background image

www.geologicacarpathica.com

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

, OCTOBER 2014, 65, 5, 329—338                                                     doi: 10.2478/geoca-2014-0023

Provenance of Permian Malužiná Formation sandstones

(Hronicum, Western Carpathians): evidence from monazite

geochronology

ANNA VOZÁROVÁ

1

, PATRIK KONEČNÝ

2

, MAREK VĎAČNÝ

3

, JOZEF VOZÁR

and

KATARÍNA ŠARINOVÁ

1

1

Department of Mineralogy and Petrology, Faculty of Natural Sciences, Comenius University in Bratislava, Mlynská dolina G,

842 15 Bratislava, Slovak Republic;  vozarova@fns.uniba.sk;  sarinova@fns.uniba.sk

2

State Geological Institute of Dionýz Štúr, Mlynská dolina 1, 817 04 Bratislava, Slovak Republic;  konecny.patrik@geology.sk

 

3

Geological Institute, Slovak Academy of Sciences; Branch: Ďumbierska 1, 974 01 Banská Bystrica, Slovak Republic;  vdacny@savbb.sk

4

Geological Institute, Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, P.O. Box 106, 840 05 Bratislava, Slovak Republic;

jozef.vozar@savba.sk

(Manuscript received March 10, 2014; accepted in revised form October 7, 2014)

Abstract: The Permian Malužiná Formation and the Pennsylvanian Nižná Boca Formation are Upper Paleozoic vol-
cano-sedimentary complexes in the Hronicum nappe system. Sandstones, shales and conglomerates are the dominant
lithological members of the Malužiná Formation sequence. Detrital monazites were analysed by electron microprobe, to
obtain  Th-U-Pb  ages  of  the  source  areas.  The  majority  of  detrital  monazites  showed  Devonian-Mississippian  ages,
ranging from 330 to 380 Ma with a weighted average of 351 ± 3.3 (2

σ), that correspond well with the main phase of arc-

related magmatic activity in the Western Carpathians. Only a small portion of detrital monazites displayed Permian
ages in the range of 250—280 Ma, with a significant maximum around 255 Ma. The weighted average corresponds to
255 ± 6.2 Ma. These monazites may have been partially derived from the synsedimentary acid volcanism that was situ-
ated on the margins of the original depositional basin. However, some of the Triassic ages (230—240 Ma), reflect, most
likely, the genetic relationship with the overheating connected with Permian and subsequent Triassic extensional re-
gime. Detrital monazite ages document the Variscan age of the source area and also reflect a gradual development of the
Hronicum terrestrial rift, accompanied by the heterogeneous cooling of the lithosphere.

Key words: electron microprobe monazite dating, provenance, Permian sandstones, Hronicum, Western Carpathians.

Introduction

Detrital  monazite  is  a common  component  of  siliciclastic
sediments and sedimentary rocks, where it is concentrated in
heavy  mineral  assemblages.  Monazite  is  generally  stable
during  sedimentary  and  diagenetic  processes  (Morton  &
Hallsworth  1999),  although  alteration  by  the  low-tempera-
ture  brines  associated  with  uranium  mineralization  has  also
been  reported  (Mathieu  et  al.  2001).  Detrital  monazites  are
believed  to  be  unstable  in  the  early  stage  of  regional  meta-
morphism,  however,  the  relics  of  detrital  monazite  grains
have been reported from greenschist facies (e.g. Rubato et al.
2001;  Wing  et  al.  2003;  Rasmussen  &  Muhling  2009)  and
even  in  amphibolite  facies  rock  complexes  (e.g.  Williams
2001;  Krenn  et  al.  2008).  Therefore,  chemical  electron  mi-
croprobe  dating  of  detrital  monazite  also  has  a great  poten-
tial  to  obtain  reliable  constraints  useful  for  dating  source
areas and further characteristics of provenance.

The  present  study  reports  the  first  detrital  monazite  ages

from the Permian sandstones of the Hronicum Unit, obtained
from the six samples cropping out in the Malé Karpaty Mts.
The aim of this study is to contribute to a better understand-
ing  of  the  link  between  source  areas  of  the  Permian  Hroni-
cum sedimentary rocks, as well as the tectono-metamorphic
evolution of the Western Carpathian Variscan mobile belt.

Geological setting

The Late Paleozoic volcanic and sedimentary rocks repre-

sented by the Ipoltica Group form the basal part of the multi-
nappe  Hronicum  Unit  in  the  whole  area  of  the  Western
Carpathians. This Upper Paleozoic volcano-sedimentary se-
quence  is  distributed  in  almost  all  Western  Carpathians
mountain ranges. Specifically, it occurs in the Malé Karpaty
Mts, in the central part of Slovakia, in the Nízke Tatry Mts
and  Kozie  chrbty  hills  (dominant  distribution),  in  the  base-
ment of the Tertiary of the Popradská and Hornádska kotlina
Depressions,  as  well  as  in  the  Levočské  vrchy  hills,  the
Branisko  Mts  (fragmentary  occurrences),  and  in  the  area  of
the tectonic contact of the Gemericum and Veporicum Units
in the Čierna Hora Mts. On the basis of the most completely
preserved sedimentary successions on the northern slopes of
the  Nízke  Tatry  Mts,  the  Ipoltica  Group  was  defined  as
the lithostratigraphic unit composed of two formations – the
Nižná  Boca  (Pennsylvanian)  and  the  Malužiná  (Permian)
Formations (Vozárová & Vozár 1981).

In the Malé Karpaty Mts, the rock complexes of the Ipoltica

Group emerge in the basal part of the lower (Šturec) nappe of
the  Hronicum.  Their  occurrences  extend  in  a wide  belt  (1.5—
2.5 km),  from  the  villages  of  Smolenice  and  Lošonec  in  the
NE  to  the  area  that  is  S of  Sološnica  in  the  W  (Fig. 1).  The

background image

330

VOZÁROVÁ, KONEČNÝ, VĎAČNÝ, VOZÁR and ŠARINOVÁ

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 5, 329—338

Mesozoic  sequences  of  the  Vysoká  Nappe  of  the  Fatricum
Unit  form  tectonic  basement  of  the  Hronicum  in  the  whole
area of the Ipoltica Group. Both cover nappe units, the Hroni-
cum and Fatricum, have been transported over the underlying
Tatricum Unit during the Middle Cretaceous detachment and
nappe  stacking.  The  possible  emplacement  mechanism  was
studied by Prokešová et al. (2012 and references therein). Basal
parts  of  the  Hronicum  Unit,  represented  especially  by  the
Nižná  Boca  Formation  (NBF),  are  markedly  tectonically  re-
duced  in  the  Malé  Karpaty  Mts.  Due  to  this,  only  the  sedi-
ments of the Malužiná Formation (MF) were researched in the
present study. The MF mineralogical immature sediments ex-
amined are covered by the Lower Triassic quartzose sandstones.

Lithology

: The MF sediments are formed by a relatively mo-

notonous,  markedly  cyclically  arranged,  varicoloured  com-
plex  of  siliciclastic  sediments  that  are  genetically  associated
with a continental alluvial-lacustrine system deposited in arid/
semiarid climatic conditions. In the studied area, varicoloured
sandstones  prevail  and  are  associated  with  shales  and  fine-
grained conglomerates. Mineral composition of the sandstones
corresponds to subarkoses, arkoses and arkosic greywackes,

depending upon the type of sedimentary environment in which
they occur. Channel facies are structurally more mature, com-
posed  of  orthoconglomerates  and  sandstones  with  the  grain-
supported fabric. These sandstones can be classified as arkoses
and less frequently as subarkoses, either with siliceous or calcif-
erous cement. The carbonate cement signalizes periods of more
intensive aridization of the climate. River-floodplain facies are
represented by structurally immature red arkosic greywackes,
with a higher content of the primary matrix. The MF is char-
acterized by the presence of basalts and basaltic andesites of
a continental tholeiite type, which are delimited into two erup-
tion phases in the Nízke Tatry Mts (Vozár 1977, 1997; Dostal
et al. 2003). In the area of the MF in the Malé Karpaty Mts, be-
sides the characteristic red-beds sediments, only the continental
tholeiites of the second volcanic eruption phase are preserved.

Sample characteristics

Detrital  monazites  were  studied  in  six  sandstone  samples

(Fig. 1; Table 1). They have a low content of primary matrix,

Fig. 1. Map of Slovakia showing the location of the study area (marked by a rectangle). Details of the studied area are depicted below the map
of  Slovakia  in  a form  of  a  simplified  geological  map  of  the  Late  Paleozoic  rocks  of  the  Hronic  Unit  in  the  Malé  Karpaty  Mts  (after
Vozárová & Vozár 1988). This geological map also shows five sampling sites. 1 – Quaternary sediments, 2 – Tertiary sediments. Hronic
Unit—Šturec Nappe:
 3 – Middle and Upper Triassic – carbonates, undivided; 4 – Lower Triassic – quartz sandstones, shales; 5 – Per-
mian – andesites, basalts and volcanoclastics (Malužiná Formation); 6 – Permian – conglomerates, sandstones, shales with volcanogenic
material admixture (Malužiná Formation); 7 – Uppermost Pennsylvanian – grey conglomerates, sandstones, shales (Nižná Boca Formation).
Krížna Nappe: 8 – Mesozoic, undivided. Others: 9 – foliation cleavage, 10 – faults, 11 – overthrusts, 12 – overthrust line of nappes.

background image

331

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF PERMIAN MALUŽINÁ SANDSTONES (W CARPATHIANS)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 5, 329—338

ranging  from  0.4  to  2.2 %  (Table 2).  Quartz  grains  are  the
dominant  detrital  component,  with  monocrystalline  (Qm)
prevailing over polycrystalline (Qp) quartz. An exception is
the sample 22-VD, where the Qp is dominant. The values of
the Qm/Qratio vary in the range of 0.7—5.0. The fragments
of  potassium  and  Na-Ca  feldspars  are  in  equal  abundances,
but  with  potassium  feldspars  slightly  prevailing  over  pla-
gioclases.  For  this  reason,  the  ratio  of  potassium  feldspars
(K)  to  plagioclases  (P)  shows  mostly  the  values  near  1  (K/
P = 0.8—1.7).

However, in the sample 33-VD this ratio is higher than 5,

as the potassium feldspar highly prevails (Table 2). The po-
tassium  feldspars  in  the  studied  samples  are  represented  by
orthoclase  (Ab

10.2—3.4

An

0.3—0.1

Or

89.5—96.5

)  and  by  microcline.

The Na-Ca feldspars correspond to albite—oligoclase (An

0.3—

25.4

).  Generally,  they  manifest  a low  content  of  orthoclase

component (Or

0.1—1.5

). Alterations of detrital feldspars during

post-sedimentary processes were studied by V ačný (2013),
who  found  that  the  secondary  albitization  of  feldspars  did
not reflect diagenetic changes, but modification processes in
the primary source area.

Clastic  mica  content  varied  in  the  range  of  0—8 %  (Ta-

ble 2). Lithic fragments varies similarly. Volcanic rock frag-
ments  (0  to  19 %)  are  represented  by  acid,  as  well  as
andesite-basalt rocks. Likewise, the content of metamorphic
rock  fragments  is  irregular  (0—18 %),  among  them,  the  dif-
ferent  phyllites  and  metaquartzites  are  most  widespread.
Fragments of the fine-grained paragneisses and mica schists
are present only in minor amounts. According to the mineral
composition,  the  studied  sandstones  belong  to  the  arkoses,
subarkoses,  lithic  subarkoses,  and  feldspathic  litharenites
(classification after McBride 1963).

The  assemblage  of  heavy  minerals  includes:  biotite

(29.5 ± 32 %),  magnetite,  ilmenite  and  hematite  (27 ± 26 %),
titanite (14 ± 12 %), tourmaline (10 ± 10 %), garnet (9 ± 8 %),
apatite  (6 ± 7 %),  zircon  (4 ± 3 %),  and  rutile  (0.5 ± 0.9 %).
These data represent the average from the ten analysed sand-
stone samples (V ačný 2013).

Analytical technique

Monazite  grains  were  only  sporadically  recorded  in  the

heavy-mineral fraction using the gravity separation method in
heavy  liquids.  The  dried  samples  were  sieved  (0.063—
0.250 mm)  for  the  heavy  mineral  analyses.  As  the  monazite
formed  the  small  grains  (predominant  10—50 µm,  seldom
around 100 µm) and the relatively scarce larger grains were of-
ten destroyed during disintegration of the sandstones, monazites
were not detected within the heavy mineral assemblage. Conse-
quently, all analyses of monazites were carried out on the grains
found in the polished thin sections by microprobe analysis.

