SCIENTIAE ACTA GEOLOGICAE MUSEI MORAVIAE. Edited by Stanislav Houzar MORAVSKÉ ZEMSKÉ MUZEUM BRNO 2018

Transkript

1 SCIENTIAE GEOLOGICAE ACTA MUSEI MORAVIAE Edited by Stanislav Houzar MORAVSKÉ ZEMSKÉ MUZEUM BRNO 2018

2 ISSN Moravské zemské muzeum, Brno 2018

3 ISSN Acta Mus. Moraviae, Sci. geol. CIII (2018): 1, 3 16, 2018 PETROGRAFIE A MINERALOGIE KRUPNÍKOVÉHO TĚLESA NA LOKALITĚ BISCHOFSGRABEN U SOBOTÍNA (HRUBÝ JESENÍK) PETROGRAPHY AND MINERALOGY OF A SOAPSTONE BODY AT THE LOCALITY BISCHOFSGRABEN NEAR SOBOTÍN (HRUBÝ JESENÍK MTS.) JIŘÍ ZIMÁK & ZUZANA JURÁNKOVÁ Abstract Zimák, J. & Juránková, Z., 2018: Petrografie a mineralogie krupníkového tělesa na lokalitě Bischofsgraben u Sobotína (Hrubý Jeseník). Acta Mus. Morav., Sci. Geol., 103, 1, 3 16 (with English summary). Petrography and mineralogy of a soapstone body at the locality Bischofsgraben near Sobotín (Hrubý Jeseník Mts.) The Sobotín Massif is mainly composed of amphibolite and amphibole gneisses and less of greenschists, metahornbledites and sporadically serpentinites. Soapstone bodies are characteristic for the Sobotín Massif. Soapstone used to be extracted from the Smrčina quarry (near Sobotín) and the Zadní Hutisko quarry (near Vernířovice) that are known as mineralogically important localities nowaday. The aim of the paper is petrographical and mineralogical description of a little soapstone body exposed in central part of the Sobotín Massif at Bischofsgraben locality. Structure of the body shows remarkable symetrical zonality. Three major zones can be distinguished in direction from the center to the margin of the body: talc schist actinolite schist chlorite schist. There are transition zones among mentioned rock types. Typical soapstone (talc + dolomite) occuring at Smrčina and Zadní Hutisko localities has not been discovered at Bischofsgraben locality. Soapstone is apparently part of this body but it has not been observed in situ. Chromite is abundant accessory mineral of the soapstone body. Studied soapstone body probably developed as a result of hydrothermal alteration of hornblendite (metahornblendite). Key words: Silesicum, chlorite schist, actinolite schist, talc schist, soapstone, chromite. Jiří Zimák: Department of Geology, Faculty of Science, Palacký University, 17. listopadu 12, Olomouc; jiri.zimak@upol.cz. Zuzana Juránková: Department of Geology, Faculty of Science, Palacký University, 17. listopadu 12, Olomouc; jurankova.z@gmail.com 1. ÚVOD Sobotínský masív je kromě dominantních amfibolitů (lokálně retrográdně přeměněných na zelené břidlice) a amfibolických rul, jejichž protolitem jsou gabroidní a dioritoidní horniny, tvořen také metamorfovanými ultramafity, reprezentovanými zde metahornblen - dity, serpentinity, epidot-amfibolickými břidlicemi, chloritickými břidlicemi, akti no lickými a tre molitickými břidlicemi a též mastkovými břidlicemi, včetně krupníků (KRETSCHMER 1911, POUBA 1969, FIALA et al. 1980, PŘICHYSTAL NOVOTNÝ 1999, ZIMÁK 1999). Zajímavým fenoménem sobotínského masivu jsou tzv. krupníková tělesa víceméně čočkovitého tvaru o mocnosti řádově až v desítkách metrů. Tato tělesa mají výraznou zonální stavbu: jejich centrální část je tvořena krupníkem (dominantními minerály jsou mastek a dolomit) a mastkovou břidlicí, směrem k okraji přecházející do zóny aktinolitické (příp. tremoli - 3

4 tické) břidlice, vnější zóna má charakter chloritické břidlice (KRETSCHMER 1911, ZIMÁK et al. 2002). V 18. a 19. století bylo šest krupníkových těles sobotínského masivu otevřeno lomy, těžený krupník byl využíván například ke zhotovování cihel pro železárny (v Sobotíně i jinde) a na kamenické práce (žlaby, schody, dveřní a okenní rámy, sloupky, náhrobky) KRETSCHMER (1911), podrobně GÁBA (1989). Dvě největší z těchto těles (nejen na Sobotínsku, ale i v rámci celé ČR) mají status přírodní památky (PP Smrčina u Sobotína a PP Zadní Hutisko u Vernířovic). V tomto článku je mineralogicky zhodnoceno krupníkové těleso vystupující na lokalitě s původním označením Bischofsgraben. 2. CHARAKTERISTIKA LOKALITY VČETNĚ HISTORIE VÝZKUMU KRETSCHMER (1911) uvádí, že výskyt mastkové břidlice v Bischofsgrabenu je již dlou ho znám a že z něj pochází mnoho pěkných vzorků tvořených sněhobílým, světle trávově zeleným nebo růžově červeným jemně šupinkovitým mastkem, do nějž zarůstají 5 až 8 cm dlouhé sloupce smaragdově zeleného aktinolitu, uspořádané do radiálně paprsčitých svazků, připomínajících ledové květy. KRUŤA et al. (1967) v zásadě přebírá údaje publikované KRETSCHMEREM (1911), upřesňuje však polohu lokality (úvoz zhruba 1200 m jjv. od kostela v Sobotíně) a doplňuje hodnocení mineralogických poměrů sdělením, že se v tomto krupníkovém tělese vyskytují také výhradně aktinolitové partie, slo - žené z je hličkovitých agregátů s paprsčitou stavbou, a že aktinolit z lokality Bischofsgraben vykazuje světlejší zelené zbarvení ve srovnání s aktinolitem z klasické krupníkové lokality Storchberg (nyní Smrčina). Mineralogicky nebo petrograficky nebyla lokalita Bischofsgraben nikdy studována. Pokud je zmiňována v jiných než v obou výše citovaných publikacích, pak jsou v různém rozsahu přebírány Kretschmerovy údaje. Nutno poznamenat, že GÁBA (1989) pro lokalitu zavádí český název Biskupský důl, který však vzhledem k charakteru lokality (viz níže) není příliš vhodný. Poloha lokality Bischofsgraben je schematicky znázorněna na obr. 1, v němž je vyznačeno i krupníkové těleso na Smrčině. Krupníkové těleso na lokalitě Bischofsgraben vystupuje v již několik desetiletí neužívané úvozové cestě, původně směřující od jižního okraje Sobotína sv. směrem pod kótu Březina (706 m), avšak počáteční úsek této cesty Obr. 1. Geografická pozice lokality Bischofsgraben a Smrči na (označeno hvězdičkami). Fig. 1. Geographic position of localities Bischofs - graben and Smrčina (marked with stars). 4

5 v délce cca 250 m již neexistuje (je zde louka). Od místní komunikace vedoucí nad pravým břehem Klepáčovského potoka, z níž zmiňovaná úvozová cesta původně vycháze - la, je krupníkové těleso vzdáleno cca 500 m. GPS souřadnice lokality Bischofsgraben: N , E Současný stav lokality Bischofsgraben je zřejmý z obr. 2. Krupníkové těleso vystupuje ve dně úvozové cesty. Bez provedení výkopu či jiných technických prací nelze posoudit jeho morfologii, rozměry, ani prostorovou orientaci. Evidentní je však jeho zonální stavba. Ve střední části profilu vystupuje mastková břidlice, zastižená ve dně úvozu v ne pravé mocnosti cca 50 cm. Takřka monominerální mastková břidlice šedobílé nebo jemně nazelenalé barvy tvoří centrální část, směrem k okrajům se v hornině objevují dlouhé sloupce či stébla zeleně zbarveného amfibolu (aktinolitu). V této zóně jsou přítomny aktinolitové agregáty připomínající již zmiňované ledové květy (obr. 3). Akti - nolit-mastková břidlice přechází do cca 30 cm mocné zóny, v níž je dominantním mi - nerálem tmavě zelený aktinolit. Hornina této zóny petrograficky odpovídá aktinolitické břidlici, tvořené až 6 cm dlouhým sloupci amfibolu, seskupenými do vějířovitých agregátů, které se navzájem prorůstají; některé partie této horniny však mají charakter jemně jehličkovitých agregátů s radiálně paprsčitou stavbou. Nepravá mocnost aktinolitické břidlice je cca 30 cm. Aktinolitická břidlice směrem k okraji tělesa přechází do zóny černozelené, jemně šupinkovité chloritické břidlice s výraznou plošně paralelní texturou. Délka výchozu celého krupníkového tělesa ve dně úvozu je něco přes 1 m. Jeho okolí tvoří amfibolit. Obr. 2. Lokalita Bischofsgraben sou - časný stav (říjen 2017). Foto: J. Zimák. Fig. 2. Locality Bischofsgraben current state (October 2017). Photo: J. Zimák. 5

6 Všechny výše uvedené typy hornin lze v podobě fragmentů najít i v bezprostředním okolí výchozu, velmi pravděpodobně jde o materiál z výkopu zmiňovaného KRETSCHME- REM (1911), případně o pozůstatky po aktivitě sběratelů v pozdějších obdobích. Nutno zmínit, že mezi horninovými úlomky byla nalezena i mastková břidlice s ojedinělými dutinkami, patrně po vylouženém dolomitu, případně magnezitu (na základě analogie s hor ninami jiných krupníkových těles na Sobotínsku). Pro Sobotínsko typický krupník s hojným karbonátem však na lokalitě Bischofsgraben nebyl zjištěn. Obr. 3. Aktinolit-mastková břidlice s paprsčitě uspořá da - nými stébly aktinolitu. Vzorek ze sbírek Vlasti věd - ného muzea v Olomouci (sběr P. Novotný). Šíř ka snímku cca 95 mm. Foto: Z. Juránková. Fig. 3. Actinolite-talc schists with radially arranged aktinolite straws. The sample from collections of the Regional Museum in Olomouc (coll. P. Novotný). Width of the photo ca. 95 mm. Photo: Z. Jurán - ková. 3. METODY Terénní práce na lokalitě Bischofsgraben byly ukončeny v období přípravy rukopisu tohoto článku, většina studovaných vzorků však byla odebrána prvním z autorů již v letech 1972 až Z reprezentativních vzorků byly zhotoveny leštěné výbrusy (převážně J. Povolným, PřF MU Brno), které byly vyhodnoceny v procházejícím i odraženém světle za použití standardního polarizačního mikroskopu. Struktura hornin byla posuzována i na základě BSE obrazu. Chemické složení vybraných minerálů bylo studováno metodou EDX na přístroji CamScan s připojeným EDX analyzátorem Link AN (analytik V. Vávra, PřF MU Brno) a metodou WDX pomocí elektronového mikroanalyzátoru Cameca SX100 (analytik P. Gadas, PřF MU Brno). Všechny údaje o chemismu minerálů uvedené v tomto článku jsou založeny jen na WDX analýzách (EDX analýzy jsou méně přesné, jejich výsledky nejsou v rozporu s daty získanými ve WDX modu). Výsledky reprezentativních WDX analýz amfibolů, chloritů, mastku, flogopitu a chromitu jsou uvedeny v tab. 2 až 4. V případě amfibolů byly hodnoty apfu vypočteny na bázi 23 atomů kyslíku, poměr mezi Fe 3+ afe 2+ byl kalkulován na základě T + C = 13. Údaje o chemismu horninových vzorků byly získány pomocí XRF analyzátoru DELTA- PREMIUM v laboratořích firmy URGA, s.r.o. se sídlem v Olomouci (použitou metodiku popisuje ZIMÁK et al. 2016). 6

7 Tabulka 1. Chemismus hornin krupníkového tělesa, XRF analýza (celkové železo uvedeno jako FeO, n = počet vzorků, x = průměr). Table 1. Chemical composition of rocks of the soapstone body, XRF analysis (total iron is presented as FeO, n = number of samples, x = average). 4. CHEMISMUS HORNIN KRUPNÍKOVÉHO TĚLESA Petrografická povaha hornin krupníkového tělesa je dána kvantitativním poměrem tří hlavních horninotvorných minerálů: mastku (Tlc), klinoamfibolu odpovídajícího aktinolitu až tremolitu (dále jen Ac) a chloritu (Chl). Kromě anchimonominerální Tlc-břidlice, Ac-břidlice a Chl-břidlice jsou zde přítomny přechodné horninové typy s různým poměrem Tlc/Ac a také Ac/Chl. Rozdíly v chemickém složení Tlc, Ac a Chl jsou podstatné, a proto existují i zásadní rozdíly v chemismu tří výše uvedených hlavních typů hornin. Výsledky XRF analýz hornin jsou sumarizovány v tab. 1, obsahy hlavních složek jsou vyjádřeny formou Harkerova diagramu (obr. 4). V souboru 24 analyzovaných vzorků jsou zastoupeny vedle hornin s výraznou dominancí jednoho ze tří uvedených minerálů i horniny přechodného nerostného složení. To se týká zejména mastkové břidlice, zahrnující jak Tlc-břidlici, tak i Ac-Tlc-břidlici, a také souboru s označením aktinolitická břidlice, v němž převažuje Ac-břidlice (9 vzorků), zastoupena je i na lokalitě hojná Tlc-Ac-břidlice (jde o tři vzorky s relativně vysokými obsahy SiO 2 v rozpětí cca 55 až 58 hm. % viz obr. 4). Z dat v tab. 1 a zejména z obr. 4 je zřejmý výrazný růst obsahu SiO 2 ve směru od okraje do centra krupní - kového tělesa (tj. od Chl-břidlice přes Ac-břidlici po Tlc-břidlici). Druhou hlavní složkou je MgO, jehož obsah je relativně nízký v Ac-břidlici, relativně vysoký v Tlc-břidlici. Zvýšené obsahy Al 2 O 3 a FeO vykazuje Chl-břidlice. Relativně vysoký obsah CaO má Ac-břidlice a také Tlc-Ac-břidlice i Ac-Tlc-břidlice. Tyto poznatky jsou zcela v souladu s nerostným složením jednotlivých horninových typů. 7

8 Tabulka 2. Reprezentativní WDX analýzy mastku, chloritu a flogopitu (hornina: 1 až 5 = aktinolitmastková břidlice, 6 = aktinolit-chloritická břidlice, 7 až 10 = chloritická břidlice). Table 2. Representative WDX analyses of talc, chlorite and phlogopite (rock: 1 to 5 = actinolite-talc schist, 6 = actinolite-chlorite schist, 7 to 10 = chlorite schist). 8

9 Tabulka 3. Reprezentativní WDX analýzy amfibolu (hornina: 11 a 12 = aktinolitická břidlice, 13 a 14 = aktinolit-mastková břidlice, 15 a 16 = chloritická břidlice). Table 3. Representative WDX analyses of amphibole (rock: 11, 12 = actinolite schist, 13, 14 = actinolite-talc schist, 15, 16 = chlorite schist). 9

10 Tabulka 4. Reprezentativní WDX analýzy chromitu (hornina: 17 až 20 = aktinolit-mastková břidlice). Table 4. Representative WDX analyses of chromite (rock: 17 to 20 = actinolite-talc schist). Obr. 4. Harkerův diagram pro horniny krup ní ko vého tělesa. Fig. 4. Harker diagram for rocks of the soapstone body. 5. MINERALOGIE KRUPNÍKOVÉHO TĚLESA Typická Tlc-břidlice šedobílé nebo jemně nazelenalé barvy má lepidoblastickou struktu - ru, šupinky mastku bývají víceméně paralelně uspořádány, někdy však vytváří vějířovité agregáty, jindy se jejich rozmístění v hornině jeví jako zcela chaotické. Velikost jednotlivých šupinek je zpravidla pod 1 mm, v některých vzorcích nazelenalé Tlc-břidlice byly zjištěny mírně zprohýbané lupeny velké až 6 mm. Výsledky reprezentativních WDX analýz mastku jsou uvedeny v tab. 2. Amfibol přítomný v horninách krupníkového tělesa tvoří tmavě zelené stébelnaté nebo jehlicovité krystaly, v Ac-břidlici často uspořádané do vějířovitých agregátů. Do vějířů seskupené sloupce amfibolu v Tlc-Ac-břidlici připomínají již výše zmíněné ledové květy. Ve srovnání s amfiboly v Ac-břidlici se stébelnaté amfiboly v Ac-Tlc nebo Tlc-Ac břidlici jeví jako světlejší. Je možné, že tento rozdíl není způsoben vlastním zbarvením amfibolu, ale 10

