Geochemie a geochronologie bazických hornin severní ásti karlovarského plutonu

Transkript

1 Univerzita Karlova v Praze, P írodov decká fakulta, Ústav geochemie, mineralogie a nerostných zdroj Geochemie a geochronologie bazických hornin severní ásti karlovarského plutonu Diplomová práce Pavla Ková íková Vedoucí diplomové práce: Doc. RNDr. Emil Jelínek, CSc. Prof. RNDr. Miroslav Štemprok, CSc. Praha 2004

2 ABSTRAKT P edm tem diplomové práce byl výzkum bazických intruzivních hornin v blízkosti kontaktu pozdn variských granit krušnohorského batolitu s krystalinickým komplexem u Abertam v západních Krušných horách. V jižním až jihovýchodním okolí obce Abertamy (7 km sz. od Jáchymova) se p i severním kontaktu karlovarského plutonu s krystalinickým plášt m nachází menší mafické t leso protažené ve sm ru SV JZ. V rámci t lesa je možné vy lenit dva hlavní typy hornin, které se liší minerálním i chemickým složením. V z. ásti t lesa je biotitický gabronorit a v sv. ásti biotit amfibolový k emenný gabrodiorit. Chemismem se tyto horniny shodují s redwitzity z n meckých lokalit. Výrazným znakem horniny jsou šupinky hn dého biotitu až 2 cm velké, které bývají poikiliticky prorostlé s plagioklasem. Gabronorit obsahuje v primární minerální asociaci ortopyroxen, který je stejn jako v tšina ostatních mafických minerál uralitizován. Z dalších minerál jsou zastoupeny amfibol, biotit a plagioklas, mén k emen, K živec a klinopyroxen, akcesoricky apatit, zirkon, monazit, allanit a titanit. Z chemického hlediska je nabohacen kompatibilními prvky. Gabrodiorit má minerální složení podobné. Neobsahuje ortopyroxen, má více k emene a K živce. Podobn jako granity je nabohacen nekompatibilními prvky. Ob mafické horniny mají nízký obsah SiO 2 (47,7 52,2 hm. %), relativn vysoký obsah celkového železa a MgO a mají málo alkálií. LREE u nich p evládají nad HREE, europiová anomálie není znatelná nebo je slab pozitivní. Pb evaporací jednotlivých zrn zirkon bylo zjišt no stá í gabrodiorit (322,6 ± 2,0 Ma), které je stejné jako u granit (322,8 ± 3,5 Ma). To potvrzuje sou asnou existenci mafických a granitoidních magmat. i

3 SUMMARY In the NW part of Bohemian massif occur small bodies of mafic intrusive rocks. These rocks are called redwitzites and they include various rock types from diorites to quartz gabbros. They are always close to granites OIC (old intrusive complex). They are probably precursors of Late Variscan granitoid magmatism. Small body of redwitzites is situated near Abertamy (7 km NW of Jáchymov) in the western part of Krušné hory Mts. This body is inhomogeneous; it is formed by two types of mafic rocks. Both rocks distinguish in mineralogy and chemistry. First type, biotitic gabronorite, forms the western part of the body, another type, biotitic hornblende quartz gabrodiorite, forms the NE part. The expressive sign of Abertamy redwitzites are flakes of brown biotite which can be as large as 2 cm. They are often poikilitic. Gabronorite is a fine-grained green-grey rock consisting of orthopyroxene, biotite, feldspar, quartz and hornblende. Most of the mafic minerals are altered to uralite. Accessories are represented by apatite, zircon, monazite, allanite and sphene. From the chemical point of view is gabronorite enriched in compatible elements (Mn, Fe, Mg, Ni, Cr, Sc, V, Ca, Co, Zn, Cu). Gabrodiorite is medium-grained rock and it is collored light gray. Its composition is similar to the gabronorite. It does not include orthopyroxene, but it has more amounts of quartz and K feldspar. Likewise granites is gabrodiorite enriched in incompatible elements (Cs, Rb, K, Ba, Pb, Sr, Eu, U, Ta, Nb, Th, REE). Both mafic rocks have low content of SiO 2 (47,7 52,2 hm. %), relatively high content of total Fe and MgO and they have small amount of alkaline. LREE prevail over HREE, the Eu anomaly is not apparent or it is lightly positive. Redwitzites from Abertamy originated by fractional crystallization of mixed magma. This magma originated by mixing of mafic mantle magma and felsic crustal magma in ratio 8:2. The age of studied rocks was determined by Pb evaporation of single zircons. The age of gabrodiorite (322,6 ± 2,0 Ma) is similar to the age of granites OIC (322,8 ± 3,5 Ma). It manifests the contemporary existence of mafic and granitic magma. ii

4 OBSAH 1. Úvod Dosavadní výzkum studované oblasti Redwitzity n mecké ásti Krušných hor Redwitzity Slavkovského lesa Redwitzity borského masívu Redwitzity okolí Abertam Geologie a geografie oblasti Geografické vymezení oblasti Geologie saxothuringika Krušnohorské krystalinikum Tektonika Magmatismus Krušnohorský batolit eská ást západokrušnohorského plutonu Nejdecká ást karlovarsko eibenstockého masívu Slavkovská ást karlovarsko eibenstockého masívu Podrobné mapování oblasti Metodika studia Analytické metody Pb - evaporace zrn zirkon Výsledky Petrografie Textury Mineralogie Chemismus minerál Amfibol Pyroxen Biotit Plagioklas Draselný živec Akcesorické minerály Sekundární minerály Chemické složení hornin Hlavní prvky...29 iii

5 Stopové prvky Prvky vzácných zemin Geochemická interpretace Experimentální taveniny Míšení magmat Frak ní krystalizace Zirkonová termometrie založená na rozpustnosti zirkon Geochronologie Diskuze Záv r Použitá literatura iv

6 SEZNAM OBRÁZK Obr. 1. Zjednodušená geologická mapa SV Bavorska s pozdn variskými magmatity (upraveno podle Siebela a kol. 2003)... 2 Obr. 2. Geologická mapa granitoid západní ásti eského masívu; 1 redwitzity; 2 starší skupina monzogranit ; 3 mladší skupina monzogranit ; 4 vysoce diferenciované granity; 5 ostatní biotitické granity (upraveno podle Reného 2000)... 4 Obr. 3. Mapa širšího okolí studované oblasti... 6 Obr. 4. Zbytky variského horstva ve st ední a západní Evrop. M moldanubická zóna; Sx saskodurynská zóna; Rh rhenohercynská zóna; 1 jižní Irsko; 2 Cornwall a Devon; 3 Armorický masív; 4 Brabantský masív; 5 Ardeny a Rýnské b idli né poho í; 6 Centrální masív francouzský; 7 Vogézy; 8 Schwarzwald; 9 Odenwald a Spessart; 10 Harc; 11 eský masív; 12 Svatok ížské hory; (upraveno podle Chlupá e a kol. 2002)...7 Obr. 5. Základní regionáln geologické rozd lení variské stavby eského masívu (upraveno podle Chlupá e a kol. 2002)... 7 Obr. 6. Granitoidy staršího (1) a mladšího (2) IK v západokrušnohorském díl ím plutonu; 3 úrove mo ské hladiny; 4 úrove -500 m; 5 úrove m; 6 státní hranice (upraveno podle Tischendorfa a kol. 1965)...10 Obr. 7. Vý ez ze základní mapy R v m ítku 1:10000, který zachycuje mapované území...12 Obr. 8. Geologická mapa okolí Abertam (podle Sattrana 1961c)...13 Obr. 9. Geologická mapa okolí Abertam (podle autorky)...14 Obr. 10. Výchoz gabrodioritu v údolí potoka...15 Obr. 11. Balvan gabrodioritu v lesní stráni...15 Obr. 12. Výchoz gabrodioritu u silnice...15 Obr. 13. Geologická mapa se zakreslenými místy odb ru vzork...16 Obr. 14. Biotit - amfibolový k emenný gabrodiorit (vzorek AB 1)...19 Obr. 15. Biotitický gabronorit (vzorek AB 5)...20 Obr. 16. Biotitický granit SIK (vzorek AB 3)...20 Obr. 17. Bazická pecka v granitu SIK (vzorek AB 4B)...21 Obr. 18. Žíla žulového porfyru na kontaktu s granitem (vzorek AB 2)...21 Obr. 19. Amfibol medové barvy s uzav eninami apatitu a s pyritem (vzorek AB 1, nikoly)...22 Obr. 20. Amfibol s uzav eninami apatitu a s pyritem (vzorek AB 1, nikoly)...22 Obr. 21. Uralitizovaný mafický minerál (na Obr. barevný), šedý je plagioklas (vzorek AB 5, nikoly) Obr. 22. Uralitizovaný mafický minerál (uprost ed), v levém horním rohu biotit, šedý je plagioklas (vzorek AB 7, nikoly)...23 Obr. 23. Apatit uzav ený v biotitu (vzorek AB 7, nikoly)...23 Obr. 24. Zonální plagioklas (vzorek AB 7, nikoly)...23 v

7 Obr. 25. Poikilitické pror stání biotitu s plagioklasem (vzorek AB 1, nikoly)...23 Obr. 26. Pertitický draselný živec (vzorek AB 3, nikoly)...24 Obr. 27. Zonální plagioklas (vzorek AB 4, nikoly)...24 Obr. 28. Zirkon uzav ený v biotitu (vzorek AB 3, nikoly)...25 Obr. 29. Zirkon uzav ený v biotitu (vzorek AB 4B, nikoly)...25 Obr. 30. Hranice kyselé a bazické ásti (vzorek AB 4B, nikoly)...25 Obr. 31. Zonální plagioklas (vzorek AB 4B, nikoly)...25 Obr. 32. Cloritizovaný biotit (vzorek AB 2, nikoly)...26 Obr. 33. Chloritizovaný biotit (vzorek AB 2, nikoly)...26 Obr. 34. Shluk k emenných zrn (vzorek AB 2, nikoly)...26 Obr.35. áste n natavený agregát k emene (vzorek AB 2, nikoly)...26 Obr.36. Graf chemického složení amfibol...26 Obr. 37. Graf FeO MgO Al 2 O 3 a Al vs. Mg. Vyneseny jsou biotity ze všech t í hlavních typ hornin...27 Obr.38. Ternární graf albit - anortit - ortoklas, vyneseny jsou analyzované živce ze všech studovaných hornin...27 Obr.39. Zirkon uzav ený v apatitu; zr zirkon, ap apatit. Snímek ve zp tn odražených elektronech...28 Obr. 40. Apatit a ilmenit v biotitu; bt biotit, ap apatit, ilm ilmenit. Snímek ve zp tn odražených elektronech...28 Obr. 41. Chloritizovaný biotit. Snímek vlevo nikoly, snímek vpravo nikoly (vzorek AB 2)...29 Obr. 42. Ternární graf CaO Na2O + K2O Al2O3. V grafu jsou vyneseny všechny studované horniny. Všechny vzorky spadají do pole peraluminických hornin Obr. 43. Ternární graf FeOt Na2O + K2O MgO. V tšina vynesených vzork spadá do pole vápenato alkalických hornin. Za azení vzork na hranici polí je sporné, z ejm ale náleží také k vápenato alkalické sérii Obr. 44. Graf F vs. SiO 2, vyneseny jsou všechny studované horniny...31 Obr. 45. Grafy obsah n kterých stopových prvk normalizovaných k C1 chondritu...31 Obr. 46. Grafy distribuce REE normalizované k C 1 chondritu Obr. 47. Graf s vyzna enými poli experimentálních tavenin a vynesenými vzorky. Gabrodiority, žulový porfyr a granity jsou z Abertam, redwitzity z Mariánských Lázní a Lázní Kynžvart (V. Kachlík); (upraveno podle Patiñoa Doucea 1999) Obr. 48. Graf s vyzna enými poli experimentálních tavenin a vynesenými vzorky. Legenda jako u Obr Obr. 49. Graf s vyzna enými poli experimentálních tavenin a vynesenými vzorky. Legenda jako u Obr Obr. 50. Graf s vyzna enými poli experimentálních tavenin a vynesenými vzorky. Legenda jako u Obr vi

8 Obr. 51. Harkerovy diagramy. FeOT - celkové železo p epo tené na FeO Obr. 52. Porovnání skute ných vzork s modelovou p ímkou míšení (zobrazena mod e, árkami je vyzna en pom r koncových len po 5 %). Redwitzity pochází z Lázní Kynžvart, gabrodiority z Abertam. Mod e jsou znázorn ny vzorky AB 1, AB 5-7, fialov vzorky PLE 1, PLE 3 a PLE 5 (podle Janouška a kol. 2000) Obr. 53. Grafy pom r skute né horniny a vypo ítané hybridní horniny pro n které vybrané prvky. Grafy jsou uvedeny pro 20 % a 25 % kyselé složky Obr. 54. Varia ní diagramy zobrazující extrak ní výpo et pro frak ní krystalizaci. a) Minerál X je extrahován z taveniny L 1 a složení taveniny se posunuje k L 2. b) Minerální extrakt C (vypo tený z pr m ru minerál X a Y) je odnesen z taveniny L 1 a složení se m ní k L 2. (upraveno podle Rollinsona 1993) Obr. 55. Grafy podle extrak ního výpo tu. TA 1 je výchozí magma, z kterého krystalizovaly plagioklas a pyroxen (jejich pr m rné složení znázor uje fialový tvere ek). árkovan jsou zobrazeny trendy od pr m rného minerálu p es výsledné magma (redwitzit) k výcozímu magmatu Obr. 56. Rozpustnost zirkon (vyjád ená jako obsah Zr v tavenin v ppm) jako funkce pom ru kationt v tavenin. erven jsou znázorn ny hodnoty gabrodiorit a gabronorit, fialov jsou zobrazeny granity (podle Watsona a Harrisona 1983) Obr. 57. Zirkony z granitu SIK. Snímky ve zp tn odražených elektronech...46 Obr. 58. Zirkony z gabronoritu. Snímky ve zp tn odražených elektronech Obr. 59. Harkerovy diagramy pro vybrané hlavní prvky. Vyneseny jsou redwitzity z Abertam, Mariánských Lázní, borského masívu a N mecka, granity a žulový porfyr z Abertam, diorit z Tachova (data pro n mecké redwitzity Siebel 1993, data pro borský masív René 2000)...49 Obr. 60. Distribuce REE v redwitzitech z Mariánských Lázní a N mecka (data Siebel 1993)...50 Obr. 61. Pom r skute né horniny s vypo ítanou hybridní horninou pro redwitzity z Abertam (podle Patiño Doucea 1999)...51 Obr. 62. Znázorn ní extrak ního výpo tu. Jako výchozí materiál je použita vypo ítaná hybridní hornina, z které krystalizovaly plagioklas a pyroxen. Výsledným materiálem jsou redwitzity. árkovan jsou zobrazeny trendy...52 vii

9 SEZNAM TABULEK Tab. 1. P ehled odebraných vzork Tab. 2. Znaky S a I granit Tab. 3. Izotopická data pro Pb - evaporaci jednotlivých zrn zirkon (zpracoval W. Siebel) viii

