GEOLOGICA CARPATHICA

, DECEMBER 2019, 70, 6, 494–511

doi: 10.2478/geoca-2019-0029

www.geologicacarpathica.com

Th–U–total Pb monazite geochronology records 

Ordovician (444 Ma) metamorphism/partial melting and 

Silurian (419 Ma) thrusting in the Kåfjord Nappe, 

Norwegian Arctic Caledonides

GRZEGORZ ZIEMNIAK

1, 



, KAROLINA KOŚMIŃSKA

1

, IGOR PETRÍK

2

, MARIAN JANÁK

2

, 

KATARZYNA WALCZAK

1

, MACIEJ MANECKI

1

 and JAROSŁAW MAJKA

1,3

1

Faculty of Geology, Geophysics and Environmental Protection, AGH — University of Science and Technology, Mickiewicza 30,  

30-059 Kraków, Poland; 

 

ziemniak.grzegorz@gmail.com

2

Earth Science Institute, Slovak Academy of Sciences, Dúbravská cesta 9, P.O. Box 106, 840 45 Bratislava 45, Slovakia

3

Department of Earth Sciences, Uppsala University, Villavägen 16, 752-36 Uppsala, Sweden

(Manuscript received March 11, 2019; accepted in revised form November 14, 2019)

Abstract: The northern extent of the Scandinavian Caledonides includes the Skibotn Nappe Complex of still debated 

structural position. This paper is focused on part of this complex and presents new U–Th–total Pb monazite dating results 

for the migmatitic gneiss of the Kåfjord Nappe. The rocks show mineral assemblage of garnet + plagioclase + biotite +  

white mica + kyanite + rutile ± K-feldspar ± sillimanite. Thermodynamic modelling suggests that garnet was stable at P–T 

conditions of ca. 680–720 °C and 8–10 kbars in the stability field of kyanite and the rocks underwent partial melting 

during exhumation following a clockwise P–T path. This episode is dated to 444 ± 12 Ma using chemical Th–U–total Pb 

dating of the Y-depleted monazite core. Second episode highlighted by growth of secondary white mica resulted from 

subsequent overprint in amphibolite and greenschist facies. Fluid assisted growth of the Y-enriched monazite rim at  

419 ± 8 Ma marks the timing of the nappe emplacement. Age of migmatization and thrusting in the Kåfjord Nappe is 

similar to the Kalak Nappe Complex, and other units of the Middle Allochthon to the south. Nevertheless, the obtained 

results do not allow for unambiguous definition of the tectonostratigraphic position of the Skibotn Nappe Complex.

Keywords: Scandinavian Caledonides, Skibotn Nappe Complex, migmatite, geochronology. 

Introduction

The Caledonides in Scandinavia were formed as a result of 

closure of the Iapetus Ocean during the Ordovician, and the 

subsequent  Silurian–Devonian  collision  between  Laurentia 

and  Baltica.  The  collision  involved  deep  subduction  of  the 

Baltic  margin  beneath  Laurentia  (e.g.,  Gee  1975)  and  was 

 followed  by  hinterland  uplift,  collapse  of  the  orogen  and 

 emplacement of the allochthons onto the Baltoscandian plat-

form (e.g., Gee et al. 2008). 

Eastward translational movement of the succeeding nappes 

during the Caledonian Orogeny, up to several hundreds of 

kilometres,  resulted  in  a  distinctive  tectonostratigraphy  and 

formation  of  the  Lower,  Middle,  Upper  and  the  Uppermost 

allochthons  (Roberts  &  Gee  1985). These  allochthons  were 

thrust onto the autochthonous sediments covering the crys-

talline  Precambrian  basement  of  the  Baltic  Shield,  i.e.,  the 

Autochthon.  The  Lower  and  Middle  allochthons  comprise 

mostly parautochtonous basement and the Baltic margin sedi-

ments. The Upper Allochthon consists of Iapetus Ocean sedi-

ments,  island  arc  and  ophiolitic  sequences.  The  Uppermost 

Allochthon  is  composed  of  rock  units  of  Laurentian  origin 

(e.g.,  Stephens  &  Gee  1989;  Pedersen  et  al.  1992;  Gee  et  

al. 2008).

The  main  objective  of  this  study  was  to  investigate  the 

 metamorphism of the kyanite–garnet gneisses of the Kåfjord 

Nappe,  a  poorly  characterized  tectonic  unit  located  in  

the  Norwegian Arctic  Caledonides  (Figs.  1  and  2).  We  are 

presen ting  new  geochronological  constraints  obtained  using 

Th–U–total Pb dating of monazite. This work contributes to 

the existing geochronological database for the northernmost 

extent of the Scandinavian Caledonides.

Geological background

The  Kåfjord  Nappe  is  traditionally  ascribed  to  the  Upper 

Allochthon of the Norwegian Arctic Caledonides. This thrust 

sheet  together  with  the  overlying  Nordmannvik  Nappe  and  

the underlying Vaddas Nappe, belong to the Skibotn Nappe 

Complex  (Binns  1978)  or  Reisa  Nappe  Complex  (Zwaan 

1978; Fig. 2). In this region, the Middle Allochthon is repre-

sented by the Kalak Nappe Complex, of which the upper units 

are considered to be an equivalent to the Seve Nappe Complex 

farther  south  (Gayer  et  al.  1985;  Ramsay  &  Sturt  1986; 

Andréasson et al. 1998; Siedlecka et al. 2004; Kirkland et al. 

2007). The Kalak Nappe Complex underwent migmatization 

event dated to 702 ± 5 Ma by the U–Pb zircon method, whereas 

495

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF THE KÅFJORD NAPPE, NORWEGIAN ARCTIC CALEDONIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

monazite reveal a scatter of U–Pb dates between 800 Ma to 

600  Ma  (Gasser  et  al.  2015).  Chemical  dating  of  monazite 

from  granitic  veins  within  the  Helmsøy  Shear  Zone  in  

the  Kalak  Nappe  Complex  yielded  ages  of  448 ± 7  Ma  and 

421 ± 7 Ma. U–Pb dating of zircon from the same locality gave 

a  spread  of  dates  from  470  Ma  to  430  Ma  (Kirkland  et  al. 

2009). The Kalak Nappe Complex was intruded by the Halti 

Igneous Complex comprising ophiolitic rock assemblages at 

434 ± 5  Ma  (Vaasjoki  &  Sipila  2001)  or  between  445  and  

435 Ma (Andréasson et al. 2003). 

The Skibotn Nappe Complex consists of nappes of uncer-

tain origin (Andresen 1988; Lindstrøm & Andresen 1992) that 

Fig. 1. Tectonostratigraphic map of the Scandinavian Caledonides modified after Gee et al. (2013).

496

ZIEMNIAK, KOŚMIŃSKA, PETRÍK, JANÁK, WALCZAK, MANECKI and MAJKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

may be affiliated to the Baltican margin (Lindahl et al. 2005). 

The coherent tectonometamorphic evolution of these nappes 

has  been  proposed  based  on  lithological  similarities  and 

upward  increase  of  metamorphic  grade  (Bergh  & Andresen 

1985; Andresen & Steltenpohl 1994). 

The lowermost unit of the Skibotn Nappe Complex is the 

Vaddas Nappe composed of two subunits differing in origin, 

namely  the  Kvænangen  Group  and  the  overlying  Oksfjord 

Group. The Kvænangen Group is interpreted as continental 

shallow  water  sequence  consisting  of  marbles,  quartzites  

and schists with amphibolite lenses and granites. This group 

varies  in  thickness,  composition  and  metamorphic  grade  

along  the  strike  (Lindahl  et  al.  2005).  Granitic  gneisses  of  

the  Kvænangen  Group  were  dated  to  602 ± 5  Ma  (Corfu  et  

al.  2007).  The  Oksfjord  Group  lies  unconformably  on  the 

Kvænangen Group (Ramsay et al. 1985) and is interpreted as 

a short-lived, transtentional basin associated with late Ordo-

vician–early  Silurian  magmatism  (Sturt  &  Roberts  1991; 

Lindahl et al. 2005). It consists of metasediments intercalated 

with amphibolites considered to be basaltic pillow lavas and 

gabbros.  The  Vaddas  Nappe  rocks  were  metamorphosed 

mostly  under  low  amphibolite  facies  conditions,  reaching 

kyanite  stability  field.  In  Arnøya,  the  pressure–temperature 

(P–T)  conditions  of  metamorphism  related  to  shearing  

were  estimated  to  11.7–13.0  kbar  at  630–640°C  (Faber  et  

al. 2019).

The Kåfjord Nappe has not been well studied so far. It is 

separated from the underlying Vaddas Nappe by the Cappis 

Thrust (Andresen 1988). The Kåfjord Nappe is characterized 

by  high  strain,  extensive  mylonitization  and  internal  thrust 

faults  dividing  it  into  several  sub-units.  It  is  dominated  by 

marbles,  metapsammites  and  garnet-mica  schists  reaching 

high  amphibolite  facies  metamorphic  grade  (Dallmeyer  & 

Andresen  1992).  In  the  upper  level  of  the  Kåfjord  Nappe, 

mylonitic  gneisses  with  boudinaged  amphibolite  layers  and 

granite bodies are exposed (Andresen 1988). 

87

Rb/

86

Sr dating 

of the Trollvik granite yielded an age of 452 ± 13 Ma (Dangla 

et al. 1978). Geochronological data for metapelites are limited 

to whole rock 

87

Rb/

86

Sr ages of 439 ± 5 Ma for non-migmatitic 

gneisses and 414 ± 3 Ma for migmatitic gneisses (Dangla et al. 

1978). In Arnøya the P–T conditions for the peak of prograde 

metamorphism were constrained to 5.8–7.1 kbar at 590–610 

°C,  while  subsequent  amphibolite  facies  shearing  reached 

9.2–10.1 kbar at 580–605 °C (Faber et al. 2019).

The  Kåfjord  Nappe  is  overlain  by  the  uppermost  unit  of  

the  Skibotn  Nappe  Complex,  namely  the  Nordmannvik  

Nappe. This nappe consists of polymetamorphic rocks which 

include  mylonitic  micaceous gneisses  with  garnet  amphibo-

lites, marbles, calc-silicates and ultramafic lenses (Andresen 

1988). These rocks have undergone metamorphism in upper 

amphibolite facies, but relict granulite facies mineral assem-

blages are present as well (Bergh & Andresen 1985; Andresen 

1988). P–T metamorphic conditions of ca. 9.2 kbar and 715 °C 

were estimated for the granulite assemblage at the Heia loca-

lity (Elvevold 1988). In Arnøya the peak metamorphic con-

ditions  were  constrained  to  9.4–11  kbar  at  760–790  °C.  

The mig matization was dated to 441 ± 2 Ma and 439 ± 2 Ma 

using SIMS U–Pb dating on zircon from melanosome and leu-

cosome, respectively (Faber et al. 2019). 

87

Rb/

86

Sr dating per-

formed on metadiorites in the Heia locality yielded an age of 

492 ± 5 Ma (Lindstrøm & Andresen 1992), while the emplace-

ment of the Heia gabbro was dated to 435 ± 1 Ma using U–Pb 

ID-TIMS technique (Augland et al. 2014). Subsequent shea-

ring was dated to 420 ± 4 Ma (Augland et al. 2014). Although 

the Nordmannvik Nappe is traditionally ascribed to the Upper 

Allochthon  (Andresen  1988),  some  authors  allow  or  even 

favour the possibility of its correlation with the Seve nappes of 

the Middle Allochthon, which would have to involve an out-

of-sequence  thrusting  (Lindstrøm  & Andresen  1992).  Mafic 

and  felsic  intrusions  emplaced  at  ca.  440–430  Ma  within  

Fig. 2. Tectonostratigraphic map of the Tromsø area, modified after Janák et al. (2012) and marked sampling points. GPS coordinates of  

the samples JM13-5A (69°22’29.50”N, 20°13’42.05”E); JM13-6A and SKI-1/13 (69°26’33.64”N, 20°17’59.55”E).

497

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF THE KÅFJORD NAPPE, NORWEGIAN ARCTIC CALEDONIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

the Skibotn Nappe Complex and the Kalak Nappe Complex led 

to the conclusion that both units at that time belonged to the 

same extensional basin developed along Baltoscandian margin 

(Andréasson et al. 2003). An alternative model for the exten-

sional basin including the Skibotn Nappe Complex and part of 

the Kalak Nappe Complex, but developed along Laurentian 

margin was also proposed (Slagstad & Kirkland 2017).

The  highest  tectonic  unit  within  the  Upper Allochthon  of  

the  Troms  area  is  the  Lyngen  Nappe  Complex  comprising  

the  Koppangen  Formation,  the  Lyngen  Magmatic  Complex 

and the Balsfjord Group. Tonalites of the Lyngen Magmatic 

Complex  have  been  dated  to  469 ± 5  Ma  (Oliver  &  Krogh 

1995) and 481 ± 6 Ma (Augland et al. 2014) using the U–Pb 

zircon system. 

143

Nd/

144

Nd isotope whole-rock analyses yiel-

ded  composite  back-arc-fore-arc  affinity  signatures  of  the 

Lyngen Magmatic Complex and suggest that it is either a lower 

crustal level of an incipient arc or an outer arc high (Kvassnes 

et al. 2004). 

The Uppermost Allochthon comprises the Nakkedal Nappe 

Complex overlain by the Tromsø Nappe Complex of possible 

Laurentian origin (e.g., Stephens & Gee 1985). The Nakkedal 

Nappe Complex consists of metapelites and orthogneisses fol-

lowed upwards by an amphibolitic and mafic–ultramafic mag-

matic  complex  and  the  Skattøra  Migmatite  Complex  dated  

to  456 ± 4  Ma  (U–Pb  on  titanite;  Selbekk  et  al.  2000)  and 

449.5 ± 0.9 (U–Pb on zircon; ID-TIMS; Augland et al. 2014). 

The Tromsø Nappe Complex comprises various metasedimen-

tary,  metaigneous  and  metamorphic  rocks  including  ultra-

high-pressure eclogites and diamond-bearing gneisses (Ravna 

& Roux 2006; Janák et al. 2012, 2013). The eclogites were 

dated using the U–Pb method on zircon to 452.1 ± 1.7 Ma and 

their  exhumation  was  inferred  to  have  taken  place  between  

ca. 452 and 449 Ma (Corfu et al. 2003; Ravna & Rough 2006). 

An age of primary magmatic zircon from gneisses interlaye-

ring the eclogites was estimated to ca. 493 Ma (Corfu et al. 

2003).

Analytical methods

Whole rock chemistry

The bulk composition of the samples was obtained by XRF 

following fusion of sample powders and LiBO

2

/Li2B

4

O

7

 at the 

Bureau Veritas Mineral Laboratories in Canada. The analytical 

results are presented in Table 1.

Mineral chemistry and element maps

For microprobe analysis of sample JM13-5A a JEOL Super 

Probe  JXA-8230  Electron  Probe  Microanalyzer  at  Critical 

Elements  Laboratory  of  the  Department  of  Geology, 

Geophysics and Environmental Protection, AGH — University 

of Science and Technology in Kraków was used. A CAMECA 

SX-100 electron probe microanalyzer at the State Geological 

Institute of Dionýz Štúr in Bratislava was used for microprobe 

analysis  of  sample  JM13-6A.  Operating  conditions  were  as 

follows:  15  kV  accelerating  voltage,  20  nA  beam  current, 

counting  time  20  s  on  peaks  and  beam  diameter  of  5  µm.  

The  following  standards  were  used  for  calibration  of  all 

detected  silicates:  orthoclase  (Si  Kα,  K  Kα),  TiO

2

  (Ti  Kα), 

metallic Cr (Cr Kα), Al

2

O

3

 (Al Kα), fayalite (Fe Kα), rhodo-

nite (Mn Kα), forsterite (Mg Kα), wollastonite (Ca Kα), albite 

(Na Kα). PAP corrections were applied for the matrix effects. 

X-ray  maps  of  garnet  and  monazite  were  acquired  using  

the JEOL Super Probe at AGH in Kraków. The measurement 

conditions for garnet chemical maps were 15 kV and 100 nA. 

A fixed-step stage scan was used with step width of 5 µm and 

step counting times of 100 ms. Chemical maps were collected 

for Mg Kα, Ca Kα, Y Lα, and Mn Lα. The monazite chemical 

maps were acquired at 25 kV and 200 nA with fixed-step stage 

scan resolution of 0.2 µm and counting times of 100 ms per 

step for Y Lα, Th Mα and Ce Lα.

Element ratios were determined from the cation distribution 

scans  using  XMapTools  2.4.3  (Lanari  et  al.  2014,  2019). 