11 souvisí s výrazně vyšší transparentností stébel amfibolu v Ac-Tlc nebo Tlc-Ac břidlici (amfiboly jsou průsvitné, pozorovanou barvu ovlivňuje šedobílý mastek v jejich okolí). Délka jednotlivých amfibolových stébel je běžně do 4 cm, výše uvedených 6 cm představuje extrém. Omezení amfibolu je převážně hypautomorfní, na sloupcích amfibolu bývají dobře vy vi - nuty plochy tvarů {110} a někdy i {010} (příčné řezy sloupci mají charakter kosočtverce nebo šestiúhelníku). Ve výbrusech amfibol vykazuje jen slabý pleochroismus (X = bezbarvý, Z = jemně nazelenalý). Z výsledků WDX analýz je zřejmé, že amfibol složením odpovídá převážně aktinolitu až tre molitu (tab. 3, obr. 5). Amfiboly přítomné v břidlicích s vysokým podílem mastku mají poněkud nižší obsahy Fe než amfiboly v Ac-břidlicích nebo Chl-břidlicích. WDX analýza - mi bylo v amfibolech z Tlc-břidlice a Ac-Tlc-břidlice stanoveno 5,58 až 6,09 hm. % FeO tot, v amfibolech z Ac-břidlic nebo Chl-břidlic 5,92 až 8,20 hm. % FeO tot. Amfiboly obou skupin hornin se však zásadně liší poměrem Fe 2+ a Fe 3+. Hodnota poměru Fe 2+ /Fe 3+ pro amfiboly z Tlc-břidlice a Ac-Tlc-břidlice je 8,3 až 34,5, pro amfiboly z Ac-břidlic a Chl-břidlic 0,9 až 1,8. Chemická nehomogenita některých individuí amfibolu v Chl-břidlici se projevuje v BSE obrazu tmavším zbarvením centrální částí krystalu ve srovnání s jeho okrajem. Tuto nehomogenitu dokumentují výsledky analýz č. 15 a 16 v tab. 3: centrální část krystalu složením odpovídá aktinolitu (č. 15), okrajová zóna magneziohornblendu (č. 16). Chlorit tvoří tmavě zelené až černozelené šupinky o velikosti převážně do 2 3 mm, v Ac-Chl a Chl-Ac břidlici bývají přítomny i větší, silně zprohýbané lupeny chloritu. Chlorit je pleochroický (bezbarvý jemně nazelenalý). Jeho chemické složení odpovídá klinochloru (reprezentativní analýzy jsou v tab. 2), ve starší klasifikaci MELKY (1965) jde rovněž o klinochlor, případně o chlorit na rozhraní klinochlor/ripidolit (obr. 6). V chloritu přítomném v horninových partiích s chromitem byly zaznamenány zvýšené obsahy chromu (až 2,81 hm. % Cr 2 O 3, 0,22 Cr apfu). Obr. 5. Amfiboly z lokality Bischofsgraben a dal - ších krupníkových těles sobotínského masi - vu v kla si fikačním diagramu podle LEAKE- HO (1978). Fig. 5. Amphiboles from the locality Bischofsgraben and other soapstone bodies of the So botín Massif in classification diagram by LEAKE (1978). Obr. 6. Chlority z lokality Bischofsgraben v klasifi - kač ním diagramu podle MELKY (1965). Fig. 6. Chlorites from the locality Bischofsgraben in classification diagram by MELKA (1965). 11

12 Na složení hornin krupníkového tělesa se v jen nepatrném množství může podílet křemen, přítomný v podobě drobných xenomorfních zrn. Relativně hojný je pouze v některých vzorcích Ac-Tlc břidlice. V Chl-břidlici se někdy jako akcesorie až vedlejší složka vyskytuje flogopit, tvořící jednotlivé šupinky o velikosti do 0,5 mm, makroskopicky v hornině nerozlišitelné. Šupinky flogopitu jsou nepravidelně rozptýleny v agregátech chloritu (obr. 7), zpravidla jsou postiženy alteracemi (chloritizace, baueritizace). Výsledky dvou WDX analýz flogopitu jsou sou - částí tab. 2, z níž je zřejmý deficit draslíku (jako důsledek sekundárních přeměn) a výrazná pře vaha Mg nad Fe hodnota poměru Mg/(Mg+Fe 2+ ) je v případě obou bodových analýz 0,79. Obr. 7. Šupiny flogopitu v chlo ri tické bři dli ci (BSE, šířka snímku 1,8 mm, foto P. Ga das). Fig. 7. Phlogopite scales in chlorite schist (BSE, width of the pho - to 1,8 mm, photo P. Gadas). Běžnými akcesoriemi hornin krupníkového tělesa jsou chromit, apatit, TiO 2 -minerál (podle morfologie patrně rutil), ilmenit a zirkon (v uvedeném pořadí se snižuje jejich kvantita), přítomen je i Fe-oxid (patrně magnetit nebo martitizovaný magnetit). Uvedené minerály byly identifikovány na základě WDX analýz, případně EDX spektra (drobné rozměry zrn nebo nevhodné řezy často neumožňovaly provedení WDX analýz s reprezentativním výsledkem). V Tlc-břidlici byla v reliktech zjištěna fáze, obsahující z prvků stanovitelných metodou EDX či WDX jedině Mg. Lze předpokládat, že jde o magnezit. Obr. 8. Zrna chromitu v aktinolitmastkové břidlici (BSE, šíř - ka snímku 0,12 mm, foto P. Gadas). Fig. 8. Chromite grains in aktinolite-talc schist (BSE, width of the photo 0,12 mm, photo P. Gadas). 12

13 Chromit je nejhojnější ze všech uvedených akcesorií, zjištěn byl ve všech horninových typech tvořících krupníkové těleso. Tvoří drobná zrna o velikosti zpravidla do 0,02 mm, jejich průřezy jsou převážně hypautomorfní nebo xenomorfní (obr. 8). Výsledky WDX analýz chromitu jsou uvedeny v tab. 4, graficky vyjádřeny na obr. 9. Obr. 9. Chromit z Bischofsgrabenu a dalších lokalit sobo tín - ské ho masivu v klasifikačním diagramu pro Cr-spi ne - lidy. Fig. 9. Chromite from Bischofsgraben and other localities of the Sobotín Massif in classification diagram for Cr-spinelides. Trhliny v Ac, Tlc-Ac nebo Ac-Tlc-břidlici bývají vyplněny amfibolovým azbestem, jehož paralelně orientovaná vlákna dosahují délky i přes 1 cm. Azbest je šedozelený, je výrazně světlejší než amfibol v okolní hornině. Složení azbestu je velmi podobné chemismu amfibolu tvořícího okolní horninu. EDX analýzami byl v azbestu prokázán jen malý obsah hliníku a železo bylo stanoveno v množství 5,08 až 7,17 hm. % FeO tot. Výsledky EDX analýz nejsou dostatečně přesné k provedení přepočtu sumárního železa na Fe 2+ a Fe 3+, avšak i tak je zřejmé, že jde o aktinolit, příp. až tremolit. 6. DISKUSE 1. Krupníkové těleso vystupující na lokalitě Bischofsgraben se zastoupením hlavních horninových typů a jejich symetricky zonálním uspořádáním podobá krupníkovým tělesům z jiných úseků sobotínského masivu, reprezentovaných lokalitami Smrčina a Zadní Hutisko. Jádra dobře odkrytých těles na Smrčině a Zadním Hutisku jsou tvořena krupníkem (mas tek+dolomit) a Tlc-břidlicí. Toto jádro je lemováno Ac-břidlicí (příp. tremolitickou břidli cí), která ve směru k okraji přechází do zóny Chl-břidlice (KRETSCHMER 1911, ZIMÁK et al. 2002). Na lokalitě Bischofsgraben je posloupnost těchto zón zcela shodná, jejich mocnosti jsou zde však řádově menší. Typický krupník ve výchozu na lokalitě Bischofsgraben nebyl zjištěn, a nebyl nalezen ani ve fragmentech v jeho okolí. Je možné, že krupník je i součástí tohoto tělesa, v profilu však nebyl zastižen. O přítomnosti karbonátu v některých partiích mastkové břidlice by mohly svědčit drobné dutinky, vzniklé pravděpodobně jeho vyvětráním, i ojedinělé relikty karbonátu zjištěné při studiu na mikrosondě. V případě těchto reliktů však nejde o dolomit (jak je běžné v krupnících na Sobotínsku), ale o magnezit, jehož ojedinělá přítomnost je známa z lokality Smrčina viz NOVOTNÝ (1997a, b, c) a též nepublikovaná data autorů tohoto článku. 2. Povahou hornin se těleso na lokalitě Bischofsgraben podobá nejen klasickým výskytům na Smrčině a Zadním Hutisku, ale také v Medvědím dole v severním výběžku sobotín- 13

14 ského masivu, kde jde o krupníkové těleso malých rozměrů bez typické symetricky zonální stavby (ZIMÁK et al. 2017). Není proto překvapením, že neexistují zásadnější rozdíly v chemismu dominantních silikátů na těchto čtyřech zmíněných lokalitách. Bez výjimky to platí pro mastek a chlorit. V případě amfibolů je situace odlišná (obr. 5). Amfiboly z lokalit Bischofsgraben, Smrčina a Zadní Hutisko složením odpovídají aktinolitu nebo tremolitu, některé zóny amfibolových individuí případně magneziohornblendu. Amfiboly z krupníkového tělesa v Medvědím dole mají vyšší obsahy Fe 2+, v kla - sifikaci LEAKEHO (1978) jde o aktinolit nebo magneziohornblend. Značnou podobnost lze konstatovat i v případě chromitu (obr. 9). V tomto případě byla pro srovnání použita již publikovaná data z výskytu krupníku pod Velkým Májem (NOVOTNÝ 1998 chemismus je zde prakticky shodný s chromitem z Bischofsgrabenu) a z lokality Medvědí důl. 3. Vzhledem k existujícím modelům vzniku mastkem bohatých hornin lze v případě sobotínského masivu za možný protolit krupníkových těles považovat ultramafity. V literatuře lze najít popis mnoha výskytů mastkových břidlic a krupníků (v řadě případů jde o těžená ložiska), jejichž geneze je vysvětlována přeměnou ultramafitů oceánské kůry, často v podobě ofiolitů začleněných do kontinentálních struktur. Protolitem jsou v tomto případě peridotity, které byly postiženy serpentinizací, po níž následovala Si-metasomatóza, jejímž hlavním produktem byl mastek. Přítomnost CO 2 v roztocích vyvolávajících steatizaci serpentinitu vedla ke vzniku magnezitu, a tedy k vytvoření krupníku s asociací mastek+magnezit. Podrobné informace o těchto procesech uvádí např. DONALDSON (1981), WINTER (2001), DILL (2010), BUCHER GRAPES (2011), ALI-BIK et al. (2012) a HARVEY et al. (2014). Na styku fragmentů plášťových hornin (harzburgity, lherzolity, serpentinity) s křemenem bohatými horninami (např. pelity, resp. metapelity) v průběhu metamorfózy často dochází ke vzniku reakčních zón díky migraci látek přes kontakt těchto dvou chemicky zcela odlišných prostředí. Ultramafit může být lemován zónou mastku, okraj tělesa bývá tvořen tzv. blackwall, tj. černě zbarvenou zónou složenou z chloritu nebo biotitu (v závislosti na termodynamických podmínkách). Někdy mají uzavřeniny ultramafitů v metapelitech symetrickou zonálnost připomínající stavbu těles na lokalitách Smrčina, Zadní Hutisko a Bischofsgraben: serpentinitové jádro uzavřeniny je lemováno monominerální zónou mastku, po níž následuje zóna aktinolitu, okraj tělesa má charakter blackwall. Na jiných lokalitách je jádro těchto těles tvořeno krupníkem, pak následuje zóna aktinolitu a blackwall. Může být protolitem krupníkových těles na Sobotínsku ultramafit charakteru peridotitu? Součástí sobotínského masivu jsou ojedinělá tělesa serpentinitů (FIALA et al. 1980, ZIMÁK1999). Tím je splněna ta nejzákladnější podmínka, tj. přítomnost peridotitů nebo serpentinitů v tomto prostoru. Avšak peridotity a jejích hydratací vzniklé serpentinity mají obecně velmi nízké obsahy vápníku, a platí to i pro serpentinity sobotínského masivu (0,50 hm. % CaO uvádí FIALA et al. 1980). Přeměna těchto hornin na krupníková tělesa by vyžadovala významný přínos vápníku (vysoký obsah vápníku v zóně aktinolitické břidlice tělesa na lokalitě Bischofsgraben je zřejmý z tab. 1 a obr. 4). Je proto pravděpodobnější, že protolitem krupníkových těles na Sobotínsku jsou hornblendity (resp. metahornblendity). Již KRETSCHMER (1911) považuje horniny krupníkových těles sobotínského masivu za výsledek alterace ultramafitů charakteru websteritu nebo hornblenditu. Steatitizace hornblenditu (resp. metahornblenditu) podél střižných zón byla prokázána na lokalitě Medvědí důl (HANžL 1995, ZIMÁK et al. 2017), kde se hydrotermální alterací vytvořily partie (zóny) tvořené krupníkem (mastek+dolomit), mastkovou břidlicí, aktinolitickou břidlicí i chloritickou břidlicí (koncentricky zonální stavba zde však nebyla zjištěna). Z údajů o chemismu jednotlivých horninových typů tvořících krupníková tělesa na lokalitách Bischofsgraben i Medvědí důl lze odhadnout obsahy hlavních složek v rámci celých těles (pro přesný výpočet chybí údaj o kvantitativním zastoupení jed - notlivých horninových typů). Odhadnuté obsahy SiO 2, Al 2 O 3, MgO, FeO a CaO v celém 14

15 krupníkovém tělese víceméně odpovídají jejich obsahům v hornblenditech (metahornblenditech) sobotínského masivu. V průběhu hydrotermální alterace došlo k hydrataci a zcela jistě k výraznému přínosu CO 2. Přeměnu původního hornblenditu (metahornblenditu) na krupníkové těleso lze celkově považovat za izochemický proces, při němž se však výraznou redistribucí Si, Al, Fe a Ca vytvořila výše popsaná koncentrická zonálnost. Zatím neznáme odpověď na otázku, proč hydrotermální alterace hornblenditu (metahornblenditu) vedla ke vzniku těles právě s takovou zonální stavbou, rámcově shodnou s posloupností metasomatických zón na styku peridotitů plášťového původu s metapelity v ofiolitových zónách. Je však jisté, že za daných podmínek byl v sobo - tínském masivu výsledek těchto procesů vždy víceméně shodný. Jednotlivá krupníková těle sa se mohou lišit svými rozměry, ne však petrograficky či mineralogicky. Lokality Zadní Hutisko, Smrčina a Bischofsgraben jsou toho dokladem. 7. ZÁVĚR Krupníkové těleso vystupující na lokalitě Bischofsgraben v sobotínském masivu má symetricky zonální stavbu. Od centra profilu k okraji tělesa lze rozlišit tři hlavní typy hornin: mastková břidlice aktinolitická břidlice chloritická břidlice (mezi uvedenými typy existují přechodné zóny). Typický krupník přítomný na klasických lokalitách Sobotínska (Smrčina a Zadní Hutisko) nebyl na lokalitě Bischofsgraben zjištěn. Patrně je součástí tohoto tělesa, na dostupném profilu však nebyl zastižen. Typickou akcesorií hornin krupníkového tělesa je chromit. Krupníkové těleso na lokalitě Bischofsgraben pravděpodobně vzniklo hydrotermální přeměnou hornblenditu (metahornblenditu). LITERATURA ALI-BIK, M. W., TAMAN, Z., EL KALIOUBI, B., ABDEL WAHAB, W. (2012): Serpentinite hosted talc magnesite deposits of Wadi Barramiya area, Eastern Desert, Egypt: Characteristics, petrogenesis and evolution. Journal of African Earth Sciences, 64, BUCHER, K., GRAPES, R. (2011): Petrogenesis of metamorphic rocks. Springer Verlag Heidelberg etc. DILL, H. G. (2010): The chessboard classification scheme of mineral deposits: Mineralogy and geology from aluminum to zirkonium. Earth-Science Reviews, 100, DONALDSON, M. J. (1981): Redistribution of ore elements during serpentinization and talc-carbonate alteration of some Archean dunites, Western Australia. Economic Geology, 76, FIALA, J., JELÍNEK, E., POUBA, Z., POUBOVÁ, M., SOUČEK, J. (1980): The geochemistry of the ultrabasic rocks of the Sobotín amphibolite massif (Czechoslovakia). Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen, 137, FOJT, B., VÁVRA, V. (1997): Rudní akcesorie hornblenditu z údolí Medvědího dolu (Hrubý Jeseník). Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 1996, GÁBA, Z. (1989): Hmotné doklady o použití krupníku na severní Moravě. Severní Morava, 58, HANžL, P. (1995): Hornblendit ze šupiny sobotínského masívu jihovýchodně od Zámčiska. Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 1994, 84. HARVEY, J., SAVOV, I. P., AGOSTINI, S., CLIFF, R. A., WALSHAW, R. (2014): Si metasomatism in serpentinized peridotite: The effects of talc alteration on strontium and boron isotopes in abyssal serpentinites from Hole 1268a, ODP Leg 209. Geochimica et Cosmochimica Acta, 126, KRETSCHMER, F. (1911): Das metamorphe Diorit- und Gabbromassiv in der Umgebung von Zöptau (Mähren). Jahrbuch der kaiserlich königlichen Geologischen Reichsanstalt, 61, KRUŤA, T., PADĚRA, K., POUBA, Z., SLÁDEK, R. (1967): Die Mineralienparagenese in dem mittleren Teile des Altvatergebirges (Hrubý Jeseník, Hohes Gesenke, ČSSR) I. Časopis Moravského muzea, Vědy přírodní, 52, LEAKE, B. E. (1978): Nomenclature of amphiboles. American Mineralogist, 63, MELKA, K. (1965): Návrh na klasifikaci chloritových minerálů. Věstník Ústředního ústavu geologického, 40, NOVOTNÝ, P. (1997a): Revize některých významných mineralogických lokalit v okolí Maršíkova a Sobotína, okres Šumperk. Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 1996,

