240
Zprávy o geologických výzkumech v roce 2009 • Česká geologická služba, Praha, 2010 • ISSN 0514-8057
DISTLER, V. V. – KRYACHKO, V. V. – YUDOVSKAJA, M. A. (2008): Ore petrology of chromite-PGE mineralization in the Kempirsai ophiolite complex. – Mineral. Petrology 92, 31–58. ECONOMOU-ELIOPOULOS, M. (1996): Platinum-group element distribution in chromite ores from ophiolite complexes: implications for their exploration. – Ore Geol. Rev. 11, 363–381. GARUTI, G. – ZACCARINI, F. – MOLOSHAG, V. – ALIMOV, V. (1999): Platinum-group minerals as indicator of sulfur fugacity in ophiolitic upper mantle: an example of chromitites of the Ray-Iz ultramafic complex (Polar Urals, Russia). – Canad. Mineral. 37, 1099–1115. GURSKAJA, L. I. – SMELOVA, L. V. – KOLBANCEV, L. P. – LJACHNICKAYA, V. D. – LJACHNICKY, J. S. – ŠACHOVA, S. N. (2004): Platinoids of Cr-bearing massifs of Polar Urals. – St. Peterburg Cartograph. Comp. VSEGEI, 44–115. GURSKAJA, L. I. (1995): Platinum Presence in the Polar Urals. In: ORLOV, V. P. ed.: Platinum in Russia, Committee on Geology and subsurface usage of the Russian Federation, 2, 83–89. – Stock Comp. Geoinformmark, Moscow. KENIG, V. V. – LUKIN, A. A. – OVEČKIN, A. M. – PEREVOZČIKOV, B. V. (2004): Chromitovyje mestorožděnija massiva Raj-Iz (Poljarnyj
Ural). – Sbor. předn. konfer. II. Poljarno-Uralskaja konferencija Poljarnyj Ural. – Strategija osbojenija, Tjumen-Salechard, 74–83. KOJONEN, K. – ZACCARINI, F. – GARUTI, G. (2003): Platinum-group elements and gold geochemistry and mineralogy in the Ray-Iz ophiolitic chromitites, Polar Urals. In: ELIOPOULOS, D. G. ed.: Mineral Exploration and Sustainable Development. – Millpress, Rotterdam, 1, 599–602. PAŠAVA, J. – KNÉSL, I. – VYMAZALOVÁ, A. – GURSKAJA, L. I. – KOLBANCEV, L. R. (2009a): Anomální koncentrace platinoidů v ofiolitových chromitech a Cu rudách vázaných na bazické a ultrabazické horniny Polárního Uralu, Rusko. – Zpr. geol. Výzk. v Roce 2008, 233–235. PAŠAVA, J. – KNÉSL, I. – VYMAZALOVÁ, A. – GURSKAJA, L. I. – KOLBANCEV, L.R. (2009b): PGE in Chromite Ores Hosted by Ophiolitic Upper Mantle: the Centralnoye I Deposit, Polar Urals, Russia. In: WILLIAMS, P. J. et al.ed.: Smart Science for Exploration and Mining, 1, 194–196. – Econ. Geol. Res. Unit, James Cook Univ. Townsville. VOLČENKO, Y. A. (1990): Geochemistry and mineralogy of platinum group elements and gold in ultramafites and chromite ores. In: Structure, evolution and minerogenesis of the Ray-Iz ultramafic massif, 195–206. – Ural Branch Acad. Sci. USSR, Sverdlovsk.