10 SEZNAM POUŽITÝCH ZKRATEK AAS atomová absorp ní spektrometrie GS eská geologická služba GA R Grantová agentura eské republiky hm. % hmotnostní procenta HP vysokotlaký HREE t žké prvky vzácných zemin HT vysokoteplotní ICP MS hmotová spektrometrie s induk n vázanou plazmou IF intruzívní fáze IK intruzívní komplex LILE litofilní prvky s velkými ionty (large ion litophile elements) LP nízkotlaký LREE lehké prvky vzácných zemin LT nízkoteplotní Ma miliony let MIK mladší intruzívní komplex mol. % molární procenta P F UK P írodov decká fakulta University Karlovy REE prvky vzácných zemin (rare earth elements) SIK starší intruzívní komplex ÚGMNZ Ústav mineralogie, geochemie a nerostných zdroj ix

11 SEZNAM P ÍLOH ZA TEXTOVOU ÁSTÍ P íloha 1: Deník dokumenta ních bod P íloha 2: Mapa dokumenta ních bod P íloha 3: Geologická mapa P íloha 4: Chemické analýzy hornin P íloha 5: Bodové analýzy minerál x

12 POD KOVÁNÍ Na tomto míst bych ráda pod kovala všem, kte í mi pomohli s mou prací nebo p isp li dobrou radou. Jmenovit nemohu uvést všechny, neznamená to však, že bych si n í pomoci vážila mén. V první ad d kuji svým dv ma školitel m Prof. M. Štemprokovi a Doc. E. Jelínkovi, kte í mi poskytovali cenné rady a usm r ovali tok mých myšlenek. Za pomoc s petrologickým popisem d kuji Doc. F. Holubovi a Doc. V. Kachlíkovi, který mi poskytl analýzy svých vzork a neoceniteln pomohl p i mapování. Všem výše jmenovaným d kuji za pomoc p i odb ru vzork. Jakubu Halodovi a Patrícii Týcové pat í díky za pomoc s obsluhou mikrosondy. Dále d kuji paní Fajadové, paní Rýdlové a paní Vonáskové za provedení analýz, paní Bláhové za rychlé dohotovení chyb jícího výbrusu. Nemenší díky si zaslouží RNDr. F. Veselovský, který ud lal separace minerál a provedl m po separa ní laborato i. Za ur ení stá í vzork d kuji Dr. W. Siebelovi z Tübingenu. Také bych cht la pod kovat své rodin, hlavn mamince za psychickou podporu a gramatickou revizi text diplomové práce. Nemalé díky si zaslouží i m j p ítel Honza, který to b hem vzniku mé práce nem l se mnou lehké. Diplomová práce vznikla za finan ní podpory GA R (205/02/0458) jako sou ást projektu, který m l objasnit úlohu variského bazického magmatismu jako možného zdroje tepla pro korovou anatexi vedoucí ke vzniku granitoidních plutonit v západní a severozápadní ásti eského masívu. xi

13 1. ÚVOD Bazické diferenciáty, ozna ované jako redwitzity, se nacházejí v drobných izolovaných výskytech v saxothuringiku a moldanubiku v severozápadní ásti eského masívu. Vždy jsou vázány na granity staršího intruzivního komplexu (SIK), v tšinou blízko hranice s krystralinickým plášt m. Jejich studiem se zabývá ada n meckých i eských autor. Diskutuje se zejména jejich p vod a asový vztah ke granit m. P edložená diplomová práce je sou ástí projektu GA R (205/02/0458), který si klade za cíl objasnit úlohu variského bazického magmatismu jako možného zdroje tepla pro korovou anatexi vedoucí ke vzniku granitoidních plutonit v západní a severozápadní ásti eského masívu. Dalším cílem práce je objasn ní zdroje a vzniku redwitzit a jejich asové za azení. Redwitzity mohly vzniknout jedním procesem nebo jejich r znou kombinací. První možností je míšení pláš ového bazického magmatu s korovým magmatem. Jiný model vzniku nabízí tavení intermediálních až bazických hornin (nap. amfibolit ), frak ní krystalizaci nebo asimilaci okolního materiálu pravd podobn pláš ovým magmatem. Žádný z t chto proces z ejm neprob hl izolovan, redwitzity mohly vzniknout kombinací všech výše uvedených proces a navíc mohly být ovlivn ny dalšími petrogenetickými procesy. Všechny tyto možnosti jsou v práci diskutovány. Práce p ináší nové geochemické charakteristiky redwitzit z okolí Abertam (kompletní silikátová analýza v etn stanovení fluoru, stopové prvky a REE). Poprvé je prezentováno stá í abertamských redwitzit, zjišt né metodou Pb evaporace jednotlivých zrn zirkon. Práce je dopln na petrografickým popisem studovaných hornin, mikroskopickým popisem a fotografickou dokumentací. Sou ástí diplomové práce je i podrobné mapování oblasti jižn a jihovýchodn od obce Abertamy, které m lo za cíl up esnit tvar a rozsah známých t les gabrodiorit u Abertam. V terénu byl prov en výsledek geofyzikálních m ení (gravimetrie a magnetometrie), podle kterého u Abertam existuje pouze jediné t leso gabrodiorirt (redwitzit ). 1

14 2. DOSAVADNÍ VÝZKUM STUDOVANÉ OBLASTI 2.1. Redwitzity n mecké ásti Krušných hor V n mecké ásti Krušných hor a ve Smr inách (Obr. 1) byla bazickým diferenciát m granitoid v nována zna ná pozornost. Willmann (1920) je ozna il jako redwitzity podle typického výskytu u m sta Marktredwitz. Pat í ke skupin zvláštních pozdn variských hornin (Fischer 1965; Troll 1968) v tšinou dioritového nebo granodioritového složení. Redwitzity byly a stále jsou p edm tem výzkumu (Miessler a Propach 1987; Holl a kol. 1989; Siebel 1994; Siebel a kol. 1998; Taubald 2000; Siebel a kol. 2003). Obr. 1. Zjednodušená geologická mapa SV Bavorska s pozdn variskými magmatity (upraveno podle Siebela a kol. 2003). Redwitzity jsou jemnozrnné až st edn zrnité, neporfyrické a jsou petrograficky velice pestré. Minerální složení je adí do skupiny hornin od k emenného gabra p es tonalit ke k emennému monzodioritu. Typickými minerály jsou amfibol a biotit (oba bohaté Mg, ale pozoruhodn chudé Al), plagioklas (An 40 An 30 ), mén jsou p ítomny k emen, K- živec, pyroxen, titanit a apatit stejn jako postmagmatické Ca Al altera ní minerály (Troll 1968; Freiberger a kol. 2001). Ve srovnání s granity mají nízké obsahy SiO 2 (53 63 hm.%), nižší pom r A/CNK (< 1,05), vysoké koncentrace TiO 2 (0,8 1,7 hm. %) a nízký pom r Rb/Ba (< 0,18). Izotopové složení Nd a Sr odpovídá rozmezí pro obohacený svrchní pláš (Nd = +1-4, 87 Sr/ 86 Sr = 0,706 0,708; Siebel a kol. 2003). 2

15 Pro určení stáří redwitzitů a jejich časového vztahu ke granitům byly použity různé geochronologické metody. Troll (1968) předpokládal, že redwitzity jsou bazické magmatické prekurzory smrčinských granitů G1 - G4. Taubald (2000) řadí redwitzity do svrchního karbonu a uvádí, že jsou o něco starší než G1 granity (324,2 ± 4,2 Ma; Siebel a kol. 2003), ale mladší než vrchol variské orogeneze (380 Ma). Metodu K Ar použil na redwitzitech od Marktredwitzu Holl (1988). Na amfibolu zjistil stáří Ma, na biotitu Ma. Siebel a kol. (1998) zjišťovali stáří Ar Ar metodou na amfibolu z redwitzitu z Wurz Ilsenbachu a dospěli ke stáří Ma. Nové poznatky o stáří redwitzitů a nový pohled na jejich časový vztah ke granitům přináší metoda Pbevaporace jednotlivých zrn zirkonů (Siebel a kol. 2003). Zirkony v redwitzitech představují primární minerály, které krystalovaly přímo z magmatu. Neobsahují žádné staré olovo, v katodové luminiscenci nejsou znatelná žádná jádra. Stáří zjištěné ze zirkonů řadí intruzi redwitzitů mezi Ma. Toto stáří je srovnatelné se stářím zjištěným U Pb metodou na titanitech ( Ma). Siebel a kol. (2003) dále uvádějí, že stáří vyšší než 325 Ma nemůže být stářím chladnutí redwitzitů. Stáří granitů je velice podobné. Jižní část leuchtenbergských granitů (327,6 Ma; 323,9 Ma) je zřejmě nejstarší magmatickou intruzí v s. Oberpfalzu. Severní část leuchtenbergských granitů (322,6 Ma) a zeinhammerské granity (321,1 Ma) krystalovaly o několik miliónů let později společně s redwitzity Redwitzity Slavkovského lesa Bazičtější dioritické diferenciáty rozlišili ve Slavkovském lese již Hochstetter (1856) a Jokély (1856, 1857). V 50. a 60. letech minulého století se granitoidům Slavkovského lesa věnoval hlavně Fiala (1950, 1958a, 1958b, 1961, 1962, 1964a, 1964b, 1968, Fiala a Jarchovský 1959). Skupinu bazických dioritů a gabridioritů řadí do starší skupiny intruzivních magmatitů (horské granity). Jsou produktem dlouhotrvající a značné magmatické diferenciace. Magma bylo zřejmě silně ovlivněno asimilací jiného bazického magmatu. Fiala (1968) uvádí tři možná vysvětlení vzniku těchto hornin: a) hybridní, silně metasomaticky alterované horniny algonkického spilitového magmatismu, b) staré intruze assyntského cyklu přepracované magmatem starších granitů, c) starší magmatický stupeň variského orogenního cyklu. Starší intermediální až bazické horniny se ve Slavkovském lese vyskytují v okolí Lázní Kynžvart mezi Novou Vsí a Čistou, v j. a jz. okolí Horního Slavkova a v okolí Vítkova a Hruškové. Fiala (1960) rozlišuje několik petrografických druhů bazičtějších hornin: biotiticko amfibolicko pyroxenické gabrodiority, biotiticko amfibolické diority (normální) a křemenné diority až granodiority Redwitzity borského masívu V borském masívu se studiem granitoidních hornin zabýval René (2000). V západní části Českého masívu rozlišuje tři magmatické komplexy (Obr. 2; viz také Siebel a kol. 1997, 1999). Nejstarší zahrnuje intermediální a bazické magmatity reprezentované granodiority, tonality, křemennými diority až diority, ojediněle gabrodiority a gabry. Tyto horniny se většinou souhrnně nazývají redwitzity. Redwitzity mají blízký vztah k monzogranitům SIK a často se o nich uvažuje jako o prekurzorech variského granitického magmatismu (Siebel a kol. 1997). 3

16 Obr. 2. Geologická mapa granitoid západní ásti eského masívu; 1 redwitzity; 2 starší skupina monzogranit ; 3 mladší skupina monzogranit ; 4 vysoce diferenciované granity; 5 ostatní biotitické granity (upraveno podle Reného 2000). Hlavní magmatickou fázi variských granitoid p edstavují starší biotitické porfyrické monzogranity (skupina G1 ve Smr inách). Nejmladší skupinu granitoid tvo í dvojslídné monzogranity (skupina G1S). Borský pluton je nejv tší granitoidní intruze ve st ižné zón západních ech. Tvo í 35 km dlouhé t leso protažené ve sm ru JJV SSZ. Severn od borského masívu leží drobný mariánsko láze ský granitový masív a jižn se nachází malé t leso babylonského granitu. V borském masívu i v okolí Mariánských Lázní se vyskytují horniny, které lze ozna it za redwitzity. V tšinou mají 5 18 % amfibolu, 0,5 4 % pyroxenu a % biotitu (René 2000). Jsou tmav šedé až zelenošedé s masivní strukturou. Tonality až diority jsou jemnozrnné až st edn zrnité, n kdy hrubozrnné s porfyrickou strukturou. Obsahují diopsid, biotit, plagioklas (An ), draselný živec a variabilní množství k emene. Pyroxen, amfibol a biotit jsou více i mén chloritizované. Nejhojn jší akcesorie jsou magnetit a apatit, vzácn se objevují zirkon, titanit, rutil, allanit a limonit. Redwitzity z borského masívu jsou nehomogenní. Z chemického hlediska jsou metaluminické, zatímco redwitzity z Mariánských Lázní mají složení p echodné mezi metaluminickým a peraluminickým. Borské redwitzity jsou relativn ochuzeny Nb, avšak obohaceny Cr, Ni, LILE a LREE. Obohacení LREE m že být vysv tleno kontaminací korovým magmatem (René 2000). Vyšší obsah Cr a Ni v redwitzitech m že indikovat jejich p vod v obohaceném plášti nebo spodní k e. 4

17 2.4. Redwitzity okolí Abertam V poválečném období se mapování jižně od Abertam věnoval hlavně Zoubek (1948). Popisuje bazické diferenciáty gabrodioritových hornin, které se vyznačující poměrně značným obsahem biotitu často porfyrovitě vyvinutého vedle amfibolu a pyroxenu. Nepodařilo se mu však nalézt doklady o časovém vztahu bazických diferenciátů a žuly. Podle něj však některá pozorování nasvědčují tomu, že gabrodiority jsou vcelku mladší než horská žula, i když toto pojetí znamená jakousi inverzi obvyklého diferenciačního schématu. Dále popisuje okolní granity, které se při svém severním kontaktu vyskytují v acidnější facii s nižším obsahem biotitu a celkově hrubším zrnem. Jejich porfyrovitá struktura je méně výrazná. V pozdějších pracích Zoubek (1951) považuje bazické diferenciáty za starší než žula horská. Jako příklad uvádí tělesa dioritů u Mariánských Lázní. O abertamských tělesech se ale domnívá, že jejich tvar ukazuje spíše na jejich pozdější vniknutí do žuly horské a předpokládá, že bazické diferenciáty vznikaly v několika časových intervalech. Na Zoubkovy práce navazují Sattran a Škvor (1960). Popisují biotitický gabrodiorit, který jižně od Abertam tvoří drobná tělesa. Geneticky tuto horninu považují za gabro biotitizované v hydrotermálním stádiu. Granity v této oblasti charakterizují jako narůžovělou, středně zrnitou dvojslídnou žulu, která se svou neporfyrickou strukturou a slabou autometamorfózou liší od základního typu horské porfyrické žuly. Myslí si, že jde o relativně samostatnou žulovou intruzi. Při okraji gabrodioritových masívků se nachází amfibolicko biotitický křemenný diorit, který plynule přechází v normální (horskou) žulu. Kompletní silikátovou analýzu abertamského gabrodioritu uvádí Sattran (1963). Gabrodiority zde v různých klasifikacích porovnává s dalšími horninami Krušných hor. Podrobnější petrologický a geochemický popis gabrodioritů je v práci Štemproka (1986). Výsledky nových výzkumů jsou shrnuty ve zprávách Jelínka a kol. (2003, 2004). Většina autorů se ve svých pracích věnuje abertamským gabrodioritům jen okrajově, často je uveden pouze obecný popis těchto hornin. Detajlnější geochemický průzkum zatím nebyl nikdy proveden. 5