16 NOVOTNÝ, P. (1997b): Revize některých významných mineralogických lokalit v okolí Maršíkova a Sobotína, okres Šumperk. Zprávy Vlastivědného muzea v Olomouci, 275, NOVOTNÝ, P. (1997c): Revize některých významných mineralogických lokalit v okolí Maršíkova a Sobotína, okres Šumperk. Bulletin mineralogicko-petrologického oddělení Národního muzea v Praze, 4 5, NOVOTNÝ, P. (1998): Nové poznatky o mineralogii okolí Vernířovic, okres Šumperk. Bulletin mineralogicko-petro - logického oddělení Národního muzea v Praze, 6, POUBA, Z. (1969): The Sobotín basic complex and its metallogenesis. Acta Universitatis Carolinae Geologica, 2, PŘICHYSTAL, A., NOVOTNÝ, P. (1999): Geochemické studium metabazitů ze střední části sobotínského amfi - bolitového masivu (silezikum). Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 1998, WINTER, J. D. (2001): An introduction to igneous and metamorphic petrology. Prentice-Hall Inc. Upper Saddle River, New Jersey. ZIMÁK, J. (1999): Serpentinity sobotínského amfibolitového masivu. Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 1998, ZIMÁK, J., DALAJKOVÁ, K., DONOCIK, R., KRIST, P., REIF, D., ŠTELCL, J., KOPECKÁ, L. (2016): Využitelnost terénních rentgenfluorescenčních analyzátorů ke stanovení chemismu cementářských surovin na příkladu velkolomu Mokrá. Zprávy o geologických výzkumech, 49, ZIMÁK, J., FOJT, B., JURÁNKOVÁ, Z. (2017): Mineralogie krupníkového tělesa v Medvědím dole u Koutů nad Desnou v Jeseníkách. Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku, ZIMÁK, J., NOVOTNÝ, P., FOJT, B., NOVÁK, M., VÁVRA, V., KOPA, D., LOSOS, Z., PRINZOVÁ, E., SKÁCEL, J. (2002): Exkurzní průvodce po mineralogických lokalitách na Sobotínsku. UP Olomouc

17 ISSN Acta Mus. Moraviae, Sci. geol. CIII (2018): 1, 17 27, 2018 MAGNETITOVÝ SKARN S FERROBUSTAMITEM V MRAMORU V SOKOLÍ U TŘEBÍČE (MOLDANUBIKUM, ZÁPADNÍ MORAVA, ČESKÝ MASIV) FERROBUSTAMITE-BEARING MAGNETITE SKARN IN MARBLE AT SOKOLÍ NEAR TŘEBÍČ (MOLDANUBIAN ZONE, WESTERN MORAVIA) STANISLAV HOUZAR & VLADIMÍR ŠREIN Abstract Houzar, S., Šrein, V., 2018: Magnetitový skarn s ferrobustamitem v mramoru v Sokolí u Třebíče (molda- nubikum, západní Morava, Český masiv). Acta Mus. Morav., Sci. Geol., 103, 1, Ferrobustamite-bearing magnetite skarn in marble at Sokolí near Třebíč (Moldanubian zone, Western Moravia) Ferrobustamite was found in Fe-skarn at Sokolí and it is the first known occurrence in the Bohemian Massif. The skarn forms layer in marble enclosed in leucocratic migmatites (diatexites). Ferrobustamite (Ca Mn Mg ) 5 Fe Si O 18 ) forms microscopic needle-like aggregates with hedenbergite (Hd ) filling intergranulars of grossular-andradite. It forms a massive skarn (endoskarn) whereas exoskarn is composed of andradite + hedenbergite + abundant magnetite with microscopic inclusions of gahnite. The adjacent calcite marble is very poor in flogopite, diopside, and rare hydroxylchondrodite. Marble locally contains veins of diopside, prehnitized anorthite and wollastonite. The mineral assemblage of ferrobustamite is a product of HT/LP-MP metamorphism (skarnization) at T > 600 C in the contact aureole of the Třebíč pluton (Moldanubian Zone). Key words: ferrobustamite, magnetite, gahnite, calcic skarn, Moldanubian Zone, Bohemian Massif Stanislav Houzar, Department of Mineralogy and Petrography, Moravian Museum, Zelný trh 6, Brno, Czech Republic, shouzar@mzm.cz Vladimír Šrein, Czech Geological Survey, Klárov 131/3, Praha, Czech Republic ÚVOD V moldanubiku západní Moravy nacházíme několik typů železem bohatých magnetitových skarnů. Většina z nich se vyznačuje se složitým vývojem, v němž lze rozlišit několik fází regionální metamorfózy. V pestré jednotce to jsou až několik desítek, ojediněle stovek m mocné vápenaté magnetitové skarny tvořené grossular-almandinem (lokálně andraditem), hedenbergitem a amfi - boly. Vystupují v pararulách až svorech s kvarcity, kalcitickými mramory a amfibolity (např. Županovice, Bělčovice). V gföhlské jednotce jde o řádově desítky m mocná složená tělesa s dominujícími almandin-grossular hedenbergitovými skarny (obvykle bez magnetitu) a obsahující podřízeně pyroxenické až olivín-pyroxenické (± flogopit) hořečnaté skarny s masivním magnetitem (Kordula, Rešice, Višňové). Jsou uloženy v leukokratních migmatitech (gföhlských ru lách) společně s ultrabaziky, příp. eklogity, zcela výjimečně (Třebenice, Kordula) i s dolomitickými mramory. 17

18 Vznik těchto skarnů byl odedávna předmětem diskuse, zabývající se jak možným genetickým vztahem mezi skarny a mramory, původem některých složek (izochemická metamorfóza vs metasomatóza) a vlivem metamorfních podmínek na celkovou minerální asociaci skarnů. V obou případech jde o skarny postižené regionální metamorfózou úrovně vyšší amfibolitové až granulitové facie (NĚMEC 1991, PERTOLDOVÁ et al. 2009, BUBAL 2013). Železem bohaté magnetitové skarny s významnějšími relikty karbonátových hornin, nebo uložené přímo v mramorech, se na západní Moravě vyskytují poměrně vzácně a navíc nejsou dnes obvykle přístupné ve výchozech. Obr. 1. Topografická situace lokality skarnu s ferro - bustamitem u Sokolí. Fig. 1. Topographic situation of ferrobustamitebearing skarn near Sokolí. K jedné z výjimek náleží malý, dlouho známý skarn u Sokolí Palečkova mlýna, 5 km z. od Třebíče. Lokalita se nachází na skalním útesu asi 30 m nad levým břehem řeky Jihlavy u splavu (obr. 1). Přístup je přes neoplocený soukromý pozemek (HOUZAR 1982). GEOLOGICKÁ SITUACE Magnetitový skarn u Sokolí vystupuje v leukokratních migmatitech (diatexitech) pestré jednotky moldanubika nedaleko jejich styku s melagranity (durbachity) třebíčského plutonu. Tyto migmatity s převahou leukosomu a malým množstvím biotitu přecházejí až do anatektických granitů a byly dříve řazeny k tzv. aplitické (přesněji, podle SUESSE 1906, k aplity bohaté) zóně ležící v bezprostředním podloží durbachitů. Lokálně obsahují po - lohy pyroxen-plagioklasových skarnoidů a ojediněle tenké, tektonicky rozvlečené vložky chon droditových dolomit-kalcitických mramorů s pargasitem a clintonitem (HOUZAR 1982, HOU ZAR a NOVÁK 1998, 2006). V okolí těchto leukokratních migmatitů nacházíme tmavé migmatitizované cordieritbiotitické pararuly s vložkami dolomitických mramorů, wollastonit-pyroxenických rohovců (skarnoidů) a vzácně i amfibolitů (obr. 2). Minerální asociace mramorů a skarnoidů odpovídá podmínkám vzniku při HT/LP metamorfóze za T ~ C při P = 2 4 kbar a je variského stáří (HOUZAR 1982, HOU- ZAR a NOVÁK 2006, ČOPJAKOVÁ a HOUZAR 2009). 18

19 Obr. 2. Profil skarnem na lokalitě Sokolí-Palečkův mlýn (podle stavu v r. 1977). Fig. 2. Cross-section of the skarn in Sokolí-Palečkův mlýn locality (according to the situation in 1977). METODIKA Výchozí analýzy části granátů, pyroxenů a ferrobustamitu byly realizovány na elektronovém mikroanalyzátoru JEOL JXA-50A při urychlovacím napětí 20 kv a proudu 0,03 μa, průměr svazku 2 μm. Za standardy byly použity předem analyzované minerály: leucit K, jadeit Na, diopsid Ca a syntetické oxidy SiO 2, TiO 2, MgO, Mn 3 O 4, Fe 2 O 3 a Al 2 O 3. Operátor B. Kolman. GlÚ AVČR. Další analýzy silikátů a spinelidů byly realizovány na společném pracovišti elektronové mikroskopie a mikroanalýzy ÚGV PřF MU a ČGS (analytik R. Škoda, J. Haifler) za použití přístroje Cameca SX 100. Měření probíhalo za těchto podmínek: vlnově disperzní mód, urychlovací napětí 15 kev, proud svazku na, velikost svazku 2 7 μm. Při analýze jednotlivých oxidů a silikátů bylo využito těchto standardů: sanidin (Al, K Kα); albit (Na Kα); baryt (Ba Lα); pyrop (Mg Kα), u karbonátů Mg 2 SiO 4 (Mg Kα); wollastonit (Ca, Si Kα); spessartin (Mn Kα); titanit (Ti Kα); almandin (Fe Kα); u spinelidů hematit (Fe Kα); topaz (F Kα); vanadinit (V, Cl Kα); chromit (Cr Kα); gahnit (Zn Kα); Ni 2 SiO 4 (Ni Kα); fluorapatit (P Kα); Sn (Sn Lα); SrSO 4 (Sr, S Kα); YAG (Y Lα); zirkon (Zr Lα); fosfáty příslušných REE prvků (Ce, La, Pr, Nd, Sm, Gd, Dy, Er, Yb). Obsahy měřených prvků, které nejsou uvedeny v tabulkách, byly pod mezí detekce přístroje (cca hm. %). Raw data byla korigována pomocí X-phi korekce (MERLET 1994). CHARAKTERISTIKA SKARNU Skarn je uložen v asi 2 m mocné poloze našedlého, středně až hrubě zrnitého mra - moru tvořeného kalcitem (< 0,12 hm. % FeO, < 0,05 hm. % MgO a < 600 ppm Sr). Mramor je poměrně chudý silikáty (cca < 1 obj. %); jako vedlejší silikáty obsahuje převážně flogo- 19

20 pit, diopsid a ojedinělý hydroxyl-chondrodit. Při styku se skarnem vzácně pronikají mra - morem asi 5 10 mm mocné provrásněné žilky složené z diopsidu, wollastonitu, prehnitu a alterovaných Ca-plagioklasů (obr. 3a). Studovaná hornina odpovídá vápenatému skarnu bohatému Fe. V rámci skarnu objemově převládá červenohnědý masivní granátický skarn (endoskarn) s kolísavým obsahem tmavozeleného železnatého pyroxenu (obr. 3b). Pyrhotin a pyrit jsou v masivním skarnu běžnými akcesoriemi, ojedinělý je sfalerit, arzenopyrit a scheelit. Na výchozu je hornina zvětralá, povlečená limonitem a sádrovcem. Masivní skarn je prostoupen hrubozrnnými bezslídnými granitoidními horninami chudými křemenem a obsahujícími lokálně diopsid, aktinolitický amfibol a titanit. Menší objem zaujímá exoskarn, reprezentovaný drobně zrnitým granátem, pyroxenem a magnetitem, tvořícím žilky a drobné budiny v hrubozrnném našedlém kalcitickém mramoru (obr. 2). Podél styku s leukokratními migmatity s biotitem, ojediněle i s cordieritem, granátem a sillimanitem, jsou vyvinuty světlejší jemnozrnné granát-diopsidické skarnoidní horniny (CaSi rohovce) s vtroušeninami pyrhotinu a vzácněji s akcesorickým scheelitem. a) b) Obr. 3a. Wollastonit s diopsidem-hedenbergitem a prehnitizovaným anortitem. Tenké žilky v mramoru přilehlém ke skarnu (BSE foto, J. Haifler). Fig. 3a. Wollastonite with diopside-hedenbergite and prehnitized anorthite. Thin veins in marble adjacent to the skarn (BSE photo, J. Haifler). Obr. 3b. Andraditový skarn (vyznačena laločnatě omezená tmavší jádra grossularu) s hedenbergitem (BSE foto, R. Škoda). Fig. 3b. Andradite skarn (marked by the lobate darker grossular core) with hedenbergite (BSE photo, R. Škoda). MINERALOGIE SKARNU Granáty Dominujícími minerály ve skarnu jsou granáty (grossular-andradit) a hedenbergit. V masivním skarnu převládá granát nad pyroxenem. V mramoru převažuje hedenbergit s magnetitem nad andraditem nebo se granát vzácně vyskytuje téměř bez pyroxenu a magnetitu samostatně; tvoří tenké monominerální žilky. Červenohnědý masivní granát tvoří skarn bez magnetitu a místy jeví znaky křehké deformace, kdy nepravidelné úzké trhliny vyplňují žilky hedenbergitu s kalcitem a ojediněle ferrobustamitem. Zrna granátu vykazují nevýraznou zonálnost: v nepravidelně omezených centrech převládá grossularová složka (69 48 % Grs; % Adr a 8 16 % 20

21 pyralspitové složky), užší okraje mají složení andraditu (51 67 % Adr; % Grs a % pyralspitu). V pyralspitové složce výrazně dominuje almandinová komponenta nad spessartinovou, zatímco pyropová téměř úplně chybí (obr. 4). Za zmínku stojí mírně zvýšený obsah titanu (>0,25 hm. % TiO 2 ; >0.008 apfu Ti), jehož obsah v gra - nátech Fe-skarnů může odlišovat endo- a exoskarny (NĚMEC 1970, EINAUDI a HARRIS 1982). Červenohnědé subhedrální krystaly velikosti 0,5 2 mm granátu, srůstající se zrnitým pyroxenem a magnetitem, tvoří drobně až středně zrnité agregáty s kalcitem v mramoru, které lze pokládat za exoskarn. Granát odpovídá andraditu s nízkým obsahem grossularové složky, nejnižší v granátu z asociace s magnetitem ( 87 % Adr; 11 % Grs). Velmi nízký je obsah pyralspitové komponenty ( 2 %), přičemž podíl Mn/Fe je vyrovnaný. Nízký je také, ve srovnání s granátem endoskarnu, obsah Ti, který je na hranici a pod hranicí stanovení (tab. 1). Obsahy jiných elementů (Cr, Na, P, Sn, V, Zn, Zr) byly ve všech typech granátů pod mezí stanovení. Obr. 4. Složení granátů z endoskarnu (jádro-okraj) a exoskarnu. Fig. 4. The composition of garnets from endoskarn (core-rim) and exoskarn. Hedenbergit Složení tmavozeleného klinopyroxenu, který v masivním skarnu vystupuje oproti granátu podřízeně, odpovídá relativně čistému hedenbergitu (>85 % Hd) s nízkým, ale vyváženým poměrem johansenitové (4 6 % Jo) a diopsidové složky (3 9 % Di). Hedenbergit obsahuje 0,25 0,58 hm. % TiO 2 (0,008 0,018 apfu Ti), 0,93 1,68 hm. % Al 2 O 3 ; 0,025 0,060 apfu IV Al a 0,11 0,63 hm. % Na 2 O; 0,009 0,042 apfu Na. Čistý hedenbergit ( % Hd) byl zjištěn v ojedinělých mikroskopických zrnech s ferrobustamitem (Fe nejbohatší analýzy v obr 5). Středně zrnitý, trávově zelený klinopyroxen v exoskarnu má vyšší obsah diopsidové (35 50 % Di) a nízký podíl johansenitové složky ( 2 % Jo), odpovídá hořečnatému hedenbergitu. Ostatní složky a prvky jsou zastoupeny minimálně. Hedenbergit exoskarnu má nižší podíl Al (0,35 0,90 hm. % Al 2 O 3 ; 0,016 0,042 apfu IV Al) a Zn (0,26 0,36 hm. % ZnO; 0,007 0,10 apfu Zn), Cr, Na, Ti, V, je na hranici stanovení. Vyskytuje se v asociaci s andraditem nebo může tvořit lemy na styku magnetitu s kalcitem nebo granátem. Pyroxen z asociace s wollastonitem je hedenbergit s vysokým podílem Di-složky (tab. 1), ve srovnání s asociacemi s granáty obsahuje poněkud více Mn (6 % Jo) 21

22 Tabulka 1. Reprezentativní složení pyroxenů a granátů ze skarnu u Sokolí. Table 1. Representative composition of pyroxenes and garnets from skarn near Sokolí. 22

23 Ferrobustamit a wollastonit Teoretické složení ferrobustamitu lze nejlépe vyjádřit jako Ca 5 FeSi 6 O 18 (SHIMAZAKI 1980), častěji se používají vzorce (Fe,Ca, Mn)SiO 3 nebo Ca(Fe 2+,Ca, Mn 2+ )Si 2 O 6. Jde o relativně vzácný minerál skarnů vzniklých na kontaktu granitů s mramory (DEER et al. 1997, SATO 1980). V magnetitovém skarnu u Sokolí byl ferrobustamit, poprvé v Českém masivu, určen ŠREINEM et al. (1999). Jeho drobně jehličkovité, žlutavě hnědé agregáty, makroskopicky neodlišitelné od wollastonitu, vyplňují společně s hedenbergitem a kalcitem asi 1 mm mocné trhliny v masivním granátickém skarnu (obr. 6). Mikroskopicky tvoří paralelně srůstající jehlicovité agregáty velikosti 500 μm v asociaci s hedenbergitem (71 99 Hd), granátem (59 68 Adr) a klinozoisitem (< 0,48 % hm. % FeO). Obr. 5. Složení ferrobustamitu a hedenbergitu v ter nárním diagramu CaSiO 3 MnSiO 3 FeSiO 3 (upraveno podle ABRECHTA 1980). Fig. 5. The compositions of ferrobustamite and hedenbergite in ternar diagram CaSiO 3 MnSiO 3 FeSiO 3 (modified by ABRECHT 1980). Alterace, zejména zatlačování kalcitem a Mn-Fe oxo-hydroxidy včetně mikroskopické formy agregátů ferrobustamitu, zatím neumožnila jeho rentgenometrické studium. Od podobného wollastonitu byl však spolehlivě odlišen svým chemickým složením (obr. 5, tab. 2), které odpovídá přibližně složení typového ferrobustamitu z lokality Camas Malag, Skye, Skotsko (TILLEY 1948, MASON 1975, YAMANAKA et al. 1977). Obr. 6. Částečně alterovaný ferrobustamit v an - dra ditovém skarnu s ojedinělým heden - bergitem (BSE foto, V. Šrein). Fig. 6. Partially altered ferrobustamite in andradite skarn with sporadic hedenbergite (BSE photo, V. Šrein). 23