Analyses of monazites were obtained using the electron mi-

croprobe  Cameca  SX-100  housed  at  the  Department  of  Spe-
cial  Laboratories  at  the  State  Geological  Institute  of  Dionýz
Štúr  (Geological  Survey  of  Slovak  Republic)  in  Bratislava.
Monazite analyses suitable for dating have to meet some spe-
cial analytical conditions. The counting time for Pb was ex-
tended  to  300 s  and  the  beam  current  adjusted  to  180 nA.
Accelerating  voltage  of  15 kV  can  efficiently  excite  the
PbMa line. The beam diameter of 3 µm was used. These con-
ditions form a compromise between two cases: maximizing
counts  while  minimizing  damage  effect  at  the  beam  spot.
The  other  elements  involved  in  the  dating  calculations  also
had  prolonged  counting  times,  Th 35 s,  U 90 s,  Y 45 s.  The
following  calibration  standards  (natural  grains  or  synthetic
compounds)  and  analytical  lines  were  used:  apatite  (PK

α),

wollastonite  (SiK

α,  CaKα),  GaAs  (AsLα),  barite  (SKα,

BaL

α), Al

2

O

3

 (AlK

α), ThO

2

 (ThM

α), UO

2

 (UM

β), cerusite

(PbM

α), YPO

4

 (YL

α), LaPO

4

 (LaL

α), CePO

4

 (CeL

α), PrPO

4

(PrL

β),  NdPO

4

  (NdL

α),  SmPO

4

  (SmL

α),  EuPO

4

  (EuL

β),

GdPO

4

  (GdL

α),  TbPO

4

  (TbL

α),  DyPO

4

  (DyL

β),  HoPO

4

(HoL

β),  ErPO

4

  (ErL

β),  TmPO

4

  (TmL

α),  YbPO

4

  (YbL

α),

LuPO

4

  (LuL

β), fayalite (FeKα) and SrTiO

3

  (SrL

α). Mutual

interferences  U-M

β  with  ThMα,  ThM3-N4,  ThM5-P3  and

PbM

α with ThMζ

1

, ThM

ζ

2

, YL

γ

2,3

 and various interferences

between  REE’s  were  resolved  by  using  correction  coeffi-
cients derived by measurement on the calibration standards.

A complete analysis of monazite involving almost all ele-

ments present in monazite is obtained at each measurement
spot. The age calculated from one point is referred to as the

Table 2:  Modal  compositions  of  the  studied  Permian  sandstones
from the Malužiná Formation.

Sample  Sample locality 

GPS coordinates 

19-VD 

Loc. MK-12; southern slope of the Klokoč hill; 425 m above sea level 

N 48º28'401”, E 17º19'181” 

22-VD 

Loc. MK-15; Sološnická dolina valley, right side of the Sklenný vrch hill; 457 m above sea level 

N 48º27'008”, E 17º17'556” 

23-VD 

Detto loc. MK-15 

N 48º27'008”, E 17º17'556” 

31-VD 

Loc. MK-20; left tributary of the Sološnická dolina valley, east of the Peterklin hill; 280 m above sea level  N 48º26'643”, E 17º14'904” 

32-VD 

Loc. MK-21; southwestern ridge of the Klokoč hill, west of the Mesačná hill; 470 m above sea level 

N 48º27'602”, E 17º17'838” 

33-VD 

Loc. MK-22; south-west valley from the Klokoč hill; 444 m above sea level 

N 48º27'422”, E 17º17'942” 

 

Table 1: List of the studied sandstone samples and their locations.

Sample 

Qm 

(%) 

Qp 

(%) 

P  

(%) 

K  

(%) 

Lm 

(%) 

Lv  

(%) 

Mt 

(%) 

Mc 

(%) 

19-VD 

56.0 

17.0 

10.1 

13.9 

  0.0 

  0.0 

2.0 

1.0 

22-VD 

20.1 26.8 10.1 11.0 18.3 10.3  0.9  2.5 

23-VD 

26.1 21.0 10.8 12.1 13.0  

 

8.3  0.4  8.3 

31-VD 

26.9 17.1 15.5 12.7  

 

5.0 19.0  1.8  2.0 

32-VD 

37.9 

26.7 

10.4 

17.4 

  1.7 

  3.9 

1.4 

0.6 

33-VD 

60.4 

12.2 

  3.2 

19.3 

  2.4 

  0.2 

2.2 

0.0 

 

Explanations:  Qm  –  monocrystalline  quartz  grains,  Qp  –  polycry-
stalline quartz grains, P – plagioclase feldspar grains, K – potassium
feldspar  grains,  Lm  –  metamorphic  lithic  grains,  Lv  –  volcanic-hy-
pabyssal  lithic  grains,  Mt  –  matrix,  Mc  –  mica. 

Abbreviations  of

petrofacies parameters (Qp, Qm, K, P) were used after Dickinson &
Suczek (1979) and Dickinson (1985, 1988).

background image

332

VOZÁROVÁ, KONEČNÝ, VĎAČNÝ, VOZÁR and ŠARINOVÁ

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 5, 329—338

Fig. 2. BSE images showing the Permian (A, B) and the Variscan (C—H) monazites in various samples.

background image

333

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF PERMIAN MALUŽINÁ SANDSTONES (W CARPATHIANS)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 5, 329—338

apparent age. Groups of the apparent ages plotted in a histo-
gram indicate a single age population. An isochrone diagram
provides a further test to distinguish single age populations.
Points should plot on a single line crossing the zero coordi-
nate. The method of age calculation based on the statistical
approach was described by Montel et al. (1996). The preci-
sion of monazite dating was proven by dating of seven mon-
azite  standards  dated  by  SHRIMP.  The  error  in  age  was
determined by error propagation from 2 

σ errors obtained for

measured Pb, Th and U though equation of age. For these el-
ements the 2 

σ error was added or subtracted, giving six con-

centrations  that  were  used  for  the  age  determination  in  all
possible mutual combinations. Finally, the age error was taken
according  to  biggest  deviation  from  the  age  obtained  from
measured Pb, Th and U concentrations.

Histograms and isochrones were constructed using the au-

thor’s  own  unpublished  software  (Mondat  in  Excel  spread-
sheet,  P.  Konečný).  Monazite  age  was  calculated  following
the statistical procedure after Montel et al. (1996).

Monazite features and chemical composition

Dating of monazites from the MF sandstones revealed two

distinct  age  populations,  Permian  and  Carboniferous.  The
monazite  populations  differ  in  shape,  zoning  and  chemical
composition. The Carboniferous monazites are usually bigger,
having the diameter from 20 to 120 µm and often showing a
complex chemical zoning (BSE images, Fig. 2H). On the other
hand,  monazites  of  Permian  age  are  smaller,  with  a  size  of
about 10 to 30 µm, and have homogeneous composition. Only
few grains show zoning in BSE images. Although the mona-
zites of the both age populations are chemically similar, they
have some specific features. The range of Th* presented in the
isochrone diagrams (Figs. 4, 5) is very wide for the Carbonif-
erous monazites from 3.98 to 11.27 Th*, whereas the Permian
monazites have lower Th* limited to a range from 2.85 to 6.07
and one grain with 8.58. ThO

2

 content is similar in both mona-

zite groups. For the Carboniferous monazites the average ThO

2

is 4.8 wt. % (min 2.1, max 10.2) and for Permian average con-
tent is 4.6 wt. % (min 2.5, max 6.5). The Carboniferous mona-
zites are roughly three times more enriched in UO

2

, with the

average for the Carboniferous monazites 0.66 wt. % (min 0.16,
max 2.43) and for the Permian monazites 0.26 wt. %.

The  Carboniferous  monazites  contain  slightly  less  REE’s

than  the  Permian  ones.  Enrichment  in  REE  for  the  Permian
monazites is due to higher content of La and Ce. Average con-
tent of La

2

O

3

 for the Carboniferous monazites is 13.23 wt. %

(min 11.04,  max 15.99)  and  for  the  Permian  14.49 wt. %
(min 11.04, max 17.80). Ce behaves similarly, the Carboniferous
monazites have an average Ce

2

O

3

 of 28.24 wt. % (min 25.79,

max 30.17), the average for the Permian grains is 29.59 wt. %
Ce

2

O

3

 (min 26.46, max 32.69). Abundance of Pr, Nd and Sm

is almost identical for the both age groups. Yttrium is higher in
the Carboniferous monazites with average of 1.61 wt. % Y

2

O

3

(min 0.42, max 2.96) and 1.36 wt. % (min 0.18, max 3.87) for
the  Permian  monazites.  The  monazites  of  Carboniferous  and
Permian  age  contain  negligible  concentrations  of  S and  Sr.
Some of the monazites have As up to 0.1 wt. %.

Monazite compositional variations are affected by the sub-

stitution processes. The most common substitutions are hut-
tonite  and  cheralite  substitutions  (after  Linthout  2007).  The
composition  of  the  Carboniferous  and  the  Permian  mona-
zites  involves  both  types  of  substitutions  (Fig. 3).  The  Car-
boniferous  monazites  tend  to  follow  the  huttonite  exchange
vector, while the Permian monazites are shifted towards the
cheralite substitution.

Monazite dating

Monazite  dating  presented  on  a  histogram  proves  two

main events: Carboniferous and Permian.

A substantial  part  of  the  analysed  monazites  (54  out  of

72  data,  that  is  about  70 %  of  all  measurements)  showed
the peak of Variscan age, in the histogram with dominance
of  apparent  ages  in  the range  of  340—371 Ma  (Fig. 4,  Ta-
ble 3  –  only  as  a  Suplemment  in  the  electronical  version;
www.geologicacarpathica.com
),  which  corresponds  to  the
interval  from  Famennian  to  Lower  Visean  according  to  the
International Stratigraphic Chart (2008). Some outliers occur
on both sides of the age histogram. Two monazite ages were
somewhat older, 391 Ma (sample 33-VD) and 401 Ma (sam-
ple 31-VD) which correspond to the boundary of the Lower/
Middle Devonian (Emsian—Givetian).

Likewise, no more than four grains showed younger ages,

spanning the range from 311 to 323 Ma, that corresponds to
the  Serpukhovian—Bashkirian  according  to  the  International
Stratigraphic  Chart  (2008).  The  Variscan  age  calculated  for
monazites  within  the  interval  330—380 Ma  from  48  grains
(Fig. 4) is 351 ± 3.3 Ma, corresponds to the earliest Tournai-
sian,  or  the  stratigraphic  boundary  between  the  Devonian
and  the  Carboniferous  (Famennian—Tournaisian).  The  wide
range  of  Th*  enables  us  to  construct  an  isochron  which
crosses  the  origin  at  a  very  small  deviation  + 3 3 ppm  Pb
(equation of the linear trend is y = 0.0151x + 0.0033).

Fig. 3.  Substitutions  in  monazites  from  the  Malužiná  Formation
sandstones. Different symbols refer to the Mississippian (cross) and
Permian monazites (circle).

background image

334

VOZÁROVÁ, KONEČNÝ, VĎAČNÝ, VOZÁR and ŠARINOVÁ

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 5, 329—338

Besides  the  Devonian-Carboniferous  ages,  Permian  ages

(Table 3) were also detected in the two samples (19-VD and
22-VD).  Histogram  (Fig. 5)  presents  the  significant  maxi-
mum around 255 Ma. The weighted average corresponds to
255 ± 6.2 Ma. All data represent a perfect, almost ideal isoch-
ron  with  parameters  y = 0.0113x + 0.0003  which  crosses  the
origin at  + 3 ppm Pb.

Only a few measurements gave the Triassic ages in the in-

terval 240—230 Ma. Because the samples containing monazite
with Triassic ages are situated either directly along the thrust
nappe plane of the Hronicum Unit (22-VD) or within the zone
of  Cu ± U-bearing  mineralization  (19-VD),  we  suppose  that
these ages reflect the local alterations of the Permian detrital
monazite  by  the  circulations  of  the  low-temperature  hydro-
thermal fluids.