První bezpečně prokázaný předvariský monazit v moldanubiku First found of proved pre-Variscan monazite in Moldanubicum VÁCLAV PROCHÁZKA 1, 2 – PETR RAJLICH 3 – ZUZANA KORBELOVÁ 4 – VIKTOR GOLIÁŠ 1 1
Ústav geochemie, mineralogie a nerostných zdrojů, Přírodovědecká fakulta, Univerzita Karlova v Praze, Albertov 6, 128 43 Praha 2 Ústav skla a keramiky VŠCHT, Technická 5, 166 28 Praha 6;
[email protected] 3 Jihočeské muzeum, Dukelská 1, 370 51 České Budějovice 4 Geologický ústav AV ČR, v. v. i., Rozvojová 269, 165 00 Praha 6 2
(23-13 Tábor)
Variscan and U-poor monazite was found. Thus the leucogranite cannot be interpreted as a Variscan intrusion contaminated with older monazite, and the Cambroordovician monazite ages most likely represent the younger limit of granite formation.
Uranem bohatý monazit v hornině granitového složení, dočasně odkryté v zářezu dálnice poblíž Sudoměřic u Tábora, byl původně zkoumán hlavně díky zajímavým účinkům radioaktivity na okolí (Procházka 2008, 2009). Zároveň je však díky vysokým obsahům U a následně i Pb vhodný pro chemické datování. Již jedna z prvních čtyř kvantitativních mikroanalýz (Procházka 2008) ukázala předvariské stáří.
Geologická situace Key words: monazite, granite/migmatite, electron microprobe, dating, upper Cambrian/lower Ordovician, Moldanubicum Abstract: A deformed leucogranite at Sudoměřice near Tábor contains monazite rich in uranium (2.2–7.1 wt. % UO2) and therefore suitable for electron microprobe dating. In several grains, cores of Cambrian/Ordovocian age were found and verified by control analyses at another laboratory. The pre-Variscan chemical ages range mostly from 474 to 514 Ma (n = 5) and the ages of Variscan overgrowths and small grains prevalently from 294.4 to 319.2 Ma (n = 9); two outlying values (341 and 419 Ma) probably represent mixed ages. The leucogranite contains angular inclusions of a common Moldanubian well foliated biotite paragneiss, in which only
Zkoumané horniny z dnes již neexistujícího odkryvu (ca 800 m v. od Sudoměřic, WGS: 49°30´32.19˝N, 14°40´3.553˝E) popsal Rajlich (2007). V zářezu dálnice byl vedle úlomků hadců (harzburgitů), granátických kvarcitů a pararul obnažen také výchoz provrásněné žíly leukogranitu (označujeme v práci jako neosom) s vysokým obsahem ostrohranných úlomků pararuly (paleosomu; obr. 1, 2). Mladší, převážně povrásové trhliny jsou zvýrazněny sillimanitem. Uvedené rozdělení na paleosom a neosom zde používáme, aniž bychom tím zavrhovali jiné možné interpretace této zajímavé lokality. Rajlich (2007) uvádí též rentgenfluorescenční analýzy paleosomu a neosomu.
Geoscience Research Reports for 2009 • Czech Geological Survey, Prague, 2010 • ISSN 0514-8057
a
b
241
c
Obr. 1. Sudoměřice u Tábora, výchoz v zářezu dálnice. a – brekcie z ostrohranných úlomků rul tmelená leukokratním neosomem ve středu žíly. Rozměry obrázku ca 1,2 × 0,9 m, b – provrásněný okraj žíly, c – detail mladší trhliny, která je hlavně v neosomu zvýrazněna sillimanitem; velikost obrázku 16 × 11,5 cm.