24 Tabulka 2. Reprezentativní složení ferrobustamitu ze skarnu u Sokolí. Table 2. Representative composition of ferrobustamite from skarn near Sokolí. Ferrobustamit ze Sokolí je relativně chudší Fe (9,56 10,57 hm. % FeO; 0,95 1,06 apfu Fe; ~ 20% FeSiO 3 ) a chudý Mn (1,34 1,78 hm. % MnO; 0,135 0,190 apfu Mn; ~ 4% MnSiO 3 ). Z ostatních složek stojí za zmínku místy relativně vyšší obsah hliníku (1,07 hm. % Al 2 O 2 ; 0,15 apfu Al), kolísavé obsahy sodíku (0,00 0,58 hm. % Na 2 O; 0,00 0,133 apfu Na) a titanu (0,08 0,39 hm. % TiO 2 ; 0,007 0,035 apfu Ti) (tab. 2). Jeho průměrné složení (20 analýz) odpovídá (Ca ,70 Mn 0,14 0,20 Mg 0,01 0,13 ) 5 Fe Si 5,86 6,01 O 18. Wollastonit se složením (Ca 5,817 5,859 Mn 0,054 0,090 Fe 0,053 0,063 Mg 0,007 0,014 ) 6 Si 5,995 6,009 O 18, se vyskytuje v kalcitickém mramoru přiléhajícím ke skarnu ve zmíněných žilkách tvořených hořečnatým hedenbergitem a prehnitizovaným anortitem. Magnetit (s odmíšeninami gahnitu) Výskyt magnetitu se soustřeďuje převážně na exoskarn, kde tvoří v kalcitickém mramoru žilky a vtroušeniny s pyroxenem a andraditem. Obsah magnetitu kolísá od cca 20 po 80 % (obr. 7). Subhedrální zrna magnetitu velikosti ~ 1 mm těsně srůstají převážně s hedenbergitem. Magnetit je homogenní, odpovídající složení (Fe 2+ 0,999 Mn 0,005 0,010 Mg 0 0,003 ) (Fe3+ 1,972 1,978 Al 0,019 0,025 ) 2 O 4, obsahy Si, Ti, Cr, Ni a V jsou na hranici a pod mezí stanovení. Lokálně zvýšený Zn ( 0,027 apfu) a zároveň Al ( 0,077 apfu) v analýzách pochází ze submikroskopických inkluzí zinečnatých spinelidů o velikosti 5 μm (obr. 8). V ojedinělých větších inkluzích (odmíšeninách?) těchto spinelidů (10 15 μm), izometrických až mírně laločnatých a tence tyčinkovitých tvarů byl identifikován gahnit o složení (Zn 0,797 Fe 2+ 0,165Mg 0,031 Mn 0,006 ) (Al 1,914 Fe ) 2 O 4. V endoskarnu je magnetit pouze akcesorický, bez inkluzí, v zrnech velkosti < 0,5 mm a to zarostlý převážně v grossular-andraditu. 24

25 Obr. 7. Magnetit s inkluzemi Zn-spinelidu a hedenbergi tem v andraditovém exoskarnu. (BSE foto J. Haifler). Fig. 7. Magnetite with Zn-spinels inclusions and hedenbergite in andradite exoskarn (BSE photo, J. Haifler). Obr. 8. Izometrické až jehlicovité inkluze gahnitu v magnetitu (BSE foto J. Haifler). Fig. 8. Isometric and needle-like inclusions of gahnite in magnetite (BSE photo, J. Haifler). DISKUSE A ZÁVĚR Magnetitový skarn u Sokolí představuje drobný výskyt skarnu v mramoru, který odpovídá vápenatým skarnům Fe-typu, tak jak byly vymezeny např. EINAUDIM et al. (1981) nebo MEINERTEM (1992, 2005). V rámci skarnu lze rozlišit exoskarn, představovaný v mramoru asociací andradit-hedenbergit-magnetit (granát chudý Ti a Al), a masivní andradit-grossularový endoskarn (granát bohatší Al a Ti). Zdroj železem bohatých fluid není jasný, infiltračně-metasomatický původ skarnu je však pravděpodobný. Skarn nejeví, ve srovnání s většinou vápenatých Fe-skarnů v moldanubiku, znaky HP-HT regionální metamorfózy (chybí např. typický almandin-grossularový granát nebo amfiboly, srov. NĚMEC 1991, PERTOLDOVÁ et al. 2009). Vysoký podíl andraditové složky v granátu odpovídá relativně oxidačním podmínkám vzniku skarnu. Naopak redukční asociace zastupuje hedenbergit (zvláště v asociaci bez magne titu), sdružený s akcesorickým pyrhotinem a výjimečně sfaleritem a arzenopyritem. Za zmínku stojí inkluze (odmíšeniny?) gahnitu v magnetitu exoskarnu. Deformace skarnu se pro jevila převážně jen budináží exoskarnů a rozlámáním granátu v masivním skarnu. Ne pravidelné trhliny granátu byly vyplněny železem bohatým hedenbergitem, ojediněle s kal citem. V této asociaci se zcela výjimečně vyskytl mikroskopický jemně vláknitý ferrobustamit. Tento minerál vznikl místo wollastonitu za relativně vysoké teploty spíše v redukčních podmínkách (pole stability Hd+Po) a při obsahu Fe ve fluidech. Ferrobustamit byl původně pokládán za vysokoteplotní minerál T > 800 C (RUTTSTEIN 1971). Ve skarnech by mělo pole stability železem chudého ferrobustamitu ležet mezi hedenbergitem a wollastonitem (SCHI- MAZAKI a YAMANAKA 1973). Později byl za těchto nižších teplot (převážně při T > 500 C (pro P = 1 kbar) také syntetizován a zjištěno, že s množstvím Fe v systému se pole jeho stability vůči wollastonitu rozšiřuje (ABRECHT 1980, BROWN a HUEBNER 1985, KAGEYAMA 2008). Složení granátu a koexistujícího klinopyroxenu studovaného skarnu nebylo příliš vhodné pro výpočet teploty vzniku skarnu. Při použití termobarometru Ravny (2000) by při P 3 kb odpovídaly reálnější vypočtené teploty hodnotám C (ústní sdělení D. Buriánka). Tento teplotní rozsah je asi o 100 C vyšší, než vyžaduje vznik wollastonitu v prográdní asociaci Wo+An+Cal v koexistujícím mramoru při stejném tlaku a středních hodnotách X CO2 (MASCH a HEUSS-AßBICHLER 1991). 25

26 Asociace ferrobustamitu s relativně čistým hedenbergitem a andraditem na studované lokalitě odráží zejména lokálně velmi omezené podmínky za vysoké aktivity Fe; mimo masivní andraditový skarn se na lokalitě v přilehlém mramoru vyskytuje pouze wollastonit! PODĚKOVÁNÍ Předložená práce vznikla za finanční podpory Ministerstva kultury v rámci institucionálního financování na dlouhodobý koncepční rozvoj výzkumné organizace Moravské zemské muzeum (DKRVO, MK ). Za další podporu děkuje V. Š. projektu ČGS č ). LITERATURA ABRECHT, J. (1980): Stability Relations in the System CaSiO 3 CaMnSi 2 O 6 CaFeSi 2 O 6. Contrib. Mineral. Petrol., 74, BROWN, P. E., HUEBNER, J. S. (1983): Stability of ferrobustamite. US Geol. Survey Prof. Paper, BUBAL, J. (2013): Geochemie a vznik skarnů Českého masivu. Praha, MS, Diplomová práce. Ústav petrologie a strukturní geologie, Přírod. fak., Univerzita Karlova, 142 p. ČOPJAKOVÁ, R., HOUZAR, S. (2009): Zirkonolit v mramoru u Krahulova a stáří HT/LP metamorfózy moldanubika v kontaktní aureole třebíčského plutonu. Acta Mus. Morav., Sci. geol., 94, DEER, W. A., HOWIE, R. A., ZUSSMAN, M. A. (1997): Rock-forming Minerals. Volume 2A Single-Chain Silicates. Geol. Soc. London, 668 p. EINAUDI, M. T., HARRIS, N. B. (1982): Skarn deposits in the Yerington District, Nevada; metasomatic skarn evolution near Ludwig. Econ. Geol., 77, 4, EINAUDI, M. T., MEINERT, L. D., NEWBERRY, R. J. (1981): Skarn deposits. Econ. Geol., 75th Anniversary Vol., HOUZAR S. (1982): Příspěvek k poznání výskytů mramorů u Sokolí. Přírod. Sbor. Západomorav. muz., 12, HOUZAR S., NOVÁK M. (1998): Fluorine-enriched rocks on exocontact of the Třebíč Durbachite Massif: evidence from underlying chondrodite marbles. Acta Univ. Carol., Abstract Vol. conf. POCEEL Praha, 42, 2, 267. HOUZAR, S., NOVÁK, M. (2006): Clintonite-bearing assemblage in chondrodite marbles from the Moldanubian Zone, western Moravia, Bohemian Massif. J. Czech geol. Soc., 51, 3 4, KAGEYAMA, T. (2008): Chemical composition and low temperature stability of ferrobustamite in the systém CaSiO 3 CaFeSi 2 O 6 under hydrothermal condition. Japanese Mag. Mineral. Petrolog. Sci., 35, 5, MASCH, L., HEUSS-AßBICHLER, S. (1991): Decarbonation reactions in siliceous dolomites and impure limestones. In: Voll, G, Töpel, J., Pattison, D. R. M., Seifert, F. (eds.): Equilibrium and Kinetics in Contact Metamorphism: The Ballachulish Complex and Its Aureole Springer-Verlag, Berlin. MASON, B. (1975): Compositional limits of wollastonite and bustamite. Amer. Mineralogist, 60 (3 4), MEINERT, L. D. (1992): Skarns and Skarn Deposits. Geoscience Canada, 19, 4, MEINERT, L. D., DIPPLE, G. M., AND NICOLESCU, S., (2005): World Skarn Deposits: in Hedenquist, J. W., Thompson, J. F. H., Goldfarb, R. J., and Richards, J. P., eds., Econ. Geol. 100th Anniversary Volume, Society of Economic Geologists, Littleton, Colorado, USA, Includes supplementary appendices on CD-ROM (filename: Meinert), p MERLET, C. (1994): An accurate Computer Correction Program for Quantitative Electron Probe Microanalyses. Microchimica Acta, 114/115, NĚMEC, D. (1970): Zur Geochemie des Titans in den regionalmetamorphen Skarnen der Böhmischen Masse. Geologie, 19, 7, NĚMEC, D. (1991): Regional typization of the iron skarns of the Bohemian Moravian heights. Acta Mus. Moraviae, Sci. nat., 76, PERTOLDOVÁ, J., TÝCOVÁ, P., VERNER, K., KOŠULIČOVÁ, M., PERTOLD, Z., KOŠLE, J., KONOPÁSEK, J., PUDILOVÁ, M. (2009): Metamorphic history of skarns, origin of their protolith and implications for genetic interpretation: an example from three units of the Bohemian Massif. J. Geosci., 54: RAVNA, K. (2000): The garnet-clinopyroxene Fe-Mg geothermometer: an updated calibration. J. Metamorph. Geol., 2, RUTTSTEIN, M. S. (1971): Re-examination of the wollastonite-hedenbergite (CaSiO 3 -CaFeSi 2 O 6 ) equilibria. Amer. Mineral., 56,

27 SHIMAZAKI, H. (1980): Characteristics of skarn deposit and related acid magmatism in Japan. Econ. Geol., 75, 2, SHIMAZAKI, H., YAMANAKA, T. (1973): Iron wollastonite from skarns and its stability relations in the CaSiO 3 -CaFeSi 2 O 6 join. Geochem. J., 7, SATO K. (1980): Tungsten Skarn Deposit of the Fujigatani Mine, Southwest Japan. Econ. Geol., 75, SUESS, F. E., (1906): Erläuterungen zur geologischen Karte Trebitsch Kromau. Geolog. Reichsanst. Wien, 72 p. ŠREIN, V., ŠŤASTNÝ, M., ŠREINOVÁ, B., LANGROVÁ, A., LITOCHLEB, J., HOUZAR, S. (1999): Nové výsledky ve výzkumu skarnů Českého masivu. Bull. mineral.-petrolog. Odd. Nár. Muz. (Praha), 7, TILLEY, C. E. (1948) On iron-wollastonites in contact-skarns: an example from Skye. Amer. Mineralogist, 33, YAMANAKA, T., SADANAGA, R., TAKÉUCHI, Y. (1977): Structural variation in the ferrobustamite solis solution. Amer. Mineralogist, 62,

28

29 ISSN Acta Mus. Moraviae, Sci. geol. CIII (2018): 1, 29 42, 2018 BIOTITIC GABBRO ENCLAVE WITH HERCYNITE IN DURBACHITIC ROCK OF TŘEBÍČ PLUTON IN AREA OF POSITIVE GRAVITY ANOMALY ENKLÁVA BIOTITICKÉHO GABRA S HERCYNITEM V DURBACHITICKÉ HORNINĚ TŘEBÍČSKÉHO PLUTONU V OBLASTI POZITIVNÍ TÍHOVÉ ANOMÁLIE NINA JURANOVÁ Abstract Juranová, N., 2018: Biotitic gabbro enclave with hercynite in durbachitic rock of Třebíč Pluton in area of positive gravity anomaly. Acta Mus. Morav., Sci. Geol., 103, 1, Biotitic gabbro enclave with hercynite in durbachitic rock of Třebíč Pluton in area of positive gravity ano - maly A positive gravity anomaly situated in the northern termination of Třebíč Pluton led to a surface survey and mapping in the area near Zhoř. The non-porphyritic biotite-bearing quartz monzonite prevail in this area. These rocks differ from the typical durbachitic rock of the Třebíč and the Jihlava Pluton by a non-porphyric structure, more felsic character and a whole-rock chemical composition (lower content of MgO (2.14 wt. %), Fe 2 O 3 (3.58 wt. %), MnO (0.06 wt. %) and TiO 2 (0.59 wt. %)). A small irregular enclave of hercynite - biotite bearing gabbro was found in this rock. Such enclave has not been described in durbachitic rocks from Třebič Pluton yet. It differs from other enclaves in the durbachites in the Třebíč Pluton due to its mineral association (biotite + plagioclase + hercynite Hc 63 Gh 18 Sp 17 Mt pyrrhotite + sericite + accessory K-feldspar). Based on the mineral association and the comparison to enclaves with similar com - position, the following PT condition of the assimilation and melting process can be assumed: temperatures higher than 800 C and pressures close to 2 kbar. Furthermore, the studied enclave with a hercynite from the Třebíč Pluton could represent the first evidence of a HT event in the Třebíč Pluton. The presence of the gabbroid enclave and the positive gravity anomaly in the studied area might indicate differences in the surface and deeper subsurface structure the examined area. It suggests that a body of gabbroid rock could appears in a deeper part of the area. Key words: Třebíč Pluton, gabbroid enclave, hercynite, gravity anomaly, durbachite Nina Juranová, Department of Geology, Faculty of Science, Masaryk University, Kotlářská 267/2, Brno, Czech Republic, ninajuranova@gmail.com INTRODUCTION Enclaves and xenolites in durbachitic rocks of the Bohemian Massif were described by HOLUB (1976), BAžANTOVÁ (2016), KOTKOVÁ et al. (2009). There are many characterized enclaves and xenolits from the Třebíč Pluton (TP) but none of these have a similar mineral composition to the enclave described in this paper. Most of the enclaves described by HOLUB (1976) have ellipsoidal to angular shape and they vary in size from a few centimetres to several metres. The most widespread mineral association of the enclaves is: K-feldspar + plagioclase/andesine/quartz + actinolitic amphibol + Mg-rich biotite + accessory apatite. 29