Discussion

Variscan provenance

: Age data as inferred from the chem-

ical monazite dating of the Permian clastic sediments of the
Hronicum Unit are practically missing. Only Olšavský (2008)

in his Ph.D. Thesis (results previously presented at the 6

th

 Anni-

versary seminary of the Slovak Geological Society – Demko
& Olšavský 2007) provided about 40 monazite ages from the
southern slopes of the Nízke Tatry Mts, but only in the form
of a enclosed histogram and without an accompanying table of
complete data on chemical composition. Also with respect to
interpretation, it is important to state here that these monazite
ages came from rhyolite fragments separated from gravel ma-
terial in the MF coarse-grained conglomerates, from the hang-
ing wall of andesite/basalts of the second eruption phase at the
locality of Bystrá-Stupka. Olšavský’s (2008) data show the bi-
modal dispersal of monazite ages. The first group hints at the
Permian ages, with a striking peak at 290 Ma, in the range of
230—290 Ma, with the weighted average of 257 ± 9 Ma (20 anal-
yses).  The  second  age  group  displays  the  peak  at  360  and
340 Ma, whereby age dispersal is relatively wide (from 310 to
370 Ma), with the weighted average of 342 ± 12 Ma (22 analy-
ses), corresponding to the Visean. Detected age maxima sug-
gest two phases of volcanic activity: one phase took place in
the Cisuralian and the second one in the Mississippian.

Basically,  very  similar  age  data  were  also  detected  from

detrital monazites of the MF sandstones in the Malé Karpaty

Fig. 5. A – Frequency diagrams of the Permian/Triassic monazite ages in the Malužiná Formation sandstone samples (data source see Ta-
ble 3). B – Pb vs Th* plot of single analyses and drawn isochrones from 100 to 500 Ma. Th* is given by measured Th plus added U recal-
culated to Th equivalent concentration, after natural decay leading to Pb production.

Fig. 4. A – Histogram showing the whole distribution of the Variscan EMPA monazite ages obtained from the Malužiná Formation sand-
stones, with indication of the peak ages (data source see Table 3). B – Pb vs Th* plot of single analyses and drawn isochrones from 100 to
500 Ma. Th* is given by measured Th plus added U recalculated to Th equivalent concentration, after natural decay leading to Pb production.

background image

335

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF PERMIAN MALUŽINÁ SANDSTONES (W CARPATHIANS)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 5, 329—338

Mts.  The  weighted  average  monazite  age  of  351 ± 3.3 Ma
(Fig. 4), detected in the sandstone samples of the MF in the
Malé  Karpaty  Mts,  is  similar  to  the  monazite  ages  inferred
from  the  rhyolite  pebbles  of  the  MF  on  the  southern  slopes
of the Nízke Tatry Mts. It is unquestionable that the detected
Mississippian  monazite  ages  indicate  the  age  of  the  source
area  of  the  MF  sediments.  It  is  evident  that  acid  volcanic
rocks are one of the sources, as described in the case of oc-
currences of the MF on the southern slopes of the Nízke Tatry
Mts by Olšavský (2008). In the studied MF sandstones from
the  Malé  Karpaty  Mts,  content  of  acid  volcanic  fragments
vary in the range from 0 to 19 volumetric % (Table 2). How-
ever, it is important to stress that fragments of rhyolites rep-
resent  a common  component  of  the  clastic  detritus  in  the
whole  profile  of  the  MF  Permian  sediments  of  the  Hronic
Unit,  not  only  in  the form  of  pebbles  in  conglomerates  but
also in the form of lithic grains in sandstones (Ďurovič 1971;
Vozárová  &  Vozár  1988;  Vozárová  1990,  1998;  Olšavský
2008; V ačný 2013; V ačný et al. 2013).

In the pre-Pennsylvanian crystalline basement of the central

Western Carpathians, several low-grade metamorphosed com-
plexes occur (confr. Biely et al. 1996), that mostly emerge in
the form  of  tectonically  restricted  slices  on  the  middle-  and
higher  metamorphosed  complexes,  or  they  lie  directly  on
granitoids. Some of them even show features of contact meta-
morphosis.  In  fact,  products  of  acid  volcanism  were  found
only  in  the  Jánov  Grúň  Complex  (Bajaník  et  al.  1979;  Miko
1981)  in  the  Krá ovoho ské  Tatry  Mts  and  in  the  Krak ová
Formation (Korikovskij & Miko 1992), both emerging in the
Northern Veporic Unit. The volcanics together with their effu-
sive members make up conformal layers with metasediments,
alternating  with  each  other,  as  is  usual  with  synsedimentary
volcanism.  On  the  basis  of  pollen  analysis  of  associated
metasediments,  the  Jánov  Grúň  Complex  was  broadly  strati-
graphically classified into the Upper Silurian to the Mississip-
pian (Klinec et al. 1975; Planderová & Miko 1977). Likewise,
on the basis of the U-Pb (SHRIMP) zircon ages, the Mississip-
pian  age  of  358.7 ± 3.9 Ma  was  detected  from  the  metarhyo-
lites  of  the  low-grade  crystalline  basement  of  the  Krak ová
Zone from the Volchovo valley (Vozárová et al. 2010). Bio-
stratigraphically  well  documented  Mississippian  metasedi-
ments  are  known  only  from  the  Northern  Gemeric  Unit
(Bouček & Přibyl 1960; Kozur et al. 1976; Bajaník & Plande-
rová  1985;  Mamet  & Mišík  2003).  They  were  originally  de-
scribed  as  the  Ochtiná  Formation  (Bajaník  et  al.  1981)  and
later were redefined as the separate Ochtiná Group (Vozárová
1996). However, the problem remains that no synsedimentary
acid volcanics are known within the Ochtiná Group sequence.

Monazite ages from the rhyolite fragments detected on the

southern slopes of the Nízke Tatry Mts (Demko & Olšavský
2007; Olšavský 2008) and also from sandstones of the MF in
the  Malé  Karpaty  Mts  given  in  the  present  work,  are  in
agreement with the upper boundary of the stratigraphic clas-
sification  of  microflora  from  the  Jánov  Grúň  Complex.  We
assume that low-grade crystalline complexes must have existed
in the source area of the MF sediments. They were similar to
the  occurrences  in  the  Krak ová  and  ubietová  Zones  of  the
crystalline  basement  of  the  Northern  Veporic  Unit  that  in-
cluded horizons with acid volcanism of the Mississippian age.

However,  the  acid  volcanites  were  not  the  exclusive

source of detrital monazite. In comparison with rhyo-dacitic
detritus,  detrital  material  derived  from  granitoid  complexes
(potassium  feldspars,  Na-Ca  feldspars,  clastic  mica),  is  the
substantially  more  conspicuous  clastic  component  in  the
sandstones of the MF (Table 2). Likewise, granitoid pebbles
are  common  in  associated  conglomerates.  No  doubt  a  sub-
stantial part of the detrital monazites were derived from the
plutonic complexes.

In  the  Western  Carpathians,  magmatic  plutons  intruded

into the high- to medium-grade crystalline basement made of
upper-  and  middle-crustal  Variscan  nappes  (Bezák  et  al.
1997)  which  show  distinct  southern  vergency  (Siegl  1982;
Putiš 1992; Bezák et al. 1997; Bielik et al. 2004). The prevail-
ing  granitoids  are  petrochemically  classified  as  the  S-types.
Granodiorite-tonalite  I-types  are  relatively  less  represented.
Permian A-type granitoides and volcanics are spatially least
wide-spread (Broska & Uher 2001; Poller et al. 2002; Kohút
&  Stein  2005;  Radvanec  et  al.  2009;  Uher  et  al.  2009;
Vozárová  et  al.  2009,  2012).  U-Pb  zircon  radiometric  dat-
ings confirmed the range from Devonian to Permian for the
Variscan  magmatic  period  in  the  Western  Carpathians
(Bibikova  et  al.  1988;  Kohút  et  al.  1997,  2009;  Krá   et  al.
1997;  Poller  &  Todt  2000;  Gaab  et  al.  2006;  Broska  et  al.
2013  and  references  therein).  According  to  the  original  age
data, it was assumed that S-type granitoids are systematically
older, with the range of 340—367 Ma, while I-types of grani-
toids are younger, with the range of 303—345 Ma. Likewise,
monazite  ages  also  showed  similar  age  discrepancies,  with
the range of 333—367 Ma for S-types and of 308—345 Ma for
I-types (Finger et al. 2003 and references therein). However,
this assumption of different ages for S- and I-types of grani-
toids was rebutted by new SIMS U-Pb zircon ages that con-
firmed  the  Mississippian  age,  within  the  range  of
367—353 Ma also for I-type granitoids. Therefore, almost the
same age was documented for both I- and S-type magmatites
(Broska et al. 2013).

The  ages  of  detrital  monazites  detected  in  the  MF  sand-

stones  from  the  Malé  Karpaty  Mts  dominantly  span  the
range from 340 to 370 Ma. This is the period that covers the
maximal  intensity  of  the  Variscan  polyphase  magmatic  ac-
tivity in the Western Carpathians. Petrofacies analyses of the
Permian  sandstones  from  the  Hronicum  Unit  in  all  occur-
rences in the Western Carpathians suggest provenances either
from  dissected  magmatic  arc  or  active  continental  margin
(Vozárová  &  Vozár  1988;  Vozárová  1990;  V ačný  et  al.
2013).  Mixing  of  magmatogenic  and  volcanogenic  detritus,
associated  only  with  a small  amount  of  low-  to  medium-
grade  metamorphic  clasts  is  characteristic  (Dickinson  &
Suczek  1979;  Dickinson  1985,  1988;  Ingersoll  1990).  The
chemical  composition  of  clastic  detritus  in  the  MF  sand-
stones from the Malé Karpaty Mts also indicates the acid to
intermediate  magmatic  provenance,  similar  to  active  conti-
nental  margin  (V ačný  et  al.  2013).  On  the  basis  of  petro-
chemical data and age of detrital monazites, we can infer the
source area of the MF sandstones to be most likely derived
from  I-type  magmatism  associated  with  the  Variscan  sub-
duction processes and with the origin of magmatic arc in the
Mississippian. Stampfli (2012) regards I-types granitoids as

background image

336

VOZÁROVÁ, KONEČNÝ, VĎAČNÝ, VOZÁR and ŠARINOVÁ

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 5, 329—338

an  indicator  of  the  onset  of  the  subduction  process  of  the
Prototethys. Alternatively, Broska et al. (2013) also infer for-
mation of I-type granitoids in the Western Carpathians from
the Variscan magmatic arc, as a result of collision of the Pro-
totatricum  crust  (the  term  Prototatricum  was  used  by  these
authors for the common Variscan basement of the Tatric and
the Veporic Units) which was a part of the Galatian superter-
rane, with the oceanic crust of the Prototethys.

The  metarhyodacite  fragments  occur,  as  a  whole,  in  the

Pennsylvanian-Permian  clastic  sediments  of  the  Hronicum
Unit  in  the  Western  Carpathians  and  it  is  considered  that
acid  volcanism  was  synchronous  with  the  main  magmatic
events  in  the  Mississippian.  These  volcanic  centers  were
probably situated in the former back-arc basins on the conti-
nental  crust  or  directly  in  the  intra-arc  environment.  In  the
Veporicum  Unit  the  low-grade  acid  volcanite-bearing  crys-
talline  complexes  were  tectonically  overthrusted  onto  the
higher-grade crystalline complexes. This was a result of not
only Alpine but also probably already Variscan tectonics as
a part of them were overlapped by the Permian sediments.

Permian  provenance

:  The  Permian  monazite  ages  show

the significant maximum at 255 Ma, with the weighted aver-
age  of  255 ± 6.2 Ma.  Monazites  were  most  likely  derived
from synsedimentary volcanic sources that could be situated
on the margins of the original Pennsylvanian-Permian sedi-
mentary rift of the Hronicum Unit. These monazite age data
are similar to the 260 Ma of 

87

Rb/

86

Sr age of the basalt sam-

ple  from  the  2

nd

  eruption  phase  (Vozárová  et  al.  2007)  and

roughly correspond to radiometric U-Pb dating of the urani-
um mineralization (Legierski in Rojkovič 1997 – Kravany
Beds, 263—274 Ma) from the Nízke Tatry Mts.

The original sedimentary basin of the Ipoltica Group, based

on the characteristic sedimentary filling, as well as the distri-
bution of sedimentary lithofacies and narrow connection with
linear continental tholeiitic volcanism, permits to incorporate
this sedimentary basin into the regional rift system of several
kilometers long. Marginal parts and basement of the original
sedimentary basin were tectonically cut off due to the Alpine
nappe  stacking.  In  the  recent  structure  of  the  Western  Car-
pathians, the rootless nappes of the Hronicum Unit (Biely &
Fusán  1967;  Biely  et  al.  1968;  Andrusov  et  al.  1973)  have
preserved  only  the  central  parts  of  the  original  sedimentary
basin,  with  its  occurrences  of  andesite-basalt  continental
tholeiites.  The  acid  volcanites,  belonging  to  the  supposed
primary bimodal volcanic association, are only present as the
redeposited  rhyo-dacite  detritus  in  clastic  sediments  (peb-
bles, sand grains).