 Cut-off limits were selected to correspond with the spread of 

the values.

Mineral  abbreviations  in  this  article  are  according  to 

Whitney  &  Evans  (2010);  WM  —  white  mica.  Analytical 

results are presented in Tables 2–4.

Th–U–total Pb monazite dating

The  CAMECA  SX-100  electron  probe  microanalyzer  at  

the State Geological Institute of Dionýz Štúr in Bratislava was 

used  for  chemical  dating  of  monazite.  For  the  analysis  of 

monazite  counting  times  were  increased  to  80  s  for  U  and  

300 s for Pb to meet the requirements for trace element analy-

sis. The beam current was adjusted to 180 nA and spots were 

measured with 3 μm beam diameter. The following standards 

were used for calibration: barite (S Kα), apatite (P Kα), GaAs 

(As Lα), ThO

2

 (Th Mα), UO

2

 (U Mβ), Al

2

O

3

 (Al Kα), YPO

4

  

(Y Lα), LaPO

4

 (La Lα), CePO

4

 (Ce Lα), PrPO

4

 (Pr Lβ), NdPO

4

 

(Nd Lβ), SmPO

4

 (Sm Lβ), EuPO

4

 (Eu Lβ), GdPO

4

 (Gd Lα), 

TbPO

4

  (Tb  Lα),  DyPO

4

  (Dy  Lβ),  HoPO

4

  (Ho  Lβ),  ErPO

4

  

 

JM13-5A

JM13-6A

SiO

2

75.16

71.19

TiO

2

0.88

1.02

Al

2

O

3

11.50

12.93

Fe

2

O

3

4.47

5.70

MnO

0.02

0.09

MgO

1.72

2.61

CaO

0.97

0.97

Na

2

O

0.76

1.26

K

2

O

2.74

2.55

P

2

O

5

0.08

0.18

LOI

1.50

1.30

Sum

99.78

99.71

*CaO/Al

2

O

3

15.80

18.70

CaO/Al

2

O

3*

  ratio corrected for apatite.

Table 1: Bulk chemical composition of analyzed samples.

498

ZIEMNIAK, KOŚMIŃSKA, PETRÍK, JANÁK, WALCZAK, MANECKI and MAJKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

(Er Lβ), TmPO

4

 (Tm Lα), YbPO

4

 (Yb Lα), LuPO

4

 (Lu Lβ), 

SrTiO

3

 (Sr Lα), fayalite (Fe Kα), wollastonite (Ca Kα, Si Kα), 

PbCO

3

  (Pb  Mα).  Empirically  determined  correction  factors 

were applied to the following line overlaps: NdLα overlapped 

by  CeLβ,  CeLβ

4

;  GdLα  by  CeLγ,  LaLγ

2

,  NdLβ

2

;  LuLβ  by 

DyLγ

3

, DyLγ

2

, HoLγ, YbLβ

2

; EuLβ by DyLα; ErLβ by EuLγ

3

, 

EuLγ

2

, GdLγ, LuLν; SmLα by CeLβ

2

; TmLα by SmLγ; AsLα 

by NdM2N4, SmMγ, SmM3N4, TbMβ and DyMα (Konečný 

et  al.  2018).  Spot  analyses  of  monazite  were  corrected  for 

mutual interferences and then the weighted average of appa-

rent ages were calculated following the statistical method of 

Montel  et  al.  (1996).  Matrix  effects  were  corrected  using  

the PAP procedure. 

Results

Petrography and textures

Three samples of migmatitic gneiss from the two localities 

within the Kåfjord unit were studied: JM13-5A (69°22’29.50” N, 

20°13’42.05” E);  JM13-6A  and  SKI-1/13  (69°26’33.64” N, 

20°17’59.55” E). They are medium to fine grained, multiple 

leucocratic  veins  and  pods,  often  with  pale  blue  kyanite  

(Fig. 3), surrounded by distinctly darker layers dominated by 

macroscopically apparent streaks of reddish garnet and brown 

to  black  biotite.  The  gneisses  are  interbedded  with 

amphibolites and cut by later veins composed mainly of chlo-

rite and epidote. 

The  M1  assemblage  in  the  studied  samples  consists  of 

 garnet + plagioclase + biotite + quartz + kyanite ± sillima-

nite ± rutile ± K-feldspar  (Fig.  4a, b, c).  This  assemblage  is 

locally found in the parts of the rock, which still show migma-

titic  structure,  and  as  microlithons  surrounded  by  the  later  

S2 foliation. Leucocratic domains consist of quartz + plagio-

clase + garnet ± kyanite ± sillimanite and minor K-feldspar and 

ilmenite.  The  melanosome  is  dominated  by  the  assemblage 

garnet + biotite + plagioclase + quartz + ilmenite ± rutile. 

The  M2  assemblage  in  sample  JM13-5A  comprises 

quartz + white mica + biotite + plagioclase + rutile ± clinozoisite 

and  is  variably  altering  migmatitic  texture  (Fig.  4d, e, f).  

The accompanying S2 foliation is defined by biotite, musco-

vite and quartz (Fig. 4d, f). 

The M2 overprint in sample JM13-6A is manifested 

 diffe rently,  being  mainly  characterized  by  growth  of  secon-

dary  transversal  biotite  and  white  mica  replacing  alumino-

silicates.  Chlorite,  titanite  and  K-feldspar  are  growing  in 

expense of biotite and garnet (Fig. 4g, h), while titanite is also 

replacing  ilmenite  and  rutile.  In  sample  SKI-1/13  rock- 

forming minerals are mostly fresh without alteration, however 

the rock is mode rately sheared with mica deformation (mica 

fish).

Garnet  porphyroblasts  in  all  samples  are  subhedral  to 

 anhedral and vary from 0.4 to 3 mm in diameter. (Fig. 4c, d). 

Table 2: Representative chemical analysis of garnet. Structural formulae recalculated on the basis of 12 oxygens.

Sample ID

JM13-5A

JM13-5A

JM13-5A

JM13-5A

JM13-5A

JM13-5A

JM13-6A

JM13-6A

JM13-6A

JM13-6A

Analysis 

Grt 22

Grt 23

Grt 22

Grt 23

Grt 21

Grt 21

Grt 11

Grt B1

Grt 11

Grt B1

Text. pos.

Grt core

Grt core

Grt rim

Grt rim

Grt core

Grt rim

Grt core

Grt II 

core

Grt II 

rim

Grt II 

rim

SiO

2

38.13

38.10

38.04

38.45

38.78

39.10

38.05

38.19

38.12

37.77

TiO

2

0.08

0.05

0.04

0.00

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

Al

2

O

3

21.21

21.30

21.50

21.60

21.50

21.58

21.26

21.04

21.21

21.15

Cr

2

O

3

0.05

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.03

0.02

0.00

FeO

28.67

27.87

30.72

31.34

31.60

30.62

32.07

32.52

33.10

33.24

MnO

2.68

3.01

1.21

0.96

0.71

0.29

2.51

2.76

2.29

1.99

MgO

2.82

2.59

4.18

4.29

4.20

4.17

5.14

4.58

4.71

4.39

CaO

6.18

6.21

3.58

3.59

3.82

4.88

2.11

2.38

1.73

2.36

Na

2

O

0.01

0.00

0.00

0.02

0.02

0.00

0.03

0.02

0.05

0.00

K

2

O

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Total

99.83

99.13

99.29

100.25

100.63

100.65

101.22

101.52

101.49

100.92

Si

3.029

3.041

3.024

3.028

3.042

3.053

2.992

3.004

3.003

2.992

Ti

0.005

0.003

0.002

0.000

0.000

0.001

0.000

0.001

0.000

0.000

Al

1.987

2.005

2.015

2.006

1.988

1.987

1.971

1.951

1.970

1.975

Cr

0.003

0.000

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

0.002

0.001

0.000

Fe

1.905

1.861

2.042

2.064

2.073

2.000

2.109

2.139

2.181

2.202

Mn

0.180

0.204

0.081

0.064

0.047

0.019

0.167

0.184

0.153

0.134

Mg

0.334

0.308

0.495

0.504

0.491

0.485

0.603

0.537

0.553

0.518

Ca

0.526

0.531

0.305

0.303

0.321

0.408

0.178

0.201

0.146

0.200

Na

0.002

0.000

0.000

0.003

0.003

0.000

0.005

0.003

0.008

0.000

K

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Total

7.971

7.953

7.966

7.971

7.966

7.953

8.025

8.021

8.015

8.021

X

Alm

0.647

0.641

0.698

0.703

0.707

0.687

0.690

0.699

0.719

0.721

X

Prp

0.113

0.106

0.169

0.172

0.167

0.167

0.197

0.175

0.182

0.170

X

Grs

0.179

0.183

0.104

0.103

0.109

0.140

0.058

0.066

0.048

0.066

X

Sps

0.061

0.070

0.028

0.022

0.016

0.007

0.055

0.060

0.050

0.044

499

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF THE KÅFJORD NAPPE, NORWEGIAN ARCTIC CALEDONIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

The core contains numerous monomineral and polymineral 

inclusions composed mostly of quartz with minor plagioclase, 

chlorite, rutile and apatite. The inclusion trails highlight the S1 

foliation and are aligned on planes within an angle towards to 

the  S2  foliation  planes  (Fig.  4d).  The  rim  contains  fewer 

inclusions, which are mostly monomineralic and represented 

by  rutile,  ilmenite  and  apatite.  Garnet  porphyroblasts  are 

rotated and truncated by the S2 foliation. 

Garnet  in  sample  JM13-6A  shows  homogenous  composi-

tion from core to rim: Alm

69–72

Prp

17–20

Grs

5–6

Sps

4–6 

and constant 

Table 3: Representative chemical analysis of biotite. Structural formulae recalculated on the basis of 11 oxygens.

Sample ID

JM13-5A

JM13-5A

JM13-5A

JM13-5A

JM13-5A

JM13-5A

JM13-6A

JM13-6A

Analysis 

b1

b4

m5

b3

b2

b10

M5

M13

Text. pos.

mx

mx

mx

mx

mx

mx

mx

mx

SiO

2

38.92

39.08

39.31

39.60

39.57

37.51

37.22

36.82

TiO

2

1.77

1.97

2.38

1.75

1.73

2.01

1.93

1.65

Al

2

O

3

19.66

18.41

18.12

18.53

18.76

18.88

17.94

18.67

Cr

2

O

3

0.03

0.03

0.03

0.01

0.01

0.04

0.05

0.03

FeO

14.08

14.57

15.05

15.06

15.38

15.66

17.10

17.08

MnO

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.01

0.02

0.05

MgO

12.16

11.65

11.80

12.22

12.14

12.30

11.93

12.50

CaO

0.09

0.01

0.00

0.00

0.00

0.03

0.01

0.03

Na

2

O

0.38

0.34

0.30

0.26

0.28

0.32

0.27

0.28

K

2

O

8.83

8.73

8.85

8.73

8.86

8.88

9.09

9.13

Total

94.58

94.77

95.83

96.16

96.74

95.62

95.62

96.26

Si

2.874

2.882

2.875

2.880

2.867

2.770

2.779

2.732

Ti

0.098

0.109

0.131

0.096

0.094

0.111

0.109

0.092

Al(VI)

1.116

1.118

1.125

1.120

1.133

1.230

1.221

1.268

Al(IV)

0.471

0.482

0.438

0.468

0.469

0.415

0.359

0.365

Cr

0.002

0.002

0.001

0.001

0.000

0.002

0.003

0.002

Fe

0.870

0.898

0.921

0.916

0.932

0.967

1.068

1.060

Mn

0.000

0.000

0.000

0.000

0.001

0.000

0.001

0.003

Mg

1.338

1.281

1.286

1.325

1.311

1.355

1.329

1.382

Ca

0.007

0.000

0.000

0.000

0.000

0.002

0.001

0.002

Na

0.054

0.048

0.042

0.037

0.040

0.045

0.039

0.040

K

0.832

0.821

0.826

0.810

0.819

0.837

0.866

0.864

Total

7.671

7.642

7.645

7.653

7.667

7.735

7.773

7.811

X

Fe

0.394

0.412

0.417

0.409

0.416

0.417

0.446

0.434

Table 4: Representative chemical analysis of white mica and plagioclase. Structural formulae recalculated on the basis of 11 and 8 oxygens, 

respectively.

Sample ID

JM13-5A JM13-5A JM13-5A JM13-5A JM13-5A JM13-6A JM13-6A JM13-5A JM13-5A JM13-6A JM13-6A

Analysis 

f13

m6

p10

m7

m2

M3

M16

m3

f11

M4

M19

Text. pos.

Incl Ky

mx

mx

mx

mx

mx

mx

mx

mx

mx

mx

SiO

2

45.79

49.20

46.75

49.39

50.04

46.66

47.19

58.00

57.61

62.90

64.37

TiO

2

0.96

1.04

1.05

0.90

0.96

0.77

0.67

0.01

0.00

0.00

0.00

Al

2

O

3

33.73

34.20

34.29

34.33

34.49

33.78

35.06

26.70

26.78

23.17

23.14

Cr

2

O

3

0.03

0.04

0.03

0.02

0.03

0.05

0.04

0.00

0.01

0.00

0.00

FeO

1.32

1.24

1.20

1.30

1.01

2.95

2.67

0.04

0.02

0.16

0.05

MnO

0.02

0.00

0.00

0.04

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

MgO

1.20

1.11

1.05

1.08

1.03

0.94

0.87

0.00

0.00

0.00

0.00

CaO

0.04

0.00

0.02

0.00

0.00

0.01

0.01

8.45

8.69

4.64

4.59

Na

2

O

1.10

0.98

0.92

1.00

1.02

1.30

1.34

7.15

6.90

8.98

9.02

K

2

O

9.67

9.72

9.85

9.65

9.35

8.74

8.95

0.07

0.09

0.06

0.08

Total

93.86

97.53

95.15

97.71

97.95

95.25

96.80

100.41

100.10

99.98

101.34

Si

3.092

3.177

3.107

3.182

3.202

3.110

3.090

2.577

2.572

2.788

2.818

Ti

0.049

0.051

0.052

0.044

0.046

0.039

0.033

0.000

0.000

0.000

0.000

Al

2.685

2.604

2.687

2.608

2.602

2.655

2.707

1.399

1.409

1.211

1.195

Cr

0.001

0.002

0.002

0.001

0.001

0.003

0.002

0.000

0.000

0.000

0.000

Fe

0.075

0.067

0.067

0.070

0.054

0.164

0.146

0.002

0.001

0.006

0.002

Mn

0.001

0.000

0.000

0.002

0.001

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

0.000

Mg

0.121

0.106

0.104

0.103

0.098

0.093

0.084

0.000

0.000

0.000

0.000

Ca

0.003

0.000

0.001

0.000

0.000

0.001

0.001

0.402

0.416

0.220

0.215

Na

0.144

0.123

0.118

0.124

0.127

0.169

0.170

0.616

0.597

0.772

0.765

K

0.833

0.801

0.835

0.793

0.764

0.744

0.748

0.004

0.005

0.000

0.000

Total

7.004

6.931

6.973

6.929

6.895

6.978

6.981

5.000

5.000

5.000

5.000

X

Ab

0.605

0.589

0.778

0.781

500

ZIEMNIAK, KOŚMIŃSKA, PETRÍK, JANÁK, WALCZAK, MANECKI and MAJKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

X

Fe

  (Fe/(Fe + Mg))  of  0.78–0.80  (Fig.  5a, b).  In  sample 

JM13-5A the composition of garnet core varies with size of 

the garnet. Relatively large garnet cores (>1.5 mm in diame-

ter)  have  the  composition  Alm

64–68

Prp

11–16

Grs

13–18

Sps

2–8 

with 

X

Fe

 decreasing from 0.86 to 0.80 from core to rim (Fig. 5c, d). 

Compositional profiles and chemical maps in single grains of 

large garnet show increase of almandine and pyrope associa-

ted with decrease of spessartine and grossular from core to rim 

(Fig. 6a, b, c). The composition of the rim, starting at the cha-

racteristic  Y  annulus  (Fig.  6d)  is  homogenous  (Alm

69–70 

Prp

17–18

Grs

10–12

Sps

0–2

)

 

and  has  constant  X

Fe

 of 0.80–0.81 

 

(Fig.  5e, f).  The  composition  of  smaller  garnet  grains,  with 

cores <1.5 mm in diameter, is homogeneous with no distinc-

tion between the core and the rim (Fig. 5c, d), and does not 

differ from the composition of the bigger garnet rims. 

