even  subrecently  and  recently  from  thermal  springs

(e.g. in Teplice and Dìèín).

The Au±Ag±Te±base metal deposits related to alkaline ig-

neous  rocks,  known  from  numerous  metallogenic  provinces

around the world, constitute one of important sources of pre-

cious  and  related  metals.  Well  known  examples  of  alkalic-

type epithermal mineralization include Cripple Creek, Colo-

rado;  Colorado  mineral  belt;  Montana  alkalic  province;

Porgera, Mt. Kare, and Ladolam, Papua New Guinea etc. (Ri-

chards 1995). Within the Cenozoic West and Central Europe-

an Volcanic Province the occurrence of a deposit of this type

is quite exceptional. The purpose of this study is to summa-

rize the essential facts concerning this poorly known deposit.

Geological setting of the Roztoky ore district

The  Roztoky  (Rongstock  in  German)  village  is  better

known from the petrologic literature as the type locality of the

Tertiary monzodiorite (rongstockite after Tröger 1935) rather

than the  Pb-Zn-Cu (Ag, Te) deposit.

140                                                           PIVEC, ŠREIN, ULRYCH, BENDL, DOBEŠ

  

and ŽÁK

The  RVC  is  the  main  volcanic  centre  of  the  Èeské  støe-

dohoøí  Mts.  and  represents  the  main  strongly  differentiated

volcanic complex within the NE–SW trending Ohøe Rift. Vol-

canic activity ranges from 42to 10 Ma and frequently reveals

a  bimodal  character  (basanite–trachyte),  cf.  Wilson  et  al.

(1994). Mantle derived alkali basaltic rocks display primitive

87

Sr/

86

Sr ratios in a range from 0.7032 to 0.7037 (Vokurka &

Bendl 1992; Bendl et al. 1993; Wilson et al. 1994). A sub-

lithospheric HIMU mantle plume could have been the source

of the magma (Wilson et al. 1994).

The RVC occurs at the intersection of the hypothetical cen-

tral faults of the Ohøe Rift, which is the main rift zone of the

Bohemian Massif, and the Labe tectono-volcanic zone (Ko-

pecký 1978). The RVC crops out in the deeply eroded Labe

(Elbe) Valley. The central diatreme of the RVC is filled main-

ly by breccia of trachytic composition with carbonate-bearing

groundmass.  The  carbonate  component  of  this  breccia  was

assumed  to  be  of  carbonatite  origin  by  Kopecký  (1978,

1987a).  Younger  trachytes  and  phonolites  intrude  into  the

breccia. Intrusive bodies of olivine nephelinite, basanites and

phonolites in the vicinity outside the mentioned breccia, may

belong to the RVC as well. The southwest part of the RVC is

limited by a local fault intruded by breccia of lamprophyric

composition.

The proper environs of the deposit consist of a hypabyssal

body of monzodiorite situated at the southern margin of the

RVC as a circular segment, about 200 m in diameter, bound-

ed by the local fault in the W and by a block of contact meta-

morphosed  marlstones  of  Late  Cretaceous  age  towards  the

NE (Fig. 1). This monzodiorite segment probably represents

part  of  an  originaly  bigger  elliptical  body  (Hibsch  1899).

Stocks  with  eliptic  shape  of  similar  composition  (essexites)

and one of sodalite syenite occur scattered in the near vicinity.

More than 1,000 dykes forming a radiating system and rare

cone-sheets extend up to 15 km from the centre of the RVC.

The  trachytic  breccia  of  diatreme  is  probably  younger  than

the  older  generation  of  lamprophyres  but  older  than  tin-

guaites (a textural variety of phonolite) and nepheline syenite

porphyry  dykes.  The  dyke  system  consists  of  lamprophyres

and  felsic  derivatives-semilamprophyres  and  common  rock

dykes (Jelínek et al. 1989). Trachyte and bostonite dykes (in

Fig. 1) belong to the dyke system mentioned above.

The  Tertiary  Pb-Zn-Cu  (Ag,  Te)  bearing  hydrothermal

veins  are  located  mostly  within  the  monzodiorite  segment

and only partly in its marlstone envelope (Pivec et al. 1984),

see Fig. 1. The host rock of the ore veins (i.e. monzodiorite)

was dated by the K/Ar method (whole rock) at 29.5 Ma (H.

Bellon, Orsay Univ. Paris, in Kopecký 1987b).

The ore deposit

The deposit is formed by three parallel mineralized veins (Piv-

ec  et  al.  1984).  The  main  vein  parallels  a  3  m  thick  bostonite

dyke of NE–SW direction and dips steeply 70–75

o

 to the NW.

The main vein was mined in its southwestern part mainly in the

16th century and prospected in the northeastern part during the

1953  to  1956  period.  The  length  of  this  vein  is  about  500  m

(Fig. 1); its maximum thickness reaches 0.6 m. The hydrother-

mal filling is more widespread in sections where the vein occurs

just at the contact between altered bostonite and monzodiorite.

Where  the  vein  parallels  the  bostonite  dyke  in  the  contact

metamorphosed  marlstones,  replacements  and  impregnations

from 2 to 10 cm thick are typically developed. Faults trending

NW–SE, N–S and E–W disrupt the bostonite dyke and ore

vein. Both the dyke and the vein are slightly displaced and

younger trachyte dykes crosscut them. This fact proves that

ore formation coincided with the development of the RVC.

  In  the  vein  filling,  sphalerite  prevails  over  galena.  Pyrite,

chalcopyrite,  tetrahedrite,  and  hessite  are  present  in  minor

amounts. The gangue is composed of rhodochrosite, dolomite

and calcite (from oldest to youngest). Quartz, chalcedony, and

barite are present in minor amounts. The position of the main

ore minerals in the paragenetic sequence is shown in Fig. 2.