A small number of monazite grains show analytical spots

with  younger  ages  (Fig. 2A),  within  the  interval  of  230—
240 Ma. This rejuvenation reflects an alteration of the original
Permian monazites by the circulated low-thermal fluids during
diagenetic  processes.  These  younger  monazite  ages  were
mainly detected on the grains from the area of synsedimentary
Cu ± U  mineralization  (west  and  southwest  from  Sološnica;
Rojkovič 1997 and references therein). Because the Hronicum
Permian sedimentary basin was situated in arid climatic condi-
tions as a whole, the circulated diagenetic fluids were charac-
terized  by  high  salinity.  Thus,  the  highly  saline  brines  could
have started the rejuvenation of the Permian detrital monazite

by migration of some elements. A detailed explanation of this
process was described by Mathieu et al. (2001) in U deposits
of the Franceville basin, Gabon.

Conclusions

The chemical ages of detrital monazites from the MF Per-

mian sandstones of the Hronic Unit in the Malé Karpaty Mts
show two maxima: i) Variscan ages with maximal peaks in
the  range  of  370—340 Ma,  with  a  weighted  average  of
351 ± 3.3 Ma  and,  ii)  Permian  ages  in  the  interval  of  280—
250 Ma,  with  the  distinct  peak  at  255 Ma.  These  two  age
groups reflect several different sources of clastic detritus for
the Permian sediments of the Hronicum Unit. Variscan mag-
matic  rocks,  bounded  with  subduction-collisional  magmatic
arc, appear to be the main source. They correspond to zircon
and also monazite ages described from I-type magmatites of
the  Western  Carpathians.  Presumably,  the  partial  mixture
with  an  S-type  magmatic  source  cannot  be  excluded.  The
same  Variscan  monazite  age  was  derived  from  the  acid
metavolcanic rocks connected with the low-grade metamor-
phic crystalline complexes. The additional sources were the
Permian rhyo-dacite synsedimentary volcanic centers, situated
on the rifted, fault-bordered margins of the original sedimen-
tary basin.

The  Permian  rift-related  sedimentary  basin  of  the  Hroni-

cum Unit was situated in a foreland retro-arc setting on the
Prototatricum (in the sense of Broska et al. 2013) continental
crust. This sedimentary basin was filled with clastic detritus
derived  from  a  dissected  Mississippian  magmatic  arc  and
Permian synsedimentary volcanic centers.

Acknowledgments: We would like to express our gratitude
to  the  reviewers  F.  Finger,  R.  Čopjaková  and  I.  Broska  for
their helpful and critical comments on the earlier versions of
the manuscript. This work was supported by the Slovak Re-
search  and  Development  Agency  under  the  Contract  No.
APVV-0546-11  and  the  Slovak  Scientific  Grant  Agency
(Grant No. VEGA-1/0095/12).

References

Andrusov D., Bystrický J. & Fusán O. 1973: Outline of the struc-

ture  of  the  West  Carpathians.  In:  Guidebook  for  Geological
Excursion, X. Congress of CBGA. D. Štúr Inst. Geol., Bratis-
lava, 1—44.

Bajaník Š. & Planderová E. 1985: Stratigraphic position of the lower

part  of  the  Ochtiná  Formation  (between  Magnezitovce  and
Magura).  Geol.  Práce,  Spr.  82,  GÚDŠ,  Bratislava,  67—76  (in
Slovak).

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

classification  of  the  Rakovec  Group  and  Late  Paleozoic  sedi-
ments  in  the  Spišsko-gemerské  rudohorie  Mts.  Geol.  Práce,
Spr.
 75, 27—56 (in Slovak).

Bajaník Š., Biely A., Miko O. & Planderová E. 1979: About Paleo-

zoic volcanic-sedimentary Predná Hola Complex (Nízke Tatry
Mts.). Geol. Práce, Spr. 73, 7—28 (in Slovak).

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

1997: Main Hercynian lithotectonic units of the Western Car-

background image

337

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF PERMIAN MALUŽINÁ SANDSTONES (W CARPATHIANS)

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 5, 329—338

pathians. In: Grecula P., Hovorka D. & Putiš M. (Eds.): Geo-
logical evolution of the Western Carpathians. Miner. Slovaca,
Monograph, 
Bratislava, 261—268.

Bibikova  E.V.,  Cambel  B.,  Korikovsky  S.P.,  Broska  I.,  Gracheva

T.V., Makarov V.A. & Arakeliants M.M. 1988: U-Pb and K-Ar
isotopic  dating  of  Sinec  (Rimavica  granites)  (Kohút  zone  of
Veporides). Geol. Zbor. Geol. Carpath. 39, 147—157.

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

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

Biely A. & Fusán O. 1967: Zum Problem der Wurzelzonen der sub-

tatrischen Decken. Geol. Práce, Spr. 42, 51—64.

Biely A., Bystrický J. & Fusán O. 1968: Zur Problematik der “sub-

tatrischen  Decken”  in  den  Westkarpaten.  Geol.  Zbor.  Geol.
Carpath.
 19, 295—296.

Biely A., Bezák V., Elečko M., Gross P., Kaličiak M., Konečný V.,

Lexa  J.,  Mello  J.,  Nemčok  J.,  Potfaj  M.,  Rakús  M.,  Vass  D.,
Vozár  J.  &  Vozárová  A.  1996:  Explanations  to  Geological
Map  of  Slovakia,  1 : 500,000.  In:  Biely  A.  (Ed.):  Ministry  of
Environment of Slovak Republic – Geological Survey of Slo-
vak Republic. Dionýz Štúr Publ., Bratislava, 1—76.

Bouček  B.  &  Přibyl  A.  1960:  Revision  der  Trilobiten  aus  dem

slowakischen Oberkarbon. Geol. Práce, Spr. 20, 5—50.

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

of  the  West-Carpathian  Variscan  granites.  Geol.  Carpathica
52, 79—90.

Broska I., Petrík I., Beeri-Shlevin Y., Majka J. & Bezák V. 2013:

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

Demko R. & Olšavský M. 2007: The question of rhyolite detritus in

the Malužiná Formation. Miner. Slovaca 39, 4, Geovestník, 8—9
(in Slovak).

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

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

Dickinson  W.R.  1988:  Provenance  and  sediment  dispersal  in  rela-

tion to paleotectonics and paleogeography of sedimentary ba-
sins. In: Kleinspehn K.L. & Paola C. (Eds.): New perspectives
in basin analysis. Springer-Verlag, New York, 3—25.

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

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

Dostal J., Vozár J., Keppie J.D. & Hovorka D. 2003: Permian vol-

canism in the Central Western Carpathians (Slovakia): Basin-
and-Range type rifting in the southern Laurussian margin. Int.
J. Earth Sci. (Geol. Rundsch.)
 92, 27—35.

Ďurovič V. 1971: Sedimentary-petrographic research of the volcano-

sedimentary  (melaphyre)  series  in  the  central  Western  Car-
pathians. Acta Geol. Geogr. Univ. Comen. Bratislava 23, 5—114
(in Slovak).

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

E., Petrík I., Riegler G. & Uher P. 2003: Electron-microprobe
dating of monazites from Western Carpathians basement gran-
itoids: plutonic evidence for an important Permian rifting event
subsequent  to  Variscan  crustal  anatexis.  Int.  J.  Earth  Sci.
(Geol. Rundsch.)
 92, 86—98.

Gaab A.S., Poller U., Janák M., Kohút M. & Todt W. 2006: Zircon

U-Pb geochronology and isotopic characterization for the pre-
Mesozoic  basement  of  the  Northern  Veporic  Unit  (Central
Western  Carpathians,  Slovakia).  Schweitz.  Mineral.  Petrogr.
Mitt.
 85, 69—88.

Ingersoll R.V. 1990: Actualistic sandstone petrofacies: discriminat-

ing modern and ancient source rocks. Geology 18, 733—736.

Klinec A., Planderová E. & Miko O. 1975: Lower Paleozoic age of the

Hron Complex in the veporides. Geol. Práce, Spr. 63, 95—104
(in Slovak).

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

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

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

V.M. 1997: Sr and Nd isotope geochemistry of Variscan granitic
rocks from the Western Carpathians – implications for granite
genesis and crustal evolution. Geol. Carpathica 50, 477—487.

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

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

Korikovskij S.P. & Miko O. 1992: Low-grade metasediments of the

Kraklová  Formation  of  Veporic  crystalline  complex.  Miner.
Slovaca
 24, 381—391 (in Slovak).

Kozur H., Mock R. & Mostler H. 1976: Stratigraphische Neueinstu-

fung  der  Karbonatgesteine  der  unteren  Schichtenfolge  von
Ochtiná (Slowakei) in das oberste Vise-Serpukhovian (Namur A).
Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck 6, 1—29.

Krá   J.,  Hess  C.,  Kober  B.  &  Lippolt  H.J.  1997: 

207

Pb/

206

Pb  and

40

Ar/

39

Ar age data from plutonic rocks of the Strážovské vrchy

Mts.  basement,  Western  Carpathians.  In:  Grecula  P.,  Hovorka
D. & Putiš M. (Eds.): Geological evolution of the Western Car-
pathians. Miner. Slovaca, Monograph, Bratislava, 253—260.

Krenn  E.,  Ustaszewski  K.  &  Finger  F.  2008:  Detrital  and  newly

formed metamorphic monazite in amphibolite facies metapelites
from the Motajica Massif, Bosnia. Chem. Geol. 254, 164—174.

Linthout  K.  2007:  Tripartite  division  of  the  system  of  the  2REE-

PO

4

—CaTh(PO

4

)

2

—2ThSiO

4

,  discreditation  of  brabantite  and

recognition of cheralite as the name for members dominated by
CaTh (PO

4

)

2

Canad. Mineralogist 45, 503—508.

Mamet  B.  &  Mišík  M.  2003:  Marine  Carboniferous  algae  from

metacarbonates  of  the  Ochtiná  Formation  (Gemeric  Unit,
Western Carpathians). Geol. Carpathica 54, 3—8.

Mathieu R., Zellerström L., Cuney M., Gauthier-Lafaye F. & Hidaka

H. 2001: Alteration of monazite and zircon and lead migration
as  geochemical  tracers  of  fluid  paleocirculations  around  the
Oklo-Okélombo and Bangombénatural nuclear reaction zones
(Franceville basin, Gabon). Chem. Geol. 171, 147—171.

McBride E.F. 1963: A classification of common sandstones. J. Sed.

Petrology 33, 664—669.

Miko O. 1981: Middle Paleozoic volcanic-sedimentary Jánov Grúň

Formation  in  the  Veporic  crystalline  of  the  Nízke  Tatry  Mts.
[Srednepaleozojskaja  vulkanogenno-osadočnaja  tolšča  Jano-
vogo  Grunja  v  veporidnom  kristalinike  Nízkych  Tatr.]  Geol.
Zbor. Geol. Carpath.
 32, 465—474 (in Russian).

Montel J.M., Foret S., Veschambre M., Nicollet Ch. & Provost A.

1996:  Electron  microprobe  dating  of  monazite.  Chem.  Geol.
131, 37—53.

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

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

Olšavský M. 2008: Facial analysis of depositional sequences of the

Malužiná Formation and their geological setting at northeastern
slopes of the Nízke Tatry Mts. Unpubl. Diz. ThesisComenius
University  in  Bratislava,  Faculty  of  Natural  Sciences
,  1—194
(in Slovak).

Planderová E. & Miko O. 1977: New information on the age of the

Veporic crystalline rocks based on pollen analysis. Miner. Slo-
vaca
 9, 275—292 (in Slovak).

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

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

Poller U., Uher P., Broska I., Plašienka D. & Janák M. 2002: First

Permian-Early  Triassic  ages  for  tin-bearing  granites  from  the

background image

338

VOZÁROVÁ, KONEČNÝ, VĎAČNÝ, VOZÁR and ŠARINOVÁ

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA, 2014, 65, 5, 329—338

Gemeric unit (Western Carpathians, Slovakia): connection to the
post-collisional  extension  of  the  Variscan  orogeny  and  S-type
granite magmatism. Terra Nova 14, 410—418.

Prokešová R., Plašienka D. & Milovský R. 2012: Structural pattern

and emplacement mechanism of the Krížna cover nappe (Cen-
tral Western Carpathians). Geol. Carpathica 63, 1, 13—32.