30 In the majority of cases, the enclaves contain more mafic minerals than the surrounding rocks. The enclaves mostly correspond to quartz syenite, syenite, alkali feldspar syenite, monzonite, quartz monzonite and granite. They are generally finer-grained than their host rocks. The whole rock chemical composition of the enclaves shows lower content SiO 2, to a lesser extent in Al 2 O 3 and Na 2 O, but higher concentration of FeO, MgO, CaO, P 2 O 5. Furthermore, increased amounts of trace elements as Ba, Sr, Cr, Ni, V and Co were found in the enclaves. The Mg/Fe and K/Na ratios are considerably higher in the enclaves than in the host rock. The existence of two size categories of biotite flakes and a tendency to an euhedral automorphic form of the largest ones is very frequent. Similarly, BAžANTO- VÁ (2016) characterized numerous mafic microgranular enclaves in durbachites from the TP which are rich in MgO and FeO but are poor in SiO 2 and Al 2 O 3. They mainly contain amphibole, biotite, pyroxene, K-feldspar and quartz. Accessory minerals in these enclaves are zircon and apatite. KOTKOVÁ et al. (2009) described medium-grained dark-grey quartz alkali-feldspare melasyenite, which is finer grained then the host melagranite. Main minerals are amphibole, which make up about 50% of the rock, plagioclase, K-feldspare and biotite. A presence of enclaves similar to the hercynite-bearing enclave from the TP was found and described in post-tectonic granitoids of the Cantabrian and in the eastern part of the West Asturian Leonese zones by SUAREZ (1992). These enclaves are made up mainly of gabbro- diorites and granodiorites. The mineral association is mostly hercynite / Mg-spinel + plagioclase + corundum + sillimanite / biotite + muscovite (sericite) + magnetite. GEOLOGICAL SETTING Třebíč Pluton and durbachitic rock Occurrences of durbachitic bodies are characteristic for the Moldanubian Zone of the European Variscan belt (FINGER et al. 1997, SCHULMANN et al. 2008, HOLUB 1997). The Variscan Třebíč durbachite pluton is situated in the eastern part of the Moldanubian Zone. The Jihlava durbachite pluton is W of the TP. The Jihlava Pluton (JP) is a body elongated in the direction of NNW-SSE. The pluton was intruded into the metamorphic rock. Eastern and southern rims of the pluton are bordered by amphibolites (TONIKA 1970). Opx-Cpx-Bt quartz syenite and quartz monzonite up to quartz gabbro are the most typical rocks of the JP (KOTKOVÁ et al. 2009, SUCHÁNKOVÁ 2006, LEICHMANN and ŠVAN- CARA 2005, VERNER et al. 2006). TP and JP are accompanied by several smaller bodies: Drahonín, Nové Město na Moravě and other small occurrences NW of the TP. Smaller bodies near Věžnice and Kamenice (shoshonitic to ultrapotassic melamonzonite to gabbro) are located between the JP and the TP (LEICHMANN et al. 2016, LEICHMANN and ŠVANCA- RA 2005). BUBENÍČEK (1968) defined the TP as an ethmolith, which is in contact with the Moldanubian host rock in the E (Gföhl gneisses and migmatitic gneiss) and with the Moravicum in the NE. Host rocks xenolits of amphibolite and migmatitic gneiss are common particularly in a marginal part of the pluton (STÁRKOVÁ et al. 1993) (Fig.1). LEICHMANN et al. (2016) confirm the flat, tabular shape of the intrusion. 30

31 Fig. 1. Geology of Třebíč Pluton, exami ned location (red point) (FINGER et al. 1997). Obr. 1. Geologická situace třebíčského plutonu s vyznačenou lo - kalitou (červený bod) (FIN- GER et al. 1997). Fig. 2. Obr. 2. Position of Třebíč Pluton in Bohemian Massif. Pozice třebíčského plutonu v Českém masivu. The TP consists mainly of porphyritic biotite and amphibole-biotite bearing melagranite to melasyenite that belong to durbachitic rocks series. (KOTKOVÁ et al. 2009). Rocks of the durbachite series correspond to the original rock type described by SAUER (1893) in the Black Forest. Durbachitic rocks in Europe were also described in the Vosges (France) and in the Bohemian Massif: Čertovo břemeno Massif, Tábor Massif, Želnava Massif, Netolice Massif, Rastenberg Massif, TP and JP (HOLUB 1997). The durbachitic rock has a specific whole rock chemical composition. They are rich in Mg, Cr and Ni however, it contains large amounts of LIL elements (K, Rb, Ba) and radioactive elements (U, Th) as well. It has a high ratio of Mg/Fe and K/Na (HOLUB 1997, FIALA et al. 1983). It is assumed that these rocks were created by mixing of an ultrapotassic mantle magma with an acidic crustal magma (HOLUB 1997, KOTKOVÁ et al. 2009). BOWES and KOŠLER (1993) propose that the pet- 31

32 rographic features of durbachitic rocks are associated with a process of fractional crystallization and mixing of magmas. Moreover, the geochemical features indicate multiple stages of magma mixing. The typical durbachitic rock of TP and JP belongs to ultrapotassic rocks (HOLUB 1997, KOTKOVA et al. 2009, ZACHOVALOVÁ 1999, SUCHÁNKOVÁ 2006). The rock can be classified as ultrapotassic if it is composed of K 2 O Na 2 O 2 and of K 2 O and MgO 3 wt. % (FOLEY et al. 1987). Gravity features and gabbroid rocks near TP There are several positive gravity anomalies indicated on the map of gravity residual anomalies in Figure 3 (LEICHMANN et al. 2016). Two of them are NW of TP (one in the central part of JP (+ 6mGal) and a small body near Věžnice (+6mGal)). Leichmann and ŠVANCARA (2005) described rock in these localities that could be characterized as a gabbro-monzogabbro. These localities are also in a thorium minimum field. Another well-marked positive gravity anomaly is S of the Třebíč fault (+2.75 mgal). BAžANTOVÁ (2016) described durbachite rock in this area that contains numerous mafic enclaves. This area is in a modest positive Th anomaly. a b Fig. 3. Gravity residual map (LEICHMANN et al. 2016) (a) and Thorium anomaly map (LEICHMANN et al. 2016) (b), examined location (purple arrow). Obr. 3. Mapa gravitačních reziduálních anomálií (a) a mapa thoriové anomálie (b), (LEICHMANN et al. 2016), zkoumaná lokalita vyznačena fialovým bodem a šipkou. The examined locality is situated in the northern part of the TP in an area distinct with both a strong positive gravity anomaly and a positive Th anomaly (Fig. 3). These features constituted the primary cause for a survey in the area. Methods Major and trace elements contents in the host rock were determined by ICP-ES and IPS-MS in Acme Analytical Labs, Canada. The electron-microprobe analyses were conducted on CAMECA SX 100 instrument at the Joint Laboratory of Electron Microscopy and Microanalysis, Institute of Geological Sciences, Masaryk University, Brno and Czech Geolo gical Survey, Prague, by Mgr. R. Škoda, PhD. Accelerating potential was 15 kv for all 32

33 elements, spot diameter 2 5 μm, beam current na. Biotite, spinelide, plagioclase, K-feldspar, zircon and monazite were analysed on the electron-microprobe. Raw data were calculated in the program Formula. The composition of monazite and associated rhabdophane were investigated using a combination of quantitative electron microprobe (EMP) analyses and X-ray element mapping, by Mgr. R. Škoda. The operating conditions included an accelerating voltage of 15 kv, a beam current of 160 na for monazite and 20 na for rhabdophane, and a beam diameter of 2 μm for monazite and 5 μm for rhabdophane. Uranium was determined on the U Mβ line (counting time 60 s, detection limit 270 ppm), Th on the Th Mα line (counting time 40 s, detection limit 250 ppm) and Pb on the Pb Mα line (counting time 240 s, detection limit 130 ppm. Data were reduced using the PAP matrix correction routine (POUCHOU and PICHOIR, 1985). The monazite age was calculated using the method of MONTEL et al. (1996). RESULTS Host rock of the enclave The host rock of the enclave found in the NW part of the TP near Zhoř varies from other durbachitic rocks in the TP (ZACHOVALOVÁ 1999, BUBENÍČEK 1967, HOLUB 1997). The rock colour is light grey and the texture is non-porphyric (Fig. 4). Mineral composition is K-feldspar + plagioclase + biotite + quartz. Fig. 4. Sample of the host rock. Obr. 4. Vzorek okolní horniny. The content of K-feldspar is 39 %, the grains have an anhedral shape and are up to 3 mm in size. There are two types of K-feldspars: perthitic K-feldspar (Fig. 5 e), f)) and zonal K-feldspar (Fig. 5 c), d)). Carlsbad twinning occurs often (Fig. 5 a), b)). Plagioclase occurs up to 3 mm in size and comprises 36 %. It appears either separately or as an inclusion in K-feldspar. The mafic component of the host rock is represented by biotite. Modal abundance of biotite is 15 %. Biotite is present either separately or as an inclusion in K-feldspar. The subhedral grains are up to 4 mm large and have the shape of flakes. The pleochroic halos around the zircon are common (Fig. 5, g), h)). Apatite and zircon are the most common accessory minerals. Apatite s size reaches up to 0.1 mm and it occurs as an inclusion in K-feldspar and biotite. Zircon s size reaches up to 0.2 mm and it occurs as an inclusion in biotite. Grains of monazite can also be found in the host rock. They are present as an inclusion in K-feldspar and their size is up to mm. 33

34 a) b) c) d) e) f) g) h) Obr. 5. Thin sections of the host rock, left column PPL right column XPL, a), b) Carlsbad twinning, c), d) zonal K-feldspar, e), f) perthitic K-feldspar, g), h) pleochroic halos in biotites. Fig. 5. Výbrusy z okolní horniny. Vlevo PPL Vpravo XPL, a), b) karlovarský srůst živce; c), d) zonální K-živec; e), f) perthitický K-živec; g), h) pleochroické dvůrky v biotitu. 34

35 The host rock chemistry differs from the typical durbachitic rock of TP and JP (KOTKOVA et al. 2009) (Tab. 1). The whole rock analysis show that the host rock is richer in SiO 2 (66.16 wt. %), Al 2 O 3 (15.4 wt. %) and Na 2 O (2.57 wt. %) as opposed to other rocks from TP or JP. The host rock is relatively poor in K 2 O in comparison to the durbachitic rock from TP or JP. The host rock has a lower content of MgO (2.14 wt. %), Fe 2 O 3 (3.58 wt. %), MnO (0.06 wt. %) and TiO 2 (0.59 wt. %) than the durbachitic rock form TP and JP. Moreover, the content of Rb (215 ppm), Sr (261 ppm) and Ba (957 ppm) is lower than in the samples from TP or JP. The lower concentrations of Ta (1.2 ppm), Y (20.3 ppm) and U (4.7 ppm) are characterised for the host rock as well as for the sampled from JP. There is a similar concentration of Th (20.2 ppm) in all samples. The K/Rb ratio (220) is higher than in the rocks from JP and TP. There is a smaller amount of rare earth elements in the host rock. The concentration of REE is lower, when compared with TP and JP. The examined rock can be characterized as a quartz monzonite in TAS diagram (Fig. 6). Similarly to other durbachitic rock the host rock are rich in (Th, U). The quartz monzonite cannot be classified as ultrapotassic rock, because of lower content of K and Mg. a b Obr. 6 a, b. Comparison of typical durbachitic rock from Třebíč Pluton (red point), Jihlava Pluton (blue point), mafic enclave from Třebíč Pluton (green point) (KOTKOVÁ et al. 2009) with a quartz monzonite (host rock of gabbroid enclave) (black point). Fig. 6 a, b. Srovnání typického durbachitu z třebíčského plutonu (červený bod), jihlavského plutonu (modrý bod), mafické enklávy z třebíčského plutonu (zelený bod) (KOTKOVÁ et al. 2009) s křemenným monzonitem (hostitelskou horninou gabroidní enklávy) (černý bod). 35

36 Table 1. Whole rock chemical composition of typical durbachitic rock from Tře bíč Pluton, Jihlava Pluton, mafic enclave from Tře bíč Pluton (KOTKOVÁ et al. 2009) and quartz monzonite. Tabulka 1. Chemické složení typických durbachitů z třebíčského a jihlavské ho plu - tonu, mafické enklávy z třebíčského plutonu (KOTKOVÁ et al. 2009) a kře - menného monzonitu. 36

37 Mineral chemistry The chemical composition of each mineral from the host rock differs from the minerals of the enclave. Plagioclase of the host rock contains less Na 2 O than the plagioclase of the enclave (Fig. 7). Some of the K-feldspar is strongly perthitic (Fig. 5 G) and has higher quantities of Na 2 O 3 ( wt. %) and BaO ( wt. %). Biotites from the host rock have a consistent chemical composition. The Mg concentration is and the content of IV Al is apfu. The content of solid solution components annite and phlogopite is similar (Fig. 8). Fig. 7. Chemical composition of plagioclase from the enclave and the host rock. Obr. 7. Chemické složení plagioklasu z enklá vy a okol ní horniny. Fig. 8. Chemical composition of biotite from the enclave and the host rock. Obr. 8. Chemické složení biotitu z enklávy a okolní horniny. 37

38 Hercynite-bearing enclave petrography Although abundant occurrence of various cognate inclusions is typical for durbachitic rocks (HOLUB 1977), a hercynite-bearing enclave has not yet been discovered in rocks of the durbachite series. This enclave has diffuse contact with its surroundings host rock (Fig. 9, 10). The mineral association of the enclave is as follows: biotite + plagioclase + hercynite + pyrrhotite + accessory K-feldspar + secondary sericite The enclave is richer in mafites than the surrounding quartz monzonite. Biotites (modal abundance 48 %) found in the enclave exhibit a form of red-brownish flakes up to 0.6 mm long. There are inclusions of zircon in some biotite grains that have subhedral to form and are max. 0.2 mm long. Hercynites dark green grains (modal abundance 7 %) are substantially affected by an alteration and have a subhedral form and are up to 0.5 mm in size. Most of the hercynites grains have been partially altered into sericite. Pyrrhotites (modal abundance 3 %) represent ore minerals in the enclave. They have a subhedral form and their grains can be up to 0.3 mm long. Major part of the plagioclase (modal abundance 41 %) in the enclave have been altered and replaced by sericite. The accessory minerals (modal abundance 1 %) in the enclave are zircon, monazite, K-feldspar and apatites. Apatites can occur as enclaves in biotite or separately. Based on the modal abundance of the minerals the enclave could be classified as a biotite bearing gabbro. Fig. 9. Obr. 9. Dark enclave in quartz monzonite from TP. Tmavá enkláva v křemenném monzonitu z TP. Mineral chemistry of hercynite -bearing enclave The chemical composition of biotites in the hercynite -bearing enclave is uniform. The Mg/(Mg+ Fe) ratio in biotites from the enclave and the host quartz monzonite rock ( ) are largely consistent. Biotites of the enclave are different from the biotites of the host rock as they are significantly more aluminous (Fig. 8). Analysed hercynite are essentially solid solutions of hercynite, spinel, and gahnite with minor magnetite. Cr and V are present in trace quantities. The composition range is Hc 63 Gh 18 Sp 17 Mt 1 2. Plagioclase shows relatively low compositional variation; from An 79 to An 84. They are much more An-rich then the plagioclase in the host rock (Ab 62 Ab 80 ) (Fig. 7). 38

39 The chemical composition of the accessory mineral monazite was analysed. The content of each chemical element from monazite in the enclave is similar to the content of chemical elements from the monazite in the host rock. The content of ThO 2 in monazite from the enclave is similarly high (8 10 wt. %) to the content in monazite from the host rock (9 11 wt. %). There is low concentration of UO 2 (0.7 1 wt. %) in all monazites. The content of Ce 2 O 3 (25 28 wt. %) prevails over the content of La 2 O 3 (13 15 wt. %) in monazite-(ce) from the enclave as well as in monazite-(ce) from the host rock. Fig. 10. Back scattered electron image plagioclase, biotite, zircon from enclave (photo R. Škoda). Obr. 10. Plagioklas, biotit a zircon z enklávy (zpětně odražené elektrony), R. Škoda. Fig. 11. Back scattered electron image biotite, pyrrhotite, sericite from enclave (photo R. Škoda). Obr. 11. Biotit, pyrhotin a sericit z enklávy (zpětně odražené elektrony), R. Škoda. 39

40 Monazite U-Pb dating Monazites-(Ce) from the enclave yielded a chemical age of Ma. A radiometric age of the JP crystallization (U-Pb zircon, TIMS Ma, KOTKOVÁ et al. 2003) and a radiometric age of the TP crystallization (U-Pb zircon, TIMS Ma, KOTKOVÁ et al. 2003) is close to the chemical age of the monazite-(ce) from the enclave. Furthermore, a monazite age of the gabbro-monzogabbro in JP Ma (LEICH- MANN and ŠVANCARA 2005) corresponds to the chemical U-Pb age of the monazite-(ce). DISCUSSION Enclave petrogenesis The gabbroic enclave with hercynite has not yet been described in the durbachitic rocks of the TP. Enclaves from the TP described by HOLUB (1976) and BAžANTOVÁ (2016) have a different mineral composition and they lack hercynite. Enclaves with similar features were described by SUAREZ (1992). Most of these enclaves have similar mineral composition (hercynite or Mg-spinel, plagioclase, muscovite, biotite) to the enclave from TP. Moreover, the chemical composition of the minerals is similar. The plagioclases are mostly An-rich and the biotites are more aluminous than the biotites from the host rock. The difference is in the chemical composition of spinelids. Hercynite from TP have higher gahnite content and lower spinel content than the enclave described by SUAREZ (1992). SUAREZ (1992) states that all spinelid enclaves could be interpreted as restitic phases after higher stages of partial melting. This explains the absence of quartz in enclaves already incorporated into a melt. The absence of cordierite and garnet indicates high temperature conditions and it implies that spinel forming reactions have taken place in intermediate pressure. According to SUAREZ (1992), it is reasonable to assume that the assimilation and melting processes which created their restitic enclaves might have occurred at temperatures higher than 800 C and pressures higher than 2 kbar. The hercynite and An-plagioclase in the enclave from TP could have formed through the following reaction: biotite + plagioclase Ca-Na hercynite + An-rich plagioclase + melt (quartz, K-feldspar, Na- plagioclase and water in the melt). This prograde reaction could not be observed in the thin section due to very common younger retrograde LT reaction- seritization. On the other hand, with respect to reactions described in SUAREZ (1992), the prograde reaction in the enclave from the TP could be the first evidence of the HT event in the Třebíč Pluton. Evidence on the HT event was found in nearby JP. SUCHÁNKOVÁ (2016) described the following HT mineral association in JP: orthopyroxene + K-feldspar + An- rich plagioclase. FURTHERMORE, LEICHMANN et al. (2007) described the HT mineral association in the garnet-sillimanite- cordierite kinzigite from Petrovice in the JP. This mineral assemblage consists of garnet, silimanite I, relics of cordierite, hercynite, rutile I, ilmenite and quartz, retrograde minerals- cordierite II, sillimanite II and Ti- rich biotite, K-feldspar, quartz and plagioclase. According to LEICHMANN et al. (2007), the relic assemblages cordierit + hercynite and hercynite + quartz may suggest peak metamorphism conditions at T ~ 900 C and P ~ 5 7 kbar. Geophysical context Biotite bearing gabbroid enclave with hercynite that was found in quartz monzogabbro in TP occurs in the area of positive gravity anomaly (LEICHMANN et al. 2016). Although, the rock exposed at the surface are more felsic than typical durbachites characterised by neutral gravity field. It is therefore probable, that the surface geology differs from 40