Biotite occurs as flakes parallel to both S1 and S2 foliation 

and as rare transversal blasts. X

Fe

 in biotite varies from 0.39 to 

0.42 in the sample JM13-5A and from 0.43 to 0.45 in the sam-

ple JM13-6A. The lowest X

Fe

 values were recorded for biotite 

blasts  in  contact  with  garnet  grains.  The  Ti  content  ranges 

from 0.09 to 0.13 a.p.f.u, while Al (IV) is 0.36–0.48 a.p.f.u in 

both samples.

White mica can be found in several textural positions: (i) as 

inclusions in garnet and kyanite, (ii) as sparse grains transver-

sal to S1 foliation (Fig. 4c), (iii) as grains parallel to S2 folia-

tion (Fig. 4d, e, f) and (iv) as grains transversal to S2 foliation 

(Fig. 4e). The textural position (iii) is the most common one. 

WM commonly replaces sillimanite, kyanite and/or biotite in 

various configurations. Silicon in white mica varies from 3.09 

to  3.12  a.p.f.u  for  grains  occupying  most  textural  positions  

(i, ii, iii) and is slightly higher, from 3.18 to 3.20 a.p.f.u, for 

grains  transversal  to  the  S2  foliation  (iv).  For  all  samples, 

white mica shows a minor paragonite component with Na in 

the range from 0.12 to 0.17 a.p.f.u in all samples. 

Kyanite  forms  subhedral  to  anhedral  porphyroblasts  with 

inclusion-rich cores and inclusion-poor rims. The inclusions 

are monomineralic and composed mainly of quartz with minor 

white mica (i), biotite and allanite. Kyanite is commonly trun-

cated by the S2 foliation (Fig. 4f) and partly replaced by white 

mica (iii, iv) or sillimanite (Fig. 4h).

Sillimanite  forms  fibrolitic  aggregates  well  dispersed  in  

the matrix (Fig. 4a, b). Some of the aggregates locally replace 

garnet and kyanite. 

Plagioclase occurs in the matrix and as intergrowths with 

quartz or K-feldspar. The composition of plagioclase differs 

between analyzed samples. X

Ab

 (Na/(Ca + Na + K)) for plagio-

clase in the sample JM13-5A varies from 0.59 to 0.61, in the 

sample SKI-1/13 the X

Ab

 = 0.72, while in the sample JM13-6A 

X

Ab

 is higher and ranges from 0.78 to 0.80. Plagioclase in 

intergrowths  with  K-feldspar  is  strongly  albitic  (X

Ab 

= 0.93–

0.94) with minor X

Or

 = 0.04–0.05 (X

Or

=K/(Ca + Na + K)).

K-feldspar forms small (<0.5 mm) grains spread in leuco-

some and as intergrowths with albite. K-feldspar in leucosome 

shows X

Ab 

= 0.17 and minor X

An

 = 0.02.

Chlorite occurs in all samples in cracks parallel to the S2 

foliation, mainly replacing biotite and garnet (Fig. 4g, h). 

Titanite is present only in sample JM13-6A as tiny (<0.1mm) 

aggregates of irregular shape associated with chlorite (Fig. 3G) 

and as coronas overgrowing ilmenite and rutile.

Other  accessory  minerals  include  clinozoisite,  zircon, 

 apatite,  monazite,  allanite,  and  tourmaline  and  pyrrhotite.  

A  rare  xenotime  was  also  identified  in  sample  SKI-1/13. 

Noteworthy,  allanite  and  monazite  occur  together  only  in 

 sample SKI-1/13.

Monazite is found in the matrix in samples JM13-6A and 

SKI-1/13  mostly  enclosed  in  muscovite,  quartz,  biotite  and 

plagioclase.  In  one  case,  in  sample  SKI-1/13,  it  was  found 

within  pyrrhotite,  allanite  and  within  garnet  at  the  outer 

boundary  of  the  inclusion-rich  core.  Monazite  in  sample 

JM13-6A is subhedral to euhedral and vary in size from 40   

to 120 μm. In sample SKI-1/13 monazite is smaller, commonly 

rounded, isometric 5–15 μm in size. Larger grains (20–30 μm) 

may  be  elongated  and  irregular.  Two  samples  of  kyanite– 

garnet  migmatitic  gneiss  (JM13-6A  and  SKI-1/13)  from  

the same locality (Fig. 2) were chosen for monazite dating. 

Chemical characteristics of monazite 

BSE  images  of  monazite  grains  in  the  sample  JM13-6A 

reveal core to rim (Fig. 7a) or patchy zoning with irregular 

domains  of  various  brightness  (Fig.  7e).  Monazite  typically 

shows  an  irregular  core  to  rim  chemical  variation  that  is 

expressed by the occurrence of two domains: (1) Y–depleted, 

Ce-enriched  core,  and  (2)  Y–enriched,  Ce-depleted  rim  

(Fig. 7b, c, f, g). Thorium displays irregular or (pseudo)oscilla-

tory zoning (Fig. 7d, h), which does not correspond to the Y 

and Ce distribution. Thorium varies from 2.8 to 4.5 wt. % and 

U content is almost uniform (0.4–0.65 wt. %) in both core and 

rim. The patchy zoning does not comply with the Y, Th or Ce 

zoning (Fig. 7f–h).

The core and rim compositions are characterized by oppo-

site trends on the Ca vs Y + HREE diagram (Fig. 8a) with rims 

enriched in Y + HREE. The Ca + P versus Si + Y + REE diagram 

(Fig.  8b)  shows  uniform  trend  for  both  groups,  however  

the  analyses  performed  within  single  monazite  grains  show 

Fig. 3. Photograph of Kåfjord migmatitic gneiss with segregations of 

kyanite, sample SKI-1/13.

501

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF THE KÅFJORD NAPPE, NORWEGIAN ARCTIC CALEDONIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

Fig. 4. Microphotographs of sample JM13-5A: A — assemblage M1 composed of quartz, garnet, plagioclase, biotite, sillimanite and ilmenite. 

White mica is replacing sillimanite; B — sillimanite fibrolite with plagioclase and quartz in leucosome; C — Garnet porphyroclast with pla-

gioclase and biotite in melanocratic domain. White mica is growing transversal to S1 foliation; D — partially consumed garnet porphyroclast 

with multiple quartz inclusions in the core and only single inclusions of ilmenite and rutile in the rim; E — assemblage M2 composed of quartz, 

garnet, plagioclase, biotite, sillimanite and white mica. Kyanite is being replaced by sillimanite; F — pre-kinematic grain of kyanite truncated 

by S2 foliation defined by white mica and biotite; Microphotographs of sample JM13-6A: G — chlorite and biotite replacing garnet; biotite 

decomposing to chlorite, titanite and K-feldspar; H — chlorite and K-feldspar replacing biotite, white mica replacing kyanite.

502

ZIEMNIAK, KOŚMIŃSKA, PETRÍK, JANÁK, WALCZAK, MANECKI and MAJKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

enrichment  in  Ca + P  from  the  core  to  the  rim.  Content  of 

Monazite end member varies between 88–82 mol. %, cheralite 

between 7–12 mol. %, xenotime 2–6 mol. % and huttonite is 

about 1 mol. %. The REE patterns are steeper for the core than 

the rim with similarly pronounced negative Eu anomalies — 

Eu/Eu* from 0.76 down to 0.48 (Y is used as a proxy for Ho, 

heavier REEs are ignored due to their high scatter (Fig. 8c).

Monazite  from  the  sample  SKI-1/13  is  characterised  by 

complete  analyses  (Supplement)  with  low  Th  (2–5.5  wt.  % 

ThO2), low U (0.2–1.5 wt. % UO2). Monazite end member 

varies between 91–80 mol. %, cheralite between 5–12 mol. %, 

xenotime  5–7.5  mol.  %  and  huttonite  is  about  1  mol.  %.  

The  REE  patterns  are  steep  with  pronounced  negative  Eu 

anomalies (Eu/Eu* from 0.4 down to 0.12) and Y

N

 between 

1000–2000 (Fig. 8c). The LREE from La to Sm are homoge-

neous. In general the variation of monazite composition is not 

distinctly related to textural features and position of analysed 

point within grain.

Fig. 5. Chemical composition of garnets in profiles. All garnets are characterized by inclusion rich cores and rims with only few inclusions.

Sample JM13-6A: A — BSE image and B — compositional profile across garnet showing no chemical variations from core to rim. Sample 

JM13-5A: C — BSE image and D — compositional profile across garnet with larger core showing progressive zonation in the core, defined 

by decreasing X

Sps

 and X

Fe

 content towards the rim E — BSE image and F — Compositional profile across garnet with smaller core showing 

no chemical variations along the chemical profile. All garnets are characterized by inclusion rich cores and rims with only few inclusions.

503

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF THE KÅFJORD NAPPE, NORWEGIAN ARCTIC CALEDONIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

Results of dating

Sample JM13-6A: Electron microprobe single spot model 

dates (n = 21) and chemical analysis for eight monazite grains 

are presented in the Table 5 and the Supplement. Calculation 

of  all  model  dates  yielded  weighted  average  of  426 ± 6  Ma  

(n = 21, MSWD = 1.03, probability p = 0.42; Fig. 9a). However, 

based on chemical maps of Ce and Y (Fig. 7b, c, f, g) two popu-

lations of monazite domains have been distinguished. A rela-

tionship between model dates of monazite domains and their 

Ce/Y  relations  are  presented  in  Figure  9b.  Monazite  cores 

characterized  by  elevated  Ce/Y  ratio  (14–27)  with  yttrium 

ranging  from  0.9  to  1.75  wt.  %  yielded  an  average  age  of 

444 ± 12 Ma (n = 6, MSWD = 0.89, p = 0.49). Rims with lower 

Ce/Y (9–15) and higher Y content (1.6–2.5 wt. %) yielded an 

average  age  of  419 ± 8  Ma  (n = 14,  MSWD = 0.35,  p = 0.98). 

Based on chemical maps, one calculated date has been inter-

preted as mixed result and was omitted in the calculations of 

average ages.

Sample  SKI-1/13:  The  sample  is  moderately  rich  in 

monazite: 18 crystals were dated by 41 points. Weighted ave-

rage of all points give 430 ± 3.5 Ma with high MSWD = 2.74 

suggesting  inhomogeneous  monazite  population.  Therefore, 

deconvolution  of  the  data  was  applied  using  Isoplot,  which 

produced two ages 416 ± 6.9 (46 %, MSWD = 1.3) and 442 ± 6.5 

(54  %,  MSWD = 0.72).  The  age  groups  obtained  from  both 

samples are thus identical within errors. Monazite composi-

tions divided according to deconvolution show that the youn-

ger population is relatively more homogeneous in terms of Y, 

Ce, U and Th compared to the older group (Fig. 9c, d). 

Thermodynamic modelling

Phase  diagram  (P–T  pseudosection)  was  calculated  for 

 sample JM13-6A using the Perple_X software, version 6.8.6 

(Connolly 1990, 2005) with the internally consistent thermo-

dynamic  dataset  of  Holland  &  Powell  (2011;  hp11ver.dat). 

The bulk rock composition (Table 1) was obtained from the 

whole  rock  analysis.  Calculations  were  performed  in  the 

Na

2

O–CaO–K

2

O–FeO–MgO–Al

2

O

3

–SiO

2

–H

2

O–TiO

2

 

(NCKFMASHT) system assuming water-saturated conditions 

and  partial  melting.  Solution  models  of  garnet,  white  mica, 

biotite, cordierite (White et al. 2014), sanidine (Thompson & 

Hovis  1979),  plagioclase  (Newton  et  al.  1980),  and  melt 

(Holland  &  Powell  2001)  were  used  as  available  from  the 

Perple_X datafile (solution_model.dat). 

The calculated phase diagram (Fig. 10) shows that composi-

tional isopleths of garnet (X

Mg

Grt

 , XCa

Grt

 ,XFe

Grt

) and biotite 

(XFe

Bt

) corresponding to the measured ones (Tables 1 and 2, 

Fig.  5B)  intersect  in  the  stability  field  of  garnet + plagio-

clase + biotite + white  mica + kyanite + rutile,  constraining  the 

P–T  conditions  of  garnet  equilibration  at  8–10  kbar  and  

680–720 °C. Garnet is unstable below ca. 8 kbars and 700 °C. 

Partial melting likely occurred at water saturated conditions 

during  rock  exhumation  from  the  kyanite  to  the  sillimanite 

stability field following a clockwise P–T path (Fig. 10).

Discussion

Metamorphic evolution

In all samples inclusion-rich garnet core has irregular shape 

suggesting  that  the  garnet  core  was  partly  resorbed  before 

growth of the rim. Garnet resorption and regrowth in medium 

pressure metapelites is associated with staurolite-in and stau-

rolite-out  reactions  that  can  be  written  as  follows  (Spear 

1988):
Grt + Chl + WM => St + Bt + Qz + H

2

O                                    (1)

St + Bt + Qz => Grt + WM + H

2

O                                                 (2)

Minor back-diffusion of Mn in the outermost part of the gar-

net core preceding Y-annulus in the rim (Fig. 6b, d) is charac-

teristic for two stage garnet growth in staurolite to kyanite zone 

of amphibolite facies (Pyle & Spear 1999). In the medium- 

pressure metapelites, kyanite growth might be responsible for 

garnet consumption according to the reaction (Spear 1988):
Grt + Chl + WM => Ky + Bt + Qz                                             (3)

Kyanite  core  contains  multiple  inclusions  of  quartz  and 

white  mica  involved  in  the  reaction  (3).  Kyanite  rim  was 

Fig. 6. Electron microprobe X-ray chemical maps of garnet in sample 

JM 13-5A. Concentration of elements A — Ca, B — Mn, C — Mg,  

D — Y, in not fully homogenized garnet showing progressive zoning 

pattern  in  the  core.  Boundary  between  core  and  rim  is  marked  by  

a small Mn enrichment an Y-annulus (white arrows).

504

ZIEMNIAK, KOŚMIŃSKA, PETRÍK, JANÁK, WALCZAK, MANECKI and MAJKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

produced on the prograde P–T path by muscovite dehydration 

reaction, which can be written as one of the following (Indares 

& Dunning 2001):
WM + Pl + Grt + Qz + H

2

O => Als + Bt + Kfs + Liq                    (4)

WM + Pl + Qz => Als + Kfs + Liq                                             (5)

Reactions  (4)  and  (5)  are  predicted  by  thermodynamic 

 modelling within the estimated P–T space of 8–10 kbar and 

680–720  °C  for  peak  metamorphic  conditions.  The  rare 

 abundance of K-feldspar might be explained by reversed reac-

tion (5) on the retrograde path. Formation of white mica on the 

early retrograde path and during M2 overprint might have led 

to nearly complete exhaustion of K-feldspar (M1).

Elevated temperature resulted in homogenization of the gar-

net composition (Spear 1988). Nevertheless, preservation of 

garnet zoning in migmatitic rocks mainly depends on the time 

of high-T diffusion, but also the size of the garnet (e.g., Tracy 

et  al.  1976;  Spear  1988;  Caddick  et  al.  2010).  For  sample 

JM13-5A the high temperature event caused homogenization 

of the smaller garnet cores characterized by flat chemical pro-

files (Fig. 5b), whereas larger garnet cores (>1.5 mm) were 

affected  by  diffusion  (Figs.  4a,  5a–d),  but  retained  some  of  

the information about chemical trends during primary growth. 

These  garnet  cores  are  characterized  by  progressive  garnet 

zoning with decreasing X

Fe 

and X

Sps

.

Retrogressive reactions observed in both samples resulting 

in biotite + sillimanite overgrowths on garnet and white mica 

replacing kyanite, sillimanite and feldspars indicate reversal 

of the reaction (5). All generations of white mica occur only in 

textural  positions  that  suggest  growth  along  the  retrograde 

path. 

This early stage of nappe emplacement resulted in shear- 

related foliation and minor retrogression affecting already 

existing fabric. Garnet and kyanite porphyroblasts were rota-

ted and truncated by S2 foliation (Fig. 4d, f). Chloritization of 

garnet  and  biotite  as  well  as  sericitization  of  plagioclase 

occurred at the final stage of decompression, probably aided 

by fluids.

Fig. 7. BSE images and chemical maps of monazites: A — BSE image of monazite 7 characterized by core to rim zoning. Chemical map of  

B — Y, C — Ce, D — Th content in monazite 7. E — BSE image of monazite 13 characterized by patchy zoning with irregular domains of 

various brightness. Chemical map of F — Y, G — Ce, H — Th content in monazite 13. Warmer colours correspond to higher concentration of 

an element. Monazite core is Y-depleted, Ce-enriched in contrast to Y-enriched, Ce-depleted rim. Th displays irregular or (pseudo)oscillatory 

zoning.