18 3. GEOLOGIE A GEOGRAFIE OBLASTI 3.1. Geografické vymezení území Studované území orograficky náleží Krušným horám, které postupují v délce asi 140 km ve sm ru SSV JJZ podél státní hranice eské republiky s N meckem. Celý pás hor je erozivní inností ek rozd len na p í ná údolí. V tšina území pat í k povodí dvou p ítok Labe Oh e a Bíliny. Svahy i h ebeny Krušných hor jsou porostlé jehli natými lesy, ve vrcholových ástech jsou etná rašeliništ. Studované území je v západních Krušných horách asi 7 km sz. od Jáchymova (Obr. 3). Oblast je hlubokým údolím potoka Byst ice rozd lena na dv ásti. Jižní ásti území dominuje nefelinitový vrchol Plešivce (1047 m n. m.). Jeho svahy jsou porostlé smíšeným lesem, na úpatí jsou pastviny. Severní ást oblasti tvo í náhorní planina s pr m rnou výškou 915 m n. m., na které je i obec Abertamy. Nejnižší bod území je v údolí Byst ice ve výšce 801 m n. m. Obr. 3. Mapa širšího okolí studované oblasti Geologie saxothuringika Krušné hory náleží saxothuringické ásti eského masívu, která tvo í nejv tší uzav ený komplex variského horstva ve st ední Evrop. St edoevropské variscidy se táhnou od JV k SZ ve t ech zónách, které se liší litologií, tektonickými a metamorfními podmínkami. Jsou to zóny moldanubická, saxothuringická a rhenohercynská (Kossmat 1927). Vznik variského orogénu byl podmín n deskovou tektonikou spojenou s riftingem, subdukcí, kolizí typu kontinent kontinent a vznikem p íkrov (Matte a kol. 1990). Variscidy vznikly z více mikrokontinent, které byly k sob stla eny b hem konvergence Laurasie na severu a Gondwany na jihu. Pozdn paleozoická kolize t chto kontinent, jejímž výsledkem byla Pangea, dala vznik 8000 km dlouhému a až 1000 km širokému orogennímu pásmu. V západní a st ední Evrop byla p i kontinentální kolizi vytvo ena ada p íkrov (Obr. 4). Rhenohercynský p íkrov na SZ je odd len centrálním n meckým prahem od saxothuringika na JV. Saxothuringický p íkrov, do kterého pat í i studovaná oblast, je na JV ohrani en prevariským moldanubickým blokem. 6

19 Obr. 4. Zbytky variského horstva ve st ední a západní Evrop. M moldanubická zóna; Sx saskodurynská zóna; Rh rhenohercynská zóna; 1 jižní Irsko; 2 Cornwall a Devon; 3 Armorický masív; 4 Brabantský masív; 5 Ardeny a Rýnské b idli né poho í; 6 Centrální masív francouzský; 7 Vogézy; 8 Schwarzwald; 9 Odenwald a Spessart; 10 Harc; 11 eský masív; 12 Svatok ížské hory; (upraveno podle Chlupá e a kol. 2002). Vývoj saxothuringika za al v kambriu až ordoviku bimodálním vulkanismem a klastickou sedimentací. Zóna je tvo ena zelenými b idlicemi až horninami metamorfovanými v amfibolitové facii, je siln postižena variskou deformací a protkána granitoidními plutony. K uzavírání pásu docházelo kontinuáln od svrchního ordoviku až do karbonu. V této dob vznikly hemipelagické jíly a karbonáty. Tlak m l za následek roz len ní saxothuringika do n kolika JZ SV antiklinálních a synklinálních zón. Smr iny a Krušné hory tvo í JV antiklinorium saxothuringika u hranice s moldanubikem (Obr. 5). Obr. 5. Základní regionáln geologické rozd lení variské stavby eského masívu (upraveno podle Chlupá e a kol. 2002). K saxothuringické zón pat í paraautochtonní krystalinické jádro Krušných hor a Smr in. Toto jádro tvo í ortoruly, které jsou p ekryté dv ma p íkrovy. Spodní p íkrov obsahuje horniny krušnohorského krystalinika reprezentovaného p evážn svory a fylity, v menší mí e také HP LT eklogity. Svrchní p íkrov zahrnuje durynsko - vogtlandské paleozoikum tvo ené st edn až mírn p em n nými 7

20 krystalickými břidlicemi s ojedinělými náznaky HP LT metamorfózy (Holub, Souček 1994). Ortoruly původně představovaly granitové intruze kambrického stáří (Kröner a kol. 1995). Během pozdněvariské kolize (sudetská fáze) byla přes saxothuringikum přesunuta moldanubická jednotka. Na vzniklé sutuře mezi saxothuringikem a moldanubikem došlo k rozsáhlým příčným pohybům. Část saxothuringika, která na našem území vystupuje v Krušných horách, Smrčinách a v podloží oháreckého příkopu, označujeme krušnohorská oblast. Z hlediska strukturních pásem náleží tato oblast smrčinsko krušnohorskému antiklinoriu. Na JV je omezena litoměřickým hlubinným zlomem a hraničí se středočeskou oblastí, na SV je středosaským nasunutím oddělena od lugika. Na SZ hraničí se slabě metamorfovaným paleozoikem vogtlandsko saským, na JZ ukončují zlomy Franckého lesa krušnohorskou oblast vůči permu a triasu Krušnohorské krystalinikum Krušnohorské krystalinikum představuje litologicky velmi pestrou jednotku. Všechny horniny jsou patrně dvoufázově metamorfovány a intenzivně vrásněny. Osa krystalinika probíhající ve směru SV JZ se noří k JZ, starší skupiny krystalinika se nacházejí na SV, mladší na JZ a částečně v lemu jádra. Od SV k JZ vystupuje skupina freiberská, krušnohorská a jáchymovská. Jejich sled je v určité míře i sledem stratigrafickým. Patrně stratigraficky odlišná je nejmladší hermsdorfská skupina. Freiberská skupina vystupuje na našem území mezi Krupkou a Petrovicemi. Tvoří jí freiberské ruly označované jako spodní šedé ruly. Místy se v nich objevují málo mocné polohy kvarcitů a kvarcitických břidlic. Dále v nich můžeme vyčlenit facie dvojslídných a biotitických granodioritů. Ve střední a hlavní části krušnohorského krystalinika vystupuje složitý komplex dvojslídných svrchních šedých rul, které se střídají a přecházejí do skupiny červených rul a migmatitů. Komplex svrchních šedých rul obsahuje dvojslídné konglomerátové ruly, drobové ruly, kvarcitické ruly s granátem, amfibolity a eklogity (Sattran 1958), erlány i krystalické vápence a skarny (Sattran 1961a). Konglomeráty dokládají existenci krystalinika v době sedimentace svrchního proterozoika (Mísař a kol. 1983). Červené ruly, popř. migmatity, jsou považovány za přeměněná kyselá intruziva. Vesměs jsou dvojslídné s porfyroblasty albit - oligoklasu a draselného živce. Stáří červených ortorul není zcela vyjasněno, mohlo by být ordovické (Hofmann a kol in Mísař a kol. 1983). V nadloží krušnohorské skupiny leží pestrá jáchymovská skupina zařazovaná do svrchního proterozoika až spodního paleozoika. Na našem území vystupuje na Jáchymovsku a tvoří souvislý lem kolem centrální části krušnohorského krystalinika na J i Z. Skupina obsahuje dvojslídné ruly, dvojslídné granátické svory, kvarcitické svory a kvarcity, drobové ruly, grafitické břidlice, karbonátové břidlice a metabazity. Stratigrafické zařazení jáchymovské skupiny je sporné, Zoubek (1958) zavedl proto termín přechodný komplex a řadí jej do svrchního proterozoika až kambria. Severně od Mikulova jsou na našem území zachovány denudační zbytky hornin metamorfovaných ve facii zelených břidlic. Jedná se o hermsdorfskou skupinu budovanou albitickými fylity a chloriticko sericitickými fylity s ojedinělými polohami metabazitů. Stáří skupiny není paleontologicky doloženo, nejspíše je spodnopaleozoické (ordovické) (Mísař a kol. 1983) Tektonika Území Krušných hor a Smrčin náleží strukturně smrčinsko krušnohorskému antiklinornímu pásmu, které je osní příčnou depresí rozděleno na antiklinorium krušnohorské a smrčinské. Antiklinorium Krušných hor je složitá nesymetrická struktura s osou ukloněnou k ZJZ. Zachovalo se zde s. křídlo a široká centrální část. 8

21 Pro krušnohorskou oblast je charakteristická postmetamorfní zlomová tektonika. Jednotlivé zlomy byly založeny v r zných dobách, v tšinou již v dob variské. Výsledné podoby nabyly op tovným zmlazením p i kerných pohybech b hem k ídy a terciéru. V tšina zlom náleží ke dv ma systém m symetrickým k celkové stavb antiklinoria: sm ru ZJZ VSV a na n j p ibližn kolmém sm ru SZ JV až SSZ JJV. Nejvýznamn jším zlomem systému ZJZ VSV je zlom podkrušnohorský. K pohyb m podél zlomu došlo patrn až v pliocénu (Sattran 1964). Výška skoku je až 1000 m. Ze zlom sm ru SSZ až SZ dominuje jáchymovský hlubinný zlom a systém zrudn ných zlom na jáchymovsku Magmatismus Bazický magmatismus je v krušnohorském krystaliniku relativn vzácný. Ke granitoidnímu cyklu kadomského stá í náleží ervené ortoruly. Mnohem významn jší je variský magmatismus, jehož výsledkem je rozsáhlý granitoidní krušnohorský batolit, který vystupuje na povrch v jednotlivých masívech a masívcích. Po dlouhém období klidu b hem mesosoika byly Krušné hory postiženy vulkanickou inností v miocénu. Mladé tercierní vulkanity, které jsou roztroušeny tém po celých Krušných horách, p edstavují výb žky vulkanismu Doupovských hor nebo výb žky vulkanického centra eského st edoho í. Tyto vulkanity vytvá ejí pestré horninové asociace p evážn alkalické povahy Krušnohorský batolit Krušnohorský batolit se vyskytuje v Krušných horách, kde je vázán na smr inko krušnohorské antiklinorium. V tšina batolitu je skryta pod krystalickými b idlicemi krušnohorského krystalinika. Jednotlivé dnes obnažené masívy (karlovarský, nejdecký a drobné masívky flájský a cínovecký) jsou nejspíše spojeny a v podloží krystalických b idlic tvo í jediný složitý granitoidní pluton (Watznauer 1960). Nep esahuje však hranice sasko durynské oblasti. Pro jeho zna nou rozlohu jej Tischendorf a kol. (1965) rozd lili na t i ásti, západní, st ední a východní, které jsou od sebe odd leny skrytými depresemi v povrchu batolitu. K východokrušnohorskému plutonu pat í masív u Niederbobritzsch, masívek flájský, masív Schellerhau s drobnými pni u Altenbergu, Cínovce a Krupky, dále pak pe markersbašský a telnický. St edokrušnohorský pluton vychází na povrch jen v drobných pních v okolí Geyeru a Ehrenfriedensdafu. Západokrušnohorský pluton za íná na JZ skrytým masívem eichitským a masívem bergenským, po nich následuje k VSV nejv tší t leso - karlovarsko eibenstocký masív a jeho sz. pokra ování, masív kirchberský. Dále se k n mu adí drobné pn v okolí Aue a Schwarzenbergu a na eské stran blatenský masívek. 9

22 Česká část západokrušnohorského plutonu Největší z povrchových těles západokrušnohorského plutonu je karlovarsko eibenstocký masív (Obr. 6). Toto těleso se dělí na část eibenstockou, od státní hranice na SZ, na část nejdeckou, od státní hranice po sokolovskou pánev, a na část slavkovskou, od sokolovské pánve na J a JV (Hejtman 1984). Karlovarsko eibenstocký masív má různá označení. Zde je použito pojmenování podle Schumachera (1933) a Oelsnera (1952). Jinak byl značen jako masív nejdecko eibenstocký (Dalmer 1900; Zoubek 1947) nebo eibenstocko nejdecký (Teuscher 1936). Němečtí autoři mluví nejčastěji o masívu eibenstockém, čeští o karlovarském (Zoubek od r. 1951, dále pak Sattran 1961b; Absolonová a Matoulek 1972 a 1975; Jiránek 1982). Obr. 6. Granitoidy staršího (1) a mladšího (2) IK v západokrušnohorském dílčím plutonu; 3 úroveň mořské hladiny; 4 úroveň -500 m; 5 úroveň m; 6 státní hranice (upraveno podle Tischendorfa a kol. 1965) Nejdecká část karlovarsko eibenstockého masívu Do nejdecké části masívu pokračují ze Saska na celé jeho šíři granitoidy mladšího intruzivního komplexu (MIK) zhruba po linii Stříbrná Nové Hamry Pernink Abertamy. Dále k JV pokračují jen v úzkém pruhu. Zbytek nejdecké části tvoří granitoidy staršího intruzivního komplexu (SIK). Granitoidy obou intruzivních komplexů kontaktně ovlivnily fylity v plášti masívu. Ve vnější zóně jsou skvrnité fylity, ve vnitřní se objevují šupinky novotvořeného biotitu a foliace je méně výrazná. Nejdeckou část karlovarsko eibenstockého masívu je možno rozdělit do několika částí, které se liší povahou granitoidů a geochemickými charakteristikami. Absolonová a Matoulek (1972, 1975) rozlišují čtyři úseky: nejdecký úsek granitoidů SIK, abertamský úsek granitoidů SIK, nejdecký úsek granitoidů MIK a blatenský masívek u Horní Blatné. Hlavní horninou nejdeckého úseku SIK jsou monzogranity. Jsou porfyrické, středně zrnité, místy přecházejí do odrůd nevýrazně porfyrických až stejnosměrně zrnitých. Žilných hornin je v tomto úseku málo, vyskytují se tu žulové porfyry až granodioritové porfyrity. Mezi Kraslicemi a Hradeckou jsou granitoidy SIK prostoupeny několika tělesy bazických neovulkanitů. Téměř celý abertamský úsek je tvořen biotitickými monzogranity. Ve výrazně porfyrických odrůdách se podle Sattrana (1965) vyskytují tabulkovité, v průměru 3 4 cm dlouhé vyrostlice pertitického draselného živce. Monzogranity jsou místy pronikány drobnými žilami středně zrnitého turmalinicko 10

23 biotitického granitu. Severní část úseku tvoří středně až drobně zrnité biotitické až muskovitické granity, které jsou narůžovělé a nevýrazně porfyrické. V severní části abertamského úseku se v granitech poblíž jejich styku s krystalickými břidlicemi vyskytují malá, většinou nepravidelně omezená bazická tělesa. Sattran (1965) a později Škvor (1975) je označili jako gabrodiority. V okrajích bazických těles jsou vyvinuty horniny odpovídající svým složením křemenným dioritům Slavkovská část karlovarsko eibenstockého masívu Od nejdecké části masívu je slavkovská část oddělena miocénními sedimenty sokolovské pánve. Vyskytují se tu horniny MIK i SIK. V SIK jsou zastoupeny především granitoidy biotitické, odpovídající svým složením granitům až granodioritům. Vyskytují se tu formy výrazně porfyrické i nevýrazně porfyrické až stejnoměrně zrnité. Granity MIK se ve slavkovské části nacházejí ve dvou větších tělesech a v několika drobných výskytech. Jsou to především masívek Krudum a masívek Lesného a Lysiny. Petrograficky jsou velmi pestré, dá se tu rozlišit několik druhů granitoidů (Fiala 1968). Fiala (1968) ještě rozlišuje granity přechodní, ke kterým řadí některé dvojslídné granity se složením mezi SIK a MIK. Je to muskoviticko biotitický granit kynžvartský, kfelský a typ Ovčák. Tyto granity snad odpovídají granitoidům 4. intruzivní fáze (IF) v eibenstocké části karlovarsko eibenstockého masívu. 11