Minerální složení a struktura horniny Tmavý paleosom je podle všeho typickou biotitickou pararulou moldanubika, tvořenou převážně plagioklasem, křemenem a biotitem, s výraznou předintruzivní foliací hlavně díky biotitu (ve výbrusu zaujímá přibližně 15 %, upřesněno obrazovou analýzou). Lze pozorovat i jemné provrásnění. Původní délka zrn dosahuje 2 mm, ale došlo k tektonickému zjemnění hlavně podle ploch rovnoběžných s foliací. Výplň trhlin se ve výbrusu nezachovala. Bazicita plagioklasu podle metody symetrické zóny je An14 nebo An28. Díky zvýšenému obsahu síry v hornině (Rajlich 2007) se vyskytuje i pyrit, obvykle částečně limonitizovaný, avšak jeho rozmístění nemá žádný vztah k tektonickým trhlinám, stejně jako občasná sericitizace plagioklasu. Další opakní akcesorií je grafit. Poměrně hojný je zirkon, vyskytuje se i apatit. Biotit se v místech největšího postižení přeměňuje na sericit, velmi jemný K-živec nebo křemen, nikdy však na chlorit. Po trhlinách proniká i sillimanit. Světlý neosom je tvořen hlavně křemenem, živci, biotitem a sillimanitem. Minerální zrna zpravidla dosahují velikosti do 1,5 mm. Biotit zaujímá jen zhruba 1 %, je slabě usměrněný a tvoří tak nevýraznou foliaci; jen zřídka je alterovaný. Muskovit je vzácný. Plagioklas má podle metody symetrické zóny pravděpodobně bazicitu An7. Sericitizace plagioklasu je nepravidelná a celkově málo intenzivní. V draselném živci se vyskytují velmi jemné perthitické odmíšeniny. Granát je nejhojnější akcesorií a tvoří zrnka o velikosti většinou jen prvních desetin milimetru. Ve výbrusu je bezbarvý a podle semikvantitativních analýz jde o almandin. Sillimanit tvoří hlavně výplně trhlin (obr. 1c), které mohou být i slabě zvrásněné (obr. 2). Monazit tvoří spíše drobnější zrna, jejich délka pouze v jediném případě mírně přesahuje 100 μm, max. průřez 3290 μm2 (upřesněno obrazovou analýzou). Vyskytuje se též zirkon a apatit.
Chemické datování monazitu Nejprve bylo provedeno 12 mikroanalýz monazitu v neosomu na společném pracovišti ČGS a PřF MU v Brně (operátor P. Gadas), na elektronovém mikroanalyzátoru CAMECA SX 100 ve vlnově disperzním módu. Podmínky
Obr. 2. Řez neosomu téměř kolmo na foliaci i na trhliny se sillimanitem.
měření: urychlovací napětí 15 kV, proud svazku 20 nA. Pro Pb, Th a U byly použity jako standardy galenit, „brabantit“ (čeralit) a kovový uran. Dvě nejstarší jádra monazitu podle analýz provedených v Brně byla ověřena kontrolními analýzami v Geologickém ústavu AVČR v Praze (operátor Z. Korbelová), kde bylo též analyzováno další „podezřelé“ jádro a rovněž monazit v paleosomu. Jde rovněž o vlnově disperzní měření na mikrosondě CAMECA SX 100, za těchto podmínek: urychlovací napětí 15 kV (pro Eu-Er 20 kV), proud svazku 40 nA. Pro olovo, thorium a uran byly použity standardy: krokoit, Th-REE sklo, UO2. Chemická stáří monazitu byla vypočítána za předpokladu nulového obsahu obyčejného olova s použitím rozpadových konstant: λ 232Th = 4,9475 . 10–11 rok–1, λ 238U = 1,55125 . 10–10 rok–1 a λ 235U = 9,8485 . 10–10 rok–1.
242
Zprávy o geologických výzkumech v roce 2009 • Česká geologická služba, Praha, 2010 • ISSN 0514-8057
a
b
c Obr. 3. Snímky monazitu z neosomu v odražených elektronech; obrázky jsou složeny ze snímků zaměřených na fáze v okolí (vloženy zmenšené) a ze silně ztmaveného snímku monazitu, v němž jsou rozeznatelné zóny; vyznačeno stáří (Ma) v jednotlivých bodech (kolečka – analýzy v Brně, trojúhelníčky – analýzy v Praze). Zkratky okolních minerálů: Kfs – K-živec, Plg – plagioklas, Grt – granát, Py – pyrit, Kln – polytypy kaolinitu. a – největší zrno ve výbrusu, mezi křemenem a trhlinou vyplněnou hlavně sillimanitem a jílovým minerálem (viz též obr. 4), došlo i ke korozi monazitu a průniku jílového minerálu do něj, b – krystal se složitou zonálností a s tenkým lemem sekundárních fází na straně plagioklasu, c – zonální krystal s jemnými průniky pyritu (dole); tloušťka pyritového lemu s průniky kaolinitu v okolním živci odpovídá doběhu štěpných produktů (viz též Procházka 2008).