41 the deeper subsurface structures. The presence of the gabbroid rocks at the depth could cause this positive gravity anomaly. This presumption is affirmed by the evidence of other bodies of gabbroid rocks nearby. One of them is in the central part of the JP, another is a gabbroid body NE of TP. These were described by LEICHMANN and ŠVANCARA (2005), ŠTĚPÁNEK (1930) and are demonstrated by a well-marked gradient on the maps (LEICH- MANN et al. 2016). A gravity gradient in the studied area (Fig. 3a) is not so strong, thus the denser rock could be located deeper under the surface. Nevertheless, it is probable that it can be wide-spread at the depth. CONCLUSIONS 1. The mineral composition of the enclave is: biotite + plagioclase + hercynite + pyrhotine + sericite + accessory K-feldspar. A similar enclave has not yet been described in a rock of durbachitic series. 2. Similar kinds of enclaves were discovered and described by SUAREZ (1992), who similarly assumed the PT condition of the assimilation and melting process at temperatures higher than 800 C and pressures higher than 2 kbar. A high temperature event was identified in JP (SUCHÁNKOVÁ 2016, LEICHMANN et al. 2007) but not in the TP yet. The studied enclave with hercynite from the TP could represent the first evidence of the HT event in the TP. 3. The presence of the gabbroid enclave and positive gravity anomaly in the studied area refer to a different rock composition of the surface and deeper parts. It could suggest that a body of gabbroid rock could be found in a deeper part of the area. 4. The quartz monzonite host rock is different from the typical durbachitic rock of the TP and the JP mainly by the non-porphyric structure and the chemical composition. The host rock has a lower concentration of MgO (2.14 wt. %), Fe 2 O 3 (3.58 wt. %), MnO (0.06 wt. %) and TiO 2 (0.59 wt. %). ACKNOWLEDGEMENTS I greatly appreciate the discussions, help and advice from doc. RNDr. Jaromír Leichmann, Dr. (Masaryk University). I also thank doc. Mgr. Radek Škoda, Ph.D. (Masaryk University) for monazite dating. REFERENCES BAžANTOVÁ, H. (2016): Petrologická interpretace geofyzikálně identifikovatelných nehomogenit třebíčského plutonu. MS, Diplomová práce, Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity. Brno. BOWES, D. R., KOŠLER, J. (1993): Geochemical Comparison of the Subvolcanic Appinite Suite of the British Caledonides and the Durbachite Suite of the Central European Hercynides: Evidence for Associated Shoschonitic and Granitic Magmatism. Mineralogy and Petrology, 48, BUBENÍČEK, J. (1968): Geologický a petrografický vývoj třebíčského masívu. Sborník geologických věd, Geologie, 13, Praha. FINGER, F., ROBERTS, M., HAUNSCHMID, B., SCHERMAIER, A., STEYRER, H. P. (1997): Variscan granitoids of central Europe: their typology, potential sources and tectonothermal relations. Mineralogy and Petrology, 61, FIALA, J., VAŇKOVÁ V., WENZLOVÁ, M. (1983): Radioactivity of selected durbachites and syenites of the Bohemian massif. Časopis pro mineralogii a geologii, 28 (1), FOLEY, S. F., VENTURELLI, G., GREEN, D. H., TOSCANI, L. (1987): The ultrapotassic rocks: characteristic, classification, and constrains for petrogenetic models. Earth Science Review, 24, HOLUB, F. V. (1997): Ultradraselné plutonity durbachitové série v Českém masívu: petrologie, geochemie a petro - genetická interpretace. Sborník geologických věd, Ložisková mineralogie, 31, Praha. JANOUŠEK, V., HOLUB, F. V. (2007): The casual link between HP-HT metamorphism and ultrapottassic magmatism in collisional orogens: case study from Moldanubian Zone of the Bohemian Massif. Proc Geol Assoc,

42 KOTKOVÁ, J., SCHALTEGGER, U., LEICHMANN, J. (2003): 338 to 335 Ma old intrusions in the Bohemian Massif: a relic of the orogen-wide durbachitic magmatism in European Variscides. Journal of the Czech Geological Society, 48, 1/2, KOTKOVÁ, J., SCHALTEGGER, U., LEICHMANN, J. (2009): Two types of ultrapotassic rocks in the Bohemian Massif Coeval Intrusions at Different Crustal Levels. Lithos, 115, LEICHMANN, J., ŠVANCARA, J. (2005): Schoschonitická až ultrapotasická gabra jihlavského masivu. 2. sjezd České geologické společnosti, Slavonice října 2005, LEICHMANN J., NOVÁK, M., BURIÁNEK, D., BURGER, D. (2007): High-temperature to ultrahigh-temperature metamorphism related to multiple ultrapotassic intrusion: evidence from garnet-sillimanite-cordierite kinzigite and garnet-orthopyroxene migmatites in the eastern part of the Moldanubian Zone (Bohemian Massif). Geologica Carpathica, 58 (5), LEICHMANN, J., GNOJEK, I., NOVÁK, M., SEDLÁK, J., HOUZAR, S. (2016): Durbachites from the Eastern Moldanubicum (Bohemian Massif): erosional relics of large, flat tabular intrusions of ultrapotassic melts geophysical and petrological record. International Journal of Earth Sciences, 106, 1, MONTEL, J.M., FORET, S., VESCHAMBRE, M., NICOLLET, C., PROVOST, A. (1996): Electron microprobe dating of monazite. Chemical Geology 131, POUCHOU, J. L., PICHOIR, F. (1985): PAP procedure for improved quantitative microanalysis. Microbeam Ana - lysis, 20, SAUER, A. (1893): Der Granitit von Durbach in nordlichen Schwarzwald und seine Grenzfacies von Glim mer - syenit (Durbachit). Mitteilung der Badischen geologischen Landesanstalt, 2, SCHULMANN, K., LEXA, O., ŠTÍPANSKÁ, P., RACEK, P., TAJČMANOVÁ L., KONOPÁSEK J., EDEL J. B., PESCHLER, A., LEHMNANN, J. (2008): Vertical extrusion and horizontal channel flow of orogenic lower crust: key exhumation mechanism in large hot orogens. Journal of Metamorphic Geology, 26, SUCHÁNKOVÁ, J. (2006): CL studium alterace v granitech. MS, Diplomová práce, ÚGV, Přírodovědecká fakulta Masarykovy Univerzity, Brno TONIKA, J. (1970): Geologie a petrologie jihlavského masivu. Sborník geologických věd, Geologie, 17, VERNER, K., ŽÁK, J., F. HROUDA, HOLUB, F. V. (2006): Magma emplacement during exhumation of the lower- to mid-crustal orogenic root: The Jihlava syenitoid pluton, Moldanubian Unit, Bohemian Massif. Journal of Structural Geology, 26, ZACHOVALOVÁ, K., LEICHMANN, J., ŠTELCL, J. (1999): Petrology, geochemistry and radioactivity of durbachites from Třebíč Massif along the Třebíč Fault. Acta Musei Moraviae. Scientiae geologicae, 84, (in Czech). 42

43 ISSN Acta Mus. Moraviae, Sci. geol. CIII (2018): 1, 43 58, 2018 MINERALOGIE OCELLÁRNÍCH KŘEMENNÝCH MONZODIORITŮ ŽULOVSKÉHO PLUTONU MINERALOGY OF OCELLAR QUARTZ MONZODIORITES OF THE ŽULOVÁ PLUTON JIŘÍ ZIMÁK Abstract Zimák, J., 2017: Mineralogie ocellárních křemenných monzodioritů žulovského plutonu. Acta Mus. Morav., Sci. Geol., 103, 1, (with English summary). Mineralogy of ocellar quartz monzodiorites of the Žulová Pluton Two main rock types can be distinguished in the Variscan Žulová Pluton at the NE margin of the Bohemian Massif: 1) biotite granites (dominate), and 2) biotite or amphibole-biotite granodiorites. Small dioritoide and gabbroide bodies occur along the margin of the pluton. The aim of the paper is petrographical and mineralogical description of quartz monzodiorite with a macroscopically well-developed ocellar texture from four localities at the SE margin of the Žulová Pluton. Quartz monzodiorite with titanite-centered light ocelli consist of plagioclase, K-feldspar, quartz, biotite and amphibole as major phases. Leucocratic ocelli essentially contain feldspars and quartz, minor biotite and amphibole is present. Anhedral titanite crystal always occurs at the core of the ocellus. The compositions of plagioclase, biotite and amphibole occurring in the ocelli and in the matrix outside the ocelli are identical in terms of major element values. The plagioclase compositions plot in the field of oligoclase and andesine (An ). Biotite can be classified as annite. Amphiboles correspond from ferrohornblende to ferrohornblende/magnesiohornblende. Minor accessory minerals include apatite, ilmenite, allanite-(ce), and zircon, as well as pyrrhotite and molybde - nite. Alteration minerals include clay minerals, white mica (sericite), chlorite (clinochlore), and epidote. The studied rocks can be regarded as typical hybrid rocks. Generally, the titanite-centered ocellar texture is a rarely observed texture from magma mixing and mingling zones (e.g., GOGOI et al. 2017). Key words: Žulová Pluton, quartz monzodiorite, titanite-centered ocellar texture, mingling, amphibole, bio - tite, allanite Jiří Zimák: Department of Geology, Faculty of Science, Palacký University, 17. listopadu 12, Olomouc; jiri.zimak@upol.cz 1. ÚVOD Ocellární struktura představuje výjimečný typ stavby intruzívních hornin. Charakteristickým znakem hornin s ocellární strukturou je přítomnost ocelli, tj. kulovitých nebo vejčitých útvarů o velikosti od několika mm do několika cm (např. WINTER 2001). Nerostné složení ocelli a vnitřní struktura závisí na procesech jejich formování. Vznik některých ocelli může souviset s nemísitelností silikátových tavenin rozdílného složení, vytvořených dife - renciačním procesem z původně homogenního magmatu. Jiné mohou představovat výplň pórů (a jde tedy o mandle ). Další mohou být výsledkem procesu zvaného magma mingling (český termín dosud neexistuje), kdy dochází k nedokonalému mechanickému smísení dvou látkově odlišných magmat, přičemž jedna z těchto tavenin vytvoří drobné útvary ( velké kapky ) v té druhé. Proto může mít studium ocellárních struktur zásadní význam pro poznání magmatických procesů (VEGAS et al. 2011, GOGOI et al. 2017). 43

44 2. STRUČNÁ PETROGRAFICKÁ CHARAKTERISTIKA ŽULOVSKÉHO PLUTONU Žulovský pluton je tělesem s výraznou převahou granitoidů, v rámci nichž dominují biotitické granity (monzogranit převažuje nad syenogranitem), relativně hojné jsou granodiority, jen sporadicky se vyskytují tonality a alkalicko-živcové granity (např. JEDLIČKA 1997, ZACHOVALOVÁ et al. 2002). Lokálně jsou v žulovském plutonu přítomny horniny ze skupiny dioritoidů, ŽÁČKEM et al. (1995, 2003) označované jako amfibol-biotititický křemenný diorit, podle JEDLIČKY (1997) jde i o monzodiorit a křemenný monzodiorit. Ojediněle se v granitoidech a dioritoidech žulovského plutonu vyskytují enklávy gabroidních hornin. Pluton místy obsahuje značné množství xenolitů rul v různém stupni migmatitizace, erlanů a mramorů, časté jsou výskyty skarnů. Mapující geologové byli schopni v prostoru žulovského plutonu rozlišit několik typů granitoidů (viz POUBA et al. 1962, též SVOBODA et al. 1964): Dominantní horninou plutonu je biotitický granit, označovaný jako žulovský granit nebo hlavní žula ( Haupt - granit německy píšících autorů). Kromě hlavní žuly je v plutonu přítomna i okra jová žula ( Rand granit ), pro niž je charakteristická výrazná převaha K-živce nad plagio - klasem (ve Streckeisenově klasifikaci jde o alkalicko-živcový granit až syenogranit). Bazičtější grani toidy jsou podle citovaných autorů zastoupeny biotitickým granodio - ritem, makroskopicky nerozlišitelným od hlavní žuly (poměrem alkalický živec versus plagioklas tato hornina odpovídá granitu až granodioritu ve Streckeisenově klasifikaci). LAURENT et al. (2014) na základě litologie rozlišuje v žulovském plutonu čtyři hlavní typy hornin: biotitický granit (středně zrnitý, 4 7 obj. % Bt, jde o dominantní horninu plutonu), granodiorit typu Starost (jemnozrnný, 7 12 obj. % Bt, vyskytuje se jen v okolí Žu - lové), tmavý granodiorit (jemnozrnný až středně zrnitý, 8 14 obj. % Bt, 4 11 obj. % Hbl, zjištěn podél západního okraje plutonu) a křemenný monzodiorit až monzogabro (tvoří enklá vy v biotitickém granitu). Tento článek se zabývá křemennými monzodiority s ocellární strukturou, vystupujícími při jihovýchodním okraji žulovského plutonu. Jejich ocelli mají střed tvořený tita nitem, kolem něj je lem složený ze světlých minerálů. Tyto horniny zmiňuje z okrajové části plutonu již POUBA et al. (1962) a SVOBODA et al. (1964). V citovaných publikacích jsou označovány jako křemenné diority skvrnitého vzhledu (s vysokým obsahem titanitu). Podle cito vaných autorů není jasné, zda jde o xenolity nebo samostatné intruze. Mikroskopická charakteristika těchto hornin (stručná, ale velmi kvalitně zpracovaná) je součástí elektronické přílohy k publikaci LAURENTA et al. (2014), kde lze najít také údaje o celkovém che mis mu hornin i o složení horninotvorných minerálů. Práce LAURENTA et al. (2014) je zaměřena hlavně na geochronologii žulovského plu - tonu. Na základě výsledků U-Pb zir ko nového datování (LA-ICP-MS) lze intruze ta - venin, z nichž vznikl hlavní granit a křemenný monzodiorit, považovat za syn - chronní (prakticky shodné výsledky 291 ± 5 Ma a 292 ± 4 Ma viz LAURENT et al. 2014). 3. VZORKY A METODY Během terénních prací prováděných v prostoru žulovského plutonu bylo na čtyřech výskytech dioritoidních hornin s makroskopicky výraznými světlými skvrnami (ocelli) odebráno cca 60 vzorků. Na obr. 1 jsou tyto výskyty označeny písmeny A, B, C a D, v textu článku jsou pojmenovány podle nejbližších kót: A = Liščí vrch, B = Sokolí vrch, C = Na Radosti, D = Strážný. Na všech čtyřech výskytech jsou dioritoidy hojně přítomny v podobě fragmentů různých rozměrů, včetně mohutných bloků, na Liščím vrchu je dioritoidové těleso otevřeno malým stěnovým lomem (již dlouho opuštěným). 44

45 Ze vzorků reprezentujících všechny čtyři výskyty křemenných monzodioritů s ocelární strukturou byly J. Povolným (PřF MU Brno) a J. Zbirovským (URGA Olomouc) zhotoveny leštěné výbrusy, které byly vyhodnoceny v procházejícím i odraženém světle za po užití standardního polarizačního mikroskopu. Chemické složení vybraných minerálů bylo studováno metodou WDX pomocí elektro - nového mikroanalyzátoru Cameca SX100 (analytik P. Gadas, PřF MU Brno). Výsledky reprezentativních WDX analýz biotitu, chloritu, amfibolů, titanitu a allanitu-(ce) jsou uvedeny v tab. 1 až 5. V případě amfibolů byly hodnoty apfu vypočteny na bázi 23 atomů kyslíku, poměr mezi Fe 3+ a Fe 2+ byl kalkulován na základě T + C = 13. Podmínky, za nichž byly provedeny WDX analýzy jednotlivých minerálů, může na požádání sdělit autor článku. Údaje o chemismu horninových vzorků byly získány pomocí XRF analyzátoru DELTA- PREMIUM v laboratořích firmy URGA, s.r.o. se sídlem v Olomouci (použitou metodiku podrobně popisuje ZIMÁK et al. 2016). Obr. 1. Zjednodušené geologické schéma jihovýchodního okraje žu - lovského plutonu. Upraveno na základě mapy ČGÚ v mě - řítku 1 : (ŽÁČEK et al. 1995). Tělesa křemenných mon zodioritů jsou zelená (A = Liščí vrch, B = Sokolí vrch, C = Na Radosti, D = Strážný). Fig. 1. Simplified geological sketch of the SE margin of the Žulová Pluton. Adopted from Czech Geological Survey map 1 : (ŽÁČEK et al. 1995). Quartz monzodiorite bodies are green (A = Liščí vrch, B = Sokolí vrch, C = Na Radosti, D = Strážný). 45

46 Tab. 1. Tab. 1. Reprezentativní WDX analýzy biotitu (hm. %, apfu); b.d. = pod mezí detekce. Representative WDX analyses of biotite (wt. %, apfu); b.d. = below detection. 46