The structure of the vein filling often indicates a cessation

of  mineralization  due  to  tectonic  movements.  The  breccia

consists  of  fragments  of  pyritized  contact-metamorphosed

marlstone, bostonite, and monzodiorite. These fragments are

usually coated by sphalerite and galena, and cemented by car-

bonate  gangue.  Transitions  of  breccia  structure  to  cockarde

structure were found. A special type of the breccia structure

formed by sphalerite crystals (about 2 cm in diameter) “float-

ing”  in  the  host  carbonate  is  characteristic  for  this  locality.

The  presence  of  collomorphous  aggregates  (“Schalen-

blende”) of sphalerite and a banded structure are local only.

 Analytical methods

The  ore  minerals  were  analyzed  using  a  JEOL  XA  50  A

electron microprobe, equipped with EDAX 711, operating at

Fig. 1. Geological map of the Roztoky deposit. (Modified after Pivec

et al. 1984). (Common symbol for railway in the lower part of Fig.)

EPITHERMAL TERTIARY Pb-Zn-Cu (Ag, Te) MINERALIZATION                                               141

15 kV with a specimen current of 0.02 A. The standards used

were pure metals (Sb, Ag, Te, Cu, Au) and synthetic PbSe,

Ag

2

Te, ZnS, and GaAs.

  For  the 

δ

13

C  and 

δ

18

O  measurement  on  carbonates,  the

conventional reaction with 100 % H

3

PO

4 

(McCrea 1950) was

used. Carbonates were, on the basis of their chemical compo-

sition, reacted at 25 

o

C (calcite) or 100 

o

C (rhodochrosite, do-

lomite) for 2 hours and corrections to measured 

δ

18

O values

were made depending upon the chemical composition of car-

bonates and the temperature of reaction. The reproducibility

of 

δ

13

C and 

δ

18

O measurements on carbonates was ±0.1 ‰.

Preparation  of  SO

2 

for 

δ

34

S  measurements  on  sulphides

was done by combusting with CuO at 770 

o

C in a vacuum

(Grinenko 1962). The reproducibility of 

δ

34

S measurements

on sulphides was ±0.15 ‰. All stable isotope measurements

were done using a Finnigan MAT 251 mass spectrometer.

Sr  for  the 

87

Sr/

86

Sr  ratio  measurement  was  isolated  on

quartz  columns  filled  with  Bio  Rad  cation  exchange  resin.

Mass spectrometry was done by a Finnigan MAT 262 mass

spectrometer.  A  double  Re  filament  ionization  technique

was used. The measured 

87

Sr/

86

Sr ratios were standardized

to the value 0.1194 for 

86

Sr/

88

Sr.

Fluid  inclusions  were  studied  utilizing  doubly  polished

plates, 0.2–0.3 mm thick, by optical microthermometry on a

Chaixmeca heating and freezing stage (Poty et al. 1976). The

stage  was  calibrated  for  temperatures  between  –100 

o

C  and

400 

o

C  by  Merck  chemical  standards,  the  melting  point  of

distilled water, and phase transitions in natural pure CO

2 

in-

clusions.

Results and discussion

Sulphide minerals of ore veins and their crystal chemistry

Pivec et al. (1984) did not detect the presence of silver min-

erals  proper  in  spite  of  the  deposit  being  known  as  a  silver

mine, even though they mentioned the content of 0.14 wt. %

Ag  in  the  galena.  New  microprobe  data  and  reflected  light

microscopy  studies  have  shown  that  (besides  silver-bearing

tetrahedrite with 3.3 wt. % of Ag), the main silver mineral is

cubic hessite, which forms minute inclusions mainly in gale-

na and, to a lesser extent, in sphalerite. The cubic form was

identified on the basis of the isotropic behavior of hessite in

reflected  light.  Hessite  has  been  known  in  the  Bohemian

Massif  in  the  Variscan  vein  mesothermal  Au-deposits  only

(Morávek  1992).  The  chemical  composition  of  the  studied

ore minerals is presented in Table 1. Pivec et al. (1984) also

reported contents of In (250–300 ppm), Ga (15 ppm) and Ge

(2 ppm) in sphalerites.

The presence of color banded zones in colloform sphalerite

together  with  the  presence  of  chalcedony  seems  to  indicate

rather lower temperatures of deposition. However, the occur-

rence  of  cubic  hessite  indicates  temperatures  of  deposition

above 155 

o

C (Strunz 1982).

The geochemistry of hydrothermal carbonates

The  chemical  composition  of  carbonates  from  the  main

ore vein in Roztoky was studied by Pivec et al. (1984) and

from sulfidic and barren veinlets by Kopecký et al. (1987).

On the basis of  the C and O isotope data of carbonates, Ko-

pecký et al. (1987) suggest their low-temperature (late-stage

C4)  hydrothermal  carbonatite  origin  (sensu  Le  Bas  1977)

and connect them with a presumed hidden carbonatite intru-

sion, in the trachytic vent.

The  prevailing  pinkish  to  grey  carbonate  of  the  main  ore

vein  is  rhodochrosite  with  a  dolomite  admixture  (MnO  =

39.25 wt. %). The younger carbonate filling is represented by

fine-grained  calcite  intergrown  with  dolomite  (about  1:1).

This  second  most  frequent  type  of  carbonate  gangue  in  the

vein,  contains  9.05  wt  %  MgO  and  43.20  wt. %  CaO  (bulk

analysis).  Pure  manganoan  calcite  (4.90  wt. %  MnO)  was

found in small amounts only. The 

Σ

 REE (99.8–130.8 ppm)

(Table  2)  as  well  as  mildly  higher  SrO  (1,200–1,500  ppm)

and BaO (2,150–8,800 ppm) (Ulrych et al. 1997), contents of

the carbonates are too low for speculation about their carbon-

atite  origin  (cf.  Kopecký  1987a).  The  higher  contents  of  Sr

and Ba in carbonates of hydrothermal veins should be inter-

preted  cautiously  because  many  carbonates  from  common

ore-bearing veins with no carbonatite affinity show a similar

composition to those at Roztoky. For example, the Sr content

derived  from  altered  aluminosilicates  of  the  host  rocks  in-

creases  with  the  intensity  of  wall-rock  alteration  from  old

(100 ppm Sr) to young (2,000 ppm Sr) hydrothermal carbon-

ates in ore veins of the Pøíbram ore district (Cílek et al. 1984).