24 4. PODROBNÉ MAPOVÁNÍ OBLASTI Sou ástí diplomové práce bylo podrobné geologické mapování v oblasti Abertam, která se nachází na listu základní mapy R Mapované území se rozkládá jižn až jihovýchodn od obce Abertamy. Na J sahá až po Plešivec, na Z je omezeno potokem Rybná, na S samotnou obcí, na V jde podél silnice Abertamy Jáchymov až ke kót 924,35. Jako mapovací podklad sloužila základní mapa R v m ítku 1:10000 (Obr. 7). Do mapy bylo celkem zakresleno 49 dokumenta ních bod (p íloha 1). Cílem mapování bylo zjišt ní rozsahu gabrodioritových t les a jejich vztahu k okolním granit m. Z geofyzikálního pr zkumu (Blecha 2003) bylo patrné, že se pravd podobn jedná o jedno t leso v tšího rozsahu. Oba známé výchozy gabrodioritu na povrch by m ly p edstavovat jeho ohrani ení na Z a na V. Ov ení tohoto p edpokladu v terénu bylo náplní mapování. S 500 m Obr. 7. Vý ez ze základní mapy R v m ítku 1:10000, který zachycuje mapované území. Z geologického hlediska oblast zasahuje i hranici metamorfovaného plášt s granity SIK. P i této hranici se v granitech nachází gabrodioritové t leso (Obr. 8). Samotné mapování prob hlo ve dvou etapách v ervenci 2002 a v ervenci Ve sporných místech bylo provedeno n kolik m lkých vrtaných sond. Mapování bylo ztíženo nedostate nou odkrytostí terénu. Polovina mapované oblasti je porostlá lesem, druhou ást tvo í podmá ené pastviny. Potok Byst ice rozd luje oblast p í ným hlubokým údolím. Protéká metamorfovanými horninami plášt, 12

25 pokra uje p es granity a za ezává se do t lesa gabrodiorit. Pak pokra uje op t skrz granity sm rem na Pstruží. V údolí potoka je možné vysledovat jižní hranici gabrodioritu a granit. Nejv tším p ínosem byly m lké vrtané sondy, provedené pomocí ru ního vrtáku. Vrty do hloubky 0,5 2 m byly provedeny na obou pastvinách, kde nejsou žádné výchozy. Bylo potvrzeno, že ob t lesa zakreslená v mapách podle Sattrana (1961c), jsou pod Plešiveckou loukou propojena v jedno v souladu s výsledky gravimetrie a magnetometrických m ení (Blecha 2003). Dále byla ov ena v. hranice t lesa. To nepokra uje do úzkého výb žku jak je interpretováno ve stávajících mapách. Území j. a jz. od Abertam je tvo eno pouze granity. Sattran a Škvor (1960) popisují p i okraji gabrodioritových masívk amfibolicko biotitický k emenný diorit, který plynule p echází v normální (horský) granit. Kv li nedostate né odkrytosti terénu byly tzv. p echodné horniny mezi gabrodioritem a granitem SIK ov eny pouze na jednom výchozu p i severní hranici t lesa. Svým složením odpovídají granitu, jsou oranžovohn dé barvy a obsahují vyrostlice tmav hn dého biotitu. Výsledný tvar t lesa, konstruovaný na základ p edpoklad z geofyzikálního pr zkumu a nového mapování, je velmi odlišný od sou asných geologických map okolí Abertam. Srovnání staré a nové geologické mapy ukazují Obr. 8 a 9. Dokumenta ní deník, mapa dokumenta ních bod a geologická mapa jsou v p ílohách Petrografický a geochemický popis hornin ve studované oblasti je uveden v následujících kapitolách. S 500 m Obr. 8. Geologická mapa okolí Abertam (podle Sattrana 1961c). 13

26 Obr. 9. Geologická mapa okolí Abertam (podle autorky). Horniny p ilehlé k okraji karlovarského masívu jsou postižené kontaktní metamorfózou. Ve svorech jsou kontaktní p em ny málo výrazné, ve fylitové sérii jsou p em ny patrny více a to do vzdálenosti m od kontaktu (Hejtman 1984). T sn p i kontaktu je možné pozorovat rohovcovité struktury s novotvo eným biotitem. Kontaktní metamorfóza se projevuje ve facii albiticko epidotické, maximáln ve facii amfibolické. Jako první známky p em ny se v horninách objevují kontaktní skrvny, fylity zárove ztrácejí typický lesk. Sm rem ke kontaktu je hornina mén snadno štípatelná podle b idli natosti. V minerálním složení se objevují hojné novotvo ené biotitové šupinky, které se p i styku s granitem stávají p evládající minerální složkou. 14

27 5. METODIKA STUDIA Odb r vzork pro petrologicko - geochemické studium byl komplikován nedostatkem horninových výchoz. P ímo z výchoz (Obr. 10, 12) byly odebrány pouze 2 vzorky, ostatní pak pochází z volných balvan (Obr. 11). Hmotnost vzork se pohybovala mezi 5 15 kg. Z výchozu nebo balvan bylo palicí otlu eno v tší množství menších kousk. Z nich byly vybrány ásti zdravé horniny neporušené povrchovým zv tráváním. Obr. 1. Výchoz gabrodioritu v údolí potoka. Obr. 11. Balvan gabrodioritu v lesní stráni. Obr. 1. Výchoz gabrodioritu u silnice. V práci jsou použity s laskavým svolením Prof. M. Štemproka vzorky odebrané v okolí Abertam v roce 1994 (PLE 1 PLE 6). Pro srovnání jsou v práci uvedeny vzorky redwitzit z okolí Mariánských Lázní a Lázní Kynžvart (odb r Doc. V. Kachlík 2002; vzorky ML 3, ML 4 a ML 6, R 1 R 12, TA 1). V Tab. 1 je uveden p ehled vzork odebraných v Abertamech, místa odb ru vzork jsou zakreslena na Obr. 13. Pro n které modely vzniku je jako výchozí materiál použit vzorek TA 1. Ten p edstavuje amfibolizovaný pyroxenit s malým podílem plagioklasu, který byl odebrán z kamenného bloku u silnice Tachov Lesná. S 44 hm.% SiO 2 je nejbazi t jší odebranou horninou. Obsahuje siln rozpukaný ortopyroxen, který je po okrajích i po puklinách zatla ován bezbarvým amfibolem. Tento amfibol tvo í také matrix mezi zrny pyroxenu. V ortopyroxenu se místy nacházejí vtroušeniny rudy (z ejm spinelid ). Dále je v hornin p ítomen nar žov lý ortopyroxen, který je z ásti nebo zcela 15

28 uralitizován. Místy m že obsahovat inkluze rudy. Bezbarvý až žlutohn dý amfibol vzniká na úkor klinopyroxen a obr stá ortopyroxeny. Na styku ortopyroxen a klinopyroxen tvo í lemy. V matrix je jemn ji rekrystalizován. Ojedin le jsou v hornin p ítomny polysynteticky lamelované plagioklasy (odb r a popis vzorku Doc. V. Kachlík). Tab. 1. P ehled odebraných vzork. vzorek hornina místo odb ru AB 1 biotitický gabrodiorit výchoz u silnice AB 2 žulový porfyr l mek v lese AB 3 granit SIK balvany v lese AB 4 granit SIK balvany v lese AB 5 biotitický gabronorit výchoz v údolí potoka AB 6 biotitický gabronorit balvan v potoce AB 7 biotitický gabronorit balvany v lese (jako AB 4) PLE 1 biotitický gabrodiorit l mek u silnice PLE 2 granit SIK l mek u silnice PLE 3 biotitický gabrodiorit jako AB 1 PLE 4 granit SIK jako AB 2 PLE 5 biotitický gabronorit jako AB 4 a AB 7 PLE 6 p echodný granit jako AB 4 a AB 7 Obr. 13. Geologická mapa se zakreslenými místy odb ru vzork. 16

29 5.1. Analytické metody Diplomová práce je zam ena na geochemické studium magmatických hornin. V závislosti na tom byly vybrány vhodné metody studia vzork. Pro ur ení obsah všech hlavních prvk byla použita silikátová analýza. Obsahy stopových prvk a prvk vzácných zemin byly ur eny na ICP MS. Pro ur ení chemického složení jednotlivých minerál byly provedeny bodové analýzy na elektronové mikrosond. Metoda Pb evaporace jednotlivých zrn zirkon byla vybrána pro ur ení stá í hornin na separovaných zirkonech (separace v GS na Barrandov, RNDr. F. Veselovský). Ze všech vzork byly zhotoveny zakryté výbrusy (laborato e geologického ústavu P F UK, výbrusy zhotovila P. Rejentová) pro studium v optickém mikroskopu. Na základ studia výbrus byl proveden mikroskopický popis hornin. Na elektronové mikrosond CamScan S4 Link ISIS 300 EDX (operátor Mgr. J. Haloda) na P írodov decké fakult UK byly provedeny bodové analýzy minerál a získány snímky zirkon ve zp tn odražených elektronech. Z vybraných vzork byly pro bodovou analýzu použity lešt né nezakryté výbrusy. Výbrusy byly zhotoveny v laborato ích geologických ústav P F UK (vzorky AB 5, AB 7 a AB 4B; výbrusy zhotovila P. Rejentová ) a v laborato ích GS na Barrandov (vzorek AB 4; výbrus zhotovila H. Bláhová). P ed samotným m ením byly výbrusy napa eny uhlíkem, aby odvád ly p ebyte ný elektrický náboj. Ve zp tn odražených elektronech byly zhotoveny snímky analyzovaných minerál. Zirkony byly nejd íve pod binokulární lupou vyseparovány ze zirkonových koncentrát (velikost zrna pod 0,5 mm) získaných standardní minerální separací v laborato ích GS na Barrandov (separace RNDr. F. Veselovský). Vybírána byla celá zrna i jejich ásti. Následn byla jednotlivá zrna pomocí jehly pod binokulární lupou p endána na lepící pásku. Po p enesení pot ebného po tu zirkon na pásku byla zrna zalita epoxidovou prysky icí do válcové formy. Po utuhnutí (asi 24 hodin) se vále ek se zirkony zbrousil a vyleštil. Takto p ipravený vzorek se p ed snímkováním na elektronové mikrosond napa í uhlíkem. Silikátové analýzy byly provedeny v laborato ích geologických ústav P F UK (analyzoval: Rýdlová, Vonásková), fluor byl stanoven v Centrálních laborato ích GS na Barrandov (analyzoval: Ing. Kaši ková, vedoucí laborato e Ing. Zoubková). Pro analýzu každého prvku silikátové analýzy je p íprava vzorku odlišná. Pro vážkové stanovení SiO 2 se vzorky rozkládají sintrací s uhli itanem sodným. Titan a fosfor byly stanoveny fotometricky, pro ur ení obsahu vápníku, ho íku, hliníku a celkového železa bylo použito komplexometrické stanovení. Fe 2+ bylo stanoveno potenciometrickou titrací dvojchromanem draselným ve vzorku rozloženém sm sí kyseliny sírové a fluorovodíkové. Obsah manganu pak byl zjišt n metodou atomové absorp ní spektroskopie (AAS). Pro ur ení obsah sodíku a draslíku se vzorky musí rozložit kyselinou fluorovodíkovou a chloristou. Pro stanovení celkové síry se sintrovaný vzorek vylouží ve vod a odpa ením s Leffortovou lu avkou se všechna síra p evede na síranovou. Potom se vysráží roztokem BaCl 2 na BaSO 4 a stanoví se vážkov. Hygroskopická voda (H 2 O - ) se vypo te z rozdílu vah normálního vzorku a vzorku vysušeného do konstantní hmotnosti p i 110 C. Ze vzork rozkládaných tepeln ve válcové peci v proudu suchého dusíku se ur í chemicky vázaná voda (H 2 O + ) a oxid uhli itý. Uvoln ná voda se zachytí v trubici napln né Mg(ClO 4 ) 2 a oxid uhli itý v trubici s Al 2 O 3 a namletým NaOH. Obojí se následn stanoví vážkov. 17

30 Pro stanovení stopových prvk na ICP MS byly použity práškové vzorky o hmotnosti 0,2 g. K navážce vzorku v Pt misce se opatrn p idá 10 ml kyseliny fluorovodíkové (HF) a 0,5 ml kyseliny chloristé (HClO 4 ). Vzorek se odpa uje na elektrické topné desce do vývinu bílých plyn, nikoli do sucha. Miska se odstaví a k odparku se p idá dalších 5 ml HF a 0,5 ml HClO 4. Obsah misky se zvolna odpa í k suchu. Nerozpustný zbytek po rozkladu vzorku kyselinami se v Pt misce z edí vodou a filtruje se p es papírový filtr do 100 ml odm rek. Filtr se vysuší a v Pt miskách se vyžíhá v peci p i 950 C. Zbytek po žíhání se nad kahanem vytaví s 0,5 g sm si sody (NaHCO 3, 3 díly) a boraxu (Na 2 B 4 O 5 (OH) 4, 1 díl). Slínek se vylouží vodou a spojí se s p vodním filtrátem. P evede se do 100 ml kádinky a upraví na 2% kyselinu dusi nou (HNO 3 ). Takto p ipravené vzorky byly analyzovány na ICP MS v laborato ích ÚGMNZ na P írodov decké fakult UK (operátor RNDr. M. Mihaljevi ) Pb evaporace zrn zirkon Metoda Pb-evaporace na jednotlivých zrnech zirkon byla vyvinuta Koberem (1986, 1987). Pro analýzu byly zirkony izolovány z granitoid standardní minerální separací a do išt ny ru n pod binokulárním mikroskopem. Zirkony nejsou nijak chemicky upravované. Celá zrna zirkon nebo jejich fragmenty se analyzují použitím konfigurace s dvojitým Re vláknem. Zirkony se umístí na evapora ní Re vlákno, které je upevn no p ed druhým, ioniza ním Re vláknem. Evapora ní teplota je pomalu zvyšována na 1390 C (teplota je monitorována Kellerovým pyrometrem). P i této teplot se b hem 5 10 min. odpa í oby ejné a radiogenní Pb obsažené v mén stabilních fázích, nap. v ástech krystal porušených radioaktivitou s nízkou aktiva ní energií (Kober 1986). Teplota evapora ního vlákna se následn sníží a teplota ioniza ního vlákna se na n kolik vte in zvýší až na 1650 C, aby se z tohoto vlákna odstranilo olovo. Na studeném ioniza ním vlákn se následn zadržuje olovo z první fáze zah ívání. Teplota dosahuje asi 1400 C po dobu 15 min. Teplota evapora ního vlákna se pak op t sníží, p i emž se teplota ioniza ního vlákna zvýší na C. P i tomto rozsahu teplot se získá nejstabiln jší svazek Pb iont (Siebel a kol. 2003). Mezi jednotlivými cykly odpa ení usazení se teplota evapora ního vlákna snižuje na C. P edpokladem pro zjišt ní stá í je vysoká intenzita, obecn ástic za sekundu 206 Pb, a žádná zm na v izotopickém pom ru olova. Iniciální složení oby ejného olova má na výsledný výpo et stá í zanedbatelný vliv (Siebel a kol. 2003). Data byla získána p epínáním pík za použití mnnohonásobi e sekundárních elektron MasCom s hmotovou sekvencí Všechny izotopické pom ry 207 Pb/ 206 Pb byly opraveny o b žné Pb podle Cocherieho a kol. (1992). Opravené pom ry 207 Pb/ 206 Pb vykazují gaussovské rozložení hodnot. Z tohoto rozložení byl odvozen pr m rný pom r 207 Pb/ 206 Pb. Chyba pro stá í jednotlivých zrn zirkon byla vypo tena podle vzorce: age 2 2 * n f 2 kde n je po et scan izotopického pom ru 207 Pb/ 206 Pb (mezi na jedno zrno), je standardní odchylka gaussovské distribuce a f je p edpokládaná chyba 0,1%, která zahrnuje vliv hmotové frakcionace izotop Pb a nejistotu v linearit signálu násobi e. 18