505

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF THE KÅFJORD NAPPE, NORWEGIAN ARCTIC CALEDONIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

Monazite geochronology

Nearly all monazites are located in the matrix, which makes 

it hard to assess at which point along the rock’s evolutionary 

path  they  were  formed.  Additionally,  the  monazite  REE 

patterns differ between the samples JM13-6A and SKI-1/13 in 

terms Eu/Eu* anomaly and HREE content (Fig. 8c). This dif-

ference suggests, that the chemical composition of the mona-

zite in the rock is strongly related to overall REE budget of  

the rock, or the chemical composition of monazite precursor 

(e.g.,  Janots  et  al.  2008).  Monazite  in  sample  SKI-1/13  is 

chemically less homogenous than in sample JM13-6A and 

does not show any correlation of chemical composition and 

obtained ages. In the sample JM13-6A monazite shows dis-

tinct zonation between cores and rims, which allows for poten-

tial  interpretation  of  the  obtained  monazite  ages.  Main 

difference between the cores and rims is related to Y content 

that is governed by the stability of garnet, i.e., the main Y sink 

in metapelites of high amphibolite facies (e.g., Pan 1997; Pyle 

&  Spear  1999).  The  cores  characterized  by  higher  Ce  and 

lower  Y  were  formed  probably  along  the  prograde  part  of  

the P–T path, in the presence of garnet. Therefore, the timing 

of prograde metamorphism/partial melting is constrained to 

444 ± 12 Ma based on Y-poor monazite domains. 

The monazite rims are characterized by lower Ce and higher 

Y and were probably formed under P–T conditions allowing 

for garnet decomposition and, in turn, a release of Y to  

the  system. This  is  supported  by  thermodynamic  modelling 

which  predicts  that  garnet  was  unstable  at  P–T  conditions 

below 8 kbars and 700 °C (Fig. 10). 

The high-Y monazite rim formation ca. 419 Ma might be 

tied to low-pressure overprint and formation of S2 foliation 

during the Scandian event. Chemical characteristics of sample 

JM13-6A  shows  relatively  high  Al

2

O

3

/CaO ratio of 18.7  

(Table  1.),  which  can  stabilize  monazite  in  greenschist  

facies (see e.g., Spear 2010), thus a greenschist facies over-

print  would  not  necessarily  result  in  monazite  reacting  to 

allanite.

Garnet decomposition to biotite and chlorite under green-

schist facies conditions may cause release of Y, which subse-

quently is incorporated in monazite in xenotime-absent rocks. 

Greenschist facies monazite has been noted before (e.g., Franz 

et al. 1996; Pyle et al. 2001) including even idioblastic crystals 

associated  with  shear  zones  (Lanzirotti  &  Hanson  1996). 

Furthermore,  shearing  might  be  responsible  for  producing 

internal fluid through recrystallization of biotite according to 

the reaction such as proposed by Dumond et al. (2008):

Strain + Bt

1

 + Pl

1 

+ Kfs

1

 + Mnz (core) + Ap  −>   

Fluid + Bt

2

 + Pl

2 

+

 

Kfs

2

 + Mnz (rim)                                     (6) 

Introducing garnet into the reaction (6) that produces fluid 

required for chlorite formation would result in the following 

reaction:

Strain + Grt + Bt

1

 + Pl

1 

+ Kfs

1

 + Mnz(core) + Ap  −>   

Fluid + Chl + Q + Bt

2

 + Pl

2 

+

 

Kfs

2

 + Mnz(rim)                    (7)

Monazite  rim  formed  according  to  this  garnet  consuming 

reaction would be enriched in Y+HREE (Fig. 8a, c). Enrichment 

in  Ca + P  from  core  to  rim  as  observed  in  single  monazite 

grains (Fig. 8b) supports apatite dissolution with Ca + P and 

Fig. 8. A — Monazite Y + HREE content versus Ca content presenting 

opposite  trends  for  monazite  core  and  rim  in  sample  JM13-6A;  

B — Ca + P versus Si + Y + REE diagram, arrows highlight the chemi-

cal  variation  between  the  core  and  the  rim  within  single  grains  in 

sample  JM13-6A; C  —  Normalized  REE  patterns  for  monazite  in 

samples  JM13-6A  and  SKI-1/13.  In  sample  JM13-6A  steeper  REE 

patterns in monazite core compared to less steep patterns in the rim. 

Dashed lines represent the average REE pattern for core and rim.

506

ZIEMNIAK, KOŚMIŃSKA, PETRÍK, JANÁK, WALCZAK, MANECKI and MAJKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

Table 5: Measured and corrected Th, U, Pb concentrations, Th* values and ages for dated monazites from samples JM13-6A (1–21) and  

SKI-1/13 (22–49 thin section 1, 50–62 thin section 2)

No

Analysis

Th  

(wt. %)

Th 2σ

U  

(wt. %)

U 2σ

Pb  

(wt. %)

Pb 2σ

Y  

(wt. %)

Ce  

(wt. %)

Th*

Th/U

Ce/Y

Age 

(Ma)

Error 

(Ma)

1

mnz1/1

3.7653

0.0358

0.5003

0.0131

0.1013

0.0057

2.41

22.86

5.40

6.92

9.49

419

28

2

mnz1/2

3.6824

0.0354

0.5855

0.0135

0.1030

0.0057

2.35

23.06

5.60

5.86

9.81

412

27

3

mnz4/2

3.0995

0.0319

0.4360

0.0128

0.0916

0.0057

1.50

23.76

4.53

6.57

15.81

452

33

4

mnz7/1

3.6126

0.0349

0.4429

0.0130

0.1025

0.0057

1.28

24.31

5.07

7.45

18.93

452

30

5

mnz7/2

3.9228

0.0367

0.4015

0.0128

0.1026

0.0057

1.09

24.09

5.24

8.78

22.16

438

29

6

mnz7/3

4.2391

0.0387

0.5868

0.0136

0.1169

0.0058

2.34

22.71

6.16

6.67

9.72

424

25

7

mnz13/1

4.4156

0.0396

0.5456

0.0133

0.1214

0.0058

0.91

23.57

6.20

7.40

26.04

438

25

8

mnz13/2

3.8236

0.0361

0.4357

0.0129

0.1002

0.0057

1.27

23.45

5.25

7.96

18.52

427

29

9

mnz13/3

3.9365

0.0369

0.5827

0.0135

0.1096

0.0058

2.37

22.72

5.84

6.26

9.60

420

26

10

mnz13/4

3.6535

0.0352

0.5289

0.0132

0.0997

0.0057

2.14

22.90

5.38

6.40

10.71

414

28

11

mnz14/1

3.3493

0.0334

0.4990

0.0131

0.0959

0.0057

1.92

23.31

4.98

6.23

12.12

431

30

12

mnz14/2

3.4442

0.0339

0.3776

0.0127

0.0887

0.0057

0.96

24.12

4.68

8.25

25.18

424

32

13

mnz15/1

2.8660

0.0305

0.4775

0.0130

0.0927

0.0057

1.73

24.54

4.43

5.61

14.22

468

34

14

mnz16/1

3.1886

0.0324

0.5730

0.0133

0.0912

0.0057

1.77

23.82

5.06

5.23

13.46

404

30

15

mnz16/2

3.9535

0.0369

0.5243

0.0132

0.1060

0.0057

1.62

23.67

5.67

6.93

14.59

419

27

16

mnz16/3

3.0521

0.0315

0.4410

0.0128

0.0839

0.0057

1.68

23.17

4.50

6.41

13.82

417

33

17

mnz16/4

3.3681

0.0335

0.5956

0.0135

0.1021

0.0057

1.81

23.50

5.32

5.31

13.01

430

29

18

mnz18/1

3.5382

0.0345

0.4134

0.0128

0.0952

0.0057

1.84

23.01

4.89

7.79

12.48

435

31

19

mnz18/2

3.4715

0.0341

0.3832

0.0126

0.0891

0.0057

1.75

23.24

4.73

8.20

13.31

422

32

20

mnz18/3

3.6388

0.0351

0.3792

0.0126

0.0906

0.0057

1.80

23.28

4.88

8.64

12.94

415

31

21

mnz18/4

3.5282

0.0345

0.5538

0.0133

0.0974

0.0057

1.86

22.99

5.34

5.93

12.33

408

28

22

mnz1/1

3.6892

0.0360

0.9735

0.0149

0.1346

0.0059

2.40

22.76

6.88

3.79

9.47

438

19

23

mnz1/2

3.1956

0.0330

1.0498

0.0151

0.1212

0.0058

1.93

23.26

6.63

3.04

12.05

410

19

24

mnz2/1

3.3362

0.0339

1.0451

0.0152

0.1286

0.0059

2.18

23.25

6.76

3.19

10.64

427

20

25

mnz3/1

2.4114

0.0281

0.3616

0.0127

0.0727

0.0057

1.95

24.50

3.60

6.67

12.58

452

35

26

mnz3/2

3.3659

0.0340

0.5499

0.0134

0.0924

0.0057

2.47

23.32

5.16

6.12

9.43

401

25

27

mnz4/1

2.9351

0.0315

0.4281

0.0128

0.0840

0.0053

1.57

21.35

4.34

6.86

13.62

433

27

28

mnz4/2

2.9985

0.0317

0.9568

0.0148

0.1207

0.0058

1.99

22.66

6.14

3.13

11.36

441

21

29

mnz4/3

1.2736

0.0211

0.2227

0.0122

0.0407

0.0055

1.93

24.74

2.00

5.72

12.81

454

61

30

mnz5/1

4.0937

0.0385

1.4564

0.0166

0.1663

0.0061

1.84

22.61

8.86

2.81

12.30

421

15

31

mnz6/1

3.5413

0.0351

0.7819

0.0143

0.1150

0.0059

2.54

22.79

6.10

4.53

8.98

422

21

32

mnz6/2

3.5188

0.0349

0.7838

0.0143

0.1164

0.0059

2.51

22.96

6.09

4.49

9.14

428

21

33

mnz6/3

3.7328

0.0363

0.6919

0.0140

0.1153

0.0059

2.23

23.10

6.00

5.40

10.36

430

22

34

mnz6/4

3.6830

0.0359

0.6704

0.0139

0.1120

0.0057

2.14

23.01

5.88

5.49

10.74

426

22

35

mnz7/1

3.2500

0.0333

0.8535

0.0145

0.1244

0.0059

2.08

23.44

6.05

3.81

11.30

460

22

36

mnz7/2

3.4745

0.0347

0.8571

0.0145

0.1174

0.0059

2.09

23.17

6.28

4.05

11.06

419

21

37

mnz8/1

3.0968

0.0324

0.6752

0.0139

0.1078

0.0059

2.08

23.84

5.31

4.59

11.47

454

25

38

mnz8/2

4.6593

0.0421

1.1358

0.0157

0.1677

0.0061

2.57

22.10

8.39

4.10

8.60

448

16

39

mnz8/3

4.5077

0.0411

1.1661

0.0157

0.1612

0.0061

2.41

22.12

8.33

3.87

9.20

433

16

40

mnz9/1

3.3129

0.0339

1.0904

0.0155

0.1301

0.0060

2.09

22.99

6.88

3.04

11.02

424

19

41

mnz9/2

2.3985

0.0283

0.5728

0.0135

0.0835

0.0057

3.34

22.36

4.28

4.19

6.70

437

30

42

mnz10/1

2.3052

0.0275

0.4534

0.0131

0.0769

0.0057

2.01

24.14

3.79

5.08

12.04

454

33

43

mnz11/1

2.0105

0.0257

0.8330

0.0144

0.0801

0.0058

2.37

23.96

4.73

2.41

10.09

380

27

44

mnz11/2

3.0303

0.0319

0.9767

0.0147

0.1218

0.0058

2.47

22.98

6.23

3.10

9.30

438

21

45

mnz12/1

4.1083

0.0385

0.9021

0.0146

0.1277

0.0059

2.62

22.68

7.06

4.55

8.66

405

19

46

mnz12/2

2.4195

0.0281

0.5465

0.0133

0.0849

0.0057

2.07

24.01

4.21

4.43

11.58

451

30

47

mnz12/3

3.4540

0.0344

0.6932

0.0138

0.1082

0.0057

2.25

23.27

5.72

4.98

10.32

423

22

48

mnz13/1

3.4458

0.0343

0.8367

0.0143

0.1151

0.0058

2.16

22.95

6.18

4.12

10.63

417

21

49

mnz13/2

3.3251

0.0338

1.0420

0.0152

0.1324

0.0060

2.90

22.33

6.74

3.19

7.70

440

20

50

mnz1/1

3.3423

0.0338

0.9188

0.0147

0.1222

0.0059

2.02

23.21

6.35

3.64

11.51

431

21

51

mnz1/2

3.4570

0.0346

0.9635

0.0149

0.1336

0.0059

2.03

22.89

6.62

3.59

11.30

452

20

52

mnz1/3

4.3886

0.0403

0.9400

0.0149

0.1385

0.0060

2.65

21.98

7.47

4.67

8.29

416

18

53

mnz1/4

3.0326

0.0322

0.6481

0.0139

0.0938

0.0059

2.05

23.41

5.15

4.68

11.42

408

25

54

mnz2/1

2.4376

0.0283

0.5302

0.0133

0.0775

0.0057

2.11

23.85

4.17

4.60

11.30

416

30

55

mnz2/2

3.5467

0.0353

0.6867

0.0141

0.1186

0.0059

1.96

22.73

5.80

5.16

11.58

457

23

56

mnz3/1

1.7362

0.0241

0.1910

0.0123

0.0443

0.0056

1.77

24.61

2.36

9.09

13.90

419

53

57

mnz3/2

2.3440

0.0277

0.4864

0.0132

0.0776

0.0057

1.87

23.78

3.94

4.82

12.73

441

32

58

mnz3/3

3.0169

0.0319

0.4827

0.0132

0.0882

0.0058

2.93

22.61

4.60

6.25

7.73

429

28

59

mnz4/1

3.5776

0.0352

0.6350

0.0137

0.0976

0.0057

2.54

23.14

5.65

5.63

9.11

387

23

60

mnz4/2

5.4159

0.0465

0.9448

0.0149

0.1713

0.0061

2.81

21.03

8.52

5.73

7.47

450

16

61

mnz5/1

2.5235

0.0288

0.4309

0.0129

0.0698

0.0057

2.09

23.50

3.93

5.86

11.27

398

32

62

mnz5/2

3.5615

0.0351

0.4859

0.0132

0.1050

0.0058

2.12

22.55

5.16

7.33

10.66

455

25

507

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF THE KÅFJORD NAPPE, NORWEGIAN ARCTIC CALEDONIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

Si + Y + REE exchange according to the strain induced reac-

tion (7) (Harlov et al. 2005). Overall, monazite chemistry and 

textural  observations  support  fluid  assisted  growth  of  the 

419 ± 8 Ma monazite rim during greenschist facies overprint 

related to the nappe emplacement.

Tectonic implications 

The obtained monazite ages of ca. 444 Ma and ca. 419 Ma 

are consistent within the errors with the previous whole rock 

87

Rb/

86

Sr ages of Dangla et al. (1978). Timing of migmatiza-

tion event recorded by zircon in the Nordmannvik Nappe i.e., 

441 ± 1  Ma  and  439 ± 2  Ma  (Faber  et  al.  2019)  is  similar  to 

reported herein. Also, the age constrains on shearing from  

the Heia locality of 420 ± 4 Ma (Augland et al. 2014) support 

the  uniform  metamorphic  evolution  of  the  Skibotn  Nappe 

Complex.  Comparable  to  the  data  presented  here  are  the 

results  of  monazite  dating  from  the  Helmsøy  shear  zone  in  

the Kalak Nappe Complex, where the ages of 448 ± 7 Ma and 

421 ± 7  Ma  (Kirkland  et  al.  2009)  are  reflecting  the  growth  

of  monazite  from  partial  melt.  Similar  monazite  ages  of  

438 ± 4 Ma and 424 ± 6 Ma are also recorded in sheared migma-

tite farther south in the Seve Nappe Complex of the Middle 

Allochthon (Majka et al. 2012). 

Concurrent ages of migmatization are insufficient to clearly 

ascribe the Skibotn Nappe Complex to the Middle Allochthon. 