The  REE  contents  of  dolomite  from  an  ultramafic  lampro-

phyre dyke (polzenite, Ralsko Hill, northern Bohemia) — the

highest 

Σ

REE  contents  in  carbonate  (201  ppm)  found  until

now in the Bohemian Massif (Ulrych et al. 1997 — are given

in Table 2 for comparison). Pure calcite phases from sövite

contain  generally  higher 

Σ

REE,  Sr  and  Ba  contents  —  e.g.

calcite from sövite, Kaiserstuhl: 

Σ

REE 733 ppm; calcite from

sövite,  Alnö: 

Σ

REE  751–1,751  ppm,  Sr  750–1,900,  Ba

7,000–14,500  ppm;  dolomite  from  sövite,  Fen: 

Σ

REE  350

ppm,  Sr  5,000–6,900  ppm,  Ba  360–500  ppm  (Möller  et  al.

1980). Contents of 

Σ

REE in late magmatic carbonatite prod-

ucts  are  even  much  higher.  An  ankeritic  carbonatite  with

Σ

REE 11,570–13,078 ppm and ankeritic carbonatite with flu-

orite, barite and quartz with 

Σ

REE 33,336–64,550 ppm were

described  from  the  Amba  Dongar  carbonatite,  India,  by

Viladkar & Dulski (1986).

Fig. 2. The schematic succesion of the hypogene vein minerals of

the Roztoky deposit. (Modified after Pivec et al. 1984).

142                                                           PIVEC, ŠREIN, ULRYCH, BENDL, DOBEŠ

  

and ŽÁK

Carbonatites  are  commonly  characterized  by  higher

amounts of incompactible elements like Sr, Ba, REE, Zr, U,

Th, Zr, Hf, Nb, Ta, P and F. High contents of these elements

were not detected either in vein carbonates or in the trachyt-

ic breccia of the diatreme in Roztoky. The chemical compo-

sition  of  the  carbonates  thus  does  not  support  the  idea  of

Kopecký  (1987a)  of  their  association  with  a  hidden  sövite

intrusion in deeper sections of the RVC.

C and O isotopic composition

of the hydrothermal carbonates

To  corroborate  the  model  of  hidden  carbonatite  intrusion,

seventeen  carbonate  samples  representing  seven  genetically

different types of carbonate occurrences in the RVC were an-

alyzed  for  carbon  and  oxygen  isotopes  by  Kopecký  et  al.

(1987).  From  this  sample  set,  only  one  analysis,  a  carbon-

atized monzodiorite xenolith from the „pseudotrachyte brec-

cia“,  plots  within  the  field  of  primary  igneous  carbonatites

(PIC) as defined by Taylor et al. (1967) and Deines & Gold

(1973). All other samples possess higher 

δ

13

C and 

δ

18

O val-

ues (see Fig. 3), plotting in the field of “carbonatite associat-

ed carbonates”, which generally do not represent primary ig-

neous carbonate.

Numerous  hydrothermal  carbonates  from  various  hydro-

thermal ore veins of the Bohemian Massif, which clearly do

not  have  any  carbonatite  affinity,  plot  in  the  same  field,

some even within the PIC field (e.g. some hydrothermal car-

bonates of the West Bohemian uranium deposits, some car-

bonates  of  polymetallic  veins  in  the  Jihlava  ore  district,

etc.).  This  coincidence  can  be  easily  explained  by  the  fact

that  the  isotopic  composition  of  a  carbonate  plots  in  the

δ

13

C–

δ

18

O space as a result of the influence of three inde-

pendent factors: (i) the 

δ

13

C and 

δ

18

O values of the hydro-

thermal fluid; (ii) temperature of deposition; and (iii) the na-

ture of the carbon species in the fluid. When an independent

temperature estimate can be obtained most uncertainties are

eliminated since the 

δ

13

C and 

δ

18

O characteristics of hydro-

thermal fluids can be calculated. Only in the cases where an

independent  thermometry  indicates  magmatic  temperatures

and  the  calculated  fluid  composition  plots  within  and/or

close to the PIC, can a carbonatite affinity be assumed.

The temperature of deposition of hydrothermal carbonates

of  the  studied  Roztoky  sulphide  deposit  probably  did  not

exceed 280 

o

C, because carbonate deposition postdates sul-

phide deposition, for which sphalerite-galena sulphur isoto-

pic thermometers indicate temperature in the range of 200 to

250 

o

C  (see  below).  Fluid  inclusion  homogenization  tem-

peratures exhibit a similar range (220

 

to 285 

o

C).

 New carbon and oxygen isotopic determinations on car-

bonates  from  the  main  vein  of  the  Roztoky  sulphide  de-

posit have shown similar 

δ

13

C but lower 

δ

18

O values when

compared with data for sulphide-bearing veinlets reported

by  Kopecký  et  al.  (1987;  see  Fig.  3).  If  a  temperature  of

deposition  between  200  and  280 

o

C  for  the  carbonates  of

the main vein is accepted, 

δ

13

C

fluid 

values from ca. –3.0 to

–5.0  ‰

 

and 

δ

18

O

fluid 

values  from  ca.  –3  to  –7  ‰

 

(SMOW)

can be calculated.

Table 1: Composition of  ore minerals from the Roztoky deposit

(in wt. %).

sphalerite

galena tetra-

hedrite

hessite

rim

trans.zo core

average

range

n of anal.