Stanovení Th a U v hornině Thorium a uran byly stanoveny na laboratorním gamaspektrometru DCA 2000 (Canberra) s detektorem 75 × 75 mm NaI(Tl) na ÚGMNZ PřF UK. Měření trvající 30 minut bylo prováděno v 0,5l Marinelliho nádobách ve stínění 7 cm Pb, spektra byla vyhodnocena softwarem GENIE 2000. Vzorky byly před měřením co nejtěsněji uzavřeny po dobu čtrnácti dnů, aby se ustavila radioaktivní rovnováha mezi 226 Ra a 214Pb.
Složení, zonálnost a stáří monazitu Všechny analyzované monazity odpovídají v podrobné klasifikaci IMA monazitu(-Ce) (převažuje koncový člen CePO4), pouze jeden analyzovaný bod v neosomu s extrémním obsahem Th odpovídá čeralitu (koncový člen CaTh(PO4)2); vybrané analýzy jsou v tabulce 1. V neosomu velmi proměnlivá příměs čeralitové komponenty způsobuje rozdíly v rozměrech základní buňky a je tak zřejmě hlavní příčinou variability vzájemných poměrů lehčích a těžších vzácných zemin a yttria.
Obr. 4. Monazit z obr. 3a v procházejícím světle; ve výplni trhliny je u monazitu patrné rezavé zbarvení, snad způsobené oxidačním účinkem částic α.
V paleosomu lze sice analýzy rozdělit do dvou skupin lišících se obsahy yttria a těžších vzácných zemin, obě však odpovídají nízkým Th (3,2–4,8 hm. % ThO2) i U (0,21–0,67 hm. % UO2) běžnému složení monazitu v moldanubických pararulách (např. Žáček – Páša 2001; V. Procházka, nepublikovaná data). Stáří monazitu jsou pravděpodobně výhradně variská, vzhledem k nízkému obsahu Pb je více upřesnit nelze. Monazit v paleosomu proto již nebyl podrobněji zkoumán. V neosomu bylo nově analyzováno celkem 16 bodů v sedmi zrnech monazitu. Všechny se vyznačují vysokými obsahy U (2,2–7,1 % UO2). Celkem tři ze sedmi zrn mají jádra s jednoznačně předvariskými hodnotami chemických stáří: 491 ± 81 Ma, 496 ±62 / 477 ± 77 Ma a 513,7 ± 55 / 474 ± 78 Ma (tedy svrchní–střední? kambrium až spodní–střední ordovik); hodnota 419 ± 75 Ma (svrchní silur) z těchto zrn by mohla být směsná (např. ovlivnění analýzy jinou zónou těsně pod povrchem, která není vidět). V odražených elektronech je poměrně tmavé prevariské jádro vždy obklopeno světlou zónou bohatou Th, okraje jsou opět tmavší. Devět variských stáří leží v rozmezí 294,4 ± 58 až 319,2 ± 64 Ma, poněkud odlehlá a možná také směsná je hodnota 341,3 ± 60 Ma. Ve všech případech se stáří snižuje od vnitřních zón k okrajovým. Pozvolné přechody mezi zónami nejsou pozorovány, což ukazuje, že zonálnost nevznikla difuzí, ale rozpouštěním původního monazitu a krystalizací nového. Vzhledem k počtu analýz a přítomnosti nejméně dvou generací nelze datování monazitu zpřesnit statistickými metodami nebo konstrukcí izochron. Chyba v určení