47 Tab. 2. Reprezentativní WDX ana - lýzy chloritu (hm. %, apfu). Tab. 2. Representative WDX ana ly - ses of chlorite (wt. %, apfu). Tab. 3. Reprezentativní WDX analýzy amfibolů (hm. %, apfu); b.d. = pod mezí detekce. Tab. 3. Representative WDX analyses of amphiboles (wt. %, apfu); b.d. = below detection. 47

48 Tab. 4. Tab. 4. Reprezentativní WDX analýzy titanitu (hm. %, apfu); b.d. = pod mezí detekce. Representative WDX analyses of titanite (wt. %, apfu); b.d. = below detection. 48

49 Tab. 5. Tab. 5. Reprezentativní WDX analýzy allanitu-(ce) (hm. %, apfu); b.d. = pod mezí detekce. Representative WDX analyses of allanite-(ce) (wt. %, apfu); b.d. = below detection. 4. VÝSLEDKY A DISKUZE Na všech čtyřech lokalitách mají ocellární křemenné monzodiority stejnou petrografickou povahu, neliší se ani celkovým chemismem nebo složením jednotlivých horninotvorných minerálů. Proto jsou v následujícím textu popisovány společně, na případné drobné rozdíly je upozorněno. 4.1 Makroskopická a mikroskopická charakteristika ocellárních hornin Studované horniny jsou drobnozrnné, často s přechodem do středně zrnitých, pří - padně až hrubozrnných variet. Celkově jsou šedé, obsahují výrazně světlejší ocelli šedobílé, někdy jemně nažloutlé, případně lehce narůžovělé barvy (obr. 2). Pokud lomná plocha prochází středem ocellu, lze pozorovat, že tato centrální část je nahnědlá (jde o titanit, ma - kroskopicky neidentifikovatelný). V terénu jsou ocelli na navětralých plochách horniny velmi nápadné, mírně vystupují nad své okolí (obr. 3). Jejich velikost je obvykle 3 až 8 mm, místy mohou být i výrazně větší (max. 20 mm). Drobnější ocelli jsou často víceméně kulo- 49

50 vité nebo elipsoidální, někdy však lze pozorovat jejich zřetelné protažení v určitém směru, který je rámcově shodný pro většinu ocelli přítomných v horninovém bloku. Tvar větších ocelli je často nepravidelný (někdy až amébovitý); někdy jsou sousední ocelli řetízkovitě propojeny a mohou splývat i do žilek. V případě typických drobnozrnných křemenných monzodioritů je podíl ocelli na jejich složení víceméně stálý (odhadem cca obj. %). S rostoucí velikostí zrna se objem ocelli v hornině výrazně snižuje. Pokud se v prostoru lokality vyskytují středně zrnité až hrubozrnné plutonity, ocelli v nich přítomny nejsou (např. Na Radosti a na Liščím vrchu). Tyto hrubozrnnější horniny bez ocelli nebyly studovány v některých případech je možné, že jde o křemenný monzodiorit, jiné melanokrátnější však mohou složením odpovídat ga - broi dům, další však obsahují značné množství křemene, a lze je proto spíše považovat za granitoidy (granodiorit nebo snad tonalit). Vztahy mezi uvedenými horninovými typy bylo obtížné v terénu hodnotit, vzájemné hranice či přechody zjištěny nebyly, jedině s výjimkou Liščího vrchu, kde typický křemenný monzodiorit s ocelli přechází do hrubozrnnější variety s vyšším obsahem křemene (jde již o relativně tmavý granodiorit), avšak s men ším objemem ocelli. Obr. 2. Vzorek křemenného monzodioritu s ocellární strukturou z lokality Strážný. Fig. 2. Hand specimen showing the ocellar texture of quartz monzodiorite from the locality Strážný. Coin diameter is 2 cm. Obr. 3. Světlé ocelli vystupující na navětralém povrchu křemenného monzodioritu z lokality Strážný. Fig. 3. Weathered quartz monzodiorite surface with light ocelli from the locality Strážný. Coin diame ter is 2 cm. 50

51 Typický ocellus je v podstatném množství tvořen vždy čtyřmi minerály: kyselým plagioklasem, K-živcem, křemenem a titanitem; ve variabilním množství je přítomen amfibol a biotit. V centru ocellu je vždy titanit. Většinou jde o jediné individuum s xenomorfním omezením (obr. 4 a 5), v mnoha ocelli byly v jejich středu (resp. v centrální části řezu napříč těmito útvary) zjištěny drobné nahloučené ostrůvky titanitu ve světlých minerálech, pozorovaná struktura připomíná poikilitickou (obr. 6). Tyto ostrůvky titanitu představují seříznuté výběžky jednoho a téhož zrna (v XPL shodně zhášejí). Kyselý plagioklas (bazicita byla stanovena WDX analýzami viz níže), K-živec (často s mřížkováním typickým pro mikroklin) a křemen tvoří xenomorfní individua o velikosti zpravidla do 1 mm. Vnější ohraničení ocelli není ostré, do ocelli zasahují zrna amfibolu a biotitu z jejich okolí; drobná zrna obou minerálů jsou běžně přítomna v křemen-živcových partiích a často jsou v kontaktu i s titanitem v centru (obr. 4 až 6). Obr. 4. Titanit v centru ocelli v křemenném mon zodioritu z lokality Strážný v BSE obrazu. Šířka snímku je 1,9 mm. Foto: P. Gadas. Fig. 4. Backscattered electron image of titanite-centered ocelli in quartz monzodiorite from the Strážný locality. Field of view is 1.9 mm wide. Photo: P. Ga das. Obr. 5. Hypautomorfní zrno titanitu v cen trál - ní části ocellu. Titanit je lemován svět - lý mi minerály a amfibolem. Matrix je složena ze světlých minerálů (kyselý pla gioklas převažuje), biotitu a am - fibolu. Lokalita Na Radosti. Vý brus v po larizovaném světle, bez ana ly zá - to ru. Šířka snímku je 1,2 mm. Fig. 5. Subhedral titanite grain at the core of the ocellus. Titanite is rimmed with light minerals and amphibole. Matrix is composed of light minerals (acid plagioclase dominates), biotite and am phi bole. Na Radosti locality. Thin section in plane-polarized light, without analyzing polarizer. Field of view is 1.2 mm wide. 51

52 Obr. 6. Ostrůvky titanitu v okrajové zóně ocellu složené hlavně ze živců a amfibolu, lo - kalita Sokolí vrch. Výbrus v po la ri zo - vaném světle, bez analy zá to ru. Šířka sním ku je 1,2 mm. Fig. 6. Titanite islets in a marginal zone of an ocellus composed mainly of feldspars and hornblende, Sokolí vrch locality. Thin section in plane-polarized light, without analyzing polarizer. Field of view is 1.2 mm wide. Matrix horniny je ve srovnání s ocelli výrazně bohatší na tmavé minerály, zastoupené biotitem (někdy chloritizovaným) a amfibolem. Biotit (včetně chloritizovaného) zpravidla kvantitativně převažuje, v některých vzorcích z lokality Na Radosti je obsah biotitu a amfibolu přibližně stejný. V asociaci světlých minerálů převažuje kyselý plagioklas nad dra - selným živcem (ten je někdy jen vedlejší složkou) a křemenem, jehož množství je vždy podstatné. Na základě modálního složení lze matrix klasifikovat většinou jako křemenný mon zodiorit. V některých horninových vzorcích z lokalit Liščí vrch a Na Radosti je objem křemene v matrix o něco větší než 20 % z celkového objemu světlých minerálů jde tedy o granodiorit, případně tonalit. Matrix horniny má granitickou strukturu. Hypautomorfní zrna plagioklasu mají velikost obvykle do 2 mm. Křemen a K-živec (často mřížkovaný) se vyskytují v podobě xenomorfních zrn, zpravidla menších rozměrů ve srovnání s plagioklasem. Živce jsou často sericitizované, v některých vzorcích silně zakalené (kaolinizace?). Biotit a amfibol mají převážně hypautomorfní omezení (viz obr. 4 a 5), velikost individuí je zpravidla do 0,5 mm, jen v některých vzorcích přesahuje 1,5 mm. Biotit je výrazně pleochroický (světlé nažloutlý černohnědý). Podél štěpných trhlin bývá částečně chloritizován. V některých vzorcích je chloritizace biotitu totální, v agregátech novotvořeného chloritu se běžně objevuje titanit v podobě jemných žileček, probíhajících patrně podél štěpných ploch původního biotitu a po intergranulárách (obr. 7). Amfibol vykazuje výrazný pleochroismus (bledě zelený nebo bledě žlutozelený hnědozelený), jen výjimečně byla pozorována přeměna amfibolu podél štěpných trhlin na epidot (resp. minerál klinozoisit-epidotové řady, ověření WDX analýzou nebylo možno provést). Ve studovaných horninách byly zjištěny následující akcesorie: apatit, ilmenit, allanit a zirkon (jde o běžné akcesorie), pyrhotin a molybdenit. Apatit je nejhojnější akcesorií. V podobě převážně jehlicovitých individuí byl zjištěn ve všech výbrusech (v horninové matrix, ne v ocelli). Jeho podíl na modálním složení horniny lze odhadnout na 1 2 %. V hrubozrnnějších typech hornin s vyšším podílem křemene dosahuje podíl apatitu až 3 obj. %. Jde například dva vzorky z Liščího vrchu, které složením odpovídají spíše granodioritu než křemennému monzodioritu. O vysokém podílu apatitu v obou vzorcích svědčí obsahy 1,43 a 1,75 hm. P 2 O 5, stanovené metodou XRF. Ilmenit tvoří xenomorfní zrna o velikosti zpravidla do 0,1 mm, méně časté jsou drobné tabulky či spíše jejich relikty. Běžně dochází k zatlačování ilmenitu titanitem. Na obr. 7 jsou v jeho spodní polovině drobná zrna ilmenitu (bílá v BSE), vpravo nahoru od středu snímku je relikt ilmenitové tabulky s lemem titanitu. Poměrně často se ilmenit vyskytuje v podobě inkluzí v biotitu (obr. 8). 52

53 Obr. 7. Zcela chloritizovaný biotit v kře men - ném monzodioritu až granodioritu z lokality Liščí vrch v BSE obrazu. Šíř - ka snímku je 1,3 mm. Foto: P. Gadas. Fig. 7. Backscattered electron image of totally chloritized biotite in quartz monzodiorite to granodiorite from the Liščí vrch locality. Field of view is 1.3 mm wide. Photo: P. Gadas. Obr. 8. Biotit s uzavřeninami pyrhotinu a il me - nitu a zonální plagioklas v křemenném monzodioritu až granodioritu z loka li - ty Liščí vrch v BSE obrazu. Šířka sním - ku je 1,8 mm. Foto: P. Gadas. Fig. 8. Backscattered electron image of bioti - te with pyrrhotite and ilmenite inclusions and zoned plagioklase in quartz monzodiorite to granodiorite from the Liš čí vrch locality. Field of view is 1.8 mm wide. Photo: P. Gadas. Allanit je přítomen v podobě xenomorfních až hypautomorfních zrn o velikosti do 0,3 mm (obr. 9), zjištěn byl téměř ve všech výbrusech. Je jen slabě postižen metamiktní přeměnou, způsobující jeho zakalení. V BSE obrazu se tato přeměna projevuje přítomností tmavších partií, někdy žilkovité povahy. Ve všech výbrusech přítomný zirkon tvoří nedokonale omezené dlouze sloupcovité krystaly o velikosti zpravidla do 0,2 mm (obr. 10). Již zmíněný Fe-sulfid byl zjištěn v podobě xenomorfních zrn o velikosti do 0,5 mm, případně drobných zrnitých agregátů (až 2 mm). Bývá silně postižen limonitizací, většinou je přítomen pouze v reliktech. V odraženém světle vykazuje silnou anizotropii a hnědou barvu charakteristickou pro pyrhotin. V BSE obrazu lze pozorovat pronikání sekundárních produktů podél jednoho systému štěpných trhlin. Ze spektra EDX je zřejmé, že v podstatném množství obsahuje pouze Fe a S, a to v atomárním poměru přibližně 1 : 1 (jde o kvali - fi kovaný odhad). Z údajů o chemismu, optických vlastnosti i pozorované štěpnosti je evidentní, že jde o pyrhotin. Jeho přítomnost se podařilo prokázat pouze v několika vzorcích z lokalit Liščí vrch (obr. 8) a Strážný. Na lokalitě Strážný je provázen tabulkami molybdenitu o velikosti až 0,2 mm. 53

54 Obr. 9. Zonální allanit-(ce) v křemenném mon zodioritu z lokality Sokolí vrch v BSE obrazu. Šířka snímku je 0,3 mm. Foto: P. Gadas. Fig. 9. Backscattered electron image of zo - ned allanite-(ce) in quartz monzo - diorite from the Sokolí vrch locality. Field of view is 0.3 mm wide. Photo: P. Gadas. Obr. 10. Zirkon a biotit v křemenném monzodioritu z lokality Strážný v BSE obrazu. Šířka snímku je 1,5 mm. Foto: P. Ga - das. Fig. 10. Backscattered electron image of zircon and biotite in quartz monzodiorite from the Strážný locality. Field of view is 1.5 mm wide. Photo: P. Gadas Chemismus minerálů ocellárních hornin Bazicita plagioklasu odpovídá podle výsledků WDX analýz (celkem 18) oligoklasu až andezinu (An 24 46, v průměru An 34 ). Plagioklasy vykazují normální chemickou zonálnost, bazicita jejich jader je mírně vyšší než okrajových partií. To je nejlépe pozorovatelné v BSE obrazu, kdy je jádro o něco světlejší. Největší rozdíl mezi jádrem a okrajem byl zjištěn v živci z lokality Liščí vrch (jde o křemenný monzodiorit/granodiorit), kdy jádro má bazi - citu An 46, okraj An 24 (obr. 8). V jádrech některých individuí jsou patrně přítomny relikty bazického plagioklasu. BSE obraz to naznačuje, pozorované objekty (světlejší než jejich okolí) jsou však příliš malé na provedení reprezentativní WDX analýzy. Obsah Or-složky v ana lyzovaných plagioklasech je v rozpětí 0,5 0,9 mol. %. V draselných živcích bylo WDX analýzami (celkem 5) stanoveno mol. % Or, 4 9 mol. % Ab a 1 3 mol. % Cn, obsah An je max. 0,2 mol. %. Výsledky reprezentativních WDX analýz biotitu a chloritu vznikajícího jeho alterací jsou uvedeny v tab. 1 a 2. Chemismus biotitu odpovídá annitu (obr. 11). WDX analýzy chloritu dokládají, že jde o chlority klinochlor-chamositové řady s převahou chamositové složky; také v klasifikaci MELKY (1962) tyto chlority leží v poli chamositu (2,76 2,89 Si apfu, F/FM = 0,57 0,65, celkem 8 analýz). 54

55 Obr. 11. Klasifikace biotitu ze studovaných hornin v diagramu siderofyllit eastonit annit flogopit. Fig. 11. The classification of biotite from studied rocks in the diagram siderophyllite eastonite annite phlogopite. Analyzované amfiboly složením odpovídají ferohornblendu, připadně jsou na rozhraní ferohornblend/magneziohornblend (viz výsek klasifikačního diagramu Ca-amfibolů na obr. 12 a data v tab. 3). Chemismus titanitu byl sledován třinácti WDX analýzami. Ve všech případech šlo o ti - ta nit z centra ocellu. Titanit vznikající přeměnou biotitu nebo na úkor ilmenitu nemohl být vzhledem k malým rozměrům analyzován. Chemismus titanitu vykazuje poměrně malou va - riabilitu (to je zřejmé i z tab. 4). Jeho hlavními a stálými příměsmi jsou Al (0,05 0,08 apfu), Fe (0,01 0,04 apfu), Nb (0 0,02 apfu) a F (0,02 0,06 apfu). V ilmenitu byla WDX analýzami zjištěna značná příměs manganu v rozpětí 3,49 5,25 hm. % MnO, což odpovídá 8 12 mol. % pyrofanitové složky. Zajímavá je příměs wolframu (0,05 0,13 hm. % WO 3, tj. 0,001 W apfu při přepočtu na 3 atomy kyslíku) a niobu (0,06 0,14 hm. % Nb 2 O 5, tj. 0,001 0,002 Nb apfu). Ve všech analýzách je mírný přebytek TiO 2 oproti stechiometrii (1,014 1,036 Ti apfu), patrně jako důsledek slabé rutilizace. BSE obraz allanitu odhaluje jeho komplikovanou sektorovou zonálnost (viz např. obr. 9). Bodové WDX analýzy byly prováděny vždy na dostatečně velkých, v BSE obrazu co nejsvětlejších partiích, kde bylo možno v excitačním objemu očekávat relativně vysoké obsahy REE (a též bylo zřejmé, že zde nedošlo k hydrataci). Kvantita a poměr vzácných zemin v analyzovaných bodech odpovídá allanitu-(ce), v němž Ce > La > Nd, suma REY je 0,646 0,777 apfu při přepočtu na 12,5 atomu O + F + Cl, výrazně dominantní jsou LREE (tab. 5). Nutno poznamenat, že vzhledem ke způsobu výběru míst pro provedení WDX analýz jejich výsledky nemohou odpovídat průměrnému složení allanitu ve studovaných horninách. Obr. 12. Amfiboly studovaných hornin v klasifikačním diagramu podle LEAKEHO (1978). Fig. 12. Amphiboles from studie rocks in classification diagram by LEAKE (1978) Celkový chemismus ocellárního monzodioritu, srovnání s granitoidy žulovského plutonu Výsledky provedených XRF analýz vzorků ocellárních křemenných monzodioritů jsou sumarizovány v tab. 6. Poměr SiO 2 versus Fe 2 O 3, Al 2 O 3, CaO a K 2 O je znázorněn na obr. 13. Ocellární křemenné monzodiority ze čtyř studovaných lokalit se svým chemismem nijak neliší (viz obr. 13), nejširší interval obsahů sledovaných složek byl zjištěn v případě lokality Na Radosti, což souvisí jak s přítomností přechodných horninových typů, tak i s vy - 55