Putiš M. 1992: Variscan and Alpidic nappe structures of the West-

ern  Carpathians  crystalline  basement.  Geol.  Carpathica  43,
369—380.

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

Z. 2009: The Gemeric granites as an indicator of the crustal ex-
tension above the Late Variscan subduction zone and during the
Early Alpine riftogenesis (Western Carpathians): An interpreta-
tion  from  the  monazite  and  zircon  ages  dated  by  CHIME  and
SHRIMP methods. Miner. Slovaca 41, 381—394 (in Slovak).

Rasmussen B. & Muhling J.R. 2009: Reactions destroying detrital

monazite  in  greenschist-facies  sandstones  from  the  Witwa-
tersrand basin, South Africa. Chem. Geol. 264, 311—327.

Rojkovič I. 1997: Uranium mineralization in Slovakia.  Acta  Geol.

Univers. Comen., Monogr., Bratislava, 1—117.

Rubato D., Williams I.S. & Buick I.S. 2001: Zircon and monazite

response  to  prograde  metamorphism  in  the  Reynolds  Range,
Central Australia. Contr. Mineral. Petrology 140, 458—468.

Siegl  K.  1982:  Structure  of  the  Vepor  pluton  (West  Carpathians).

Geol. Zbor. GeolCarpath. 33, 171—175.

Stampfli  G.M.  2012:  The  geodynamic  of  Pangea  formation.  Géol.

France 1, 206—209.

Uher P., Ondrejka M. & Konečný P. 2009: Magmatic and post-mag-

matic Y-REE-Th phosphate, silicate and Nb-Ta-Y-REE oxide
minerals in A-type metagranites: an example from the Turčok
massif, the Western Carpthians, Slovakia. Miner. Mag., London
73, 6, 1009—1025.

V ačný  M.  2013:  Provenance  of  the  Malužiná  Formation  sand-

stones (Western Carpathians, Slovakia): constraints from stan-
dard petrography, cathodoluminescence imaging, and mineral
chemistry of feldspars. Geol. Quart. 57, 61—72.

V ačný  M.,  Vozárová  A.  &  Vozár  J.  2013:  Geochemistry  of  the

Permian sandstones from the Malužiná Formation in the Malé
Karpaty  Mts  (Hronic  Unit,  Western  Carpathians,  Slovakia):
implications  for  source-area  weathering,  provenance  and  tec-
tonic setting. Geol. Carpathica 64, 1, 23—38.

Vozár  J.  1977:  Tholeiitic  magmatic  rocks  in  the  Permian  of  the

Choč Nappe (Western Carpathians). Miner. Slovaca 9, 241—258
(in Slovak).

Vozár J. 1997: Rift-related volcanism in the Permian of the Western

Carpathians.  In:  Grecula  P.,  Hovorka  D.  &  Putiš  M.  (Eds.):

Geological evolution of the Western Carpathians. Miner. Slo-
vaca, Monograph
, 225—234.

Vozárová A. 1990: Significance of clastic petrofacies for the recon-

struction of paleotectonic development of the Late Paleozoic of
the Western Carpathians. In: Jablonský J. & Sýkora M. (Eds.):
Sedimentary  problems  of  the  Western  Carpathians.  D.  Štúr
Inst. Geol.
, Bratislava, 69—78 (in Slovak).

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

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

Vozárová A. 1998: Late Carboniferous to Early Permian time interval

in the Western Carpathians: Northern Tethys margin. In: Crasuin-
Soleau S., Izart A., Vaslet D. & DeWever (Eds.): Peri-Tethys:
stratigraphic correlations. 2. Geodiversitas 20, 4, 621—641.

Vozárová  A.  &  Vozár  J.  1981:  Lithostratigraphical  subdivision  of

the Late Paleozoic sequences of the Hronicum. Miner. Slovaca
13, 385—403 (in Slovak).

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

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

Vozárová A., Krá  J. & Vozár J. 2007: Sr isotopic composition in

basalts  of  the  Hronicum.  PETROS,  Petrological  Symposium,
Abstracts Faculty of Natural Science, Geol. Inst., Slovak Acad.
Sci., 
Bratislava, 22 (in Slovak).

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

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

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

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

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

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

Williams I.S. 2001: Response of detrital zircon and monazite, and

their  U-Pb  isotopic  systems,  to  regional  metamorphism  and
host-rock partial melting, Cooma Complex, southeastern Aus-
tralia. Aust. J. Earth Sci. 48, 557—580.

Wing B.A., Ferry J.M. & Harrison T.M. 2003: Prograde destruction

and formation of monazite and allanite during contact and re-
gional metamorphism of pelites: petrology and geochronology.
Contr. Mineral. Petrology 145, 228—250.

background image

Article 

in 

Proof

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

,  OCTOBER  2014,  65,  5

Electronic supplement

VOZÁROVÁ et al.: Provenance of Permian Malužiná Formation sandstones (Hronicum, Western Carpathians): evidence from monazite geochronology

Appendix  1

Table  3:  Microprobe  analyses  of  monazites  from  the  Malužiná  Formation  sandstones  used  for  monazite  dating.  All  analyses  calculated  on  the  16  oxygen.  Abbreviations:  bdl.  –  denotes  below
detection  limit.  C.  –  Carboniferous;  P.  –  Permian.

Sample 

19-VD 

Point  1/1 2/1 2/2 3/1 3/2 4/1 4/2 5/1 6/1 7/1 8/1 9/1 10/1 

11/1 8/1 9/1 10/1 4/3 7/2 8/2 9/2 10/2 

10/3 

11/2 

11/3 

11/4 

 

C. C. C. C. C. P. P. C. C. P. P. C. P. P. P. C. P. P. P. P. C.. P. P. P. P. P. 

P

2

O

5

  

30.02 29.21 29.12 29.02 29.21 28.61 28.61 28.20 28.35 30.22 30.19 29.50 29.43 29.90 30.19 29.50 29.43 29.02 29.81 29.64 29.30 29.41 29.36 29.29 29.45 28.93 

As

2

O

5

 

0.13 0.15 0.14 0.13 0.15 0.14 0.15 0.13 0.14 0.13 0.14 0.14 0.14 0.14 0.14 0.14 0.14 0.15 0.13 0.15 0.15 0.14 0.15 0.15 0.14 0.15 

SiO

2

  

0.47 0.45 0.46 0.57 0.49 0.76 0.67 1.14 0.87 0.39 0.20 0.59 0.55 0.40 0.20 0.59 0.55 0.75 0.22 0.21 0.73 0.51 0.62 0.72 0.60 0.93 

ThO

2

  

6.15 5.44 6.11 5.87 5.82 4.54 3.94 8.68 6.15 5.87 2.75 5.00 5.73 5.60 2.75 5.00 5.73 4.58 4.29 3.09 5.61 5.01 5.78 5.31 5.43 5.27 

PbO   

0.14 0.08 0.10 0.10 0.11 0.05 0.05 0.14 0.10 0.07 0.03 0.08 0.07 0.10 0.03 0.08 0.07 0.05 0.06 0.04 0.09 0.06 0.07 0.07 0.07 0.06 

UO

2

 

0.96 0.17 0.25 0.43 0.40 0.12 0.09 0.47 0.20 0.37 0.18 0.18 0.18 1.30 0.18 0.18 0.18 0.10 0.56 0.16 0.17 0.16 0.18 0.34 0.30 0.18 

Y

2

O

3

  

1.16 0.57 1.44 2.01 1.96 0.49 0.48 2.23 0.98 3.40 1.15 0.96 1.42 3.00 1.15 0.96 1.42 0.52 3.87 0.91 0.72 1.27 1.42 1.62 2.48 1.02 

La

2

O

3

 

14.91 14.33 11.86 11.04 11.39 17.21 17.80 12.08 14.54 11.35 14.69 15.77 13.60 11.04 14.69 15.77 13.60 17.35 11.13 14.45 15.99 14.15 13.62 13.59 13.02 15.20 

Ce

2

O

3

 

28.15 29.61 27.47 27.48 27.76 30.68 30.87 26.26 29.12 26.46 30.46 30.10 28.87 26.53 30.46 30.10 28.87 30.70 26.61 30.10 30.02 29.37 28.90 29.04 27.95 29.96 

Pr

2

O

3

 

3.11 3.44 3.37 3.40 3.48 3.17 3.24 3.15 3.29 3.30 3.56 3.30 3.34 3.29 3.56 3.30 3.34 3.23 3.33 3.44 3.20 3.35 3.32 3.32 3.34 3.29 

Nd

2

O

3

 

11.34 12.73 12.52 12.96 13.16 11.73 11.43 11.57 11.67 12.56 13.24 11.80 12.50 12.35 13.24 11.80 12.50 11.83 12.61 13.43 11.55 12.64 12.49 12.74 12.53 11.92 

Sm

2

O

3

 

2.17 2.08 2.92 2.83 2.75 1.57 1.57 2.64 2.03 2.96 2.32 1.91 2.46 3.16 2.32 1.91 2.46 1.60 3.10 2.30 1.80 2.26 2.28 2.44 2.45 1.90 

Eu

2

O

3

 

0.08 0.02 0.01 0.11 0.17 0.03 0.03 0.12 0.10  bdl. 0.05 0.03 0.03  bdl. 0.05 0.03 0.03  bdl. 0.01 0.03 0.03  bdl. 0.01 0.00 0.03 0.01 

Gd

2

O

3

 

1.20 0.83 1.67 1.60 1.17 0.57 0.52 1.41 0.91 1.91 1.08 0.94 1.31 1.90 1.08 0.94 1.31 0.37 1.82 0.87 0.52 0.92 1.01 0.97 1.25 0.60 

Tb

2

O

3

 

0.06 0.08 0.16 0.16 0.13 0.04 0.08 0.18 0.10 0.22 0.05 0.02 0.06 0.24 0.05 0.02 0.06 0.07 0.21 0.09 0.09 0.06 0.09 0.14 0.16 0.06 

Dy

2

O

3

 

0.47 0.19 0.49 0.64 0.61 0.20 0.18 0.65 0.31 0.97 0.31 0.30 0.41 0.94 0.31 0.30 0.41 0.10 1.12 0.37 0.24 0.40 0.45 0.53 0.69 0.40 

Ho

2

O

3

 

0.06 0.02 0.03 0.05 0.02  bdl.  bdl. 0.08 0.03 0.08 0.01 0.01 0.04 0.09 0.01 0.01 0.04  bdl. 0.13 0.01 0.02 0.03 0.05 0.06 0.10 0.06 

Er

2

O

3

 

0.36 0.33 0.40 0.45 0.41 0.33 0.30 0.38 0.32 0.48 0.35 0.36 0.35 0.48 0.35 0.36 0.35 0.26 0.54 0.35 0.32 0.40 0.35 0.41 0.47 0.40 

Tm

2

O

3

 

0.05 

0.04 

0.06 

0.06 

0.06 

0.07 

0.03 

0.05 

0.06 

0.08 

0.04 

0.07 

0.05 

0.05 

0.04 

0.07 

0.05 

0.03 

0.08 

0.05 

0.06 

0.05 

0.07 

0.07 

0.09 

0.05 

Yb

2

O

3

 

0.14 0.12 0.12 0.16 0.11 0.09 0.09 0.15 0.09 0.19 0.10 0.14 0.16 0.19 0.10 0.14 0.16 0.10 0.18 0.13 0.12 0.11 0.12 0.12 0.13 0.14 

Lu

2

O

3

 

0.07 0.12 0.13 0.06 0.12 0.10 0.09 0.06 0.10 0.05 0.14 0.07 0.01 0.09 0.14 0.07 0.01 0.06 0.09 0.09 0.08 0.10 0.08 0.16 0.09 0.05 

FeO   

bdl. bdl. 0.01 bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. 0.01 0.02 bdl. 0.00 0.05 0.02 bdl. 0.00 bdl. bdl. 0.02 bdl. bdl. 0.00 0.08 0.05 0.22 

SO

3

   

0.03 0.02 0.03 0.43 0.37 0.02 0.04 0.09 0.35 0.02 0.02 0.04 0.03 0.01 0.02 0.04 0.03 0.03 0.03 0.02 0.03 0.02 0.04 0.02 0.02 0.02 

CaO   

1.36 1.07 1.17 1.45 1.40 0.47 0.47 1.14 1.11 1.17 0.61 0.69 0.89 1.26 0.61 0.69 0.89 0.50 1.03 0.67 0.70 0.76 0.88 0.69 0.81 0.48 

SrO   

0.00 0.02 0.01 0.03 0.03  bdl. 0.02 0.02  bdl. 0.04 0.00 0.02 0.01  bdl. 0.00 0.02 0.01 0.00 0.01 0.03 0.02 0.01  bdl. 0.01 0.01 0.00 

Al

2

O

3

 

bdl. bdl. 0.00 bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. 