2

2

2

1

6

10

Zn

65.41

65.25

65.81

-

6.22

0.00

0.00

Au

-

-

-

-

-

0.05

0.02-0.10

Fe

1.19

0.38

0.21

-

1.23

0.36

0.00-0.06

Bi

-

-

-

0.16

0.15

0.13

0.03-0.21

Cd

0.99

1.75

1.30

-

-

-

-

Sb

-

-

-

0.10

23.81

0.08

0.03-0.17

Mn

0.10

0.10

0.20

-

-

-

-

Ag

-

-

-

-

3.30

62.95 62.60-63.51

Cu

0.02

0.04

0.05

0.01

36.96

0.04

0.00-0.10

Pb

-

-

-

86.34

0.08

0.07

0.01-0.12

As

0.06

0.06

0.08

-

3.15

0.00

0.00

Te

-

-

-

0.12

0.02

37.13 36.77-37.36

S

32.92

32.80

32.85

13.28

25.16

0.11

0.22-0.34

Se

-

-

-

-

-

0.27

0.22-0.34

S

100.69 100.38 100.50 100.01 100.08 100.93

Number of ions per formula unit

Zn

0.971

0.975

0.981

-

1.574

-

Au

-

-

-

-

-

0.001

Fe

0.021

0.007

0.004

-

0.364

0.022

Bi

-

-

-

0.002

0.012

0.002

Cd

0.009

0.015

0.011

-

-

-

Sb

-

-

-

0.002

3.235

0.002

Mn

0.002

0.002

0.004

-

-

-

Ag

-

-

-

-

0.506

1.966

Cu

0.000

0.001

0.001

0.000

9.622

0.002

Pb

-

-

-

1.000

0.006

0.001

As

0.001

0.001

0.001

-

0.696

-

Te

-

-

-

0.002

0.003

0.980

S

0.997

1.000

0.999

0.994 12.982 0.012

Se

-

-

-

-

-

0.012

S

2.000

2.000

2.000

2.000 29.000 3.000

This carbon isotopic composition of hydrothermal fluids is

within the range accepted for deep-seated carbon (–5 ± 2

 

‰;

Ohmoto 1986) near its upper limit. Since the carbon isotopic

composition in the same range can also be produced by mixing

of  different  sources,  adjacent  contact-metamorphosed  Upper

Cretaceous marlstones, representing the dominant carbon res-

ervoir in the host-rocks, were also analysed. Samples collected

in a 1100 m long profile perpendicular to the contact of monzo-

diorite segment show 

δ

13

C values in the range from +1.48  to

–4.86 ‰ and 

δ

18

O values in the range from +15.7 to +2.8 ‰

(SMOW), see Fig. 3 in Chaloupková (1986). Carbonate phases

from  contact  metamorphic  pyroxene  and  albite-epidote  horn-

felses close to the contact show the lowest 

δ

13

C and 

δ

18

O val-

ues, while the more distant, less influenced Upper Cretaceous

host  rocks  plot  near  the  upper  limit  of  the  above  mentioned

EPITHERMAL TERTIARY Pb-Zn-Cu (Ag, Te) MINERALIZATION                                               143

range. Mass balance calculation shows that the dominant por-

tion of the carbonate-carbon which was released from the host

rock sedimentary sequence as a result of decarbonation and hy-

drothermal mobilization had 

δ

13

C values in the range from +2

to –2 ‰ while the hydrothermal fluid which formed the gangue

of sulphidic veins ranged from –3 to –5 ‰. This shows that im-

portant proportion of CO

2

 in the hydrothermal fluids was de-

rived from another, probably deep-seated source.

The calculated oxygen isotopic composition of hydrother-

mal water is extremely low, indicating the dominance of low-

δ

18

O water (with respect to its low to medium salinity proba-

bly  groundwater  from  Cretaceous  sediments)  in  the

Fig.  3. 

δ

13

C  vs. 

δ

18

O  plot  for  various  carbonates  from  the  Roz-

toky volcanic center. The field of Primary Igneous Carbonatites

(PIC) is after Taylor et al. (1967) and Deines & Gold (1973) and

the  field  for  normal  Upper  Cretaceous  sedimentary  rocks  after

Hladíková et al. (1979).

Table 2: REE contets of carbonates from Roztoky ore veins, and in

ultramafic  lamprophyre  (polzenite),  Ralsko  Hill  (in  ppm).  1  —

rhodochrosite, main ore vein, Roztoky; 2 — dolomite-calcite, main

ore vein, Roztoky; 3 — dolomite, polzenite dike, Ralsko Hill, north-

ern Bohemia (Analyst: P.  Povondra, Charles University, Prague).

1

2

3

La
Ce

Pr

Nd

Sm

Eu
Ga
Dy
Ho

Er

Yb
Lu

Y

25.2
39.9

 4.3

16.7

 3.7
 2.4
 3.7
 2.3
 0.4
 0.7
 0.4
 0.1

10.7

34.3
51.9

 5.6

21.0

 4.7
 3.0
 4.8
 3.0
 0.6

1.1

 0.7

  0.1
16.9

54.7
86.4

8.7

35.7

4.8
1.6
4.4
2.0
0.5

<0.8

0.2

<0.1

8.3

åREE+Y

110.5

147.7

207.3

hydrothermal  fluid.  Hydrothermal  circulation  also  decreases

the original „sedimentary“ 

δ

18

O signature of the Upper Creta-

ceous  host  marlstones  in  the  whole  contact  aureole  up  to  a

distance of several hundred meters from the monzodiorite in-

trusion. This significant shift in the 

δ

18

O of host rocks locally

down to +2.8 ‰ (SMOW) cannot be explained by decarbon-

ation reactions and requires extensive water/rock interactions

under high water/rock ratios.

Carbon and oxygen isotope study therefore shows that the

volcanic activity and especially the intrusion of the monzo-

diorite body into a shallow crustal level at Roztoky caused

extensive circulation of heated low to medium salinity low-

δ

18

O fluids which formed the sulphidic veins and altered the

host rocks. An important proportion of the carbonate carbon

of the hydrothermal fluids forming the sulphidic veins had a

δ

13

C composition in the deep-seated range and was not de-

rived from the Upper Cretaceous sediments.