The lack of constrains on the pre-migmatitic evolution of the 

gneisses of the Kåfjord Nappe precludes any comparison with 

earlier Caledonian events. Nevertheless, comparable timing of 

high amphibolite to granulite facies metamorphic event across 

the  Kalak  and  the  Skibotn  Nappe  Complexes  suggest  their 

similar  tectonic  position  at  around  445–440  Ma. A  lack  of  

a  clear  suture  zone  between  these  two  complexes  supports 

their coherent tectonometamorphic evolution from the Late 

Ordovician to the Early Silurian. Therefore, the similar evo-

lution of the Skibotn and the Kalak Nappe Complexes may 

support the Baltican affinity of both units. This would be in 

agreement  with  the  development  of  the  overlying  Lyngen 

Nappe Complex, in the lower part composed of fore-arc litho-

logies separated by the shear zone from the upper part which 

is of back-arc origin (Kvassnes et al. 2004). The Lyngen Nappe 

Complex  would  therefore  represent  a  fragment  of  a  suture 

between the Tromsø Nappe Complex of Laurentian origin and 

the Skibotn Nappe Complex of Baltic affinity. However, there 

is no evidence of pre-Silurian high pressure metamorphism in 

the Skibotn Nappe Complex, a feature characteristic for the 

highest grade units of the Middle Allochthon. Pre-Caledonian 

metamorphic and magmatic evolution of the Kalak Nappe Com-

plex is also somewhat different from that of other units of the 

Middle Allochthon (Kirkland et al. 2008; Gasser et al. 2015). 

Information about the pre-migmatitic evolution of the Skibotn 

Nappe  Complex  is  limited  to  the  late  Neoproterezoic  mag-

matic age of the Rappesvare granite (Corfu et al. 2007) and  

the late Cambrian age of a metadiorite in Heia, leaving a cer-

tain degree of uncertainty about its exotic origin with respect 

to the Baltica-derived allochthons (Andresen 1988). 

Fig. 9. A — Cummulative probability plot, with histogram, of monazite model dates; B — monazite model dates versus Ce/Y ratio. Monazite 

core (444 Ma) is characterized by higher Ce/Y than monazite rim (419 Ma). C — Th vs U correlation of the two age monazite populations.  

D — Ce vs Y correlation of the two age monazite populations.

508

ZIEMNIAK, KOŚMIŃSKA, PETRÍK, JANÁK, WALCZAK, MANECKI and MAJKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

Timing  of  partial  melting  in  the  Skibotn  Nappe  Complex 

and the Kalak Nappe Complex predates the mafic intrusions 

emplaced in both complexes (e.g., the Halti Igenous Complex 

of 434 ± 5 Ma within the Kalak Nappe; Vaasjoki & Sipila 2001, 

the  Kågen  Gabbro  of  435 ± 1  Ma  within  the Vaddas  Nappe; 

Faber et al. 2019). An extension required for the formation of 

mafic intrusions of such age is unlikely to occur in the sub-

ducted Baltican margin. However, it is a commonly observed 

phenomenon in the Upper Allochthon in the southern and 

 central  parts  of  the  Scandinavian  Caledonides  (Stephens  & 

Gee  1985;  Slagstad  &  Kirkland  2017).  The  proposal  of  

a  non- Baltican  affinity  of  the  Skibotn  Nappe  Complex  and  

the Kalak Nappe Complex is therefore justified following the 

general model for the Laurentia-Baltica collision presented by 

Slagstad  and  Kirkland  (2017). A  simplified  sketch  applying 

the  model  to  the  situation  in  the  Norwegian Arctic  Caledo-

nides is presented in Figure 11a. Oceanic crust and partly 

continental– oceanic transition zone of the Baltoscandian mar-

gin is being subducted underneath Laurentia at ca. 450–440 Ma 

with  subsequent exhumation of the HP rocks and continuous 

migmatization  in  the  overriding  plate  including  the  Skibotn 

Nappe and Upper Kalak Nappe Complexes. Exhumation of con-

tinental crust  fragments  leads  to  roll  back  of  the  subducting 

Balto scandian  slab,  resulting  in  extension  of  the  overriding 

plate  manifested  by  emplacement  of  mafic  intrusions  at  

ca. 440–430 Ma. The Scandian collision between Baltica and 

Laurentia  occur red  at  ca.  430–415  Ma  when  the  nappe  

stack emplacement was documented in form of fluid assisted 

growth  of  monazite  in  the  Skibotn  and  the  Kalak  Nappe 

Complexes  and  intrusion  of  synorogenic  granites  in  the 

Balsfjord Group.

The model would indicate that the Skibotn Nappe Complex 

together  with  the  Upper  Kalak  Nappe  Complex  was  posi-

tioned in the overriding plate as the other rocks intruded by  

Fig. 10. P–T section for the Kåfjord gneiss (sample JM13-6A) with compositional isopleths of garnet and biotite. Estimated P–T conditions 

(ellipse) and exhumation P–T path (dashed arrow) of the rock are also shown. For more detail see the text.

509

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF THE KÅFJORD NAPPE, NORWEGIAN ARCTIC CALEDONIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

ca.  440–430  Ma  mafic  intrusions  ascribed  to  the  Upper 

Allochthon to the south. It would also imply that the Trømso 

Nappe  Complex  containing  ca.  452  Ma  UHP  eclogites  was  

a part of the Balto scandian margin that was thrusted out-of-

sequence onto the Bal tican plate.

Alternative model including the Skibotn Nappe Complex as 

a part of an extensional basin formed on Baltoscandian margin 

was proposed by Andréasson et al. (2003). It provides other 

possible  explanation  of  the  migmatization  predating  mafic 

intrusives  in  the  Skibotn-Kalak  nappes  (Fig.  11b).  In  this 

model,  Laurentian  margin  is  being  subducted  underneath 

Baltican  margin  and  outboard  terranes  at  ca.  450–440  Ma 

causing  migmatization  in  the  overriding  plate  including  

the  Skibotn  Nappe  Complex  and  Upper  Kalak  Nappe 

Complexes.  Subsequent  exhumation  of  the  fragments  of 

 subducting  plate  allows  roll  back  of  the  Laurentian  slab  

resul ting  in  extension  and  emplacement  of  mafic  intrusions  

at  ca.  440–430  Ma. As  shown  in  Figure  11a,  the  Scandian  

collision  between  Baltica  and  Laurentia  occurred  at  

ca. 430–415 Ma.

The  model  presented  in  Figure  11b  is  placing  both  the 

Skibotn  and  Kalak  Nappe  Complexes  at  ca.  435  Ma  in  the 

extensional Baltoscandian margin, however, their affinity to 

Baltica or Laurentia remains unclear due to inconclusive 

information about their pre-Silurian evolution. In that scena-

rio, out-of-sequence thrusting is not required for the emplace-

ment of the Tromsø Nappe Complex.

Final remarks 

Monazite  chemical  dating  provides  new  data  on  the  evo-

lution of the migmatitic gneisses of the Kåfjord Nappe.  

Timing of the prograde phase of migmatization dated on two 

samples from the same unit is 444 ± 12 Ma and 442 ± 6.5 Ma. 

Calculated  peak  pressure–temperature  conditions  for  this 

event are 8–10 kbar and 680–720 °C. Late monazite growth at  

419 ± 8  Ma  and  416 ± 6.9  Ma  is  interpreted  to  be  associated 

with the final stages of nappe emplacement. 

Obtained  monazite  ages  are  comparable  with  the  results 

from the Kalak Nappe Complex and suggest common evolu-

tion of these units from the late Ordovician to the late Silurian. 

The position of the Kåfjord Nappe as a part of the Middle or 

Upper Allochthon remains unclear in the light of the geolo-

gical record of surrounding units.

Acknowledgements: The authors are grateful to Kåre Kullerud 

for his great help, discussions during the fieldwork, and con-

structive review of the manuscript. Patrik Konečný is thanked 

for  his  assistance  during  monazite  dating. Adam Włodek  is 

acknowledged for his assistance during microprobe analysis.  

The work was supported by National Science Centre (Poland) 

“CALSUB”  research   pro ject  no.  2014/14/E/ST10/00321, 

AGH research grant no. 16.16.140.315, the Slovak Research 

and Development Agency under the Contract no. APVV-18-

0107 and Vega projects 0008/19, 0060/16.

Fig. 11. Schematic sketch of tectonic evolution of the Norwegian Arctic Caledonides at 450–415 Ma: A (after Slagstad & Kirkland 2018):  

I — Baltoscandian margin subducted underneath Laurentia; exhumation of HP lithologies; II — slab roll back and formation of extensional 

basin in the Laurentian margin; III — Scandian collision resulting in nappe emplacement and synorogenic intrusions; B (after Andréasson et 

al. 2003): I — Laurentian margin subducted underneath Baltica; exhumation of HP lithologies; II — slab roll back and formation of extensional 

basin in the Baltic margin; III — Scandian collision resulting in nappe emplacement and synorogenic intrusions.

510

ZIEMNIAK, KOŚMIŃSKA, PETRÍK, JANÁK, WALCZAK, MANECKI and MAJKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

References

Andresen A. 1988: Caledonian terranes of Northern Norway and their 

characteristics. Trabajos de geología 17, 103–117.

Andresen A. & Steltenpohl M. G. 1994: Evidence for ophiolite ob-

duction, terrane accretion and polyorogenic evolution of the 

north  Scandinavian  Caledonides.  Tectonophysics 231, 1–3, 

 

59–70. https://doi.org/10.1016/0040-1951(94)90121-X

Andréasson P.G., Svenningsen O.M. & Albrecht L. 1998: Dawn of 

Phanerozoic orogeny in the North Atlantic tract; evidence from 

the Seve-Kalak Superterrane, Scandinavian Caledonides. GFF 

120, 2, 159–172. https://doi.org/10.1080/11035899801202159

Andréasson P.G., Gee D.G., Whitehouse M.J. & Schöberg H. 2003: 

Subduction

‐flip during Iapetus Ocean closure and Baltica–Lau-

rentia  collision,  Scandinavian  Caledonides.  Terra Nova 15, 6, 

362–369. https://doi.org/10.1046/j.1365-3121.2003.00486.x

Augland  L.E.,  Andresen  A.  Gasser  D.  &  Steltenpohl  M.G.  2014:  

Early Ordovician to Silurian evolution of exotic terranes in the 

Scandinavian  Caledonides  of  the  Ofoten–Troms  area–terrane 

characterization and correlation based on new U–Pb zircon ages 

and Lu–Hf isotopic data. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 390, 1, 

655–678. https://doi.org/10.1144/SP390.19

Bergh S.G. & Andresen A. 1985: Tectonometamorphic evolution of 

the  allochthonous  Caledonian  rocks  between  Malangen  and 

Balsfjord, Troms, North Norway. Universitetsforlaget, 1–38.

Binns R.E. 1978: Caledonian nappe correlation and orogenic history 

in Scandinavia north of lat 67 N. Geol. Soc. Am. Bull. 89, 10, 

1475–1490.

Caddick M.J., Konopásek J. & Thompson A.B. 2010: Preservation of 

garnet  growth  zoning  and  the  duration  of  prograde  metamor-

phism. J. Petrol. 51, 11, 2327–2347.

Connolly J.A.D. 1990: Multivariable phase diagrams: an algorithm 

based on generalized thermodynamics. Am. J. Sci. 290, 666–718. 

https://doi.org/10.2475/ajs.290.6.666

Connolly J.A. 2005: Computation of phase equilibria by linear pro-

gramming: a tool for geodynamic modeling and its application to 

subduction  zone  decarbonation.  Earth Planet. Sci. Lett. 236, 

1–2, 524–541. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2005.04.033

Corfu F., Ravna E.J.K. & Kullerud K. 2003: A Late Ordovician U–Pb 

age for the Tromsø Nappe eclogites, uppermost allochthon of the 

Scandinavian  Caledonides.  Contrib. Mineral. Petrol. 145, 4, 

502–513.

Corfu F., Roberts R.J., Torsvik T.H., Ashwal L.D. & Ramsay D.M. 

2007: Peri-Gondwanan elements in the Caledonian Nappes of 

Finnmark,  Northern  Norway:  Implications  for  the  paleogeo-

graphic framework of the Scandinavian Caledonides. Am. J. Sci. 

307, 2, 434–458. https://doi.org/10.2475/02.2007.05

Dallmeyer R.D. & Andresen A. 1992: Polyphase tectonothermal evo-

lution of exotic caledonian nappes in Troms, Norway: Evidence 

from 

40

Ar/

39

Ar mineral ages. Lithos 29, 1–2, 19–42. 

 

https://doi.org/10.1016/0024-4937(92)90032-T

Dangla  P.,  Démangé  J.C.,  Ploquin A.,  Quernadel  J.M.  &  Sonet  J. 

1978: Données géochronologiques sur les Calédonides Scandi-

naves septentrionales (Troms, Norvège du Nord): C. r. Acad. Sci. 

Paris, 286 D, 1653–1656.

Dumond  G.,  McLean  N.,  Williams  M.L.,  Jercinovic  M.J.  &  

Bowring  S.A.  2008:  High-resolution  dating  of  granite  petro-

genesis  and  deformation  in  a  lower  crustal  shear  zone:  

Athabasca  granulite  terrane,  western  Canadian  Shield.  Chem. 

Geol. 254, 3–4, 175–196. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo. 

2008.04.014 

Elvevold S. 1988: Petrologiske undersøkelser av Kaledonske bergar-

ter i Takvatnområdet, Troms. Unpublished cand. scient. thesis, 

University of Tromsø, 1–149.

Faber  C.,  Stünitz  H.,  Gasser  D.,  Jeřábek  P.,  Kraus  K.,  Corfu  F.,  

Ravna  E.  &  Konopásek  J.  2019: Anticlockwise  metamorphic 

pressure–temperature  paths  and  nappe  stacking  in  the  Reisa 

Nappe Complex in the Scandinavian Caledonides, northern Nor-

way: evidence for weakening of lower continental crust before 

and during continental collision. Solid Earth 10, 1, 117–148. 

https://doi.org/10.5194/se-10-117-2019

Franz  G.,  Andrehs  G.  &  Rhede  D.  1996:  Crystal  chemistry  of 

monazite  and  xenotime  from  Saxothuringian–Moldanubian 

meta 

pelites, NE Bavaria, Germany. Eur. J. Miner. 8, 5, 

 

1097–1118.

Gasser D., Jeřábek P., Faber C., Stünitz H., Menegon L., Corfu F., 

Erambert  M.  &  Whitehouse  M.J.  2015:  Behaviour  of  geo-

chronometers and timing of metamorphic reactions during 

 deformation  at  lower  crustal  conditions:  phase  equilibrium 

 modelling  and  U–Pb  dating  of  zircon,  monazite,  rutile  and 

 titanite  from  the  Kalak  Nappe  Complex,  northern  Norway.  

J. Metamorph. Geol. 33, 5, 513–534. https://doi.org/10.1111/

jmg.12131

Gayer R.A., Hayes S.J. & Rice A.H.N. 1985: The structural develop-

ment of the Kalak Nappe Complex of eastern and central Por-

sangerhalvøya,  Finnmark,  Norway.  Norges geologiske Under-

søkelse Bulletin 400, 67–87.

Gee D.G. 1975: A tectonic model for the central part of the Scandina-

vian Caledonides. Am. J. Sci. 275(A), 468–515.

Gee D.G., Fossen H., Henriksen N. & Higgins A.K. 2008: From the 

early Paleozoic platforms of Baltica and Laurentia to the Cale-

donide Orogen of Scandinavia and Greenland. Episodes 31, 1, 

44–51.

Gee D.G., Janák M., Majka J., Robinson P. & van Roermund H. 2013: 

Subduction along and within the Baltoscandian margin during 

closing of the Iapetus Ocean and Baltica-Laurentia collision. 

Lithosphere 5, 2, 169–178.

Harlov D.E., Wirth R. & Förster H.J. 2005: An experimental study of 

dissolution–reprecipitation in fluorapatite: fluid infiltration and 

the  formation  of  monazite.  Contrib. Mineral. Petrol. 1503,  

268–286. 

Holland  T.I.M.  &  Powell  R.  2001:  Calculation  of  phase  relations 

 involving haplogranitic melts using an internally consistent ther-

modynamic dataset. J. Petrol. 42, 4, 673–683. https://doi.org/ 

10.1093/petrology/42.4.673

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

nally consistent thermodynamic dataset for phases of petrologi-

cal  interest,  involving  a  new  equation  of  state  for  solids.  

J. Metamorph. Geol. 29, 3, 333–383.

Indares A. & Dunning G. 2001: Partial melting of high-P–T meta-

pelites  from  the  Tshenukutish  Terrane  (Grenville  Province): 

 petrography  and  U–Pb  geochronology.  J. Petrol. 42, 8, 

 

1547–1565. https://doi.org/10.1093/petrology/42.8.1547

Janák M., Ravna E.J.K. & Kullerud K. 2012: Constraining peak P–T 

conditions  in  UHP  eclogites:  calculated  phase  equilibria  in 

kyanite

‐and phengite‐bearing  eclogite  of  the  Tromsø  Nappe, 

Norway.  J. Metamorph. Geol. 30, 4, 377–396. https://doi.org/ 

10.1111/j.1525-1314.2011.00971.x

Janák M., Krogh Ravna E.J., Kullerud K., Yoshida K., Milovský R., 

& Hirajima T. 2013: Discovery of diamond in the Tromsø Nappe, 

Scandinavian  Caledonides  (N.  Norway).  J. Metamorph. Geol. 