31 6. VÝSLEDKY 6.1. Petrografie Textury Mafické t leso j. až jv. od Abertam je petrograficky nehomogenní. Je v n m možné rozeznat dv hlavní variety, které se liší zrnitostí, minerálním i chemickým složením. V obou typech jsou však i podobné základní strukturní rysy. Jedná se o všesm rn orientované hypautomorfní až tém automorfní tabulky plagioklasu a p ítomnost nápadn velkých (n kolik mm až 2 cm), poikilitických, v detailu xenomorfních tabulek biotitu. Ten dodává horninám velmi charakteristický vzhled. Ob horniny mají hypautomorfn zrnitou strukturu. Obr. 14. Biotit - amfibolový k emenný gabrodiorit (vzorek AB 1). Vzorky ze sv. ásti abertamského t lesa odpovídají biotit amfibolovému k emennému gabrodioritu (Obr. 14). Tato hornina je st edn zrnitá, sv tle šedé barvy. V západn jších partiích t lesa jsou hojn zastoupeny variety podstatn mafi t jší. Mimo hornin s totální uralitizací primárních mafit zde byly nalezeny vzorky se zachovanými pyroxeny. V jediném vzorku byly pozorovány hojné zbytky ortopyroxenu (vzorek AB 5), z ásti uralitizovaného, avšak s dob e rozlišitelnými tvary automorfních nebo tém automorfních sloupc. Hornina petrograficky odpovídá amfibolizovanému biotitovému gabronoritu (Obr. 15) až noritu. Je drobnozrnná, zelenošedé barvy. 19

32 Obr. 15. Biotitický gabronorit (vzorek AB 5). T lesa gabrodiorit jsou obklopena granity SIK (Obr. 16). Liší se od typického horského granitu, který je sv tle šedý, všesm rn zrnitý a porfyrický. Biotitický granit v okolí Abertam a Perninku má nar žov lou barvu, je st edn zrnitý až hrubozrnný, nevýrazn porfyrický, jeho struktura je hypautomorfn zrnitá. P i kontaktu s gabrodioritem p evládá biotit, tvo ící shluky, nad muskovitem. Vyrostlice draselného živce dor stají až 10 cm. Nejsou ale z eteln usm rn né. Lze p edpokládat, že granity od Abertam jsou relativn samostatnou díl í intruzí (Sattran 1963). Obr. 16. Biotitický granit SIK (vzorek AB 3). Místy se v granitech nacházejí uzav eniny jemnozrnných mafických hornin (Obr. 17), které jsou v geochemické rovnováze s granitem. Tyto uzav eniny odpovídají mafickému t lesu u Abertam. 20

33 Obr. 17. Bazická pecka v granitu SIK (vzorek AB 4B). Ve starém lůmku asi 700 m v. od obce byla v granitu SIK nalezena žíla mladšího žulového porfyru (Obr. 18). Hranice granitu s porfyrem je ostrá, směrem ke kontaktu ubývá v granitu biotit, podél kontaktu je lem světlých minerálů, tvořený převážně křemenem a draselným živcem. Žulový porfyr má velmi jemnozrnnou matrix, v níž jsou nápadné vyrostlice křemene, draselného živce, nebo biotitu až 1 cm velké. Drobná zrna křemene mohou tvořit shluky. Místy jsou v porfyru patrné drobné uzavřeniny granitu nebo mafické pecky. V matrix horniny je zřejmé proudové usměrnění. Obr. 18. Žíla žulového porfyru na kontaktu s granitem (vzorek AB 2). 21

34 Mineralogie Biotit amfibolový křemenný gabrodiorit je tvořen biotitem, amfibolem (Obr. 19, 20), plagioklasem, v menší míře jsou přítomny pyroxen, křemen a draselný živec. Nápadným znakem je vysoký obsah akcesorických minerálů, zejména ilmenitu a apatitu, s nimiž se vyskytuje allanit a zirkon, velmi vzácně též monazit. Opakní minerály jsou zastoupeny pyrhotinem a pyritem, který je většinou sekundárního původu. Plagioklasy tvoří hypidiomorfní až idiomorfní tabulky. Jsou výrazně zonální, v jádrech odpovídají labradoritu až bytownitu s velmi bazickými skvrnkami, v okrajových partiích pak bazickému oligoklasu až střednímu andezínu. Amfibol je světle zelenavý s nápadně slabým pleochroismem. Tvoří téměř idiomorfní krystaly. Svým složením odpovídá aktinolitu až magneziohornblendu a je pravděpodobné, že vznikl na úkor starších pyroxenů. Biotity v hornině tvoří hypidiomorfní až xenomorfní tmavě hnědé tabulky, často poikiliticky prorostlé s plagioklasem (Obr. 25). Hojně jsou v něm uzavřené idiomorfní krystaly apatitu, zirkonu nebo dalších akcesorií, kolem kterých jsou nápadné temné pleochroické dvůrky. Většina zrn biotitu je postižená chloritizací, některá jsou již plně přeměněná na chlorit nazelenalé barvy. Pyroxeny jsou zastoupeny zakalenými relikty klinopyroxenu diopsidového složení. V menší míře jsou přítomny téměř idiomorfní krystaly draselného živce, který bývá pertitický. Křemen tvoří oválná xenomorfní zrna často undulózně zhášející. Obr. 20. Amfibol medové barvy s uzavřeninami apatitu a s pyritem (vzorek AB 1, nikoly). Obr. 19. Amfibol s uzavřeninami apatitu a s pyritem (vzorek AB 1, nikoly). Minerální složení biotitického gabronoritu se liší od vzorků ze sv. části chemismem jednotlivých minerálů. Plagioklas je silně zonální (Obr. 24), ve vnitřních partiích má složení od bytownitu k anortitu, v okrajích odpovídá kyselému labradoritu a jen vzácně až andezínu (na styku s křemenem). V jediném vzorku byly pozorovány relikty ortopyroxenu. Klinopyroxen tvoří xenomorfní individua, v okrajích uzavírající drobné tabulky plagioklasu. Ve vzorcích s pokročilou uralitizací (Obr. 21, 22) a homogenizací sekundárních amfibolů obvykle nelze povahu původních pyroxenů spolehlivě rozlišit, avšak z chemického složení se dá soudit na podstatné zastoupení ortopyroxenu ve výchozí minerální asociaci. Biotit je stejný jako v sv. části tělesa. Křemene je málo, tvoří drobná xenomorfní zrna. Ojediněle je v hornině přítomen pertitický draselný živec. Akcesorické minerály jsou stejné jako u gabrodioritu (Obr. 23). V jednom vzorku (AB 5) byl pozorován apatit černé barvy způsobené přítomností uranu. 22

35 Obr. 2. Uralitizovaný mafický minerál (na Obr. barevný), šedý je plagioklas (vzorek AB 5, nikoly). Obr. 2. Uralitizovaný mafický minerál (uprost ed), v levém horním rohu biotit, šedý je plagioklas (vzorek AB 7, nikoly). Obr. 23. Apatit uzav ený v biotitu (vzorek AB 7, nikoly). Obr. 2. Zonální plagioklas (vzorek AB 7, nikoly). Obr. 2. Poikilitické pror stání biotitu s plagioklasem (vzorek AB 1, nikoly). 23

36 Biotitický granit SIK je tvořen křemenem, draselným živcem a biotitem, méně jsou zastoupeny plagioklas a muskovit. Z akcesorií jsou nejhojnější apatit a zirkon (Obr. 28, 29). Draselný živec tvoří hypidiomorfní tabulky, často je pertitický (Obr. 26). Chemickým složením odpovídá téměř čistému ortoklasu. Místy je možné okolo draselných živců pozorovat myrmekity. Křemen je ve formě oválných zrn, většinou bývá undulózní. Biotity tvoří tmavě hnědé xenomorfní tabulky s výrazným pleochroismem. Často jsou poikiliticky prorostlé. Většina zrn biotitu je postižená chloritizací, místy se objevuje čistý chlorit nazelenalé barvy. Na biotity je vázána většina přítomných akcesorií. Kolem nich jsou výrazné pleochroické dvůrky. Plagioklas je v granitu zastoupen méně. Tvoří drobné téměř idiomorfní tabulky, které jsou výrazně zonální (Obr. 27). Obr. 26. Pertitický draselný živec (vzorek AB 3, nikoly). Obr. 27. Zonální plagioklas (vzorek AB 4, nikoly). Jeden vzorek granitu SIK (AB 4B) obsahuje uzavřeninu jemnozrnné bazické horniny. Hranice mezi granitem a bazikem je velice dobře znatelná (Obr. 30). Bazická pecka má mnohem vyšší obsah mafických minerálů. Uzavřenina je lemována tenkým páskem světlých minerálů, tvořeným převážně draselným živcem a křemenem. Kolem některých draselných živců je možné u této hranice pozorovat myrmekity. Z chemismu obou hornin je patrné, že jsou v chemické rovnováze. Minerální složení bazické pecky je shodné s biotitickým gabronoritem. Obr. 29. Zirkon uzavřený v biotitu (vzorek AB 3, nikoly). Obr. 28. Zirkon uzavřený v biotitu (vzorek AB 4B, nikoly). 24

37 Obr. 30. Hranice kyselé a bazické ásti (vzorek AB 4B, nikoly). Obr. 31. Zonální plagioklas (vzorek AB 4B, nikoly). Žíla žulového porfyru má jemnozrnnou matrix tvo enou draselným živcem, plagioklasem, k emenem a drobnými sloupe ky biotitu. Na první pohled jsou v ní nápadné koncentrické shluky drobných zrn k emene okolo v tšího centrálního k emenného zrna (Obr. 34). K emen je v hornin p ítomen i ve form samostatných oválných zrn, která jsou áste n natavená a undulózn zháší (Obr. 35). Draselný živec tvo í v hornin vyrostlice ve form idiomorfních tabulek. Menší krystaly tvo í plagioklas, který je výrazn zonální. Lupínky hn dého biotitu jsou od okraj chloritizované (Obr. 32, 33). Obr. 32. Biotit, na okrajích chloritizovaný (vzorek AB 2, nikoly). Obr. 33. Biotit, na okrajích chloritizovaný (vzorek AB 2, nikoly). 25

38 Obr. 3. Shluk k emenných zrn (vzorek AB 2, nikoly). Obr. 3. áste n natavený agregát k emene (vzorek AB 2, nikoly) Chemismus minerál Amfibol Bodové analýzy amfibol z gabrodioritu a gabronoritu jsou uvedeny v p íloze íslo p t. Chemickým složením odpovídají aktinolitu až obecnému amfibolu (hornblendu; Obr. 36). Mají velmi nízký obsah hliníku Pyroxen Vzhledem k úplné uralitizaci v tšiny primárních mafických minerál a jen sporadickému výskytu nep em n ných pyroxen, byl tento minerál analyzován pouze v jednom vzorku gabrodioritu (p íloha 5). Tento pyroxen má diopsidové složení. V gabrodioritu jsou zastoupeny klinopyroxeny, v gabronoritu p evládají ortopyroxeny, a koliv se v dochovaných reliktech chemická povaha pyroxen t žko ur uje Biotit Obr. 36. Graf chemického složení amfibol. Analýzy biotitu ze všech zkoumaných typ hornin jsou uvedeny v p íloze íslo p t. Biotity z biotit amfibolového k emenného gabrodioritu a biotitického gabronoritu jsou v chemickém složení rozdílné. Biotity z gabronorit mají vyšší obsah MgO (15,02 18,87 hm.%, u gabrodioritu jen 10,59 13,44 hm.%) a mají vyšší pom r Mg/Fe (2,1 3,9 oproti 1,0 1,7 u gabrodioritu). V obsahu hliníku se tyto dv skupiny neliší. Al 2 O 3 má vyšší koncentraci v biotitech z granitu a bazické pecky, které jsou chemicky bližší biotitickým gabronorit m. V rámci jednoho druhu horniny se biotity liší v obsahu titanu (2,48 6,93 hm.% TiO 2 ). Složení biotitu se pohybuje mezi annitem a flogopitem (Obr. 37). 26

39 Obr. 37. Graf FeO MgO Al 2 O 3 a Al vs. Mg. Vyneseny jsou biotity ze všech t í hlavních typ hornin. PLE 1, PLE 3 gabrodiorit; AB 5, AB 7, PLE 5 gabronorit; AB 4B granit s bazickou peckou Plagioklas Bodové analýzy plagioklas ze všech typ hornin jsou uvedeny v p íloze íslo p t. V gabrodioritech i v gabronoritech p evládá nad draselným živcem a je výrazn zonální. V granitech je plagioklasu p ítomno mén, má však podobné chemické složení jako u p edchozích typ hornin. Podle výsledk z mikrosondy kolísá složení plagioklas v biotitickém gabronoritu od An 27 k An 64 (Obr. 38), v gabrodioritu od An 34 k An 78 a u granitu od An 11 k An 26. V jádrech jsou tyto plagioklasy bazi t jší, okraje mají kyselé. Ortoklasové složky mají všechny analyzované plagioklasy pod 4 mol. %. Obr. 38. Ternární graf albit - anortit - ortoklas, vyneseny jsou analyzované živce ze všech studovaných hornin. PLE 1, PLE 3 gabrodiorit; AB 5, AB 7, PLE 5 gabronorit; AB 4B granit s bazickou peckou Draselný živec V granitu je draselný živec zastoupen hojn, v bazických typech je p ítomen podstatn mén. Ve všech studovaných typech hornin chemickým složením odpovídá tém istému ortoklasu (p es 90 % ortoklasové komponenty; Obr. 38). Plagioklasové komponenty jsou zanedbatelné. Bodové analýzy draselného živce jsou v p íloze íslo 5. 27

40 Akcesorické minerály Gabrodiority i gabronority jsou velice bohaté akcesorickými minerály (Obr. 40). V granitu jich je přítomno méně. Nejhojnější akcesorií je apatit, který tvoří idiomorfně omezené šestiboké tyčinky až sloupečky. Často je uzavřený v biotitu nebo plagioklasu, není to však pravidlem. Další hojnou akcesorií jsou drobounké krystaly zirkonu, které jsou nejčastěji uzavřené v biotitu. Vyskytují se i případy, kdy je zirkon uzavřen v krystalu apatitu (Obr. 39). Méně hojně jsou zastoupeny allanit, titanit, případně ilmenit a vzácně je přítomen i monazit. Ze sulfidických minerálů jsou zastoupeny hlavně pyrhotin a pyrit. Bodové analýzy akcesorických minerálů jsou uvedeny v příloze číslo pět. V jediném vzorku (PLE 5) byl na elektronové mikrosondě detekován prehnit tvořící tenkou lamelu v biotitu. 20 µm 1 mm Obr. 40. Zirkon uzavřený v apatitu; zr zirkon, ap apatit. Snímek ve zpětně odražených elektronech. Obr. 39. Apatit a ilmenit v biotitu; bt biotit, ap apatit, ilm ilmenit. Snímek ve zpětně odražených elektronech Sekundární minerály V gabronoritu je nejhojnějším sekundárním minerálem vláknitý amfibol (uralit). Vznikl přeměnou většiny pyroxenů a amfibolů přítomných v hornině. V gabrodioritu i v granitu se vyskytuje jen ojediněle. Ve všech studovaných horninách je však zastoupen chlorit (Obr. 41). Většina biotitů přítomných v hornině je od okrajů chloritizována, místy jsou přeměněny na čistý chlorit. Chemickým složením odpovídá diabanitu až pyknochloritu. Draselné živce i plagioklasy jsou místy od středu sericitizované. Většina pyritu v horninách je patrně sekundárního původu. 28