Total 

102.60 101.13 100.06 101.06 101.27 100.99 100.77 100.99 100.90 102.31 101.71 102.02 101.64 102.10 101.71 102.02 101.64 101.41 100.96 100.65 101.59 101.19 101.34 101.91 101.65 101.30 

3.904 3.880 3.892 3.822 3.839 3.828 3.834 3.766 3.775 3.912 3.947 3.876 3.878 3.898 3.947 3.876 3.878 3.848 3.914 3.931 3.866 3.889 3.875 3.854 3.869 3.834 

Si 

0.071 0.070 0.072 0.088 0.076 0.121 0.107 0.179 0.136 0.059 0.031 0.091 0.085 0.061 0.031 0.091 0.085 0.118 0.035 0.033 0.114 0.079 0.097 0.112 0.093 0.145 

As 

0.010 0.013 0.012 0.011 0.012 0.012 0.012 0.011 0.012 0.011 0.011 0.012 0.011 0.011 0.011 0.012 0.011 0.012 0.011 0.012 0.012 0.011 0.012 0.012 0.011 0.012 

Th 

0.215 0.194 0.220 0.208 0.206 0.163 0.142 0.312 0.220 0.204 0.097 0.177 0.203 0.196 0.097 0.177 0.203 0.163 0.151 0.110 0.199 0.178 0.205 0.188 0.192 0.188 

0.033 0.006 0.009 0.015 0.014 0.004 0.003 0.016 0.007 0.013 0.006 0.006 0.006 0.045 0.006 0.006 0.006 0.004 0.019 0.006 0.006 0.005 0.006 0.012 0.010 0.006 

Pb 

0.006 0.004 0.004 0.004 0.004 0.002 0.002 0.006 0.004 0.003 0.001 0.003 0.003 0.004 0.001 0.003 0.003 0.002 0.002 0.002 0.004 0.003 0.003 0.003 0.003 0.003 

0.095 0.047 0.121 0.167 0.162 0.041 0.041 0.187 0.082 0.277 0.095 0.079 0.118 0.246 0.095 0.079 0.118 0.044 0.320 0.076 0.060 0.106 0.117 0.134 0.205 0.085 

La 

0.845 0.829 0.691 0.634 0.652 1.004 1.039 0.703 0.843 0.640 0.837 0.903 0.781 0.627 0.837 0.903 0.781 1.002 0.637 0.835 0.919 0.815 0.783 0.779 0.745 0.878 

Ce 

1.583 1.701 1.588 1.565 1.578 1.776 1.789 1.517 1.677 1.481 1.722 1.710 1.645 1.496 1.722 1.710 1.645 1.761 1.511 1.726 1.713 1.679 1.649 1.653 1.588 1.717 

Pr 

0.174 0.197 0.194 0.193 0.197 0.182 0.187 0.181 0.189 0.184 0.200 0.186 0.190 0.185 0.200 0.186 0.190 0.184 0.188 0.196 0.182 0.191 0.188 0.188 0.189 0.188 

Nd 

0.622 0.714 0.706 0.720 0.729 0.662 0.646 0.652 0.656 0.686 0.730 0.654 0.695 0.679 0.730 0.654 0.695 0.662 0.698 0.751 0.643 0.705 0.696 0.708 0.694 0.666 

Sm 

0.115 0.113 0.159 0.152 0.147 0.086 0.086 0.144 0.110 0.156 0.124 0.102 0.132 0.168 0.124 0.102 0.132 0.087 0.166 0.124 0.097 0.122 0.123 0.131 0.131 0.103 

Eu 

0.004 0.001 0.000 0.006 0.009 0.002 0.002 0.006 0.005 0.000 0.002 0.002 0.001 0.000 0.002 0.002 0.001 0.000 0.000 0.002 0.002 0.000 0.001 0.000 0.002 0.001 

Gd 

0.061 

0.043 

0.087 

0.082 

0.060 

0.030 

0.027 

0.074 

0.047 

0.097 

0.055 

0.048 

0.068 

0.097 

0.055 

0.048 

0.068 

0.019 

0.093 

0.045 

0.027 

0.047 

0.052 

0.050 

0.064 

0.031 

Tb 

0.003 0.004 0.008 0.008 0.007 0.002 0.004 0.009 0.005 0.011 0.002 0.001 0.003 0.012 0.002 0.001 0.003 0.004 0.011 0.005 0.005 0.003 0.004 0.007 0.008 0.003 

Dy 

0.023 0.010 0.025 0.032 0.030 0.010 0.009 0.033 0.016 0.048 0.015 0.015 0.021 0.047 0.015 0.015 0.021 0.005 0.056 0.019 0.012 0.020 0.023 0.027 0.035 0.020 

Ho 

0.003 0.001 0.002 0.003 0.001 0.000 0.000 0.004 0.002 0.004 0.000 0.000 0.002 0.004 0.000 0.000 0.002 0.000 0.006 0.000 0.001 0.002 0.002 0.003 0.005 0.003 

Er 

0.017 0.016 0.020 0.022 0.020 0.016 0.015 0.019 0.016 0.023 0.017 0.018 0.017 0.023 0.017 0.018 0.017 0.013 0.026 0.017 0.016 0.020 0.017 0.020 0.023 0.019 

Tm 

0.002 0.002 0.003 0.003 0.003 0.003 0.002 0.002 0.003 0.004 0.002 0.003 0.003 0.003 0.002 0.003 0.003 0.001 0.004 0.002 0.003 0.003 0.003 0.003 0.004 0.003 

Yb 

0.007 0.006 0.006 0.007 0.005 0.005 0.004 0.007 0.004 0.009 0.005 0.007 0.007 0.009 0.005 0.007 0.007 0.005 0.009 0.006 0.006 0.005 0.006 0.006 0.006 0.007 

Lu 

0.003 0.006 0.006 0.003 0.005 0.005 0.004 0.003 0.005 0.002 0.007 0.003 0.001 0.004 0.007 0.003 0.001 0.003 0.004 0.004 0.004 0.005 0.004 0.007 0.004 0.002 

Fe

2+

 

0.000 

0.000 

0.001 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.002 

0.002 

0.000 

0.000 

0.006 

0.002 

0.000 

0.000 

0.000 

0.000 

0.002 

0.000 

0.000 

0.000 

0.011 

0.006 

0.029 

0.003 0.003 0.004 0.051 0.044 0.003 0.005 0.011 0.041 0.003 0.003 0.005 0.003 0.001 0.003 0.005 0.003 0.003 0.003 0.002 0.004 0.003 0.004 0.002 0.003 0.002 

Ca 

0.224 0.180 0.198 0.242 0.233 0.080 0.080 0.192 0.186 0.191 0.101 0.116 0.149 0.207 0.101 0.116 0.149 0.083 0.170 0.113 0.116 0.128 0.147 0.115 0.135 0.081 

Sr 

0.000 0.002 0.001 0.003 0.003 0.000 0.001 0.001 0.000 0.003 0.000 0.002 0.001 0.000 0.000 0.002 0.001 0.000 0.001 0.003 0.002 0.001 0.000 0.001 0.001 0.000 

Al 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 

Σcat. 

8.024 8.040 8.028 8.040 8.037 8.036 8.041 8.035 8.042 8.023 8.015 8.019 8.023 8.031 8.015 8.019 8.023 8.023 8.036 8.025 8.012 8.020 8.018 8.026 8.027 8.025 

Age (Ma) 

353 344 340 348 358 266 272 340 346 247 247 352 271 255 247 352 271 257 236 255 371 274 262 261 253 252 

2 sd 

17.4 26.3 22.7 21.9 22.5 30.8 35.2 16.3 23.5 21.7 44.1 28.2 24.4 15.8 44.1 28.2 24.4 30.3 24.2 40.2 25.8 27.2 23.8 23.5 23.5 25.7 

 

i

background image

Article 

in 

Proof

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

,  OCTOBER  2014,  65,  5

Electronic supplement

VOZÁROVÁ et al.: Provenance of Permian Malužiná Formation sandstones (Hronicum, Western Carpathians): evidence from monazite geochronology

Appendix  1

Table  3:  Continued.

Sample 

23-VD 

Point 

1/1 1/2 1/3 2/1 2/2 3/1 3/2 3/3 4/1 4/2 4/3 4/4 4/5 4/6 4/7 5/1 5/2 5/3 5/4 5/5 5/6 5/7 5/8 5/9 6/1 6/2 6/3 6/4 6/5 7/1 7/2 7/3 

C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. 

P

2

O

5

  

28.73  28.98  29.03  30.85  30.81  29.85  29.85  30.12  30.09  30.12  30.08  29.89  29.92  29.65  29.82  27.16  30.34  30.31  28.85  28.84  30.03  29.94  27.84  27.64  30.67  30.90  31.04  30.98  31.04  31.38  31.33  30.65 

As

2

O

5

 

0.15 

0.14 

0.14 

0.13 

0.13 

0.14 

0.15 

0.14 

0.13 

0.13 

0.14 

0.14 

0.14 

0.12 

0.14 

0.14 

0.13 

0.14 

0.14 

0.14 

0.14 

0.14 

0.13 

0.14 

0.13 

0.14 

0.14 

0.13 

0.13 

0.13 

0.12 

0.14 

SiO

2

  

0.66 

0.65 

0.75 

0.35 

0.36 

0.25 

0.26 

0.26 

0.18 

0.22 

0.28 

0.26 

0.26 

0.32 

0.30 

1.86 

0.18 

0.17 

0.86 

0.87 

0.19 

0.18 

1.53 

1.84 

0.20 

0.15 

0.15 

0.23 

0.16 

0.22 

0.24 

0.34 

ThO

2

  

6.07 

7.18 

6.81 

4.61 

4.43 

3.89 

3.73 

3.07 

3.43 

3.50 

3.97 

3.16 

3.42 

4.18 

3.66  10.19 

4.82 

4.88 

5.80 

5.78 

4.81 

5.07 

9.76 

9.91 

3.76 

3.88 

3.96 

3.74 

3.86 

3.72 

3.78 

3.96 

PbO   

0.10 

0.11 

0.11 

0.11 

0.10 

0.10 

0.10 

0.08 

0.09 

0.09 

0.10 

0.08 

0.09 

0.12 

0.11 

0.16 

0.13 

0.13 

0.10 

0.10 

0.19 

0.14 

0.15 

0.18 

0.08 

0.08 

0.08 

0.09 

0.08 

0.12 

0.11 

0.12 

UO

2

 

0.16 

0.22 

0.18 

0.81 

0.71 

0.86 

0.83 

0.70 

0.81 

0.78 

0.94 

0.79 

0.82 

1.02 

1.09 

0.35 

1.28 

1.25 

0.32 

0.34 

2.43 

1.39 

0.39 

0.74 

0.53 

0.51 

0.55 

0.55 

0.52 

1.31 

1.15 

1.28 

Y

2

O

3

  

0.44 

0.90 

0.42 

2.26 

2.00 

0.86 

0.76 

0.89 

1.95 

1.76 

0.84 

0.67 

0.69 

0.80 

0.77 

1.20 

2.37 

2.61 

1.39 

1.42 

2.23 

2.44 

1.65 

1.65 

2.73 

2.88 

2.96 

2.69 

2.81 

2.84 

2.66 

1.31 

La

2

O

3

 

14.85  12.89  14.21  13.54  13.60  13.42  13.64  13.83  12.68  12.79  13.08  13.71  13.25  12.94  13.07  12.11  13.07  12.53  13.18  12.96  13.21  12.99  12.01  12.16  12.28  12.24  12.09  12.20  12.51  13.32  13.56  14.26 

Ce

2

O

3

 

30.17  29.15  30.03  28.49  28.76  28.77  29.32  29.54  27.60  28.04  28.70  29.18  28.75  28.11  28.69  26.28  27.90  27.11  28.61  28.29  27.72  27.36  26.06  25.79  27.06  27.03  27.04  27.55  27.10  27.53  27.76  28.63 

Pr

2

O

3

 

3.34 

3.33 

3.40 

3.26 

3.30 

3.54 

3.41 

3.45 

3.34 

3.34 

3.55 

3.43 

3.46 

3.33 

3.34 

3.17 

3.22 

3.21 

3.39 

3.31 

3.13 

3.16 

3.17 

3.17 

3.35 

3.36 

3.34 

3.38 

3.37 

3.24 

3.23 

3.37 

Nd

2

O

3

 