56 sokým počtem analyzovaných vzorků (15). Z obsahů SiO 2 je zřejmé, že v souboru ocellárních křemenných monzodioritů mírně převažují intermediární typy nad bazickými. Součástí tab. 6 a obr. 13 jsou i údaje o chemismu dominantních typů granitoidních hornin žulovského plutonu získané shodnou metodou. Soubor granodiorit v tab. 6 a na obr. 13 zahrnuje oba typy granodioritů rozlišované LAURENTEM et al. (2014), nelze však vyloučit, že některé horniny v tomto souboru odpovídají granitům s relativně vysokým podílem tmavých součástek (ve srovnání s typickým hlavním granitem). Souborem granit je reprezentován pouze či spíše převážně hlavní granit, vzorky okrajového granitu do něj nebyly vědomě začleněny. Rozlišení obou typů granitů někdy není možné, jednoznačné kritérium neexistuje. Některé ze vzorků souboru granit proto mohou odpovídat okrajovému granitu (mohlo by jít o vzorky s vysokými obsahy K 2 O kolem 6 hm. %). Rozdílné obsahy některých makrokomponent (SiO 2, Fe 2 O 3, CaO a K 2 O) v křemenných monzodioritech, granodioritech a granitech žulovského plutonu (tab. 6, obr. 13) jsou zcela v souladu s rozdíly v jejich modálním složení a jsou zřejmé z již dříve publikovaných prací (např. LAURENT et al. 2014). Obr. 13 dokládá výraznou pozitivní korelaci mezi SiO 2 a K 2 O v celém studovaném spektru hornin a současně negativní korelaci mezi SiO 2 afe 2 O 3 a také mezi SiO 2 a CaO. Relativně vysoký obsah TiO 2 v křemenném monzodioritu (tab. 6) souvisí s přítom - ností titanitu v ocelli, i když určitá část titanu v hornině je vázána i na jiné minerály (např. biotit). Zvýšený obsah P 2 O 5 v křemenném monzodioritu (tab. 6) odpovídá relativní hojnosti apatitu, jenž je dominantním nositelem fosforu ve všech třech srovnávaných skupinách hornin. Obr. 13. Harkerův diagram pro hlavní typy hornin žulovského plutonu. Fig. 13. Harker diagram for main rock types of the Žulová Pluton. 56

57 Tab. 6: Tab. 6: Chemismus křemenného monzodioritu a hlavních typů hornin žulovského plutonu, XRF analýza (celkové železo uvedeno jako Fe 2 O 3, n = počet vzorků, x = průměr). Chemical composition of quartz monzodiorite and main rock types of the Žulová Pluton, XRF analysis (total iron is presented as Fe 2 O 3, n = number of samples, x = average) Poznámka ke genezi ocellárních křemenných monzodioritů Obecně lze konstatovat, že felsické ocelli s centrálním titanitem jsou spíše výjimečným fenoménem. Autorem patrně prvního popisu ocellární stuktury tohoto typu je A. Lacroix (jde o publikaci z roku 1900 viz VEGAS et al. 2011). I když je tato struktura velmi snadno rozpoznatelná již v terénu a současně je geneticky mimořádně zajímavá, je uváděna jen z několika plutonů či masivů (např. HIBBART, 1991, 1995, VEGAS et al. 2011, GOGOI et al. 2017). Felsické ocelli s titanitem v centru bývají součástí hybridních hornin zpra - vidla intermediárního složení, někdy jsou vázány jen na úzké zóny (cm dm mocností), případně jednotlivé ocelli splývají do leukokratních žil s titanitem (např. VEGAS et al. 2011). V případě křemenných monzodioritů na jv. okraji žulovského plutonu jsou felsické ocelli s titanitem přítomny ve velkých objemech hornin, rozhodně ne jen na úzkých zónách minglingu. Splývání ocelli zde není výjimečné, jeho výsledkem jsou však jen drobné felsické agregáty nepravidelných tvarů (někdy amébovitých), rozhodně nejde o žilná tělesa. S přihlednutím k poznatkům uvedeným ve výše citovaných pracích lze ocellární křemenné monzodiority žulovského plutonu považovat za hybridní horniny vytvořené intruzí relativně horkého bazického magmatu do magmatického krbu vyplněného již krystalizujícím magmatem granitového složení. GOGOI et al. (2017) předkládá poměrně komplikovaný model, při němž interakce mezi oběma typy magmat vedou k formování felzické taveniny a taveniny složením odpovídající titanitu. Tyto dvě navzájem nemísitelné taveniny se začleňují do okolní mafické taveniny, s níž jsou nemísitelné. Felsická tavenina a s ní nemísitelná titanitová tavenina postupně zabírají volné prostory (vesikuly) po fluidech uni - kajících z mafického systému, a nakonec vytvoří felsické ocelli s titanitem v centru. Je možné, že tento genetický model je aplikovatelný na ocellární křemenné monzodiority žu lovského plutonu. O interakci bazického a granitového magmatu lze zde uvažovat, neboť U-Pb zirkonové datování (LAURENT et al. 2014) zcela jednoznačně prokázalo shodné či víceméně shodné stáří intruze hlavního granitu a křemenného monzodioritu s ocellární strukturou. 57

58 5. ZÁVĚR Křemenné monzodiority z jihovýchodného okraje žulovského plutonu mají již makroskopicky velmi výraznou ocellární strukturu. Světlé ocelli jsou tvořeny převážně živci a také křemenem, méně biotitem a amfibolem. V jádru ocellu je vždy přítomen titanit. Okolní zpravidla drobně zrnitá matrix je složena hlavně z kyselého plagioklasu (An ), K-živce, křemene, biotitu (annit) a amfibolu (ferohornblend až amfibol na rozhraní ferohornblend/magneziohornblend). Chemické složení živců, biotitu a amfibolu v ocelli je v zásadě shodné s jejich složením v matrix. Akcesorie reprezentuje hojný apatit, ilmenit, allanit-(ce) a zirkon, ojediněle je přítomen pyrhotin a molybdenit. Ocellární křemenné monzodiority vykazují znaky typické pro hybridní horniny. Lze předpokládat, že jejich vznik souvisí s intruzí bazického magmatu do magmatu granitového složení, mísením a interakcí těchto dvou diametrálně odlišných magmatických tavenin (v souladu s modelem předloženým GOGOI et al. 2017). LITERATURA GOGOI, B., SAIKIA, A., AHMAD, M. (2017): Titanite-centered ocellar texture: A petrological tool to unravel the mechanism enhancing magma mixing. Periodico di Mineralogia, 86, HIBBARD, M. J. (1991): Textural anatomy of twelve magma-mixed granitoid systems. In: Didier, J., Barbarin, B. (eds.): Enclaves and granite petrology, Elsevier, Amsterdam. HIBBARD, M. J. (1995): Petrography to petrogenesis. Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, New Jersey. JEDLIČKA, J. (1997): Žulovský masiv ve Slezsku přehled dosavadních znalostí. Zprávy o geologických výzku - mech v roce 1996, Praha. LAURENT, A., JANOUŠEK, V., MAGNA, T., SCHULMANN, K., MÍKOVÁ, J. (2014): Petrogenesis and geochronology of a post-orogenic calc-alkaline magmatic association: the Žulová Pluton, Bohemian Massif. Journal of Geosciences, 59, LEAKE, B. E. (1978): Nomenclature of amphiboles. American Mineralogist, 63, MELKA, K. (1965): Návrh na klasifikaci chloritových minerálů. Věstník Ústředního ústavu geologického, 40, POUBA, Z., DVOŘÁK, J., MÍSAŘ, Z., MUSILOVÁ, L., PROSOVÁ, M., RÖHLICH, P., SKÁCEL, J., UNZEITIG, M. (1962): Vysvětlivky k přehledné geologické mapě ČSSR 1: M-33-XVIII Jeseník. Ústřední ústav geologický, Praha. SVOBODA, J. et al. (1964): Regionální geologie ČSSR. Díl I. Český masív. Sv. 1. Krystalinikum. Nakladatelství ČSAV, Praha. VEGAS, N., RODRIGUEZ, J., CUEVAS, J., SIEBEL, W., ESTEBAN, J. J., TUBÍA, J. M., BASEI, M. (2011): The sphenecentered ocellar texture: An effect of grain-supported flow and melt migration in a hyperdense magma mush. Journal of Geology, 119, WINTER, J. D. (2001): An introduction to igneous and metamorphic petrology. Prentice Hall, Upper Saddle River, New Jersey. ZACHOVALOVÁ, K., LEICHMANN, J., ŠVANCARA, J. (2002): Žulová Batholith: a post-orogenic, fractionated ilmeniteallanite I-type granite. Journal of the Czech Geological Society, 47, 1 2, ZIMÁK, J., DALAJKOVÁ, K., DONOCIK, R., KRIST, P., REIF, D., ŠTELCL, J., KOPECKÁ, L. (2016): Využitelnost te - rénních rentgenfluorescenčních analyzátorů ke stanovení chemismu cementářských surovin na příkladu velkolomu Mokrá. Zprávy o geologických výzkumech, 49, ŽÁČEK, V. et al. (1995): Geologická mapa ČR 1 : List Jeseník. Český geologický ústav, Praha. ŽÁČEK, V., SKÁCEL, J., SKÁCELOVÁ, D. (2003): Geologie území. In: Müller, V. (ed.): Vysvětlivky k souboru geo - logických a ekologických účelových map přírodních zdrojů v měřítku 1 : Listy Bílý Potok, Javorník, Travná, Jeseník, Česká geologická služba, Praha. 58

59 ISSN Acta Mus. Moraviae, Sci. geol. CIII (2018): 1, 59 66, 2018 SCLERACTINIA Z NOVÉ LOKALITY BORAČ-PODOLÍ (JIŽNÍ ČÁST KARPATSKÉ PŘEDHLUBNĚ, ČESKÁ REPUBLIKA) SCLERACTINIA FROM A NEW LOCALITY BORAČ-PODOLÍ (SOUTHERN PART OF THE CARPATHIAN FOREDEEP, CZECH REPUBLIC) LUCIE KLEPRLÍKOVÁ Abstract Kleprlíková, L., 2018: Scleractinia z nové lokality Borač-Podolí (jižní část karpatské předhlubně, Česká republika). Acta Mus. Morav., Sci. Geol., 103, 1, (with English summary). Scleractinia from a new locality Borač-Podolí (southern part of the Carpathian Foredeep, Czech Republic) In this contribution findings of Lower Badenian Scleractinian corals from a new-found locality Borač- Podolí (GPS position: N ', E ') are presented. Locality Borač-Podolí is located about 7 km northeast of the town Tišnov and is a part of the Carpathian Foredeep in South Moravia. During the study 458 coral specimens were determined from this locality. Studied specimens belong to 5 families: Caryophyllidae, Dendrophylliidae, Poritidae, Faviidae a Stylophoridae (6 genera: Peponocyathus, Balanophyllia, Tarbellastraea, Montastraea, Porites and Stylophora). Key words: Central Paratethys, Carpathian Foredeep, Borač-Podolí, Scleractinia, Miocene, Lower Badenian Department of Geological Sciences, Faculty of Science, Kotlářská 2, Brno, Czech Republic; @mail.muni.cz ÚVOD Spodnobadenští korálnatci jsou známí z mnoha lokalit karparské předhlubně. Mor - fologie jejich skeletů, počet, velikost a zastoupení hermatypních a ahermatypních druhů mohou přispět k indikaci mořského prostředí ve spodním badenu. Lokalita Borač-Podolí (GPS pozice: N ', E ') je nově zkoumanou lokalitou a nachází se severozápadně od města Tišnov, v okrese Brno-venkov v Jihomoravském kraji. Z geologického hlediska je součástí jižní karpatské předhlubně na Moravě a geomorfologicky spadá do oblasti Hornosvratecké vrchoviny. Lokalita je reprezentována vrstvy jílových sedimentů (téglů) s nepravidelně uloženými čočkami žlutohnědého jemnozrnného písku. Čočky písků jsou bohaté na nejrůznější mělkomořskou mikro- a makrofaunu spodnobadenského stáří. Koráli, zastoupeni převážně hermatypními taxony, tvoří v těchto čočkách významnou složku nalezeného společenstva organismů. Tento příspěvek přináší poznatky k nálezům a determinaci korálové fauny z této nové lokality. METODIKA Materiál fosilních korálů použitý pro tento výzkum pocházel z vlastních sběrů a exemplářů ze soukromých sbírek RNDr. Pavla Hudce (MND a.s.), p. Uhera (majitel soukromého pozemku) také z Muzea Brněnska v Předklášteří. Z lokality Borač-Podolí bylo v rámci výzkumu odebráno přibližně 70 kg materiálu. 59

60 Za pomoci ultrazvukové čističky RETSCH UR1 byly vybrané vzorky šetrně očištěny a zbaveny přebytečného sedimentu usazeného v kalichu. Fosilie korálů byly dále z makroskopického i mikroskopického hlediska určovány a popisovány na základě vnějších morfologických charakteristik a počtu sept a septálních cyklů. K determinaci byla použita binokulární lupa typu Nikon SMZ 1 a k fotodokumentaci stereomikroskop LEICA MZ16. VÝSLEDKY Během studie korálnatců bylo studováno 455 fragmentů kolonií, jeden kompletní jedinec a 2 úlomky solitérního koralitu Studované fragmenty byly determinovany do 6 rodů: Peponocyathus, Balanophyllia, Porites, Tarbellastraea, Montastraea, Stylophora. Systematická část Kmen: Cnidaria, Verrill, 1865 Třída: Anthozoa, Ehrenberg, 1834 Podtřída: Hexacorallia, Haeckel, 1896 Řád: Scleractinia, Bourne, 1900 Podřád: Caryophylliina Vaughan & Wells, 1943 Čeleď: Caryophylliidae Gray, 1847 Rod: Peponocyathus Gravier, 1915 Peponocyathus duncani (Reuss, 1971) Obr. (1-1, 1-2) 1871 Discotrochus duncani n. sp.; Reuss, str. 225, tab. 3 (obr. 13), tab. 4 (obr. 1, 2) Discotrochus duncani Reuss; Dembińska-Rożkowska, str. 141, tab. 5 (obr. 6) Cylindrophyllia duncani (Reuss); Hladil, str. 53, tab. 1 (obr. 1, 2, 3) Discotrochus duncani Reuss; Hudec, příloha 5, tab. 40 (obr. 2) Peponocyathus duncani (Reuss); Stolarski, str. 54, tab. v textu 8, tab. 8 (obr. 1-11) Peponocyathus duncani (Reuss); Kleprlíková, str , tab. 4 (obr. 1a, 1b, 2a, 2b, 3a, 3b, 4a, 4b), 5 (obr. 1a, 1b, 1c). Materiál: 1 kompletní jedinec Popis: Drobný, kruhovitý koralit diskoidního tvaru. Korality studovaných exemplářů jsou variabilní ve velikosti a výšce (tloušťce). Žebra jsou výrazně granulována dlouhými tupý mi zrny. Kalich obsahuje 3 systémy sept. Systémy S1 a S2 jsou zhruba stejně velké. Systém S3 je má stejnou tloušťku jako systémy S1 a S2, ale je kratší a srůstá s předchozím cyklem. Boční plochy sept jsou hustě granulovány velkými tupými zrny. Stratigrafie a výskyt v ČR: miocén (sp. baden) karpatské předhlubně na Moravě (Drno - vice, Svitávka, Knínice u Boskovic, Borač, Lažánky, Borač-Podolí), vídeňská pánev (Nový rybník u Sedlce). Stratigrafie a výskyt ve světě: Oligocén Nizozemí (vrt Helenaveen III, vrt America). Miocén centrální Paratethydy vídeňská pánev ((ottnang) Ottnang, (karpat) Niederleis, (baden) Enzesfeld, Baden), karpatská předhlubeň v Polsku (Beczyn), korytnická pánev (Svatokřížské hory); miocén Ukrajiny (Podolia). Miocén západní Paratethydy Francie, Nizozemí. Podřád: Dendrophylliina Vaughan & Wells, 1943 Čeleď: Dendrophylliidae Gray, 1847 Rod: Balanophyllia Wood, 1844 Balanophyllia sp. Obr. (1-3, 1-4) 60

61 Obr. 1. (Borač-Podolí, foto: autorka Lucie Kleprlíková) 1-1 Peponocyathus duncani (pohled ze shora), 1-2 P. duncani (pohled zespoda), 1-3, 1-4 Balanophyllia sp., 1-5 Porites vindobonarum prima, 1-6 P. vindobonarum prima (detail). Fig. 1. (Borač-Podolí, photo: author Lucie Kleprlíková) 1-1 Peponocyathus duncani (top view), 1-2 P. duncani (bottom view), 1-3, 1-4 Balanophyllia sp., 1-5 Porites vindobonarum prima, 1-6 P. vindobonarum prima (detail). 61

62 Obr. 2. (Borač-Podolí, foto: autorka Lucie Kleprlíková) 2-1 Porites vindobonarum prima (podélný řez), 2-2 Tarbellastraea reussiana, 2-3 T. reussiana (detail v příčném řezu), 2-4 Montastraea sp., 2-5 Stylophora reussiana, 2-6 S. reussiana (detail). Fig. 2. (Borač-Podolí, photo: author Lucie Kleprlíková) 2-1 Porites vindobonarum prima (longitudinal section), 2-2 Tarbellastraea reussiana, 2-3 T. reussiana (cross-section), 2-4 Montastraea sp., 2-5 Stylophora reussiana, 2-6 S. reussiana (detail). 62