S isotopic composition of the sulphides

Sulphur isotopic compositions of both galena and sphaler-

ite  from  the  main  vein  show  narrow  ranges  of 

δ

34

S  values:

from –4.4 to –3.1 ‰

 

for galena (5 samples) and from –2.5 to

–1.4  ‰

 

for  sphalerite  (5  samples).  Deposition  of  these  sul-

phides in the main vein is usually not contemporaneous. This,

together  with  the  frequent  presence  of  spherical  structures

formed by the different colored zones of sphalerite, makes the

application of sphalerite-galena sulphur isotope thermometry

problematic.  In  such  case  the  sphalerite-galena  sulphur  iso-

tope  thermometry  can  yield  reliable  data  only  in  environ-

ments,  where  the 

δ

34

S

H2S 

values  had  minimum  variability

during  the  period  in  which  the  minerals  were  precipitated.

Two  pairs  with  the  most  intimate  textural  relationships  be-

tween sphalerite and galena yielded sphalerite-galena sulphur

isotopic temperatures of 218 and 226 

o

C (± 25 

o

C) (using the

equation of Ohmoto & Rye 1979).

Assuming  H

2

S-dominated  fluids  during  sulphide  deposi-

tion, 

δ

34

S

fluid

 values in the range –1.0 to –2.0 ‰

 

can be cal-

culated. No exact conclusion concerning the sulphur source

can  be  made,  because  no  accurate  information  concerning

the sulphur isotopic composition of the RVC rock and adja-

cent country rocks is available. The isotopic composition of

this source sulphur of hydrothermal fluids is slightly shifted

from the range typical for “average uncontaminated mantle”

(ca. –0.5 to +0.5 ‰; Ohmoto 1986).

Pb isotopic composition of the galena

The Pb isotopic composition of the galena from the Roz-

toky deposit was reported by Legierski (1973). Vanìèek et al.

(1985), based on small but systematic differences in lead iso-

tope  ratios  of  some  localities  studied  by  both  Legierski  and

Doe & Zartman (1979), introduced correction factors to the

data of Legierski (1973) to align both data sets. Pb isotope ra-

tios reported in this paper are those of Vanìèek et al. (1985).

The lead isotopic ratios of galena from the Roztoky de-

posit are high (

206

Pb/

204

Pb about 19.03, 

207

Pb/

204

Pb about

15.67, 

208

Pb/

204

Pb about 39.17).

144                                                           PIVEC, ŠREIN, ULRYCH, BENDL, DOBEŠ

  

and ŽÁK

Lead with this isotopic composition can be derived direct-

ly from alkaline basic to intermediate magmatic rocks of the

RVC. Wilson et al. (1994) reported 

206

Pb/

204

Pb isotope ra-

tios of primitive Tertiary mafic volcanic rocks of the Èeské

støedohoøí Mts. area in the range from 19.4 to 20.0 and sug-

gested  that  the  source  of  magmas  is  a  sublithospheric

HIMU  mantle  plume.  With  respect  to  the  well-known  re-

gional  enrichment  of  Upper  Paleozoic  and  Upper  Creta-

ceous sedimentary rocks of this region in U and Th (Lepka

1980),  the  lead  could  have  been  derived  from  this  upper

crustal source as well.

87

Sr/

86

Sr ratio of the hydrothermal carbonates

For the rhodochrosite of the main vein of the Roztoky de-

posit, a 

87

Sr/

86

Sr ratio of 0.705237 ± 0.000009 (2

σ

) and for

the  calcite  with  dolomite  admixture  from  the  same  vein,  a

87

Sr/

86

Sr ratio of 0.705104 ± 0.000010 (2

σ

) were obtained.

The 

87

Sr/

86

Sr  ratios  of  primitive  basaltic  volcanic  rocks  of

the Czech part of the Cenozoic Central European Volcanic

Province, which can be used as an estimate of the mantle ar-

ray in this region, range from 0.7031 to 0.7037 (Vokurka &

Bendl  1992;  Bendl  et  al.  1993;  Wilson  et  al.  1994).  The

rocks  of  the  RVC  yielded  slightly  higher  and  wider  initial

87

Sr/

86

Sr range (0.7037 to 0.7045; Ulrych et al. in prep) indi-

cating probable minor contamination by crustal material.

For the marine Cretaceous sedimentary rocks of this region

which represent, besides the rocks of RVC, another important

reservoir of Sr, no 

87

Sr/

86

Sr determinations exist. The average

ratio  for  Turonian  marine  carbonate  sediments  can  be  esti-

mated at close to 0.7074 (Burke et al. 1982).

87

Sr/

86

Sr ratios obtained for hydrothermal carbonates indi-

cate that the Sr content of hydrothermal fluids was most prob-

ably a mixture of Sr derived from the rocks of the RVC and of

Sr originating from local crustal rocks, probably Upper Creta-

ceous  sediments.  Direct  “carbonatite”  origin  of  studied  hy-

drothermal carbonates is less probable.

Fluid inclusion study

Fluid  inclusions  were  studied  in  sphalerite  and  rhodoch-

rosite.

Sphalerite  contains  a  large  number  of  inclusions  but  the

majority  are  unsuitable  for  microthermometry  due  to  their

opaque  nature.  The  measured  inclusions  are  5  to  20 

µ

m  in

size, H

2

O-rich, two phase, with vapour phase between 5 and

20  vol.  %.  Two  generations  of  inclusions  have  been  distin-

guished. Probably pseudosecondary inclusions have homoge-

nization temperatures (Th) in the range of 221 to 285 

o

C (see

Fig. 4) and melting temperatures of ice (Tm) –1.4 to –7.0 

o

C,

i.e. salinity of the fluid is 2.4 to 10.4 wt. % NaCl equiv. (Bod-

nar 1993). An exceptional distinct group of inclusions shows

lower Tm of ice, from –12.6 to –15.4 

o

C, corresponding to sa-

linity from 16.5 to 18.9 wt. % NaCl equiv. The homogeniza-

tion  temperature  of  abundant  secondary  inclusions  are  be-

tween 151 and 212

 o

C and their salinity ranges from 1.4 to 4.6

wt. % NaCl equiv. (Tm = –0.8 to –2.8 

o

C). The eutectic tem-

peratures  of  the  inclusions  in  sphalerite  were  not  observed

due to the dark colour of the mineral.

Abundant  large,  10  to  40 

m

m,  two-phase  inclusions  with

vapour  phase  to  vol.  30  %  have  been  found  in  carbonate.