31, 6, 691–703. https://doi.org/10.1111/jmg.12040

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

2008:  Prograde  metamorphic  sequence  of  REE  minerals  in 

 pelitic  rocks  of  the  Central  Alps:  implications  for  allanite–

monazite–xenotime  phase  relations  from  250  to  610  °C.  

J. Metamorph. Geol. 26, 5, 509–526. https://doi.org/10.1111/ 

j.1525-1314.2008.00774.x

Kirkland  C.L.,  Stephen  Daly  J.,  &  Whitehouse  M.J.  2007:  Prove-

nance  and  terrane  evolution  of  the  Kalak  Nappe  Complex, 

 Norwegian Caledonides: implications for Neoproterozoic paleo-

geography and tectonics. J. Geol. 115, 1, 21–41. 

511

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF THE KÅFJORD NAPPE, NORWEGIAN ARCTIC CALEDONIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

Kirkland C.L., Daly J.S. & Whitehouse M.J. 2008: Basement–cover 

relationships of  the  Kalak  Nappe  Complex, Arctic  Norwegian 

Caledonides and constraints on Neoproterozoic terrane assembly 

in the North Atlantic region. Precambrian Res. 160, 3–4,  

245–276. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2007.07.006

Kirkland C.L., Whitehouse M.J. & Slagstad T. 2009: Fluid-assisted 

zircon and monazite growth within a shear zone: a case study 

from Finnmark, Arctic Norway. Contrib. Mineral. Petrol. 158, 5, 

637–657.

Konečný P., Kusiak M.A. & Dunkley D.J. 2018: Improving U–Th–Pb 

electron  microprobe  dating  using  monazite  age  references. 

Chem. Geol. 484, 22–35.

Kvassnes  A.J.,  Strand  A.H.,  Moen-Eikeland  H.  &  Pedersen  R.B. 

2004: The Lyngen gabbro: the lower crust of an Ordovician in-

cipient arc. Contrib. Mineral. Petrol. 148, 3, 358–379.

Lanari P., Vidal O., De Andrade V., Dubacq B., Lewin E., Grosch E. 

& Schwartz S. 2014: XMapTools: a MATLAB©-based program 

for electron microprobe X-ray image processing and geothermo-

barometry. Comp. Geosci. 62, 227–240. https://doi.org/10.1016/ 

j.cageo.2013.08.010

Lanari P., Vho A., Bovay T., Airaghi L. & Centrella S. 2019: Quanti-

tative  compositional  mapping  of  mineral  phases  by  electron 

probe  micro-analyser.  Geol. Soc. London, Spec. Publ. 478, 

SP478-4. https://doi.org/10.1144/SP478.4

Lanzirotti A. & Hanson G.N. 1996: Geochronology and geochemistry 

of multiple generations of monazite from the Wepawaug Schist, 

Connecticut, USA: implications for monazite stability in meta-

morphic rocks. Contrib. Mineral. Petrol. 125, 4, 332–340.

Lindahl  I.,  Stevens  B.P.  &  Zwaan  K.B.  2005:  The  geology  of  the 

Vaddas area, Troms: a key to our understanding of the Upper 

Allochthon  in  the  Caledonides  of  northern  Norway.  Norges 

Geol. Undersokelse 445, 5.

Lindstrøm  M.  &  Andresen  A.  1992:  Early  Caledonian  high-grade 

metamorphism within exotic terranes of the Troms Caledonides. 

Norsk Geologisk Tidskrift 72, 375–379.

Majka J., Be’eri-Shlevin Y., Gee D.G., Ladenberger A., Claesson S., 

Konečny P. & Klonowska I. 2012: Multiple monazite growth in 

the Åreskutan migmatite: evidence for a polymetamorphic Late 

Ordovician to Late Silurian evolution in the Seve Nappe Com-

plex of west-central Jamtland, Sweden. J. Geosci. 57, 1, 3–23. 

http://dx.doi.org/10.3190/jgeosci.112

Montel J.M., Foret S., Veschambre M., Nicollet C. & Provost A. 1996: 

Electron microprobe dating of monazite. Chem. Geol. 131, 1–4, 

37–53.

Newton R.C., Charlu T.V. & Kleppa O.J. 1980: Thermochemistry of 

the high structural state plagioclases. Geochim. Cosmochim. 

Acta 44, 7, 933–941.

Oliver G.J.H. & Krogh T.E. 1995: U–Pb zircon age of 469 ± 5 Ma for 

a metatonalite from the Kjosen Unit of the Lyngen Magmatic 

Complex  northern  Norway.  Norges Geol. Undersokelse 428, 

27–32.

Pan Y. 1997: Zircon-and monazite-forming metamorphic reactions at 

Manitouwadge, Ontario. Can. Mineral. 35, 1, 105–118.

Pedersen R.B., Bruton D.L. & Furnes H. 1992: Ordovician faunas, 

island arcs and ophiolites in the Scandinavian Caledonides.  Terra 

Nova 4, 2, 217–222. https://doi.org/10.1111/j.1365-3121.1992.

tb00475.x

Pyle J.M. & Spear F.S. 1999: Yttrium zoning in garnet: coupling of 

major and accessory phases during metamorphic reactions. 

Geol. Mater. Res. 1, 6, 1–49.

Pyle  J.M.,  Spear  F.S.,  Rudnick  R.L.  &  McDonough  W.F.  2001: 

Monazite–xenotime–garnet  equilibrium  in  metapelites  and  

a  new  monazite–garnet  thermometer.  J. Petrol. 42, 11, 

 

2083–2107. 

Ramsay D.M. & Sturt B.A. 1986: The contribution of the Finnmarkian 

orogeny to the framework of the Scandinavian Caledonides. In: 

Synthesis  of  the  Caledonian  rocks  of  Britain.  Springer, Dor-

drecht, 221–246.

Ramsay D.M., Sturt B.A., Roberts D. & Zwaan K.B. 1985: The tec-

tonostratigraphic  correlation  of  the  Finnmarkian  Nappe  Com-

plex. In: Gee D.G. & Sturt B.A. (Eds.): The Caledonide Orogen 

– Scandinavia and related areas. John Wiley & Sons, Chichester, 

163–184.

Ravna  E.K.  &  Roux  M.R.M.  2006:  Metamorphic  Evolution  of  the 

Tønsvika  Eclogite,  Tromsø  Nappe  —  Evidence  for  a  New 

UHPM Province in the Scandinavian Caledonides. Inter. Geol. 

Rev. 48, 10, 861–881. https://doi.org/10.2747/0020-6814.48. 

10.861

Roberts D. & Gee D.G. 1985: An introduction to the structure of the 

Scandinavian Caledonides. The Caledonide orogen — Scandi-

navia and related areas 1, 55–68.

Selbekk  R.S.,  Skjerlie  K.P.  &  Pedersen  R.B.  2000:  Generation  of 

 anorthositic magma by H

2

O-fluxed anatexis of silica-undersatu-

rated  gabbro:  an  example  from  the  north  Norwegian  Caledo-

nides. Geol. Mag. 137, 6, 609–621.

Siedlecka A., Roberts D., Nystuen J.P. & Olovyanishnikov V.G. 2004: 

Northeastern  and  northwestern  margins  of  Baltica  in  Neopro-

terozoic time: evidence from the Timanian and Caledonian Oro-

gens. Geol. Soc. London, Mem. 30, 1, 169–190. https://doi.org/ 

10.1144/GSL.MEM.2004.030.01.15

Slagstad T. & Kirkland C.L. 2017: The use of detrital zircon data in 

terrane  analysis: A  nonunique  answer  to  provenance  and  tec-

tonostratigraphic  position  in  the  Scandinavian  Caledonides. 

Lithosphere 9, 6, 1002–1011. https://doi.org/10.1130/L663.1 

Spear F.S. 1988: Metamorphic fractional crystallization and internal 

metasomatism by diffusional homogenization of zoned garnets. 

Contrib. Mineral. Petrol. 99, 4, 507–517.

Spear  F.S.  2010:  Monazite–allanite  phase  relations  in  metapelites. 

Chem. Geol. 279, 1–2, 55–62. https://doi.org/10.1016/ 

j.chemgeo.2010.10.004

Stephens M.B. & Gee D.G. 1985: A tectonic model for the evolution 

of the eugeoclinal terranes in the central Scandinavian Caledo-

nides.  In:  The  Caledonide  Orogen:  Scandinavia  and  Related 

 Areas.  Wiley, Chichester, 953–978.

Stephens M.B. & Gee D.G. 1989: Terranes and polyphase accretio-

nary history in the Scandinavian Caledonides. Geol. Soc. Am., 

Spec. Pap. 230, 17–30.

Sturt B.A. & Roberts D. 1991: Tectonostratigraphic relationships and 

obduction  histories  of  Scandinavian  ophiolitic  terranes.  In: 

Ophiolite genesis and evolution of the oceanic lithosphere. 

Springer, Dordrecht, 745–769.

Thompson J.B. & Hovis G.L. 1979: Entropy of mixing in sanidine. 

Am. Mineral. 64, 1–2, 57–65.

Tracy R.J., Robinson P. & Thompson A.B. 1976: Garnet composition 

and zoning in the determination of temperature and pressure of 

metamorphism, central Massachusetts. Am. Mineral. 61, 7–8, 

762–775.

Vaasjoki M. & Sipila P. 2001: U–Pb isotopic determinations on bad-

deleyite  and  zircon  from  the  Halti-Ridnitsohkka  intrusion  in 

Finnish Lapland: a further constraint on Caledonide evolution. 

Spec. Pap. Geol. Survey Finland 33, 247–254. https://doi.org/ 

10.1046/j.0263-4929.2000.00303.x

White R.W., Powell R., Holland T.J.B., Johnson T.E. & Green E.C. R. 

2014: New mineral activity — composition relations for thermo-

dynamic calculations in metapelitic systems. J. Metamorph. 

Geol. 32, 3, 261–286. https://doi.org/10.1111/jmg.12071

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

rock-forming minerals. Am. Mineral. 95, 1, 185–187. https://doi.

org/10.2138/am.2010.3371 

Zwaan K.B. & Roberts D. 1978: Tectonostratigraphic succession and 

development  of  the  Finnmarkian  nappe  sequence,  North  Nor-

way. Norges Geologiske Undersøkelse 343, 55–71.

i

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF THE KÅFJORD NAPPE, NORWEGIAN ARCTIC CALEDONIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

Supplement

Table S1: Chemical analyses of monazite in wt. %. Al and As were analyzed and found below detection (b.d. = below detection, n.a. = not analysed).

Sample name Analysis No

Note

P

2

O

5

PbO   ThO

2

UO

2

 

Y

2

O

3

La

2

O

3

Ce

2

O

3

Pr

2

O

3

Nd

2

O

3

Sm

2

O

3

Eu

2

O

3

Gd

2

O

3

Tb

2

O

3

Dy

2

O

3

Ho

2

O

3

Er

2

O

3

Tm

2

O

3

Yb

2

O

3

Lu

2

O

3

FeO  

SO

3

 

CaO   SiO

2

SrO

Total

JM-13-6A

mnz1/1

29.89

0.11

4.28

0.56

3.06

12.48

26.78

3.09

11.32

1.92

0.37

1.37

0.14

0.91

0.12

0.52

0.12

0.14

0.20

0.26

0.20

1.36

0.17

n.a.

99.38

JM-13-6A

mnz1/2

29.75

0.11

4.19

0.66

2.98

12.76

27.00

3.09

11.45

1.88

0.40

1.15

0.09

0.80

b.d.

0.37

0.11

0.17

0.09

0.47

0.18

1.28

0.23

n.a.

99.21

JM-13-6A

mnz4/2

29.55

0.10

3.53

0.49

1.91

13.12

27.83

3.23

12.08

2.03

0.33

1.32

0.09

0.71

b.d.

0.40

0.07

0.11

0.10

0.20

0.04

0.81

0.24

n.a.

98.29

JM-13-6A

mnz7/1

30.48

0.11

4.11

0.50

1.63

12.81

28.48

3.39

13.21

2.24

0.32

1.61

0.15

0.71

b.d.

0.38

0.11

0.08

0.11

b.d.

0.15

1.14

0.27

n.a.

101.99

JM-13-6A

mnz7/2

29.54

0.11

4.46

0.45

1.38

13.09

28.22

3.39

12.72

2.07

0.38

1.42

0.15

0.55

b.d.

0.35

0.17

0.13

b.d.

b.d.

0.17

1.19

0.24

n.a.

100.17

JM-13-6A

mnz7/3

29.96

0.12

4.82

0.66

2.97

12.25

26.60

3.22

12.07

2.22

0.31

1.61

0.16

0.89

b.d.

0.48

0.09

0.17

0.11

b.d.

0.16

1.36

0.23

n.a.

100.45

JM-13-6A

mnz13/1

29.47

0.13

5.02

0.61

1.15

12.85

27.61

3.27

12.67

2.22

0.31

1.38

0.09

0.52

b.d.

0.30

0.06

0.15

0.09

b.d.

0.20

1.43

0.27

n.a.

99.80

JM-13-6A

mnz13/2

29.99

0.11

4.35

0.49

1.61

12.67

27.47

3.26

12.39

2.21

0.34

1.41

0.09

0.59

b.d.

0.39

0.12

0.14

0.09

0.06

0.22

1.29

0.22

n.a.

99.51

JM-13-6A

mnz13/3

30.18

0.12

4.48

0.65

3.00

12.06

26.61

3.21

12.42

2.22

0.38

1.63

0.16

0.86

b.d.

0.44

0.09

0.19

0.11

0.03

0.19

1.33

0.20

n.a.

100.59

JM-13-6A

mnz13/4

29.99

0.11

4.16

0.59

2.72

12.23

26.82

3.21

12.29

2.26

0.33

1.54

0.12

0.90

b.d.

0.44

0.11

0.15

b.d.

0.19

0.15

1.20

0.22

n.a.

99.73

JM-13-6A

mnz14/1

30.07

0.10

3.81

0.56

2.44

12.48

27.30

3.23

12.51

2.24

0.40

1.46

0.13

0.77

b.d.

0.49

0.10

0.16

0.11

0.14

0.20

1.18

0.19

n.a.

100.09

JM-13-6A

mnz14/2

29.59

0.09

3.92

0.42

1.22

12.56

28.26

3.28

12.91

2.38

0.47

1.56

0.13

0.58

b.d.

0.31

0.09

0.12

0.06

0.41

0.09

1.09

0.29

n.a.

99.83

JM-13-6A

mnz15/1

29.32

0.10

3.26

0.54

2.19

13.33

28.74

3.15

11.98

1.87

0.26

1.09

0.09

0.71

b.d.

0.49

0.10

0.13

0.12

b.d.

0.03

0.79

0.22

n.a.

98.49

JM-13-6A

mnz16/1

29.13

0.10

3.63

0.64

2.25

12.87

27.90

3.23

12.14

1.96

0.33

1.12

0.12

0.77

b.d.

0.48

0.08

0.15

0.10

b.d.

0.04

0.88

0.22

n.a.

98.13

JM-13-6A

mnz16/2

29.24

0.11

4.50

0.59

2.06

12.83

27.72

3.18

12.13

1.87

0.35

1.15

0.14

0.72

b.d.

0.45

0.12

0.16

b.d.

b.d.

0.03

1.00

0.28

n.a.

98.64

JM-13-6A

mnz16/3

28.65

0.09

3.47

0.49

2.13

13.00

27.14

3.22

11.83

1.84

0.34

1.14

0.10

0.68

0.09

0.42

0.09

0.12

b.d.

b.d.

0.06

0.90

0.24

n.a.

96.07

JM-13-6A

mnz16/4

28.89

0.11

3.83

0.67

2.29

12.85

27.52

3.26

11.95

1.88

0.33

1.15

0.10

0.75

b.d.

0.41

0.09

0.16

0.09

b.d.

0.03

0.93

0.25

n.a.

97.54

JM-13-6A

mnz18/1

28.81

0.10

4.03

0.46

2.34

12.64

26.95

3.15

11.67

2.01

0.32

1.30

0.12

0.75

0.10

0.40

0.12

0.15

0.09

b.d.

0.06

1.01

0.25

n.a.