prevariských stáří počítaná pro jednotlivé analýzy sice dosahuje až 81 Ma (v neosomu), ale přesto lze analyzované body rozdělit na dvě výrazně oddělené skupiny: ≤ 342 Ma a > 418 Ma. Starší skupina má poněkud nižší obsahy U (2,2–4,7 % UO2) a poměrně vyrovnané Th (4,2–6,9 % ThO2). Z variské populace byly analyzovány převážně poměrně tmavé okraje nebo menší zrnka (6,1–7,1 % UO2 a 1,7–5,6 % ThO2) a pouze jeden bod ve velmi světlé zóně mezi středem a okrajem (2,2 % UO2 a 35,9 % ThO2). Z méně podstatných příměsí je v monazitech neosomu nezanedbatelná příměs Eu a pravděpodobně i As (v paleosomu neanalyzován), jejich obsahy jsou však na hranici
Geoscience Research Reports for 2009 • Czech Geological Survey, Prague, 2010 • ISSN 0514-8057
243
Tabulka 1. Vybrané analýzy (oxidy v hm. % a chemická stáří) monazitu v neosomu (analyzováno v Brně, není-li uvedeno jinak) a paleosomu (analyzováno v Praze) neosom 3 (menší zrno)
neosom 5 (obr. 3b) jádro
neosom 5 jádro (Praha)
neosom 5 okraj
neosom 7 (obr. 3c) jádro
neosom 7 jádro (Praha)
neosom 7 okraj
paleosom 5 paleosom 7
P 2O5
30,05
30,55
30,35
30,15
29,69
29,97
30,28
29,90
29,61
SiO2
0,19
0,21
0,12
0,19
0,18
0,11
0,16
0,12
0,29
ThO2
2,27
4,81
4,24
2,67
5,95
6,94
2,92
4,10
3,96
UO2
7,08
4,67
4,72
7,12
4,15
3,12
6,68
0,47
0,67
PbO
0,33
0,35
0,43
0,35
0,39
0,36
0,31
0,09
0,07
CaO
1,87
2,01
2,15
1,97
2,12
2,21
1,95
1,00
0,89
FeO
0
0
0
0,14
Y 2O3
2,86
2,64
2,81
3,52
2,39
2,53
2,64
3,84
0,83
0,56
La2O3
10,30
10,43
10,19
10,33
11,91
12,27
12,84
12,61
13,97
Ce2O3
24,16
24,22
28,12
24,25
25,18
29,58
25,67
30,66
33,82
Pr2O3
2,91
2,80
2,79
2,88
2,64
2,36
2,59
2,88
3,12
Nd2O3
10,91
11,23
6,42
10,48
9,76
5,08
9,46
7,14
7,34
Sm2O3
2,70
2,75
2,40
2,47
2,04
1,36
2,02
1,90
1,62
Eu2O3
0,20
0,20
0,02
0,23
0,02
0
0
0
0
Gd2O3
1,99
1,83
1,66
1,99
1,53
1,33
1,57
1,47
0,93
0,10
0,02
0,09
Tb2O3
0,10
Dy2O3
1,20
1,08
0,75
1,33
0,86
0,66
0,88
0,70
0,31
Er2O3
0,24
0,19
0,24
0,23
0,11
0,21
0,18
0,28
0,13
As2O5
0,05
0,08
0,07
0,04
celkem
99,85
100,05
100,72
99,67
97,23
97,59
stáří (Ma) chyba (Ma)
97,51
0,05 98,18
100,75
309,4
419
513,7
301,4
477
496,2
296,3
61
75
55
58
77
62
60
měřitelnosti; někdy je významné i Fe. Neměřitelně nízké obsahy S a Al mají monazity paleosomu a neosomu společné. Dřívější analýzu, která indikovala ordovické stáří monazitu 478,5 Ma (Procházka 2008), se bohužel nepodařilo lokalizovat, takže není jasné, jestli jde o čtvrté jednoznačně předvariské jádro v témže výbrusu či nikoliv. Výsledky gamaspektrometrie jsou v tabulce 2. Podle očekávání má neosom nízký poměr Th/U. Celkový obsah U je však v neosomu nižší než v paleosomu, což lze vysvětlit menším objemem monazitu.