They occur mainly in isolated groups and are considered to

be primary. They are also water-rich, Th are in the range be-

tween  228  and  277 

o

C  and  salinity  from  1.5  to  10.9  wt.  %

NaCl  equiv.  (Tm  =  –0.9  to  –7.4 

o

C).  The  eutectic  tempera-

tures  have  values  between  –22.0  and  29.2 

o

C,  and  indicate

that NaCl is the dominant salt of the solution.

If we take into account that the deposit was formed under

hydrostatic  pressure  conditions  in  a  depth  not  exceeding

800 m, then the pressure correction between the Th and tem-

perature of trapping is less than 10 

o

C (Potter 1977) and the

Th of the primary and pseudosecondary inclusions are close

to temperatures of the formation of the minerals.

In the diagram Th (homogenization temperature) versus sa-

linity (Fig. 4) three fields of fluid inclusion data can be distin-

guished.  Secondary  inclusions  in  sphalerite  have  distinctly

lower Th and salinity. The majority of the data of sphalerite

and carbonate lie in the same field and indicate that the hy-

drothermal  fluid  responsible  for  the  formation  of  sphalerite

and carbonate was low-saline at a temperature below 300 

o

C.

The inclusions with salinity of about 17 wt. % NaCl equiv.

form a separate cluster of data and seem to be uncommon.

Conclusions

The geological position of the base metal deposit and its

close spatial affinity to the rock suite show that the ore veins

represent  an  integral  part  of  the  RVC.  This  conclusion  is

supported by the young trachyte vein cutting both the bosto-

nite dyke and the parallel ore vein (Pivec et al. 1984).

The revision of the chemical composition of ore minerals

in  the  Roztoky  deposit  demonstrates  that  the  silver-bearing

minerals are cubic hessite forming inclusions mainly in gale-

na and the minor silver-bearing tetrahedrite.

According to Kopecký (1987a), ore-bearing carbonate vein

material represents products of the residual solutions derived

from a hypothetical carbonatite intrusion. There are, however,

no unambiguous proofs for this interpretation. From the pa-

Fig. 4. Homogenization temperatures versus salinity of fluid inclu-

sions  in  sphalerite  and  carbonate  from  the  main  ore  vein  of  the

Roztoky deposit.

EPITHERMAL TERTIARY Pb-Zn-Cu (Ag, Te) MINERALIZATION                                               145

rameters of the hydrothermal fluids studied, only the C isoto-

pic composition lies in the range typical for deep-seated car-

bon. The very low 

δ

18

O values of the hydrothermal fluids (–3

to –7 ‰ vs. SMOW) indicate the dominance of meteoric wa-

ter in the ore fluid. The radiogenic lead isotope ratios of the

galena prove the upper crustal origin of the lead, outside the

rocks of the RVC. Similarly, the 

87

Sr/

86

Sr isotope ratios of the

hydrothermal carbonates which are slightly higher than those

of the RVC and higher than the local mantle range indicate an

admixture of Sr derived from crustal rocks.

The low REE, Sr and Ba contents of both the carbonates of

ore  veins  and  trachytic  breccia  of  diatreme  do  not  indicate

their  carbonatite  origin.  The  simple  ore  vein  character  (no

cone-sheets — Kopecký 1987a), dominance of sulfidic min-

erals and composition of sulphidic and carbonate minerals in

the  ore  veins,  their  textural  (collomorphous)  and  structural

(cockarde)  arrangement,  lack  of  any  silicate  and  scarcity  of

barite  and  fluorite  practically  exclude  a  carbonatite  affinity

for the Roztoky sulphidic ore veins.

The  temperature  of  deposition  probably  reached  a  maxi-

mum of 200–280 

o

C during the main ore stage (presence of

cubic  modification  of  hessite,  data  of  sphalerite-galena  sul-

phur  isotopic  thermometer,  fluid  inclusion  homogenization

temperatures) with a decrease in the younger stages.

The presented data, especially the low 

δ

18

O values of the

hydrothermal  fluids,  indicate  that  the  Roztoky  sulphide  de-

posit is a result of circulation in an upper crustal hydrother-

mal system in which the rocks of the RVC acted dominantly

as a heat source driving (with the support of influx of deep-

seated  CO

2

,  cf.  Paèes  1974)  the  movement  of  pore  waters

from local Cretaceous sedimentary rocks.

Most parametres of the Roztoky deposit agree with fea-

tures of epithermal deposits defined by Pirajno (1992). It is

formed  at  low  temperature  from  dominantly  meteoric  hy-

drothermal  fluids  having  moderate  to  low  salinity  (in  the

early  stages  of  mineralization  higher  than  5  wt.%  NaCl

equivalent which is supposed by Pirajno l.c. as maximum).

The deposit is volcanically hosted and clearly related to vol-

cano-plutonic activity. The present authors suggest processes

analogous to those proposed by Richards et al. (1991) for the

Porgera gold deposit, where it is supposed that the metals in

the epithermal system were derived largely from leaching of

earlier  disseminated  ores  at  depth.  The  presence  of  fine-

grained  chalcedonic  quartz,  calcite  and  other  carbonates,

quartz pseudomorphs and hydrothermal breccias are com-

mon features. The element association with the ore elements

such as Au, Ag, As, Sb, Te, Pb, Zn and Cu corresponds to ep-

ithermal deposits. Ore textures including open-space filling,

crustification,  colloform  banding  and  comb  structures  are

present.

Acknowledgement: The research was partly funded by the

Grant  Agency  of  the  Czech  Academy  of  Sciences,  Grant

No. A 3111601. The authors would like to thank J. G. Str-

nad for review of the earlier draft of the manuscript. Special

thanks  go  to  T.  Armbrustmacher  and  M.  Novák,  who  im-

proved  the  English  considerably  and  to  J.  Hedenquist  for

many helpful comments.

References

Baumann  L.,  1977:  Zur  Frage  varistischen  und  postvaristischen

Mineralization  in  sächsischen  Erzgebirge.  Freiberg.  Forsch.  -

H., C209, 15–28.