96.83

JM-13-6A

mnz18/2

28.51

0.09

3.95

0.43

2.22

12.89

27.22

3.12

11.66

1.91

0.30

1.20

0.10

0.73

b.d.

0.33

0.11

0.14

0.09

b.d.

0.05

0.98

0.27

n.a.

96.30

JM-13-6A

mnz18/3

29.09

0.10

4.14

0.42

2.29

12.71

27.27

3.19

12.04

1.95

0.33

1.27

0.14

0.77

0.12

0.45

0.11

0.14

0.12

b.d.

0.05

0.96

0.24

n.a.

97.89

JM-13-6A

mnz18/4

29.33

0.10

4.01

0.62

2.37

12.53

26.93

3.21

12.24

1.95

0.32

1.18

0.12

0.81

b.d.

0.50

0.13

0.16

0.08

b.d.

0.04

0.95

0.23

n.a.

97.81

SKI-1/13

m1/1

28.48

0.15

4.28

1.14

3.05

12.52

26.66

3.15

12.03

2.16

0.12

1.54

0.22

0.89

0.09

0.50

0.10

0.16

0.06

0.03

n.a.

1.18

0.90

0.01

99.41

SKI-1/13

m1/2

28.41

0.14

3.71

1.23

2.45

12.82

27.25

3.21

12.01

2.23

0.16

1.42

0.15

0.83

0.06

0.47

0.11

0.15

0.07

0.00

n.a.

0.99

0.63

0.02

98.51

SKI-1/13

m2/1

30.45

0.15

3.87

1.20

2.77

12.40

27.23

3.22

12.11

2.24

0.10

1.46

0.20

0.93

0.00

0.60

0.15

0.15

0.00

0.12

n.a.

1.15

0.54

0.01

101.04

SKI-1/13

m3/1

30.26

0.09

2.80

0.42

2.47

13.18

28.69

3.41

12.52

2.22

0.13

1.27

0.17

0.86

0.00

0.55

0.11

0.16

0.09

0.00

n.a.

0.66

0.69

0.01

100.78

SKI-1/13

m3/2

29.74

0.11

3.91

0.64

3.14

12.59

27.31

3.25

11.93

2.07

0.17

1.21

0.20

0.87

0.06

0.57

0.14

0.24

0.04

0.00

n.a.

0.94

0.94

0.00

100.06

SKI-1/13

m4/1

contam. 

by Ms

21.70

0.10

3.41

0.46

1.99

11.43

25.00

3.08

10.84

1.70

0.19

0.89

0.12

0.58

0.07

0.37

0.11

0.17

0.19

0.37

n.a.

0.72

8.56

0.00

92.05

SKI-1/13

m4/2

29.11

0.14

3.48

1.11

2.53

12.04

26.54

3.27

12.55

2.54

0.12

1.55

0.25

0.94

0.08

0.47

0.12

0.18

0.01

0.00

n.a.

0.93

0.30

0.00

98.24

SKI-1/13

m4/3

30.46

0.05

1.48

0.26

2.45

14.40

28.97

3.36

12.32

2.05

0.21

0.85

0.15

0.72

0.10

0.58

0.16

0.20

0.12

0.01

n.a.

0.56

0.17

0.02

99.63

SKI-1/13

m5/1

29.37

0.19

4.75

1.70

2.33

12.67

26.48

3.23

12.07

2.05

0.13

1.22

0.19

0.78

0.12

0.45

0.13

0.19

0.15

1.09

n.a.

1.18

0.58

0.03

101.07

SKI-1/13

m6/1

30.42

0.13

4.11

0.91

3.22

12.38

26.70

3.17

11.77

2.08

0.08

1.16

0.23

0.95

0.15

0.55

0.14

0.27

0.17

0.06

n.a.

0.97

0.36

0.01

100.01

SKI-1/13

m6/2

30.01

0.13

4.09

0.91

3.19

12.55

26.90

3.31

11.78

2.10

0.13

1.26

0.19

0.90

0.07

0.59

0.13

0.17

0.22

0.07

n.a.

0.96

0.35

0.00

99.99

SKI-1/13

m6/3

30.11

0.13

4.33

0.81

2.83

12.66

27.05

3.24

11.82

2.08

0.18

1.22

0.20

0.89

0.14

0.63

0.13

0.14

0.09

0.04

n.a.

0.96

0.35

0.01

100.03

SKI-1/13

m6/4

29.46

0.13

4.28

0.78

2.72

12.56

26.96

3.22

11.83

2.07

0.13

1.15

0.14

0.91

0.08

0.63

0.12

0.19

0.11

0.09

n.a.

1.00

0.35

0.00

98.92

ii

ZIEMNIAK, KOŚMIŃSKA, PETRÍK, JANÁK, WALCZAK, MANECKI and MAJKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

Sample name Analysis No

Note

P

2

O

5

PbO   ThO

2

UO

2

 

Y

2

O

3

La

2

O

3

Ce

2

O

3

Pr

2

O

3

Nd

2

O

3

Sm

2

O

3

Eu

2

O

3

Gd

2

O

3

Tb

2

O

3

Dy

2

O

3

Ho

2

O

3

Er

2

O

3

Tm

2

O

3

Yb

2

O

3

Lu

2

O

3

FeO  

SO

3

 

CaO   SiO

2

SrO

Total

SKI-1/13

m7/1

30.66

0.14

3.77

1.00

2.64

12.86

27.45

3.25

12.06

2.26

0.16

1.33

0.22

0.99

0.11

0.51

0.11

0.12

0.12

0.96

n.a.

0.90

0.33

0.01

101.95

SKI-1/13

m7/2

30.34

0.13

4.03

1.00

2.66

12.55

27.13

3.27

12.10

2.26

0.20

1.37

0.23

0.93

0.07

0.57

0.12

0.16

0.20

0.81

n.a.

0.96

0.39

0.02

101.50

SKI-1/13

m8/1

31.22

0.12

3.60

0.78

2.64

13.99

27.92

3.20

11.44

1.81

0.14

0.87

0.09

0.69

0.10

0.60

0.18

0.20

0.17

0.04

n.a.

0.82

0.33

0.02

100.98

SKI-1/13

m8/2

30.49

0.19

5.41

1.32

3.27

12.92

25.89

3.07

10.90

1.83

0.10

0.95

0.15

0.83

0.09

0.73

0.15

0.24

0.16

0.01

n.a.

1.28

0.40

0.02

100.42

SKI-1/13

m8/3

29.54

0.18

5.23

1.35

3.05

13.23

25.91

2.97

10.62

1.74

0.11

0.84

0.18

0.81

0.12

0.67

0.15

0.18

0.13

0.00

n.a.

1.28

0.42

0.00

98.72

SKI-1/13

m9/1

30.85

0.15

3.85

1.27

2.65

12.47

26.92

3.21

11.79

2.20

0.07

1.27

0.19

0.99

0.05

0.55

0.08

0.14

0.03

0.00

n.a.

1.12

0.37

0.01

100.22

SKI-1/13

m9/2

30.31

0.10

2.79

0.67

4.24

12.57

26.19

3.13

11.45

2.15

0.13

1.22

0.18

1.14

0.18

0.86

0.12

0.32

0.07

0.00

n.a.

1.06

0.01

0.28

99.19

SKI-1/13

m10/1

30.82

0.09

2.68

0.52

2.55

13.40

28.27

3.33

12.29

2.16

0.09

1.14

0.19

0.85

0.00

0.45

0.07

0.19

0.08

0.00

n.a.

0.69

0.24

0.03

100.10

SKI-1/13

m11/1

31.90

0.10

2.33

0.95

3.01

13.48

28.07

3.31

11.98

2.00

0.15

1.04

0.14

0.67

0.12

0.56

0.12

0.24

0.15

0.01

n.a.

0.66

0.01

0.27

101.40

SKI-1/13

m11/2

29.62

0.14

3.52

1.13

3.14

12.72

26.92

3.16

11.80

2.06

0.09

1.23

0.22

0.84

0.03

0.60

0.13

0.18

0.13

0.02

n.a.

0.94

0.34

0.00

98.96

SKI-1/13

m12/1

30.10

0.15

4.77

1.05

3.33

12.28

26.57

3.25

11.91

2.07

0.18

1.32

0.18

0.92

0.05

0.60

0.11

0.23

0.12

0.00

n.a.

1.12

0.49

0.02

100.82

SKI-1/13

m12/2

29.98

0.10

2.81

0.64

2.63

13.43

28.12

3.29

11.89

1.97

0.10

1.17

0.21

0.75

0.14

0.56

0.14

0.12

0.09

0.01

n.a.

0.74

0.35

0.01

99.26

SKI-1/13

m12/3

29.69

0.12

4.01

0.81

2.86

12.74

27.26

3.23

11.82

2.07

0.12

1.13

0.16

0.90

0.03

0.51

0.18

0.15

0.00

0.00

n.a.

0.94

0.45

0.01

99.20

SKI-1/13

m13/1

30.14

0.13

4.00

0.98

2.74

14.31

26.88

3.05

11.01

1.70

0.17

0.84

0.12

0.77

0.01

0.56

0.09

0.18

0.09

0.02

n.a.

0.99

0.34

0.00

99.12

SKI-1/13

m13/2

30.97

0.15

3.86

1.22

3.68

13.78

26.16

2.99

10.89

1.77

0.08

0.94

0.19

0.93

0.05

0.71

0.17

0.18

0.13

0.00

n.a.

1.10

0.27

0.00

100.25

SKI-1/13 A

m1/1

30.16

0.14

3.88

1.07

2.56

12.67

27.19

3.14

11.87

2.14

0.22

1.20

0.16

0.86

0.13

0.50

0.11

0.15

0.16

0.00

n.a.

0.97

0.30

0.00

99.57

SKI-1/13 A

m1/2

30.27

0.15

4.01

1.13

2.57

12.53

26.81

3.11

11.83

2.21

0.14

1.22

0.18

0.85

0.05

0.47

0.12

0.18

0.05

0.00

n.a.

1.12

0.29

0.01

99.31

SKI-1/13 A

m1/3

30.19

0.16

5.10

1.09

3.37

12.09

25.74

3.14

11.40

2.04

0.20

1.17

0.22

1.01

0.02

0.64

0.14

0.21

0.03

0.00

n.a.

1.17

0.37

0.01

99.51

SKI-1/13 A

m1/4

30.17

0.11

3.52

0.76

2.60

12.67

27.42

3.18

12.05

2.14

0.14

1.19

0.18

0.90

0.00

0.52

0.05

0.18

0.10

0.00

n.a.

0.91

0.28

0.00

99.07

SKI-1/13 A

m2/1

30.56

0.09

2.83

0.62

2.68

12.51

27.94

3.32

12.37

2.16

0.18

1.22

0.17

0.71

0.13

0.59

0.08

0.18

0.06

0.00

n.a.

0.66

0.27

0.01

99.34

SKI-1/13 A

m2/2

30.20

0.13

4.12

0.80

2.49

12.51

26.62

3.07

11.59

2.04

0.14

1.17

0.22

0.82

0.17

0.59

0.07

0.16

0.12

0.00

n.a.

0.92

0.39

0.03

98.40

SKI-1/13 A

m3/1

30.48

0.05

2.02

0.22

2.25

14.12

28.82

3.35

12.19

1.95

0.21

0.91

0.11

0.65

0.13

0.48

0.18

0.19

0.14

0.00

n.a.

0.46

0.22

0.00

99.14

SKI-1/13 A

m3/2

30.52

0.09

2.72

0.57

2.37

13.39

27.85

3.23

12.17

2.11

0.15

1.06

0.20

0.82

0.00

0.50

0.09

0.22

0.23

0.00

n.a.

0.75

0.22

0.02

99.28

SKI-1/13 A

m3/3

30.67

0.11

3.50

0.56

3.71

12.80

26.48

3.10

11.65

2.13

0.19

1.29

0.22

1.00

0.11

0.64

0.16

0.23

0.08

0.00

n.a.

1.05

0.23

0.02

99.94

SKI-1/13 A

m4/1

30.57

0.11

4.15

0.74

3.23

13.14

27.11

3.29

11.91

2.10

0.12

1.10

0.18

0.84

0.15

0.57

0.12

0.24

0.06

0.12

n.a.

1.08

0.26

0.01

101.21

SKI-1/13 A

m4/2

30.35

0.19

6.29

1.10

3.57

11.88

24.63

3.03

10.98

2.12

0.13

1.33

0.18

1.08

0.15

0.76

0.15

0.20

0.14

0.08

n.a.

1.37

0.44

0.00

100.19

SKI-1/13 A

m5/1

30.51

0.08

2.93

0.49

2.65

12.98

27.52

3.27

12.18

2.17

0.21

1.11

0.18

0.89

0.05

0.52

0.12

0.17

0.06

0.09

n.a.

0.69

0.27

0.00

99.14

SKI-1/13 A

m5/2

30.37

0.12

4.14

0.55

2.69

12.80

26.42

3.24

11.92

2.10

0.20

1.31

0.14

0.88

0.15

0.49

0.15

0.18

0.09

0.11

n.a.

0.92

0.36

0.02

99.33

Table S1 (continued)

iii

MONAZITE GEOCHRONOLOGY OF THE KÅFJORD NAPPE, NORWEGIAN ARCTIC CALEDONIDES

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

Table S2: Chemical analyses of monazite with structural formulae recalculated on the basis of 16 oxygens.

Sample name Analysis No

P

Pb

Th

U

Y

La

Ce

Pr

Nd

Sm

Eu

Gd

Tb

Dy

Ho

Er

Tm

Yb

Lu

Fe

S

Ca

Si

Sr

Total X

mon

X

hutt

X

che

X

xno

Eu/Eu*

Y

N

JM-13-6A

mnz1/1

3.94

0.00

0.15

0.02

0.25

0.72

1.53

0.18

0.63

0.10

0.02

0.07

0.01

0.05

0.00

0.03

0.01

0.01

0.01

0.03

0.02

0.23

0.03

n.a.

8.03

0.84

0.01

0.09

0.06

0.67

19492

JM-13-6A

mnz1/2

3.93

0.00

0.15

0.02

0.25

0.73

1.54

0.18

0.64

0.10

0.02

0.06

0.01

0.04

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.06

0.02

0.21

0.04

n.a.

8.04

0.84

0.01

0.09

0.06

0.77

19001

JM-13-6A

mnz4/2

3.97

0.00

0.13

0.02

0.16

0.77

1.62

0.19

0.68

0.11

0.02

0.07

0.01

0.04

0.00

0.02

0.00

0.01

0.00

0.03

0.00

0.14

0.04

n.a.

8.01

0.88

0.01

0.07

0.04

0.57

12161

JM-13-6A

mnz7/1

3.95

0.00

0.14

0.02

0.13

0.72

1.59

0.19

0.72

0.12

0.02

0.08

0.01

0.03

0.00

0.02

0.01

0.00

0.00

0.00

0.02

0.19

0.04

n.a.

8.01

0.87

0.01

0.08

0.03

0.49

10386

JM-13-6A

mnz7/2

3.92

0.00

0.16

0.02

0.12

0.76

1.62

0.19

0.71

0.11

0.02

0.07

0.01

0.03

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

0.02

0.20

0.04

n.a.

8.03

0.87

0.01

0.09

0.03

0.64

8792

JM-13-6A

mnz7/3

3.93

0.01

0.17

0.02

0.24

0.70

1.51

0.18

0.67

0.12

0.02

0.08

0.01

0.04

0.00

0.02

0.00

0.01

0.01

0.00

0.02

0.23

0.04

n.a.

8.03

0.83

0.01

0.10

0.06

0.48

18889

JM-13-6A

mnz13/1

3.92

0.01

0.18

0.02

0.10

0.74

1.59

0.19

0.71

0.12

0.02

0.07

0.01

0.03

0.00

0.01

0.00

0.01

0.00

0.00

0.02

0.24

0.04

n.a.

8.03

0.86

0.01

0.11

0.02

0.49

7321

JM-13-6A

mnz13/2

3.96

0.00

0.15

0.02

0.13

0.73

1.57

0.19

0.69

0.12

0.02

0.07

0.01

0.03

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.01

0.03

0.22

0.03

n.a.

8.01

0.87

0.01

0.09

0.03

0.54

10242

JM-13-6A

mnz13/3

3.94

0.00

0.16

0.02

0.25

0.69

1.50

0.18

0.68

0.12

0.02

0.08

0.01

0.04

0.00

0.02

0.00

0.01

0.01

0.00

0.02

0.22

0.03

n.a.

8.02

0.84

0.01

0.09

0.06

0.58

19136

JM-13-6A

mnz13/4

3.95

0.00

0.15

0.02

0.22

0.70

1.53

0.18

0.68

0.12

0.02

0.08

0.01

0.04

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.02

0.02

0.20

0.03

n.a.