Diskuse Rozpouštění původního monazitu za vzniku lemů bohatších Th je uváděno z metamorfovaných hornin (Zhu – O’Nions 1999) i jako důsledek parciálního tavení (Watt 1995). Zmínek o výskytu tzv. zděděných stáří monazitu, tzn. dvě nebo více populací výrazně odlišných stáří ve vyvřelé nebo silně metamorfované hornině, je však i ve světové literatuře poměrně málo (Suzuki et al. 1994, Martins et al. 2009) a z moldanubika šlo – pokud je autorům známo – až dosud jen o problematická ojedinělá data (Procházka 2008).
355,7
261
150
132
Tabulka 2. Obsahy Th a U (ppm) v paleosomu a neosomu prvek Th (podle 212Pb) U (podle
234
Th)
eU Ra (podle
214
Pb)
paleosom
neosom
14,3
3,5
7,2
4,2
5,7
3,9
Na druhé straně předvariská stáří zirkonu nejsou v moldanubiku žádnou vzácností a díky iontové mikrosondě byla dokonce zjištěna i v granitu typu Weinsberg (Friedl et al. 2004). Monazit – včetně systému Th-U-Pb – může být zachován, podobně jako zirkon, např. v peraluminické granitové tavenině až do teplot přes 800 °C (Montel 1993, Cherniak et al. 2003). Obtížně však lze předvídat odolnost obou minerálů při metamorfóze a parciálním tavení, kdy má značný význam fluidní fáze, resp. prvotní tavenina, jejíž složení se může od výsledného magmatu lišit velmi výrazně. Rozpouštění a opětovná krystalizace monazitu se ztrátou původního radiogenního olova mohou být velmi nenápadné – dokonce ani nemusí výrazně ovlivnit zonálnost koncentrací např. U a Th (Grew et al. 2008). Podle názoru již publikovaného prvním autorem (Procházka 2009, 2010) se na snadném zániku (nebo smazání
244
Zprávy o geologických výzkumech v roce 2009 • Česká geologická služba, Praha, 2010 • ISSN 0514-8057
stáří) původního prevariského monazitu významně podílela i jeho asociace se sekundárními fázemi jako např. kaolinit, které zpravidla vytvořily lem kolem monazitu bohatého U díky jeho radioaktivitě (obr. 3c) a které za zvýšené teploty při variské metamorfóze uvolnily poměrně značné množství vody, popř. i síry v malém objemu. Na druhé straně zřejmě není náhodou, že zbytky prevariského monazitu se zachovaly právě v neosomu, hornině s velmi suchou minerální asociací. Možnost, že by neosom byl variskou granitoidní intruzí, je prakticky vyloučena. V magmatu by se v takovém případě musely na jedné straně zachovat starší monazity a na druhé straně žádné identifikovatelné projevy kontaminace, především materiálem z paleosomu včetně monazitu chudého uranem. Kambro-ordovické stáří monazitu tak zřejmě představuje nejpozdější možnou dobu, kdy vznikl současný geologický vztah paleosomu a neosomu. Kambrické až ordovické hodnoty radiometrických stáří ostatně nejsou ničím zvláštním ani v moldanubických ortorulách (např. choustnická – 459 ± 10 Ma, Rb-Sr, Rajlich et al. 1992; hlubocká – 508 Ma, zirkon, Vrána a Kröner 1995).
Závěr V monazitu migmatitické granitoidní horniny (agmatitu) v. od Sudoměřic byla zjištěna prevariská jádra se stářím v rozmezí střední kambrium až spodní silur (převážně svrchní kambrium/spodní–střední ordovik, silurské stáří by mohlo být směsné). Podobně jako variská generace mají tyto monazity vysoký obsah U, který je v souladu s nízkým poměrem Th/U v hornině a zároveň představuje významný rozdíl od monazitu běžných moldanubických pararul, včetně ostrohranných uzavřenin pararuly ve zkoumaném granitoidu. Poděkování. Práce byla podpořena Správou úložišť radioaktivních odpadů (objednávka č. 087/2009), z prostředků Jihočeského muzea v Českých Budějovicích na vědu a výzkum a Výzkumného záměru MSM0021620855. Za konstruktivní připomínky k textu děkujeme RNDr. S. Vránovi.