Bendl J., Vokurka K. & Sundvoll B., 1993: Strontium and neodymium

isotope study of Bohemian Basalts. Mineral. Petrol., 48, 35–45.

Bodnar  R.J.,1993:  Revised  equation  and  table  for  determining  the

freezing  point  depression  of  H

2

O-NaCl  solutions.  Geochim.

Cosmochim. Acta, 57, 683–684.

Burke  W.H.,  Denison  R.E.,  Hetherington  E.A.,  Koepnick  R.B.,

Nelson N.F. & Otto J.B., 1982: Variation of seawater 

87

Sr/

86

Sr

throughout Phanerozoic time. Geology, 10, 516–519.

Cílek V., Prokeš S., Škubal M., Hladíková J., Šmejkal V. & Žák K.,

1984:  Geochemistry  of  hydrothermal  carbonates  of  the

Pøíbram uranium deposit. In: S. Polák & J. Litochleb (Eds.):

Vlastivedný  sborník  Podbrdska.  Okresní  archív  a  muzeum,

Pøíbram, 26, 79–102 (in Czech).

Èadek J., Syka J., Vavøín I. & Veselý T, 1975: The conditions of

metal  accummulation  in  sediments.  Unpublished  Report,

Geological Survey, Prague (in Czech).

Èadek J. & Malkovský M., 1988: Fluorite in the vicinity of Tep-

lice-Spa in Bohemia — a new type of fluorite deposit. In: E.

Zachrisson (Ed.): 7th IAGOD symposium Proceedings, Lulea

Sweden.,  Schweizerbartsche  Verlagsbuchandlang,  Stuttgart,

253–257.

Deines P. & Gold D.P., 1973: The isotopic composition of carbon-

atite and kimberlite carbonate and their bearing on the isotopic

composition  of  deep-seated  carbon.  Geochim.  Cosmochim.

Acta, 37, 1709–1733.

Doe B.R. & Zartman R., 1979: Plumbotectonics I. The Phanerozo-

ic. In: H. Barnes (Ed.): Geochemistry of hydrothermal ore de-

posits. J. Wiley, New York, 2–70.

Gehlen von K., 1987: Formation of Pb-Zn-F-Ba mineralizations in

SW Germany: A status report. Fortschr. Miner., 65, 87–113.

Grinenko V.A., 1962: Preparation of sulphur dioxide for sulphur iso-

tope analysis. Zhur. Neorgan. Chim., 7, 2478–2483 (in Russian).

Hanuš  V.  &  Krs  M.,  1963:  Paleomagnetic  verification  of  Neoidic

age  of  hydrothermal  mineralization  in  Krušné  hory  Mts.  and

Slavkovský les. Vìst. Ústø. Úst. Geol., 38, 119–122 (in Czech).

Hibsch J.E., 1899: Der Doleritstock und das Vorkommen von Blei-

und Silbererzen bei Rongstock im böhmischen Mittelgebirge.

Verh. K.-kön. geol. Reichsanst., 11, 204–210.

Hladíková J., Èadek J., Šmejkal V. & Vavøín I., 1979: Isotopic study

of  oxygen  and  carbon  in  carbonates  of  the  Bohemian  Creta-

ceous Basin. Sbor. Geol. Vìd, Ø LG, 20, 37–48 (in Czech).

Chaloupková  M.,  1986:  Geochemistry  of  the  contact  of  the  Roz-

toky volcanic body. M.Sc. Thesis, Charles University. Praha,

1–90 (in Czech).

Jelínek E., Souèek J., Tvrdý J. & Ulrych J., 1989: Geochemistry and

petrology  of  alkaline  dyke  of  the  Roztoky  volcanic  centre,

Èeské støedohoøí Mountains, ÈSSR. Chem. Erde, 49, 201–217.

Kopecký L., 1978: Neoidic taphrogenic evolution and young alka-

line volcanism of the Bohemian Massif. Sbor. Geol. Vìd, Ø. G,

31, 91–104.

Kopecký L.,  1987a: The Roztoky pseudotrachyte caldera in the Èeské

støedohoøí Mts., Czechoslovakia. In: L. Kopecký (Ed): Proceeding

on carbonatites and alkaline rocks. Geol. Survey, Prague, 119–156.

Kopecký L., 1987b: Young volcanism of the Bohemian Massif. Part 1.

Geol. Hydrometalurg. Uranu, 11, 30–67 (in Czech).

Kopecký L., Šmejkal V. & Hladíková J., 1987: Isotopic composi-

tion  and  origin  of  carbonates  in  alkaline-metasomatic  and

cognate  rocks  of  the  Bohemian  Massif,  Czechoslovakia.  In:

Kopecký  L.  (Ed.):  Proceeding  on  carbonatites  and  alkaline

rocks. 177–196.

Krs M. & Vondrová N., 1965: Paleomagnetic of the Neoidic miner-

146                                                           PIVEC, ŠREIN, ULRYCH, BENDL, DOBEŠ

  

and ŽÁK

alization on the Geschieber vein in Jáchymov. Vìst. Ústø. Úst.

Geol., 40, 167–173 ( in Czech).

Le Bas M.J., 1977: Carbonatite-nephelinite volcanism. J. Wiley In-

tersci. Pub., London, 1–347.

Legierski  J.,  1973:  Model  ages  and  isotopic  composition  of  ore

leads of the Bohemian Massif. Èas. Mineral. Geol., 18, 1–23.

Lepka  F.,  1980:  Review  of  the  average  contents  of  U  and  Th  in

sedimentary  and  magmatic  rocks  of  the  Bohemian  Massif.

Geol. Hydrometalurg. Uranu, 4, 3–52 (in Czech).

Losert  J.,  1964:  Tertiary  and  Quaternary  volcanic  metallogenetic

zones  of  central  Europe,  their  character  and  deposits  in

Czechoslovakia.  XXII.  Intern.  Geol.  Congres,  V.  Genetic

problems of ores, 405–417.