12.09  12.50  11.84  12.27  12.22  13.45  13.28  13.57  13.35  13.33  13.45  13.66  13.79  13.46  13.52  12.47  11.94  12.23  12.82  12.66  11.40  11.88  12.42  12.26  13.35  13.41  13.28  13.34  13.56  11.97  12.01  12.51 

Sm

2

O

3

 

1.62 

2.01 

1.55 

2.08 

2.12 

2.48 

2.41 

2.47 

2.70 

2.72 

2.69 

2.65 

2.64 

2.67 

2.72 

2.38 

2.15 

2.28 

2.32 

2.33 

1.87 

2.14 

2.52 

2.18 

2.72 

2.80 

2.81 

2.83 

2.80 

2.37 

2.32 

2.25 

Eu

2

O

3

 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

Gd

2

O

3

 

0.97 

1.17 

0.86 

1.48 

1.45 

1.88 

1.80 

1.86 

2.36 

2.19 

1.87 

1.94 

1.90 

1.98 

1.90 

1.63 

1.59 

1.74 

1.59 

1.61 

1.36 

1.63 

1.77 

1.55 

2.14 

2.19 

2.29 

2.13 

2.23 

1.93 

1.92 

1.53 

Tb

2

O

3

 

0.00 

0.08 

0.01 

0.14 

0.11 

0.09 

0.11 

0.12 

0.20 

0.19 

0.13 

0.12 

0.12 

0.19 

0.08 

0.08 

0.15 

0.17 

0.11 

0.10 

0.11 

0.14 

0.10 

0.12 

0.16 

0.17 

0.24 

0.20 

0.14 

0.14 

0.22 

0.08 

Dy

2

O

3

 

0.16 

0.25 

0.15 

0.62 

0.60 

0.41 

0.39 

0.48 

0.85 

0.77 

0.47 

0.36 

0.39 

0.42 

0.42 

0.42 

0.66 

0.79 

0.41 

0.47 

0.52 

0.67 

0.51 

0.47 

0.87 

0.90 

0.92 

0.85 

0.92 

0.83 

0.90 

0.48 

Ho

2

O

3

 

0.02 

0.06 

0.01 

0.06 

0.07 

0.00 

0.05 

0.00 

0.07 

0.08 

0.03 

0.06 

bdl. 

0.02 

0.04 

0.04 

0.01 

0.08 

0.01 

0.11 

0.09 

0.07 

0.07 

0.03 

0.09 

0.04 

0.08 

0.07 

0.05 

0.02 

0.06 

0.02 

Er

2

O

3

 

0.36 

0.35 

0.31 

0.47 

0.47 

0.38 

0.30 

0.31 

0.41 

0.41 

0.34 

0.31 

0.38 

0.36 

0.33 

0.41 

0.43 

0.51 

0.43 

0.37 

0.45 

0.45 

0.43 

0.44 

0.47 

0.50 

0.46 

0.45 

0.48 

0.52 

0.45 

0.36 

Tm

2

O

3

 

0.06 

0.09 

0.11 

0.06 

0.09 

0.07 

0.07 

0.06 

0.08 

0.08 

0.11 

0.06 

0.05 

0.06 

0.09 

0.10 

0.08 

0.08 

0.09 

0.06 

0.11 

0.10 

0.08 

0.08 

0.15 

0.11 

0.07 

0.06 

0.08 

0.04 

0.09 

0.09 

Yb

2

O

3

 

0.14 

0.11 

0.12 

0.19 

0.17 

0.09 

0.10 

0.13 

0.09 

0.11 

0.15 

0.08 

0.12 

0.09 

0.14 

0.11 

0.14 

0.18 

0.14 

0.15 

0.12 

0.13 

0.16 

0.13 

0.15 

0.11 

0.17 

0.14 

0.15 

0.18 

0.16 

0.14 

Lu

2

O

3

 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

FeO   

0.06 

0.05 

0.02 

0.14 

0.22 

0.05 

0.14 

0.12 

0.07 

0.03 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

0.00 

0.05 

0.06 

bdl. 

0.01 

bdl. 

bdl. 

0.08 

bdl. 

bdl. 

0.11 

0.30 

0.13 

0.14 

0.14 

0.11 

0.17 

0.13 

0.14 

SO

3

   

0.02 

0.06 

0.03 

0.02 

0.05 

0.03 

0.03 

0.02 

0.01 

0.01 

0.03 

0.02 

0.02 

0.02 

0.02 

0.19 

0.01 

0.02 

0.26 

0.23 

0.02 

0.01 

0.17 

0.13 

0.04 

0.02 

0.02 

0.03 

0.03 

0.03 

0.02 

0.03 

CaO   

0.87 

1.18 

0.99 

0.96 

0.94 

0.96 

0.88 

0.74 

0.87 

0.86 

0.96 

0.75 

0.80 

0.98 

0.88 

0.92 

1.28 

1.27 

0.92 

0.90 

1.48 

1.33 

1.05 

1.00 

0.94 

0.90 

0.93 

0.89 

0.91 

1.02 

0.99 

0.99 

SrO   

0.03 

0.02 

0.01 

0.02 

0.07 

0.01 

0.00 

0.01 

0.01 

0.03 

0.02 

0.02 

0.00 

bdl. 

0.01 

0.03 

0.01 

0.01 

0.04 

0.03 

0.01 

0.01 

0.03 

0.03 

0.02 

0.03 

0.03 

0.02 

0.01 

0.04 

0.01 

0.02 

Al

2

O

3

 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

bdl. 

0.03 

bdl. 

bdl. 

0.01 

bdl. 

0.00 

bdl. 

0.04 

Total 

101.06 101.49 101.09 102.93 102.77 101.58 101.60 101.98 101.36 101.58 101.93 101.34 100.99 100.86 101.20 101.47 101.90 101.70 101.76 101.06 101.71 101.37 102.00 101.74 102.23 102.48 102.79 102.71 103.04 103.07 103.21 102.76 

3.840 3.844 3.858 3.953 3.953 3.927 3.926 3.938 3.946 3.944 3.937 3.940 3.949 3.929 3.935 3.649 3.945 3.947 3.803 3.818 3.926 3.929 3.704 3.680 3.954 3.971 3.974 3.969 3.970 3.987 3.983 3.948 

Si 

0.104 0.102 0.117 0.054 0.054 0.040 0.040 0.040 0.028 0.034 0.043 0.040 0.040 0.050 0.046 0.296 0.027 0.026 0.134 0.136 0.030 0.028 0.240 0.289 0.030 0.022 0.023 0.034 0.024 0.033 0.036 0.052 

As 

0.012 0.012 0.012 0.010 0.010 0.011 0.012 0.012 0.011 0.010 0.011 0.012 0.011 0.010 0.011 0.011 0.010 0.011 0.012 0.011 0.012 0.011 0.011 0.012 0.010 0.011 0.011 0.010 0.010 0.010 0.010 0.011 

Th 

0.218 0.256 0.243 0.159 0.153 0.138 0.132 0.108 0.121 0.123 0.140 0.112 0.121 0.149 0.130 0.368 0.169 0.171 0.205 0.206 0.169 0.179 0.349 0.355 0.130 0.134 0.136 0.129 0.133 0.127 0.129 0.137 

0.006 0.008 0.006 0.027 0.024 0.030 0.029 0.024 0.028 0.027 0.032 0.027 0.028 0.036 0.038 0.012 0.044 0.043 0.011 0.012 0.083 0.048 0.014 0.026 0.018 0.017 0.019 0.019 0.018 0.044 0.039 0.043 

Pb 

0.004 0.005 0.005 0.004 0.004 0.004 0.004 0.003 0.004 0.004 0.004 0.003 0.004 0.005 0.005 0.007 0.005 0.005 0.004 0.004 0.008 0.006 0.006 0.008 0.003 0.003 0.003 0.003 0.003 0.005 0.004 0.005 

0.037 0.075 0.035 0.182 0.162 0.071 0.063 0.073 0.160 0.145 0.069 0.055 0.057 0.067 0.064 0.101 0.194 0.214 0.115 0.118 0.183 0.201 0.138 0.138 0.221 0.233 0.239 0.217 0.226 0.227 0.213 0.106 

La 

0.865 0.745 0.822 0.756 0.760 0.769 0.782 0.788 0.724 0.730 0.746 0.787 0.762 0.747 0.751 0.709 0.741 0.711 0.757 0.747 0.753 0.743 0.696 0.705 0.690 0.686 0.675 0.681 0.697 0.737 0.751 0.800 

Ce 

1.744 1.672 1.725 1.579 1.595 1.637 1.668 1.670 1.565 1.588 1.625 1.663 1.641 1.611 1.637 1.527 1.569 1.527 1.631 1.620 1.567 1.553 1.500 1.485 1.509 1.502 1.497 1.526 1.498 1.513 1.526 1.595 

Pr 

0.192 0.190 0.195 0.180 0.182 0.201 0.193 0.194 0.189 0.188 0.200 0.194 0.196 0.190 0.190 0.183 0.180 0.180 0.192 0.189 0.176 0.179 0.181 0.182 0.186 0.186 0.184 0.187 0.185 0.177 0.176 0.187 

Nd 

0.682 0.700 0.664 0.663 0.661 0.747 0.737 0.749 0.739 0.736 0.743 0.760 0.768 0.752 0.753 0.707 0.655 0.671 0.713 0.707 0.629 0.658 0.697 0.688 0.726 0.727 0.717 0.721 0.731 0.641 0.644 0.680 

Sm 

0.088 0.109 0.084 0.109 0.111 0.133 0.129 0.132 0.145 0.145 0.144 0.142 0.142 0.144 0.147 0.131 0.114 0.121 0.125 0.126 0.100 0.115 0.137 0.118 0.143 0.147 0.147 0.148 0.146 0.123 0.120 0.118 

Eu 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 

Gd 

0.051 0.061 0.045 0.074 0.073 0.097 0.093 0.095 0.121 0.112 0.096 0.100 0.098 0.103 0.098 0.086 0.081 0.089 0.082 0.083 0.070 0.084 0.092 0.081 0.108 0.110 0.115 0.107 0.112 0.096 0.096 0.077 

Tb 

0.000 0.004 0.001 0.007 0.006 0.005 0.005 0.006 0.010 0.010 0.007 0.006 0.006 0.010 0.004 0.004 0.007 0.009 0.005 0.005 0.006 0.007 0.005 0.006 0.008 0.009 0.012 0.010 0.007 0.007 0.011 0.004 

Dy 

0.008 0.013 0.007 0.030 0.029 0.021 0.019 0.024 0.042 0.039 0.023 0.018 0.019 0.021 0.021 0.022 0.033 0.039 0.021 0.024 0.026 0.033 0.026 0.024 0.043 0.044 0.045 0.042 0.045 0.040 0.044 0.024 

Ho 

0.001 0.003 0.001 0.003 0.003 0.000 0.003 0.000 0.003 0.004 0.001 0.003 0.000 0.001 0.002 0.002 0.001 0.004 0.000 0.005 0.004 0.004 0.003 0.001 0.004 0.002 0.004 0.003 0.002 0.001 0.003 0.001 

Er 

0.018 0.017 0.015 0.022 0.022 0.018 0.015 0.015 0.020 0.020 0.017 0.015 0.019 0.017 0.016 0.021 0.021 0.025 0.021 0.018 0.022 0.022 0.021 0.022 0.022 0.024 0.022 0.022 0.023 0.025 0.021 0.017 

Tm 

0.003 0.004 0.006 0.003 0.004 0.004 0.003 0.003 0.004 0.004 0.005 0.003 0.003 0.003 0.004 0.005 0.004 0.004 0.004 0.003 0.005 0.005 0.004 0.004 0.007 0.005 0.003 0.003 0.004 0.002 0.004 0.004 

Yb 

0.007 0.005 0.006 0.009 0.008 0.004 0.005 0.006 0.004 0.005 0.007 0.004 0.006 0.004 0.007 0.005 0.007 0.008 0.007 0.007 0.006 0.006 0.008 0.006 0.007 0.005 0.008 0.007 0.007 0.008 0.007 0.007 

Lu 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 

Fe

2+

 

0.008 0.006 0.002 0.018 0.028 0.006 0.018 0.016 0.009 0.004 0.000 0.000 0.000 0.000 0.006 0.008 0.000 0.001 0.000 0.000 0.011 0.000 0.000 0.015 0.039 0.017 0.018 0.018 0.014 0.022 0.016 0.018 

0.003 0.007 0.003 0.003 0.006 0.004 0.004 0.002 0.001 0.001 0.003 0.002 0.002 0.002 0.002 0.022 0.001 0.002 0.030 0.027 0.003 0.001 0.020 0.016 0.005 0.003 0.002 0.003 0.003 0.004 0.002 0.003 

Ca 

0.148 0.199 0.166 0.156 0.152 0.161 0.147 0.122 0.145 0.142 0.159 0.125 0.134 0.165 0.148 0.157 0.211 0.210 0.154 0.151 0.244 0.221 0.177 0.168 0.154 0.146 0.150 0.145 0.148 0.164 0.159 0.161 

Sr 

0.002 0.001 0.001 0.002 0.006 0.001 0.000 0.001 0.001 0.003 0.001 0.002 0.000 0.000 0.001 0.003 0.001 0.001 0.004 0.003 0.001 0.001 0.003 0.003 0.002 0.003 0.002 0.002 0.001 0.003 0.001 0.001 

Al 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.005 0.000 0.000 0.001 0.000 0.000 0.000 0.008 

Σcat. 