41 Obr. 41. Chloritizovaný biotit. Snímek vlevo nikoly, snímek vpravo nikoly (vzorek AB 2) Chemické složení hornin Hlavní prvky Chemické složení studovaných hornin je prezentováno v p íloze 4. Gabodiority i gabronority mají shodn nízký obsah SiO 2 (47,74 52,24 hm.%) a spadají mezi intermediální až bazické horniny. Granity i žulový porfyr mají obsah SiO 2 p es 70 hm%. Gabrodiority mají, na rozdíl od gabronorit, vyšší obsah TiO 2 (1,1 2,39 hm.%), Al 2 O 3 (15,55 17,45 hm.%) a alkálií (Na 2 O 2,70 2,95 hm.%, K 2 O 2,19 3,36 hm.%). Obsahy CaO, MnO a Fe 2 O 3 jsou v obou typech hornin p ibližn stejné. Množství FeO a MgO je u gabrodiorit nižší než u gabronorit. Granity jsou proti ob ma bazickým horninám ochuzeny TiO 2 (0,23 0,27 hm.%), Fe 2 O 3 (0,65 0,95 hm.%) i FeO (0,71 1,24 hm.%), MnO (0, 02 0,04 hm.%), MgO (0,55 1,05 hm.%) a CaO (0,58 1,34 hm.%). Mají však vyšší obsah alkálií. Draslík p evládá nad sodíkem v pom ru K 2 O/ N a 2 O 1,47 (Na 2 O 3,00 3,83 hm.%, K 2 O 4,69 5,39 hm.%). Obsah hliníku je ve všech typech hornin podobný. Granity mají relativn vysoký obsah TiO 2, což indikuje malou diferenciaci t chto hornin. Velmi vysoký obsah TiO 2 mají i gabrodiority a gabronority. Všechny t i popisované horniny mají pom r Al 2 O 3 /(CaO + Na 2 O + K 2 O) vyšší než 1,23 a jsou tedy výrazn peraluminické (Obr. 42). V Tab. 2 jsou uvedeny rozlišující znaky pro S a I granity. Biotitické granity z okolí Abertam náleží spíše S typu, p estože n kterými znaky jsou blízké I typ m. P íslušnost k S typ m napovídá i p evaha Fe 2+ nad Fe 3+ a bílé zbarvení draselných živc. Liší se tak od typických granit SIK, které pat í ke skupin I granit (Štemprok 1986). 29

42 Tab. 2. Znaky S a I granitů (podle Štemproka 1986). I - typ S - typ AB 3 AB 4 PLE 2 PLE 4 Na, felsické Na 2 O > 3,2 %; mafické > 2,2 % Na, Na 2 O < 3,2 % v horninách s cca 5% K 2 O I I S S A/CNK < 1,1 A/CNK > 1,1 S S S S normativní diopsid nebo korund < 1 % široké spektrum od felsických k mafickým > 1 % normativního korundu S I S S omezené složení k SiO2 S S S S CaO + alkálie >> Al 2 O 3 Al 2 O 3 >> CaO + alkálie S S S S amfibol >> muskovit >> S S S S titanit monazit, granát, cordierit I I I I apatit v biotitu a amfibolu samostatné krystaly apatitu I/S I/S I/S I/S rudy W, rudy Cu - Mo rudy Sn S S S S Obr. 42. Ternární graf CaO Na2O + K2O Al2O3. V grafu jsou vyneseny všechny studované horniny. Všechny vzorky spadají do pole peraluminických hornin (Loiselle, Wones 1979). Obr. 43. Ternární graf FeOt Na2O + K2O MgO. Většina vynesených vzorků spadá do pole vápenato alkalických hornin. Zařazení vzorků na hranici polí je sporné, zřejmě ale náleží také k vápenato alkalické sérii (Irvine, Baragar 1971). Zajímavé jsou obsahy fluoru (Obr. 44). Gabronority, až na jediný vzorek, mají obsah F výrazně nižší než gabrodiority. Ty mají obsah F velmi vysoký, dokonce trochu vyšší než granity SIK. 30

43 Obr. 44. Graf F vs. SiO 2, vyneseny jsou všechny studované horniny Stopové prvky Biotit amfibolové k emenné gabrodiority oproti biotitickým gabronorit m mají výrazn vyšší obsahy Ba (p es 1000 ppm) a Sr (672,0 804,5 ppm), mírn vyšší jsou Rb, Zr, Y, Nb, Hf a Ta. Naopak gabronority mají velmi vysoké obsahy tranzitních kov jako Cr, Zn, Cu, Ni, Co, Sn a Pb. Obecn se dá íci, že gabrodiority mají vysoké obsahy nekompatibilních prvk (Cs, Rb, K, Ba, Pb, Sr, Eu, U, Ta, Nb, Th, REE), kdežto gabronority obsahují v tší množství prvk kompatibilních (Mn, Fe, Mg, Ni, Cr, Sc, V, Ca, Co, Zn, Cu). Obr. 45. Grafy obsah n kterých stopových prvk normalizovaných k C 1 chondritu. 31

44 Geochemie granit SIK je podobná gabrodiorit m, jsou obohaceny o nekompatibilní prvky. Obsahují velké množství Rb ( ppm), Th (jeden vzorek 47 ppm) a Pb (47 58 ppm). Také mají vysoký pom r Rb/Sr (> 1,25). U gabrodiorit je tento pom r 0,11 a u gabronorit 0,17. V granitu jsou ve v tším množství než u mafických hornin p ítomny prvky, jejichž obsah je kontrolován p ítomností akcesorických minerál (Y, Zr, Sn, REE, Hf, Pb, Th, U) Prvky vzácných zemin Všechny t i studované typy hornin (+ žulový porfyr) mají podobnou distribuci REE. Vždy LREE p evládají nad HREE (Obr. 46). Pom r La/Lu se u granit pohybuje okolo 100, u gabrodiorit dosahuje hodnoty 234 a u gabronorit 137. Odlišnost mezi granity a mafickými horninami je v europiové anomálii. Granity se vyzna ují výrazn negativní, mafické horniny pak slab pozitivní nebo chyb jící Eu - anomálií. Gabrodiority mají výrazn vyšší celkové obsahy prvk vzácných zemin než další dva typy hornin, granit stojí svými obsahy REE mezi gabrodioritem a gabronoritem. U všech studovaných hornin je z ejmé výrazné obohacení LREE proti HREE charakteristické pro subduk ní prost edí. Obohacení LREE m že též indikovat kontaminaci korovým materiálem (René 2000). Obr. 46. Grafy distribuce REE normalizované k C 1 chondritu Geochemická interpretace Genezí a vývojem variských granitoid se zabývala ada autor. N kte í (nap. Štemprok 1993) p edpokládali, že biotitické a dvojslídné granity (oba SIK) a granity s Li slídami (MIK) vznikaly z b žného korového magmatu kontinuální frak ní krystalizací. Siebel a kol. (1997) p edpokládají dva možné zdroje granit 1) ist korové magma (nevyvinutá mafi t jší spodní k ra) a 2) míšení pláš ového magmatu s vyzrálejším korovým zdrojem (pararuly). Förster a kol. (1999) popisují granity SIK jako p echodné I S typy s relativn primitivním izotopickým složením ( Nd (320 Ma) > -4; 87 Sr/ 86 Sr (320 Ma) < 0,708). P edpokládají, že potenciálním zdrojem takových peraluminických granit mohou být metapelity, metadroby nebo ortoruly. Dále korelovali krušnohorské granity s experimentálními taveninami podle Montely a Vielzeufa (1997). Ukázalo se, že experimentální taveniny mají nižší obsahy Fe, Mg a Ca než nejmén diferenciované granity Krušných hor. Vznik t chto granit musel být tedy ovlivn n dalšími procesy, jako jsou kumulace minerál, p ítomnost mafického restitického materiálu nebo odmíšení mafické taveniny. To dokazují p ítomností enkláv mafických magmat nalezených v biotitickém granitu u Niederbobritzsch (Förster a kol. 1999). 32

45 Tischendorf a kol. (1992) poukazují na obohacení krušnohorských granit nekompatibilními prvky jako Li, Rb, Cs, ale také Be, Nb a Ta. Zdrojem granit proto nemohlo být pr m rné pláš ové magma. Granity Krušných hor mají spíše znaky magmat derivovaných ve spodní k e (Sr i = 0,705 0,708; Tischendorf a kol. 1992). Ve Špan lsku se studiem mafických hybridních hornin a granit zabývali Bea a kol. (1999). P edpokládají, že mafické hybridní horniny jsou prekurzory variského granitoidního magmatismu. Podle nich byla raná mafická hybridní magmata produkována v malých dávkách b hem hlavní deforma ní fáze nebo áste n po ní, pravd podobn parciálním tavením sm si pláš ového magmatu a biotitem bohaté korové horniny v pom ru 8:2. Tento proces probíhal na hranici k ra pláš. Stá í mafických hornin ur ili metodou Rb/Sr na 340 Ma. Granity ( Ma) podle Bea a kol. (1999) potom vznikly tavením obohacených korových hornin. Podobný názor na vznik n meckých redwitzit zastává Taubald (2000), podle n jž negativní hodnoty Nd redwitzit znamenají p vod t chto hornin v míšení magmatu a jeho následné kontaminace starší k rou. Dále uvádí, že redwitzity vznikaly zárove s granity G1, p estože terénní pozorování nasv d uje spíše vmíst ní redwitzit p ed granity G1. To potvrzuje domn nku, že redwitzity jsou prekurzory postorogenních variských granit (Troll 1968) Experimentální taveniny Magmatické horniny granitoidního složení p edstavují širokou škálu hornin od k emenných diorit po isté granity. Jsou to významné komponenty kontinentální k ry. Granitické horniny mají velký rozsah složení a mohou být vázány na r zná tektonická prost edí. Závisí to na r zných zdrojích, podmínkách vzniku a r zných podílech plášt a k ry p i genezi r zných druh granitických hornin. P vod granitických hornin je léta zkoumaný problém pomocí stopových prvk nebo izotopického složení horniny. Mnohé nám o p vodu granitických hornin m že íci i studium hlavních prvk a fázových rovnováh. Nemenší význam má také experimentélní tavení korových hornin r zného minerálního a chemického složení. V kontinentální k e neexistují volná vodná fluida ve v tší hloubce než n kolik kilometr (Yardley a Valley 1997). Proto granitické magma v tšinou vzniká dehydrata ním tavením bez p ítomnosti fluid (Thompson 1982). Minerály s obsahem vody se taví inkongruentn, voda a živcové komponenty p echází do taveniny, MgO, FeO, CaO a Al 2 O 3 do refraktorních minerálních fází. V kontinentální k e podstupují dehydrata ní tavení jen t i významné minerály: muskovit, biotit a amfibol. Výsledkem je fluidy nenasycená silikátová tavenina. Jiné minerály s obsahem vody jsou významným zdrojem pro dehydrata ní tavení jen za velmi vysokých tlak (nap. zoisit v eklogitech; Skerlije a Patiño Douce 1998). Patiño Douce (1999) vytvá el experimentální taveniny ze zdroj rozdílných v minerální asociaci. Použil slídami bohaté horniny - droby (biotit + plagioklas, ne alumosilikáty), mafické pelity (biotit + alumosilikát ± muskovit ± plagioklas), felsické pelity (muskovit) a amfibolity. Nejpatrn jší rozdíl je mezi magmatem vzniklým tavením amfibolit a magmatem ze zdroj bohatých slídami (nap. metadroby, mafické pelity nebo felsické pelity). Taveniny z amfibolit jsou relativn ochuzeny alkáliemi, ale jsou bohatší CaO. Mají velmi nízký obsah draslíku. Asociace klinopyroxen + plagioklas vzniká v korových podmínkách v tšinou z magmatu odvozeného tavením amfibolit. Pom r Al 2 O 3 /(FeO + MgO + TiO 2 ) je v t chto taveninách stálejší než v taveninách ze zdroj bohatých slídami. Naproti tomu k emen je p ítomný pouze v reziduích tavenin z protolit bohatých slídami. Tyto taveniny mají nízký a velmi variabilní obsah železoho e natých komponent (FeO + MgO + TiO 2 ). Taveniny z amfibolit jsou v pr m ru mén peraluminické než taveniny ze zdroj bohatých biotitem, p estože v tšina prvn zmín ných je asto siln peraluminická. Rozdíly jsou 33

46 i ve zdrojích bohatých slídami. Taveniny ze zdrojů bohatých muskovitem jsou ochuzeny FeO + MgO + TiO 2 oproti taveninám ze zdrojů bohatých biotitem. Taveniny vzniklé z metadrob jsou oproti biotitickým zdrojům bohatší CaO relativně k železohořečnatým komponentám a Al. Patiño Douce (1999) rozlišuje 6 skupin kyselých magmatických hornin podle jejich chemického složení a tektonické pozice. 1) peraluminické leukogranity (PLGS) zahrnující dvojslídné granity, muskoviticko turmalinické granity a muskoviticko granátické granity; 2) peraluminické granity S typu (PSGS), které obsahují LP HT minerály s hliníkem jako jsou cordierit, spinel nebo Al ortopyroxen; 3) kordilerské peraluminické granity (CPGS), což jsou HP dvojslídné granity v Kordilérách. Tyto granity nemají Al fáze. 4) vápenato alkalické orogenní granity (CAGS), které jsou vázané na konvergentní kontinentální okraje. Tato skupina zahrnuje granitické a ryolitické metaluminické až slabě peraluminické horniny. 5) metaluminické, alkáliemi bohaté granity (MAGS) jsou granity A - typu, ryolity nebo granity rapakivi. Mají nízký obsah CaO, Al 2 O 3 a MgO, většinou představují závěr vápenato alkalického magmatismu. 6) ryolity spjaté s kontinentálními plató bazalty (FBRS) jsou metaluminické a bohaté železem. Taveniny produkované inkongruentním dehydratačním tavením ze zdrojů s vysokým obsahem slíd a křemene jsou křemíkem bohaté, s obsahem SiO 2 70 hm.%. V přírodních podmínkách této experimentální tavenině odpovídají pouze peraluminické leukogranity. Všechny ostatní skupiny zahrnují horniny s obsahem SiO 2 okolo 65 hm.% nebo menším. To znamená, že peraluminické leukogranity jsou jedinou skupinou, která reprezentuje čistou anatektickou korovou taveninu. Horniny s menším obsahem Si mohly vzniknout z magmat bohatých krystaly s významnou rolí residuálních, nebo peritektických fází, nebo to mohou být hybridní taveniny, které vznikly chemickou interakcí korových hornin a mafického plášťového magmatu. Mafické magma je často zdrojem tepla pro vznik granitických magmat (Bergantz 1989). Chemické interakce zahrnují asimilaci, při vývoji magmatu se uplatňují i další procesy jako míšení magmatu, frakční krystalizace a akumulace krystalů. Reakce bazaltického magmatu s křemeno živcovými horninami vytváří silikátové magma v rovnováze s mafickými kumuláty, které se podobají horninám přítomným ve spodní kontinentální kůře. Granity z Abertam (vzorky AB 3, AB 4, PLE 2 a PLE 4) i žulový porfyr (vzorek AB 2) by v této klasifikaci patřily do první skupiny, tj. mezi peraluminické leukogranity. Všechny tyto vzorky mají A/CNK > 1,4 a obsah SiO 2 přes 70 hm.%. Na Obr jsou v grafech vynesena pole experimentálních tavenin vzniklých dehydratačním tavením metadrob, mafických pelitů, felsických pelitů a amfibolitů (podle Patiño Douce 1999). Křivky v grafech znázorňují výpočet míšení kyselého a bazického magmatu za nízkých (LP) a vysokých (HP) tlaků. Do stejných grafů jsou vyneseny vzorky granitů, žulového porfyru a gabrodioritů. 34