Literatura CHERNIAK, D. J. – WATSON, E. B. – GROVE, M. – HARRISON, T. M. (2003): Pb diffusion in monazite: A combined RBS/SIMS study. – Geochim. cosmochim. Acta 68/4, 829–840. FRIEDL, G. – FINGER, F. – PAQUETTE, J.-L. – QUADT, A. – MCNAUGHTON, N. J. – FLETCHER, I. R. (2004): Pre-Variscan geological events in the Austrian part of the Bohemian Massif deduced from U-Pb zircon ages. – Int. J. Earth. Sci. (Geol. Rdsch.) 93, 802–823. GREW, E. S. – YATES, M. G. – WILSON, C. J. L. (2008): Aureoles of Pb(II)-enriched feldspar around monazite in paragneiss and anatectic pods of the Napier Complex, Enderby Land, East Antarctica: the roles of dissolution-reprecipitation and diffusion. – Contr. Mineral. Petrology 155, 363–378. MARTINS, L. – VLACH, S. R. F. – ASSIR JANASI, V. (2009): Reaction microtextures of monazite: Correlation between chemical and age domains in the Nazaré Paulista migmatite, SE Brazil. – Chem. Geol. 261, 271–285. MONTEL, J. M. (1993): A model for monazite/melt equilibrium and application to the generation of granitic magmas. – Chem. Geol. 110, 127–146. PROCHÁZKA, V. (2008): Monazit v některých horninách moldanubika a centrálního masívu a účinky jeho radioaktivity. – Sbor. Jihočes. Muz. v Čes. Budějovicích, Přír. Vědy 48, 33–43. PROCHÁZKA, V. (2009): Phase changes initiated by natural radioactivity in crystalline rocks and their implications. – Geochim. cosmochim. Acta 73/13 (S1), A 1055 (abstrakt). PROCHÁZKA, V. (2010): Problemoj interpreti radiometrian datadon de metamorfitaj rokajoj: la bohemia masivo kiel ekzemplo (diskute). – Geol. Int. 11, 18–26. RAJLICH, P. (2007): Český kráter. – Sbor. Jihočes. Muz. v Čes. Budějovicích, Přír. Vědy 47, Suppl., 114 s. RAJLICH, P. – PEUCAT, J. – KANTOR, J. – RYCHTÁR, J. (1992): Variscan shearing in the Moldanubian of the Bohemian Massif: deformation, gravity, K-Ar and Rb-Sr data for the Choustník prevariscan orthogneiss. – Jb. Geol. Bundesanst. 135/2, 579–595. SUZUKI, K. – ADACHI, M. – KAJIZUKA, I. (1994): Electron microprobe observations of Pb diffusion in metamorphosed detrital monazites. – Earth Planet. Sci. Lett. 128, 391–405. VRÁNA, S. – KRÖNER, A. (1995): Pb-Pb zircon age for tourmaline alkalifeldspar orthogneiss from Hluboká nad Vltavou in southern Bohemia. – J. Czech Geol. Soc. 40/1–2, 127–131. WATT, G. (1995): High-thorium monazite-(Ce) formed during disequilibrium melting of metapelites under granulite-facies conditions. – Mineral. Mag. 59, 735–743. ZHU, X. K. – O’NIONS, R. K. (1999): Zonation of monazite in metamorphic rocks and its implications for high temperature thermochronology: a case study from the Lewisian terrain. – Earth Planet. Sci. Lett. 171/2, 209–220. ŽÁČEK, M. – PÁŠA, J. (2001): Geochemický výzkum v rámci 1. etapy vyhledávání testovacích polygonů v oblasti melechovského masívu. – MS GEOMIN, Jihlava.