8.040 8.037 8.019 8.002 8.005 8.026 8.027 8.021 8.021 8.019 8.014 8.014 8.007 8.017 8.016 8.036 8.020 8.018 8.030 8.021 8.032 8.030 8.032 8.031 8.025 8.007 8.006 8.006 8.007 7.995 7.995 8.009 

Age 

(Ma) 355 347 369 352 369 360 365 351 344 340 353 345 364 365 355 348 351 341 363 349 345 351 331 352 345 349 342 368 342 351 349 343 

2 sd 

25.8 21.8 23.4 23.9 25.5 25.3 25.9 30.9 27.3 27.4 24.0 28.8 27.3 22.6 23.4 16.0 19.1 19.3 25.2 24.8 14.1 18.1 16.1 14.9 30.7 30.1 29.2 30.5 30.0 21.5 22.8 20.9 

 

ii

background image

Article 

in 

Proof

G

G

G

G

GEOL

EOL

EOL

EOL

EOLOGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPA

OGICA CARPATHICA

THICA

THICA

THICA

THICA

,  OCTOBER  2014,  65,  5

Electronic supplement

VOZÁROVÁ et al.: Provenance of Permian Malužiná Formation sandstones (Hronicum, Western Carpathians): evidence from monazite geochronology

Appendix  1

Table  3:  Continued.

iii

Sample 

31-VD 32-VD 

33-VD 

22-VD 

Point  1/1 1/2 2/1 2/2 3/1 3/2 1/1 2/1 1/1 2/1 2/1 2/2 2/3 4/1 4/4 4/5 5/1 
 

C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. C. P.  P.  P. P. 

P

2

O

5

  

31.08 29.92 30.26 29.94 29.74 29.78 29.94 29.74 29.32 29.54 29.96 30.21 30.19 29.12 29.01 28.45 28.20 

As

2

O

5

 

0.08 0.09 0.08 0.09 0.09 0.09 0.10 0.09 0.08 0.09 0.13 0.14 0.13 0.32 0.49 0.64 0.51 

SiO

2

  

0.29 0.37 0.23 0.26 0.43 0.43 0.41 0.50 0.40 0.44 0.28 0.25 0.20 0.81 0.74 0.55 0.40 

ThO

2

  

2.70 4.04 2.54 3.22 3.86 3.86 4.05 6.57 5.08 2.11 3.27 3.41 3.60 6.50 3.72 3.67 2.59 

PbO   

0.06 0.08 0.06 0.09 0.06 0.06 0.07 0.12 0.10 0.07 0.09 0.09 0.10 0.07 0.04 0.04 0.04 

UO

2

 

0.57 0.68 0.52 0.58 0.32 0.31 0.29 0.42 0.68 0.68 0.93 0.90 0.84 0.11 0.05 0.07 0.37 

Y

2

O

3

  

1.70 1.10 1.83 1.77 1.83 1.85 1.28 1.55 1.88 0.69 2.37 2.07 1.84 0.25 0.18 0.19 0.98 

La

2

O

3

 

13.55 13.75 13.35 13.05 13.43 13.57 14.93 12.25 12.12 13.52 12.57 12.76 12.88 15.08 17.07 16.59 14.65 

Ce

2

O

3

 

28.67 29.12 28.27 27.61 28.69 28.71 29.70 27.65 27.09 29.64 27.66 27.81 28.33 31.43 32.69 32.65 29.12 

Pr

2

O

3

 

3.46 3.36 3.47 3.28 3.38 3.41 3.30 3.39 3.32 3.63 3.34 3.35 3.51 3.22 3.26 3.19 3.26 

Nd

2

O

3

 

13.50 13.10 14.09 13.73 12.91 12.85 12.51 12.94 13.44 14.38 13.31 13.38 13.29 10.31 11.03 10.31 11.80 

Sm

2

O

3

 

2.51 2.28 2.92 2.87 2.54 2.57 1.87 2.36 2.86 2.76 2.93 2.93 2.88 1.50 1.53 1.53 2.32 

Eu

2

O

3

 

bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. 0.16 0.12 0.11 0.37 0.37 0.43 

0.26 

Gd

2

O

3

 

1.87 1.69 2.10 2.20 1.94 1.83 1.24 1.62 2.05 2.06 2.09 1.97 1.80 0.32 0.31 0.32 1.02 

Tb

2

O

3

 

0.16 0.14 0.19 0.14 0.12 0.17 0.07 0.11 0.24 0.10 0.25 0.21 0.17 0.05 0.05 0.02 0.10 

Dy

2

O

3

 

0.64 0.37 0.71 0.71 0.67 0.71 0.38 0.42 0.69 0.34 1.01 0.86 0.83 0.05 0.13 0.12 0.42 

Ho

2

O

3

 

0.05 0.04 0.12 0.10 0.04 0.05 0.03 0.03 0.06 0.01 0.07 0.10 0.07  bdl.  bdl. 0.01 0.07 

Er

2

O

3

 

0.43 0.30 0.43 0.40 0.37 0.42 0.35 0.40 0.45 0.31 0.37 0.34 0.30 0.33 0.30 0.26 0.32 

Tm

2

O

3

 

0.07 0.13 0.08 0.10 0.09 0.09 0.06 0.10 0.09 0.09 0.04 0.04 0.02 0.06 0.04 0.03 0.04 

Yb

2

O

3

 

0.10 0.11 0.15 0.15 0.10 0.17 0.11 0.12 0.14 0.13 0.10 0.13 0.13 0.11 0.12 0.09 0.09 

Lu

2

O

3

 

bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. 0.07 0.05 0.05 0.07 0.06 0.04 

0.13 

FeO   

0.06 0.10 0.28 0.44 0.33 0.38  bdl.  bdl. 0.07 0.30  bdl.  bdl.  bdl. 0.17 0.52 0.51 0.07 

SO

3

   

0.02 0.03 0.03 0.04 0.02 0.02 0.03 0.00 0.02 0.02 0.02 0.03 0.03 0.23 0.18 0.15 0.09 

CaO   

0.60 0.96 0.71 0.79 0.64 0.63 1.03 1.39 1.10 0.59 0.76 0.85 0.90 1.13 0.63 0.71 0.62 

SrO   

0.00 0.03 0.03 0.02 0.00  bdl. 0.01 0.00  bdl. 0.01 0.00 0.01 0.01 0.40 0.22 0.25 0.06 

Al

2

O

3

 

0.00 bdl. 0.00 0.00 bdl. bdl. bdl. bdl. 0.02 bdl. bdl. bdl. bdl. bdl. 0.01 bdl. 

0.00 

Total 

102.18 101.81 102.46 101.58 101.62 101.97 101.76 101.75 101.30 101.52 101.79 102.02 102.20 102.01 102.75 100.83 97.53 

3.996 3.918 3.931 3.924 3.904 3.899 3.913 3.899 3.882 3.898 3.921 3.937 3.935 3.818 3.793 3.796 3.865 

Si 

0.044 0.058 0.035 0.040 0.067 0.067 0.063 0.077 0.062 0.068 0.044 0.039 0.031 0.125 0.114 0.087 0.064 

As 

0.006 0.007 0.007 0.007 0.007 0.008 0.008 0.007 0.006 0.008 0.010 0.011 0.011 0.026 0.040 0.053 0.043 

Th 

0.093 0.142 0.089 0.113 0.136 0.136 0.142 0.231 0.181 0.075 0.115 0.119 0.126 0.229 0.131 0.132 0.095 

0.019 0.023 0.018 0.020 0.011 0.011 0.010 0.014 0.024 0.023 0.032 0.031 0.029 0.004 0.002 0.002 0.013 

Pb 

0.002 0.003 0.003 0.004 0.003 0.003 0.003 0.005 0.004 0.003 0.004 0.004 0.004 0.003 0.002 0.002 0.002 

0.137 0.091 0.150 0.145 0.151 0.152 0.105 0.127 0.156 0.057 0.195 0.169 0.151 0.020 0.015 0.016 0.084 

La 

0.759 0.785 0.755 0.745 0.768 0.774 0.850 0.699 0.699 0.777 0.717 0.724 0.731 0.862 0.972 0.964 0.875 

Ce 

1.594 1.649 1.588 1.565 1.628 1.626 1.678 1.567 1.551 1.691 1.565 1.567 1.596 1.782 1.848 1.884 1.726 

Pr 

0.191 0.190 0.194 0.185 0.191 0.192 0.185 0.191 0.189 0.206 0.188 0.188 0.197 0.182 0.183 0.183 0.192 

Nd 

0.732 0.724 0.772 0.759 0.715 0.710 0.690 0.715 0.750 0.800 0.735 0.736 0.730 0.570 0.608 0.580 0.682 

Sm 

0.131 0.122 0.155 0.153 0.136 0.137 0.100 0.126 0.154 0.149 0.157 0.156 0.153 0.080 0.081 0.083 0.130 

Eu 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.008 0.006 0.006 0.020 0.020 0.023 0.015 

Gd 

0.094 0.087 0.107 0.113 0.100 0.094 0.063 0.083 0.106 0.106 0.107 0.100 0.092 0.016 0.016 0.017 0.055 

Tb 

0.008 0.007 0.010 0.007 0.006 0.009 0.004 0.006 0.012 0.005 0.013 0.011 0.009 0.003 0.002 0.001 0.005 

Dy 

0.032 0.018 0.035 0.036 0.034 0.035 0.019 0.021 0.035 0.017 0.050 0.043 0.041 0.003 0.006 0.006 0.022 

Ho 

0.003 0.002 0.006 0.005 0.002 0.002 0.001 0.001 0.003 0.001 0.003 0.005 0.003 0.000 0.000 0.000 0.004 

Er 

0.021 0.014 0.021 0.019 0.018 0.021 0.017 0.019 0.022 0.015 0.018 0.017 0.014 0.016 0.014 0.013 0.016 

Tm 

0.003 0.006 0.004 0.005 0.004 0.004 0.003 0.005 0.004 0.004 0.002 0.002 0.001 0.003 0.002 0.001 0.002 

Yb 

0.005 0.005 0.007 0.007 0.005 0.008 0.005 0.006 0.007 0.006 0.005 0.006 0.006 0.005 0.005 0.004 0.004 

Lu 

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.003 0.002 0.002 0.003 0.003 0.002 0.007 

Fe

2+

 

0.008 0.013 0.037 0.057 0.043 0.049 0.000 0.000 0.009 0.039 0.000 0.000 0.000 0.022 0.068 0.067 0.009 

0.002 0.004 0.004 0.005 0.002 0.002 0.004 0.000 0.002 0.003 0.003 0.003 0.003 0.027 0.021 0.018 0.010 

Ca 

0.098 0.159 0.116 0.130 0.106 0.105 0.171 0.230 0.185 0.098 0.126 0.140 0.149 0.188 0.104 0.119 0.108 

Sr 

0.000 0.003 0.003 0.001 0.000 0.000 0.001 0.000 0.000 0.001 0.000 0.001 0.001 0.036 0.020 0.023 0.006 

Al 

0.000 0.000 0.000 0.001 0.000 0.000 0.000 0.000 0.004 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.003 0.000 0.000 

Σcat. 

7.980 8.031 8.043 8.048 8.036 8.042 8.035 8.033 8.049 8.051 8.022 8.017 8.022 8.041 8.072 8.078 8.034 

Age (Ma) 

311 323 345 401 315 319 358 365 332 391 345 355 359 246 229 254 256 

2 sd 

35.4 26.8 38.3 32.9 33.8 33.6 33.5 22.0 31.4 37.9 24.3 24.6 24.7 21.8 37.2 37.2 38.5