8.02

0.85

0.01

0.09

0.06

0.52

17301

JM-13-6A

mnz14/1

3.95

0.00

0.13

0.02

0.20

0.71

1.55

0.18

0.69

0.12

0.02

0.07

0.01

0.04

0.00

0.02

0.00

0.01

0.01

0.02

0.02

0.20

0.03

n.a.

8.02

0.86

0.01

0.08

0.05

0.64

15554

JM-13-6A

mnz14/2

3.93

0.00

0.14

0.01

0.10

0.73

1.62

0.19

0.72

0.13

0.03

0.08

0.01

0.03

0.00

0.02

0.00

0.01

0.00

0.05

0.01

0.18

0.05

n.a.

8.05

0.88

0.01

0.08

0.03

0.70

7751

JM-13-6A

mnz15/1

3.94

0.00

0.12

0.02

0.19

0.78

1.67

0.18

0.68

0.10

0.01

0.06

0.01

0.04

0.00

0.02

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.13

0.03

n.a.

8.01

0.88

0.01

0.06

0.05

0.52

13958

JM-13-6A

mnz16/1

3.94

0.00

0.13

0.02

0.19

0.76

1.63

0.19

0.69

0.11

0.02

0.06

0.01

0.04

0.00

0.02

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.15

0.04

n.a.

8.02

0.87

0.01

0.07

0.05

0.62

14312

JM-13-6A

mnz16/2

3.93

0.00

0.16

0.02

0.17

0.75

1.61

0.18

0.69

0.10

0.02

0.06

0.01

0.04

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.17

0.05

n.a.

8.02

0.86

0.01

0.08

0.04

0.67

13124

JM-13-6A

mnz16/3

3.94

0.00

0.13

0.02

0.18

0.78

1.62

0.19

0.69

0.10

0.02

0.06

0.01

0.04

0.00

0.02

0.00

0.01

0.00

0.00

0.01

0.16

0.04

n.a.

8.02

0.87

0.01

0.07

0.05

0.67

13560

JM-13-6A

mnz16/4

3.93

0.00

0.14

0.02

0.20

0.76

1.62

0.19

0.69

0.10

0.02

0.06

0.01

0.04

0.00

0.02

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.16

0.04

n.a.

8.03

0.87

0.01

0.08

0.05

0.63

14615

JM-13-6A

mnz18/1

3.94

0.00

0.15

0.02

0.20

0.75

1.59

0.19

0.67

0.11

0.02

0.07

0.01

0.04

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.17

0.04

n.a.

8.02

0.86

0.01

0.08

0.05

0.57

14918

JM-13-6A

mnz18/2

3.93

0.00

0.15

0.02

0.19

0.77

1.62

0.19

0.68

0.11

0.02

0.06

0.01

0.04

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

0.01

0.17

0.04

n.a.

8.03

0.86

0.01

0.08

0.05

0.57

14121

JM-13-6A

mnz18/3

3.94

0.00

0.15

0.02

0.19

0.75

1.60

0.19

0.69

0.11

0.02

0.07

0.01

0.04

0.00

0.02

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.16

0.04

n.a.

8.02

0.86

0.01

0.08

0.05

0.61

14557

JM-13-6A

mnz18/4

3.96

0.00

0.15

0.02

0.20

0.74

1.57

0.19

0.70

0.11

0.02

0.06

0.01

0.04

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

0.00

0.16

0.04

n.a.

8.00

0.86

0.01

0.08

0.05

0.60

15080

SKI-1/13

m1/1

3.82

0.01

0.15

0.04

0.26

0.73

1.55

0.18

0.68

0.12

0.01

0.08

0.01

0.05

0.00

0.02

0.00

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.20

0.14

0.00

8.08

0.84

0.00

0.10

0.06

0.19

15310

SKI-1/13

m1/2

3.86

0.01

0.14

0.04

0.21

0.76

1.60

0.19

0.69

0.12

0.01

0.08

0.01

0.04

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.17

0.10

0.00

8.06

0.86

0.00

0.08

0.05

0.25

12292

SKI-1/13

m2/1

3.95

0.01

0.14

0.04

0.23

0.70

1.53

0.18

0.66

0.12

0.01

0.07

0.01

0.05

0.00

0.03

0.01

0.01

0.00

0.02

n.a.

0.19

0.08

0.00

8.02

0.85

0.00

0.10

0.06

0.16

13911

SKI-1/13

m3/1

3.94

0.00

0.10

0.01

0.20

0.75

1.62

0.19

0.69

0.12

0.01

0.06

0.01

0.04

0.00

0.03

0.01

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.11

0.11

0.00

8.00

0.89

0.00

0.06

0.05

0.22

12400

SKI-1/13

m3/2

3.90

0.00

0.14

0.02

0.26

0.72

1.55

0.18

0.66

0.11

0.01

0.06

0.01

0.04

0.00

0.03

0.01

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.16

0.15

0.00

8.02

0.85

0.00

0.08

0.07

0.30

15741

SKI-1/13

m4/1

contaminated

SKI-1/13

m4/2

3.94

0.01

0.13

0.04

0.22

0.71

1.55

0.19

0.72

0.14

0.01

0.08

0.01

0.05

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.16

0.05

0.00

8.03

0.87

0.00

0.08

0.05

0.17

12703

SKI-1/13

m4/3

4.00

0.00

0.05

0.01

0.20

0.82

1.65

0.19

0.68

0.11

0.01

0.04

0.01

0.04

0.00

0.03

0.01

0.01

0.01

0.00

n.a.

0.09

0.03

0.00

8.00

0.91

0.00

0.05

0.05

0.40

12295

SKI-1/13

m5/1

3.87

0.01

0.17

0.06

0.19

0.73

1.51

0.18

0.67

0.11

0.01

0.06

0.01

0.04

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.14

n.a.

0.20

0.09

0.00

8.10

0.84

0.01

0.10

0.05

0.24

11705

SKI-1/13

m6/1

3.98

0.01

0.14

0.03

0.27

0.71

1.51

0.18

0.65

0.11

0.00

0.06

0.01

0.05

0.01

0.03

0.01

0.01

0.01

0.01

n.a.

0.16

0.05

0.00

7.99

0.85

0.01

0.08

0.07

0.14

16169

SKI-1/13

m6/2

3.95

0.01

0.14

0.03

0.26

0.72

1.53

0.19

0.65

0.11

0.01

0.06

0.01

0.05

0.00

0.03

0.01

0.01

0.01

0.01

n.a.

0.16

0.05

0.00

8.01

0.85

0.01

0.08

0.07

0.22

16004

SKI-1/13

m6/3

3.96

0.01

0.15

0.03

0.23

0.73

1.54

0.18

0.66

0.11

0.01

0.06

0.01

0.04

0.01

0.03

0.01

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.16

0.05

0.00

8.00

0.85

0.01

0.08

0.06

0.31

14195

SKI-1/13

m6/4

3.94

0.01

0.15

0.03

0.23

0.73

1.56

0.19

0.67

0.11

0.01

0.06

0.01

0.05

0.00

0.03

0.01

0.01

0.01

0.01

n.a.

0.17

0.06

0.00

8.02

0.85

0.00

0.08

0.06

0.24

13652

SKI-1/13

m7/1

3.96

0.01

0.13

0.03

0.21

0.72

1.53

0.18

0.66

0.12

0.01

0.07

0.01

0.05

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.12

n.a.

0.15

0.05

0.00

8.05

0.86

0.01

0.07

0.05

0.25

13218

SKI-1/13

m7/2

3.94

0.01

0.14

0.03

0.22

0.71

1.52

0.18

0.66

0.12

0.01

0.07

0.01

0.05

0.00

0.03

0.01

0.01

0.01

0.10

n.a.

0.16

0.06

0.00

8.05

0.86

0.01

0.08

0.06

0.31

13337

SKI-1/13

m8/1

4.02

0.01

0.12

0.03

0.21

0.79

1.56

0.18

0.62

0.09

0.01

0.04

0.00

0.03

0.00

0.03

0.01

0.01

0.01

0.00

n.a.

0.13

0.05

0.00

7.97

0.87

0.01

0.07

0.05

0.29

13236

iv

ZIEMNIAK, KOŚMIŃSKA, PETRÍK, JANÁK, WALCZAK, MANECKI and MAJKA

GEOLOGICA CARPATHICA

, 2019, 70, 6, 494–511

Sample name Analysis No

P

Pb

Th

U

Y

La

Ce

Pr

Nd

Sm

Eu

Gd

Tb

Dy

Ho

Er

Tm

Yb

Lu

Fe

S

Ca

Si

Sr

Total X

mon

X

hutt

X

che

X

xno

Eu/Eu*

Y

N

SKI-1/13

m8/2

3.97

0.01

0.19

0.05

0.27

0.73

1.46

0.17

0.60

0.10

0.01

0.05

0.01

0.04

0.00

0.04

0.01

0.01

0.01

0.00

n.a.

0.21

0.06

0.00

7.99

0.82

0.01

0.11

0.07

0.22

16379

SKI-1/13

m8/3

3.94

0.01

0.19

0.05

0.26

0.77

1.50

0.17

0.60

0.09

0.01

0.04

0.01

0.04

0.01

0.03

0.01

0.01

0.01

0.00

n.a.

0.22

0.07

0.00

8.01

0.82

0.01

0.11

0.06

0.25

15321

SKI-1/13

m9/1

4.01

0.01

0.13

0.04

0.22

0.71

1.51

0.18

0.65

0.12

0.00

0.06

0.01

0.05

0.00

0.03

0.00

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.18

0.06

0.00

7.98

0.85

0.00

0.09

0.06

0.12

13282

SKI-1/13

m9/2

3.98

0.00

0.10

0.02

0.35

0.72

1.49

0.18

0.63

0.11

0.01

0.06

0.01

0.06

0.01

0.04

0.01

0.02

0.00

0.00

0.00

0.18

0.04

0.00

8.02

0.81

0.01

0.09

0.09

0.23

21256

SKI-1/13

m10/1

4.02

0.00

0.09

0.02

0.21

0.76

1.59

0.19

0.68

0.11

0.00

0.06

0.01

0.04

0.00

0.02

0.00

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.11

0.04

0.00

7.98

0.89

0.00

0.06

0.05

0.15

12771

SKI-1/13

m11/1

3.94

0.01

0.13

0.04

0.26

0.74

1.55

0.18

0.66

0.11

0.00

0.06

0.01

0.04

0.00

0.03

0.01

0.01

0.01

0.00

0.00

0.16

0.05

0.00

8.02

0.84

0.01

0.08

0.07

0.15

15121

SKI-1/13

m11/2

3.95

0.01

0.13

0.04

0.26

0.74

1.55

0.18

0.66

0.11

0.00

0.06

0.01

0.04

0.00

0.03

0.01

0.01

0.01

0.00

n.a.

0.16

0.05

0.00

8.02

0.85

0.00

0.08

0.07

0.15

15735

SKI-1/13

m12/1

3.93

0.01

0.17

0.04

0.27

0.70

1.50

0.18

0.66

0.11

0.01

0.07

0.01

0.05

0.00

0.03

0.01

0.01

0.01

0.00

n.a.

0.19

0.08

0.00

8.02

0.83

0.01

0.09

0.07

0.30

16686

SKI-1/13

m12/2

3.97

0.00

0.10

0.02

0.22

0.77

1.61

0.19

0.66

0.11

0.01

0.06

0.01

0.04

0.01

0.03

0.01

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.12

0.05

0.00

8.00

0.88

0.00

0.06

0.06

0.19

13201

SKI-1/13

m12/3

3.94

0.01

0.14

0.03

0.24

0.74

1.57

0.18

0.66

0.11

0.01

0.06

0.01

0.05

0.00

0.03

0.01

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.16

0.07

0.00

8.01

0.86

0.00

0.08

0.06

0.22

14362

SKI-1/13

m13/1

3.98

0.01

0.14

0.03

0.23

0.82

1.54

0.17

0.61

0.09

0.01

0.04

0.01

0.04

0.00

0.03

0.00

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.17

0.05

0.00

7.99

0.85

0.00

0.08

0.06

0.38

13757

SKI-1/13

m13/2

4.01

0.01

0.13

0.04

0.30

0.78

1.47

0.17

0.60

0.09

0.00

0.05

0.01

0.05

0.00

0.03

0.01

0.01

0.01

0.00

n.a.

0.18

0.04

0.00

7.98

0.83

0.00

0.09

0.08

0.18

18468

SKI-1/13A

m1/1

3.98

0.01

0.14

0.04

0.21

0.73

1.55

0.18

0.66

0.11

0.01

0.06

0.01

0.04

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.00

n.a.

0.16

0.05

0.00

7.99

0.86

0.00

0.08

0.05

0.38

12843

SKI-1/13A

m1/2

3.99

0.01

0.14

0.04

0.21

0.72

1.53

0.18

0.66

0.12

0.01

0.06

0.01

0.04

0.00

0.02

0.01

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.19

0.05

0.00

7.99

0.85

0.00

0.09

0.05

0.24

12904

SKI-1/13A

m1/3

3.97

0.01

0.18

0.04

0.28

0.69

1.47

0.18

0.63

0.11

0.01

0.06

0.01

0.05

0.00

0.03

0.01

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.19

0.06

0.00

7.99

0.82

0.01

0.10

0.07

0.36

16879

SKI-1/13A

m1/4

3.99

0.00

0.13

0.03

0.22

0.73

1.57

0.18

0.67

0.11

0.01

0.06

0.01

0.05

0.00

0.03

0.00

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.15

0.04

0.00

7.99

0.87

0.00

0.08

0.05

0.24

13054

SKI-1/13A

m2/1

4.01

0.00

0.10

0.02

0.22

0.72

1.59

0.19

0.69

0.12

0.01

0.06

0.01

0.04

0.01

0.03

0.00

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.11

0.04

0.00

7.97

0.88

0.00

0.06

0.06

0.30

13445

SKI-1/13A

m2/2

4.01

0.01

0.15

0.03

0.21

0.72

1.53

0.18

0.65

0.11

0.01

0.06

0.01

0.04

0.01

0.03

0.00

0.01

0.01

0.00

n.a.

0.15

0.06

0.00

7.97

0.86

0.01

0.08

0.05

0.26

12502

SKI-1/13A

m3/1

4.02

0.00

0.07

0.01

0.19

0.81

1.64

0.19

0.68

0.10

0.01

0.05

0.01

0.03

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.00

n.a.

0.08

0.03

0.00

7.98

0.91

0.00

0.04

0.05

0.41

11276

SKI-1/13A

m3/2

4.02

0.00

0.10

0.02

0.20

0.77

1.59

0.18

0.68

0.11

0.01

0.05

0.01

0.04

0.00

0.02

0.00

0.01

0.01

0.00

n.a.

0.12

0.03

0.00

7.98

0.89

0.00

0.06

0.05

0.26

11902

SKI-1/13A

m3/3

4.00

0.00

0.12

0.02

0.30

0.73

1.49

0.17

0.64

0.11

0.01

0.07

0.01

0.05

0.01

0.03

0.01

0.01

0.00

0.00

n.a.

0.17

0.04

0.00

8.00

0.84 -0.01 0.09

0.08

0.32

18631

SKI-1/13A

m4/1

3.97

0.00

0.14

0.03

0.26

0.74

1.52

0.18

0.65

0.11

0.01

0.06

0.01

0.04

0.01

0.03

0.01

0.01

0.00

0.01

n.a.

0.18

0.04

0.00

8.02

0.85

0.00

0.09

0.07

0.22

16185

SKI-1/13A

m 4/2

3.97

0.01

0.22

0.04

0.29

0.68

1.39

0.17

0.61

0.11

0.01

0.07

0.01

0.05

0.01

0.04

0.01

0.01

0.01

0.01

n.a.

0.23

0.07

0.00

8.00

0.80

0.01

0.11

0.07

0.23

17926

SKI-1/13A

m5/1

4.01

0.00

0.10

0.02

0.22

0.74

1.57

0.18

0.68

0.12

0.01

0.06

0.01

0.04

0.00

0.03

0.01

0.01

0.00

0.01

n.a.

0.12

0.04

0.00

7.98

0.88

0.00

0.06

0.06

0.37

13285

SKI-1/13A

m5/2

4.00

0.01

0.15

0.02

0.22

0.73

1.50

0.18

0.66

0.11

0.01

0.07

0.01

0.04

0.01

0.02

0.01

0.01

0.00

0.01

n.a.

0.15

0.06

0.00

7.99

0.86

0.00

0.08

0.06

0.34

13481

Table S2 (continued)