47 15 (Na 2 O+K 2 O)/(FeO+MgO+TiO 2 ) 10 5 gabrodiorit žulový porfyr granit redwitzit Na 2 O+K 2 O+FeO+MgO+TiO 2 Obr. 4. Graf s vyzna enými poli experimentálních tavenin a vynesenými vzorky. Gabrodiority, žulový porfyr a granity jsou z Abertam, redwitzity z Mariánských Lázní a Lázní Kynžvart (V. Kachlík); (upraveno podle Patiñoa Doucea 1999) Al 2 O 3 /(FeO+MgO+TiO 2 ) Al 2 O 3 +FeO+MgO+TiO 2 Obr. 4. Graf s vyzna enými poli experimentálních tavenin a vynesenými vzorky. Legenda jako u Obr

48 1.5 CaO/(FeO+MgO+TiO 2 ) CaO+FeO+MgO+TiO 2 Obr.. Graf s vyzna enými poli experimentálních tavenin a vynesenými vzorky. Legenda jako u Obr CaO/Al 2 O CaO+Al 2 O 3 Obr.. Graf s vyzna enými poli experimentálních tavenin a vynesenými vzorky. Legenda jako u Obr

49 Všechny granity i žulový porfyr spadají do pole tavení drob. V tší problém je se za azením bazi t jších hornin. ást vzork se kryje s polem tavení amfibolit (Obr. 47 a 48). V tšina vzork však leží mimo toto pole, p estože pom ry (Na 2 O + K 2 O)/(FeO + MgO + TiO 2 ) a Al 2 O 3 /(FeO + MgO + TiO 2 ) jsou stejné nebo nižší než v amfibolitové tavenin. Z grafu vyplývá, že gabrodiority a redwitzity mají vyšší obsahy železoho e natých komponent FeO + MgO + TiO 2, ale mají stejn nebo mén alkálií. Na Obr. 50 je vid t, že bazické diferenciáty mají mnohem vyšší obsah Al 2 O 3, ale i mírn vyšší CaO. Gabrodiority tedy nevznikly istým tavením amfibolitového magmatu. Jde o hybridní horniny, jejichž výsledné složení bylo ovlivn no adou proces. Jedním z nich bylo míšení kyselého a bazického magmatu za nízkých tlak, jak áste n nazna ují trendy na Obr Míšení magmat B hem druhé poloviny 19. století za ala být v nována v tší pozornost míšení magmatu jako d ležitému procesu pro vznik plutonických a vulkanických hornin (Wilcox 1999). Moderní práce vycházejí z terénního pozorování, petrologie, chemismu minerál a znak nerovnováhy nebo geochemie minerál i celé horniny. Hybridizace dvou sou asných magmat je rozší ený petrogenetický proces, dochází k n mu v r zných fázích vývoje magmatu, od po áte ní intruze mafického až intermediálního magmatu do felsického magmatu až po výstup a finální umíst ní plutonu. Hybridizace mezi dv ma sou asnými magmaty se pohybuje od kompletního a homogenního míšení, kdy znaky p vodních magmat nejsou patrné, k promíchání magmatu, kde si p vodní taveniny zachovávají své vlastnosti. Pokud dv magmata pochází z velmi odlišných zdroj jako jsou zemský pláš a zemská k ra, mohou být výsledné znaky hybridních hornin velmi pozoruhodné (Menéndez a Ortega 1999). Velké rozdíly v chemismu a teplotách tuhnutí obou magmat vedou k nerovnováze a zachování reak ních znak (D Lemos 1996). V Harkerových diagramech (Obr. 51) jsou vyneseny obsahy hlavních prvk a n kterých stopových prvk pro granity a redwitzity. P ímková závislost v grafech mezi granity, redwitzity a pyroxenitem m že být vysv tlena r znými petrogenetickými procesy, které zahrnují hybridizaci a frak ní krystalizaci. Lineární trend v binárních geochemických grafech je výsledkem dokonalého míšení felsického a mafického magmatu. Korelace závisí na stupni promíšení, na homogenit obou koncových len, na dalších petrogenetických procesech a na p esnosti analyzovaných dat (D Lemos 1996). Lineární trend od granit p es redwitzity k pyroxenitu (vzorek TA 1) je patrný v grafech pro celkové železo, MnO, Na 2 O, K 2 O a Rb. Z toho se dá p edpokládat, že redwitzity vnikly míšením kyselého a bazického magmatu. V tomto p ípad je kyselé magma zastoupeno granitem (pr m r ze vzork AB 3 a AB 4) a bazické pyroxenitem (vzorek TA 1). Z t chto dvou magmat je možné vypo ítat hybridní magma podle lineární rovnice (podle metod Langmuira a kol. 1978; Fourcadea a Allègreho 1981): C M = X A C A (1 X A ) C B kde C M je koncentrace prvku v hybridní tavenin, C A je koncentrace prvku v kyselé složce, C B je koncentrace prvku v bazické složce, X A je množství kyselé složky ú astnící se míšení ( íslo od 0 do 1) a X B = 1 X A je množství bazické složky ú astnící se míšení. 37

50 38

51 Obr. 51. Harkerovy diagramy. FeOT - celkové železo přepočtené na FeO. Výsledkem výpočtu je obsah konkrétního prvku v hybridním magmatu. Množství prvku je závislé na obsahu tohoto prvku v obou koncových členech a na jejich vzájemném poměru. Součet množství obou složek (X A + X B ) musí být vždy roven jedné. Výpočet byl proveden pro všechny hlavní i stopové prvky včetně REE. Zjistilo se, že abertamské redwitzity mohly vzniknout míšením těchto složek za přítomnosti % kyselé složky. Není to však jednoznačné u všech prvků. Mnohem vyšší obsahy než by měly redwitzity z pouhého míšení, mají TiO 2, Al 2 O 3 a CaO a některé stopové prvky (Li, V, Sr, Ba, Zn, Cs). To může být způsobeno přítomností dalších petrogenetických procesů (frakcionace, asimilace,...), nebo nehomogenitou koncových členů míšení. Vzorky redwitzitů z Mariánských Lázní a Lázní Kynžvart indikují vyšší procentuelní množství kyselé složky, a to %. U těchto vzorků je zajímavé, že mají mnohem vyšší obsahy LREE než teoretické hybridní magma, kdežto HREE odpovídají svými obsahy modelu míšení. Na Obr. 52 je porovnání teoretické přímky míšení s reálnými horninami. V případě ideálního a homogenního míšení by vzorky ležely na přímce. 39

52 FeOT Na2O gabrodiority redwitzity gabrodiority SiO SiO 2 MnO K2O SiO SiO Rb v SiO 2 Obr. 52. Porovnání skute ných vzork s modelovou p ímkou míšení (zobrazena mod e, árkami je vyzna en pom r koncových len po 5 %). Redwitzity pochází z Lázní Kynžvart, gabrodiority z Abertam. Mod e jsou znázorn ny vzorky AB 1, AB 5-7, fialov vzorky PLE 1, PLE 3 a PLE 5 (podle Janouška a kol. 2000). 40

53 Vypo ítaná hybridní hornina byla použita pro srovnání teoretických a skute ných obsah prvk ve vzorcích (Obr. 53). V grafech jsou vyneseny obsahy prvk v redwitzitech (vzorky AB 1, AB 5, AB 6 a AB 7) normalizované vypo ítanou hybridní horninou. Výsledné hodnoty by se m ly pohybovat okolo jedné ( ervená ára v Obr. 53) v p ípad, že se jedná o ideální míšení. Z tohoto hlediska je výrazn % kyselé složky AB 1 AB 5 AB 6 AB hornina / vypo ítaný hybrid Sr K2O Rb Ba Th Ta Nb Ce Zr Hf Sm TiO2 Y Yb 25 % kyselé složky hornina / vypo ítaný hybrid Sr K2O Rb Ba Th Ta Nb Ce Zr Hf Sm TiO2 Y Yb Obr. 53. Grafy pom r skute né horniny a vypo ítané hybridní horniny pro n které vybrané prvky. Grafy jsou uvedeny pro 20 % a 25 % kyselé složky. 41

54 anomální vzorek gabrodioritu AB 1 (tmavě modrý graf). Tento vzorek pochází z nejvýchodnější části tělesa u Abertam a liší se od vzorků ze západní části vizuelně, mineralogicky i chemicky. Anomalita je pravděpodobně ovlivněna nehomogenitou zdrojového materiálu, nebo jiným petrogenetickým procesem, kterého se účastnila jen část zdrojového magmatu Frakční krystalizace Různé procesy mohou ve variačních diagramech způsobovat podobné trendy. Jednou možností jak odlišit frakční krystalizaci je extrakční výpočet. Tato metoda je podrobně popsána Coxem a kol. (1979). Metoda je ilustrována na Obr. 54. V grafu je zde pohromadě vyneseno chemické složení (vyjádřeno jako variabilita složek A a B) minerálu a celkové horniny. Minerál X krystalizuje z taveniny L 1 a residuální tavenina následuje trend k L 2. Vzdálenost mezi L 1 a L 2 závisí na množství krystalizujícího minerálu X. To může být shrnuto jako: a) množství taveniny L 2 je úměrné vzdálenosti X L 1 ; b) množství minerálu X je úměrné vzdálenosti L 1 L 2. Tento vztah je možné vyjádřit vzorci: X * L % L 2 = 100 * X * L L1 * L % X = 100 * X * L Pokud z taveniny L 1 krystalizují dva nebo více minerálů, je jejich průměrné složení C (Obr. 53b). Residuální tavenina potom následuje trend od C k L 2. Množství pevné a liquidní fáze je dáno poměrem L 1 L 2 :CL 1. Množství minerálů X a Y je v grafu dáno poměrem YC:XC Obr. 54. Variační diagramy zobrazující extrakční výpočet pro frakční krystalizaci. a) Minerál X je extrahován z taveniny L 1 a složení taveniny se posunuje k L 2. b) Minerální extrakt C (vypočtený z průměru minerálů X a Y) je odnesen z taveniny L 1 a složení se mění k L 2 (upraveno podle Rollinsona 1993). 42

55 Obr. 55 znázorňuje aplikaci popsané metody na vzorky redwitzitů z Abertam. Grafy jsou zkonstruovány pro Al 2 O 3, CaO a Na 2 O, což jsou složky, které jsou ve větším množství obsaženy v plagioklasu i v pyroxenu. Obě tyto fáze se účastnily frakční krystalizace. Kvůli značné chemické nehomogenitě redwitzitů z Abertam mají hodnoty vynesené v grafech velký rozptyl. U hliníku a sodíku je však patrný přímkový trend spojující průměrný minerál (fialová v grafu), zdrojové magma (červená) a výsledné magma (modrá). U vápníku je tento trend porušený. Redwitzity mají méně vápníku než by měly mít při krystalizaci plagioklasu a pyroxenu z mafického magmatu. Snížení obsahu CaO může být způsobeno krystalizací dalšího minerálu s obsahem Ca, např. apatitu redwitzit minerály TA 1 hm. % Al2O hm. % SiO2 4 3 hm. % Na2O hm. % SiO2 43

56 20 16 hm. % CaO hm. % SiO2 Obr. 55. Grafy podle extrakčního výpočtu. TA 1 (pyroxenit) je výchozí magma, z kterého krystalizovaly plagioklas a pyroxen (jejich průměrné složení znázorňuje fialový čtvereček). Čárkovaně jsou zobrazeny trendy od průměrného minerálu přes výsledné magma (redwitzit) k výchozímu magmatu Zirkonová termometrie založená na rozpustnosti zirkonů Harrison a Watson (1983) a Watson a Harrison (1983) zkoumali v různých přírodních a syntetických taveninách vliv teploty a složení taveniny na rozpustnost zirkonů. Experimenty prováděli v rozsahu teplot C a tlaků 1,2 6 kbar za podmínek taveniny nasycené vodou a taveniny vodou nenasycené. Výsledky Watsona a Harrisona (1983) znázorňuje Obr. 56. Do stejného Obr. jsou vyneseny hodnoty vzorků z Abertam (granity, gabrodiority i gabronority). Rozpustnost zirkonů je vyjádřena množstvím Zr v ppm. Stejně jako u monazitu nebo apatitu roste rozpustnost zirkonů s rostoucí teplotou. Nejnižší rozpustnosti vykazují polymerizovaná felsická magmata (např. peraluminické taveniny nebo prosté granitické taveniny), zatímco depolymerizované taveniny (peralkalického složení nebo taveniny bohaté Ca) mají vyšší obsah Zr. Watson a Harrison (1983) vypočetli model rozpouštění zirkonů podle rovnice: [ 0,85 * ( M 1) ] T ln D Zr zirkon / tavenina = 3,80 + / ln D Zr zirkon/tavenina je poměr koncentrací zirkonia v zirkonu a v tavenině, T je teplota v K a M je poměr kationtů (Na + K + 2 Ca)/(Al Si). Dále zjistili, že rozpustnost zirkonů není výrazně závislá na koncentraci H 2 O v tavenině pro obsah vody od 1,5 do 2 hm.%. 44

57 redwitzity granity Zr ,5 1 1,5 2 (Na + K + 2Ca)/(Al*Si) Obr. 56. Rozpustnost zirkonů (vyjádřená jako obsah Zr v tavenině v ppm) jako funkce poměru kationtů v tavenině. Červeně jsou znázorněny hodnoty gabrodioritů a gabronoritů, fialově jsou zobrazeny granity (podle Watsona a Harrisona 1983). Pokud je teplota taveniny vyšší než je saturační teplota zirkonů, může dojít k jejich úplnému rozpuštění. Pak následuje chladnutí taveniny a krystalizace nových zirkonů, které jsou stejně staré jako hornina, jejíž jsou součástí. Podle experimentálních křivek Watsona a Harrisona (1983) mají abertamské vzorky nízké saturační teploty ( C). Stejné teploty (pod 860 C) ukazují i redwitzity a granity SIK ze SV Bavorska (Siebel a kol. 2003). Granity z Abertam mají stejný obsah Zr jako gabrodiority a gabronority, ale jejich kationtové poměry jsou nižší. Výsledná teplota saturace zirkonů je však u granitů stejná nebo jen mírně nižší. Zajímavostí tedy je, že granity na rozdíl od mafických hornin mají v zirkonech zachována starší jádra. Teplota taveniny mohla být vyšší, než je saturační teplota zirkonů, pokud ale došlo během anatexe k chemické nerovnováze mezi zirkonem a taveninou, nemusela být všechna starší jádra rozpuštěna (Siebel a kol. 2003). Naproti tomu v tavenině, jejímž produktem jsou mafické horniny, došlo k úplnému rozpuštění zirkonů Geochronologie Stáří bylo zjišťováno pomocí metody Pb evaporace jednotlivých zrn zirkonů. Analýzy provedl W. Siebel na univerzitě v Tübingenu. Příprava vzorků a princip metody jsou uvedeny v předcházející kapitole. Pro určení stáří byl vybrán jeden vzorek granitu SIK (AB 4), jeden vzorek biotitického gabronoritu (AB 7) a jeden vzorek redwitzitu (R 11). První dva zmíněné pochází z Abertam, třetí pochází z okolí Lázní Kynžvart. 45