Losert J. & Chrt J., 1962: Neoidic platform metalogenetic province

of the Bohemian Massif. Vìst. Ústø. Úst. Geol., 37, 210–214

(in Czech).

McCrea J.M., 1950: On the isotopic chemistry of carbonates and a

paleotemperature scale. J. Chem. Phys., 18, 849–857.

Morávek P., 1992: Gold in the Bohemian Massif. Czech Geol. Sur-

vey, Praha, 1–248 (in Czech).

Möller P., Morteani G. & Schley F., 1980: Discussion of REE distribution

patterns of carbonatites and alkalic rocks. Lithos, 13, 171–179.

Ohmoto  H.,  1986:  Stable  isotope  geochemistry  of  ore  deposits.  In:

J.W. Valley, H.P. Taylor Jr. & J.R. O’Neil (Eds): Stable isotopes

in high temperature geological processes.   Reviews in Mineralo-

gy , 16,  491–560.

Ohmoto H. & Rye R.O., 1979: Isotopes of sulfur and carbon. In:

Barnes H.L. ( Ed.): Geochemistry of hydrothermal ore depos-

its. 2nd ed. J. Wiley, New York, 509–567.

Paèes T., 1974: Springs of carbon dioxide in northwestern Bohe-

mia. Field-trip guide, Internat. Symposium on Water-Rock-In-

teraction. Academia, Prague.

Pirajno F., 1992: Hydrothermal Mineral Deposits.  Springer Ver-

lag, Berlin Heidelberg, 1–709.

Pivec E., Chrt J., Kašpar P. & Ulrych J., 1984: Neoidic polymetal-

lic mineralization in Roztoky nad Labem. Studie ÈSAV,  Aca-

demia, Praha, 10, 1–64 ( in Czech).

Potter  R.W.II.,  1977:  Pressure  corrections  for  fluid-inclusion  ho-

mogenization  temperatures  based  on  the  volumetric  proper-

ties  of  the  system  NaCl-H

2

O.  U.S.  Geol.  Survey  J.  Res.,  5,

603–607.

Poty  B.,  Leroy  J.  &  Jachimowicz  L.,  1976:  Un  nouvel  appareil

pour  la  mesure  des  temperatures  sous  le  microscope:

L’installation  de  microthermometrie  Chaixmeca.  Bull.  Soc.

Franc. Minéral. Cristallogr., 99, 182–186.

Richards  J.P.,  1995:  Epithermal  Gold  Deposits.  Shortcourse  23.

Miner. Assoc. Canada, 1–400.

Richard J.P., McCulloch  M.T., Chappel B.E. & Kerrich R., 1991:

Sources  of  metals  in  the  Porgera  gold  deposit,  Papua  New

Guinea:  Evidence  from  alteration  isotope,  and  noble  metal

geochemistry. Geochim. Cosmochim. Acta, 55, 565–580.

Strunz H., 1982: Mineralogische Tabellen. 8. Aufl. Geest & Portig

K.-G., Leipzig, 1–621.

Taylor H.P., Jr., Frenchen J. & Degens E.T., 1967: Oxygen and car-

bon  isotope  studies  of  carbonatites  from  the  Laacher  district

West Germany, and Alnö district, Sweden. Geochim. Cosmo-

chim. Acta, 31, 407–430.

Thomas  R.  &  Tischendorf  G.,  1987:  Evolution  of  Variscan  mag-

matic–metallogenetic  processes  in  the  Erzgebirge  according

to thermometric investigation. Z. Geol. Wiss., 15, 25–42.

Tröger  W.E.,  1935:  Spezielle  Petrographie  der  Eruptivgesteine.

Ein Nomenklatur-kompendium. Verlag. Deutsch. Mineral Ge-

sell., Bonn, 1–360.

Ulrych J., Pivec E., Fiala J. & Lang M., 1983: Petrology of the alkaline

subvolcanic  rocks  from  the  Roztoky  area  Èeské  støedohoøí  Mts.

Rozpr. Ès. Akad. Vìd, Ø. Mat. Pøír. Vìd., 1–84.

Ulrych J., Pivec E., Rutšek J., Höhendorf A., Balogh K. & Bendl J.,

(in  prep.):  Rhyolite  dike  differentiates  in  the  Roztoky  intru-

sive centre, Èeské støedohoøí Mts.: Primary or secondary.

Ulrych  J.,  Pivec  E.,  Povondra  P.  &  Bendl  J.,  1997:  Geochemical

and  isotope  characteristic  of  representative  carbonates  in

young  alkaline  volcanites  from  northern  Bohemia.  J.  Czech

Geol. Soc., 42, 26–32.

Vanìèek M., Patoèka F., Pošmourný K. & Rajlich P., 1985: The use

of  isotopic  composition  of  ore  lead  in  metallogenic  analysis

of the Bohemian Massif. Rozpr. Ès. Akad. Vìd, Ø. Mat. Pøír.

Vìd, 95, 1–114.

Viladkar S.G. & Dulski P., 1986: Rare earth element abundances in

carbonatites,  alkaline  rocks  and  fenites  of  the  Amba  Dongar

complex, Gujarat, India. Neu. Jb. Mineral. Mh., 37–48.

Vokurka K. & Bendl J., 1992: Sr isotope geochemistry of Cenozoic

basalts from Bohemia and Moravia. Chem. Erde, 52, 179–187.

Wilson M., Rosenbaum J.R. & Ulrych J., 1994: Cenozoic magma-

tism of the Ohøe rift, Czech Republic: Geochemical and man-

tle dynamics. Abstr. Internat. Volcanolog. Congress IAVCEI,

Ankara 1994, 1.

Žák K., Èadek J., Dobeš P., Šmejkal V., Reichmann F., Vokurka K.

& Sandstat J.S., 1990: Vein barite mineralization of the Bohe-

mian  Massif:  sulfur,  oxygen  and  strontium  isotope  and  fluid

inclusion  characteristics  and  their  genetic  implications.  Pro-

ceedings  of  the  symposium  on  barite  and  barite  deposits.

Geological Survey, Prague, 35–49.