58 Na Obr. 57 a 58 jsou snímky zirkon ve zp tn odražených elektronech. V zirkonech z gabronoritu nejsou patrná žádná starší jádra. Dá se tedy p edpokládat, že krystalizovaly p ímo z magmatu a nemají zd d nou starší komponentu. Jiné je tomu u zirkon z granitu SIK. Ty na rozdíl od stejn starých granit G1 G4 na n mecké stran Krušných hor (Siebel a kol. 2003) mají zachována starší jádra a zjišt ní stá í krystalizace granitu je u nich problematické. 100 µm 100 µm 100 µm Obr. 57. Zirkony z granitu SIK. Snímky ve zp tn odražených elektronech. Vypo tená stá í gabronoritu z Abertam (322,6 ± 2,1 Ma) a redwitzitu z Lázní Kynžvart (324,3 ± 2,0 Ma) jsou tém shodná a ob odpovídají stá í redwitzit z Marktredwitzu a Wurz Ilsenbachu ( Ma; Siebel a kol. 2003). V tší problém byl s ur ením stá í granitu SIK. V tšina zrn ukázala vyšší stá í (p es 346 Ma), což je stá í zd d né a neodpovídá stá í tuhnutí plutonu. Na jediném zrnu bylo zjišt no stá í 322,8 ± 3,5 Ma, které je shodné se stá ím gabronorit i redwitzit. To znamená, že bazické diferenciáty nep edcházely intruzi granit staršího intruzivního komplexu s výrazným asovým odstupem, ale krystalizovaly zárove s granitem. 46

59 100 µm 100 µm Obr. 58. Zirkony z gabronoritu. Snímky ve zp tn odražených elektronech. Tab. 3. Izotopická data pro Pb - evaporaci jednotlivých zrn zirkon (zpracoval W. Siebel). vzorek / íslo zrna po et pom r 207 Pb / 206 Pb 204 Pb /206 Pb 206 Pb /208 Pb U /Th 207 Pb /206 Pb stá í (Ma) R11 / zrno ± ± 2.8 R11 / zrno ± ± 3.0 vážený pr m r ± 2.0 AB7 / zrno ± ± 2.9 AB7 / zrno ± ± 2.9 vážený pr m r ± 2.1 AB4 / zrno ± ± 3.1 AB4 / zrno ± ± 15 AB4 / zrno ± ± 9 AB4 / zrno ± ± 16 AB4 / zrno ± ± 9 AB4 / zrno ± ±

60 7. DISKUZE Drobná bazická tělesa uzavíraná v nejdecko eibenstockém masívu západokrušnohorského plutonu u Abertam byla interpretována na základě podrobného terénního průzkumu a geofyzikálních měření jako jediné těleso. Je tvořeno minimálně dvěma typy hornin, které se liší zrnitostí, minerálním a chemickým složením. V západní části tělesa se nachází drobnozrnný biotitický gabronorit, v severovýchodní středně zrnitý biotit amfibolový křemenný gabrodiorit. Vzhledem k nedostatku výchozů se nepodařilo vyřešit rozsah jednotlivých typů mafických hornin, případně jejich vzájemný vztah. Vzhledem k malému rozměru tělesa je možné předpokládat, že jde o rozdíly v rámci jedné intruze. Genezí redwitzitů se podrobně zabývali Siebel a kol. (2003) a Taubald (2000), kteří přičítají jejich vznik komplexu procesů. Z nich potom ani jediný sám nevytváří všechny známé látkové variace. Taubald (2000) řadí mezi petrogenetické procesy frakční krystalizaci bazického magmatu odvozeného z pláště, parciální tavení kůry, asimilaci a míšení magmat. Pro studium platnosti jednotlivých modelů byly použity analýzy obsahů hlavních oxidů a stopových prvků. Chemické složení obou typů mafických hornin je podobné redwitzitům známým z Německa, hlavně z okolí Marktredwitzu. Podobný chemismus mají i redwitzity z okolí Mariánských Lázní a Lázní Kynžvart (odběr vzorků Doc. V. Kachlík 2002) a také redwitzity z borského masívu (René 2000). Na Obr. 59 jsou Harkerovy diagramy pro vybrané hlavní prvky. V grafech jsou vyneseny vzorky z Abertam (modrá barva), Mariánských Lázní (růžová), borského masívu (zelená; René 2000) a Německa (fialová; Siebel 1993). Jsou doplněny granity a žulovým porfyrem z Abertam a pyroxenitem z Tachova (odběr Doc. V. Kachlík 2002). Redwitzity z Mariánských Lázní, borského masívu a Německa si chemismem velice dobře odpovídají. U abertamských redwitzitů je patrný rozdíl mezi dvěma výše popsanými typy hornin. Gabrodiority jsou blízké ostatním redwitzitům. Gabronority leží v grafech mimo pole všech redwitzitů a jsou více posunuty k nejbazičtějšímu členu pyroxenitu (vzorek TA 1). Přímkové trendy redwitzitů v některých grafech (CaO, Na 2 O a K 2 O) nasvědčují tomu, že bazické diferenciáty mohly vzniknout buď míšením plášťového bazického magmatu (zastoupeného TA 1) a korového magmatu granitového složení, nebo/a frakční krystalizací z bazického magmatu. Trendy hliníku a hořčíku jsou v grafech zakřivené. To ukazuje na vliv jiného petrogeneitického procesu při vývoji redwitzitů, pravděpodobně asimilaci okolního materiálu. Nelze vyloučit ani změnu frakcionující fáze (z původní společné krystalizace plagioklasu a pyroxenu na krystalizaci jediného minerálu z této dvojice, nebo krystalizace nové fáze). 48

61 Obr. 59. Harkerovy diagramy pro vybrané hlavní prvky. Vyneseny jsou redwitzity z Abertam, Mariánských Lázní, borského masívu a Německa, granity a žulový porfyr z Abertam, diorit z Tachova (data pro německé redwitzity Siebel 1993, data pro borský masív René 2000). Abertamské redwitzity mají stejně jako podobné horniny v sz. části Českého masívu relativně nízké obsahy SiO 2 (47,74 56,40 hm. %). Koncentrace analyzovaných prvků vykazují zřetelný rozdíl mezi gabrodioritem a gabronoritem z mafického tělesa u Abertam. Gabrodiority, podobně jako granity a ostatní redwitzity, jsou obohaceny nekompatibilními (Cs, Rb, K, Ba, Pb, Sr, Eu, U, Ta, Nb, Th, REE) prvky. Naproti tomu gabronority jsou bohatší prvky kompatibilními (Mn, Fe, Mg, Ni, Cr, Sc, V, Ca, Co, Zn, Cu). To ukazuje na nehomogenitu zdrojového materiálu, nebo na různý stupeň míšení. Na vzniku gabrodioritů se podílelo větší množství korového granitoidního magmatu (přes 50 %), kdežto ve zdroji gabronoritů se více uplatnilo plášťové magma. To potvrzují i vysoké obsahy Cr ( ppm) a Ni ( ppm) v gabronoritu. Distribuce prvků vzácných zemin německých redwitzitů a redwitzitů z Mariánských Lázní je zobrazena na Obr. 60 (srovnej s Obr. 46). Je podobná jako u redwitzitů z Abertam. Redwitzity z Německa i Mariánských Lázní jsou také obohaceny LREE oproti HREE. Mají negativní europiovou anomálii, která je u abertamských redwitzitů neznatelná nebo mírně pozitivní. 49

62 Obr. 60. Distribuce REE v redwitzitech z Mariánských Lázní a N mecka (data Siebel 1993). Míšení pláš ového bazického magmatu a korového kyselého magmatu je jedním z model vzniku redwitzit. Pokud známe oba koncové leny míšení (v p ípad Abertam je kyselý len zastoupen granitem SIK a bazický len pyroxenitem TA 1), je možné vypo ítat teoretickou hybridní horninu, která vznikla míšením t chto magmat. Výpo et lze provést pro jakýkoliv chemický prvek a pro r zný pom r koncových len. Vypo ítaná hybridní hornina se následn použije jako normující hodnota pro horninu skute nou (viz Obr. 53). Pokud hornina vznikla ideálním homogenním míšením koncových len je její pom r s vypo ítaným modelem roven jedné. Gabronority mají hodnoty tohoto pom ru okolo jedné pro % kyselé složky. Gabronority tedy mohou být produktem míšení s pom rem bazického a kyselého magmatu 8:2. N které prvky (LREE, Cr, Cu, Ni) se však tomuto modelu vymykají. To m že být zp sobeno nehomogenitou ve zdroji nebo spoluú astí jiného petrogenetického procesu. V modelu míšení magmat je nejpatrn jší odlišnost gabrodioritu od gabronoritu. P i vzniku gabrodioritu se uplatnila mnohem v tší ást kyselého magmatu (p es 50 %, Obr. 61), emuž napovídá i chemické složení této horniny. Hodnoty gabrodioritu se blíží jedné (srovnej s Obr. 53), avšak obsah n kterých komponent, zvlášt TiO 2 je stále výrazn vysoký. To je pravd podobn ovlivn no asimilací okolního materiálu vystupujícím magmatem, jehož krystaliza ní produkt (gabrodiorit) buduje východní ást mafického t lesa u Abertam. Z magmatu s podobným pom rem koncových len mohly vzniknout i redwitzity u Mariánských Lázní (výpo tem bylo zjišt no asi % kyselé složky). To je d kazem výrazné odlišnosti gabronorit od ostatních redwitzit. 50

63 55 % kyselé složky 7 6 AB 1 AB 5 AB 6 AB 7 hornina / vypo ítaný hybrid Sr K2O Rb Ba Th Ta Nb Ce Zr Hf Sm TiO2 Y Yb Obr. 61. Pom r skute né horniny s vypo ítanou hybridní horninou pro redwitzity z Abertam (podle Patiño Doucea 1999). Mén pravd podobný je vznik redwitzit tavením bazických hornin zemské k ry. P i porovnání redwitzit s experimentálními taveninami podle Patiño Doucea (1999) (viz Obr ) spadají redwitzity áste n do pole amfibolit. V tšina jejich projek ních bod pak leží mimo toto pole. Oproti experimentální tavenin mají redwitzity vyšší obsah CaO, Al 2 O 3 a železoho e natých komponent. Naopak alkálií mají spíše mén než teoretická amfibolitová tavenina. Porovnáním s experimentální taveninou je možné vysv tlit zdroj granit SIK. Všechny vzorky spadají do pole tavení metadrob (viz Obr ) podle Patiño Doucea (1999). Granity SIK v okolí Abertam, které na rozdíl od typických granit SIK mají p evládající znaky S granit, vznikly tavením metasediment, pravd podobn metadrob. Ur itý podíl na vzniku redwitzit m la i frak ní krystalizace. V grafech je znázorn n (Obr. 62) extrak ní výpo et (viz kapitola ; srovnej s Obr. 55). Místo výchozího bazického magmatu je v tomto grafu použita vypo ítaná hybridní hornina, která vznikla míšením pláš ového a korového magmatu. Model je uveden pro 20 % a pro 25 % kyselé složky. Z graf je z ejmý p ímkový trend od pr m rného minerálu (pr m r z plagioklasu a pyroxenu) p es výsledné magma k výchozímu magmatu. Tyto trendy mají lepší korelaci než v p ípad, kdy jako zdrojové magma sloužilo složení pyroxenitu TA 1 (Obr. 55). Pouze hliník je v redwitzitech mírn vyšší než odpovídá trendu. Redwitzity by tedy mohly být produktem míšení pláš ového bazického magmatu s korovým kyselým magmatem v pom ru 8:2. Po více mén homogenním smíšení došlo k frak ní krystalizaci plagioklasu a pyroxenu. Tyto petrogenetické procesy potom vedly ke vzniku velice pestré škály hybridních hornin, odpovídajících redwitzit m. Všechny redwitzity byly postiženy v r zném stupni autometamorfními procesy, které se projevily jako uralitizace pyroxen a chloritizace biotit. Rozsah t chto p em n byl v abertamském t lese zna ný, takže se zachovala jen malá ást p vodních pyroxen. 51

64 20 16 redwitzit minerály hybrid 20 % hybrid 25 % hm. % Al 2 O hm. % SiO hm. % CaO hm. % SiO hm. % Na 2 O hm. % SiO 2 Obr. 62. Znázorn ní extrak ního výpo tu. Jako výchozí materiál je použita vypo ítaná hybridní hornina, z které krystalizovaly plagioklas a pyroxen. Výsledným materiálem jsou redwitzity. árkovan jsou zobrazeny trendy. 52

65 Na základ jejich rozpustnosti byly ze zirkon vypo teny teploty vzniku redwitzit i granit SIK (viz Obr. 56). Teploty vzniku redwitzit z Abertam se pohybují mezi C, což je stejná teplota jakou udávají pro redwitzity z N mecka Siebel a kol. (2003). P i této teplot byly zirkony úpln roztaveny a následn krystalizovaly ze stejného magmatu jako redwitzity. Zirkony z redwitzit u Abertam, podobn jako zirkony z redwitzit u Mariánských Lázní a z N mecka, nemají znatelnou zonálnost ani zachovaná starší jádra (viz Obr. 58). Takové zirkony jsou stejn staré jako hornina, v níž se nacházejí. Granity SIK z okolí Abertam mají v zirkonech starší jádra zachována (viz Obr. 57), p estože teplota magmatu byla stejná jako u redwitzit nebo jen mírn nižší (pod 860 C). Mezi magmatem a zirkony se z ejm neustavila chemická rovnováha a jádra zirkon nebyla rozpušt na úpln. Stá í vypo tené z t chto zirkon je vyšší než skute né stá í horniny. Abertamské granity se tímto liší od stejn starých granit v n mecké ásti krušnohorského batolitu, které obsahují zirkony bez zachovaných jader (Siebel a kol. 2003). Stá í redwitzit z Abertam a Mariánských Lázní a granitu z Abertam bylo ur eno metodou Pb evaporace zirkon. Pro oba redwitzity je stá í podobné (Abertamy 322,6 ± 2,1 Ma; Mariánské Lázn 324,3 ± 2,0 Ma). Rozdíl mezi hodnotami je v rámci chyby m ení. Toto stá í odpovídá stá í redwitzit z N mecka ( Ma; Siebel a kol 2003). Všechny tyto redwitzity vznikly ve stejné dob. V tší problém p ineslo ur ení stá í granitu SIK z Abertam. Jelikož zirkony v tomto granitu obsahují starší jádra, v tšina zrn vykazovala vyšší stá í než je skute né stá í granitu. Pouze na jediném zrnu bylo zjišt no stá í 322,8 ± 3,5 Ma. To je stejné jako stá í redwitzit. Shodn staré jsou i granity v N mecku (322,6 321,1 Ma; Siebel a kol. 2003), na které jsou vázány redwitzity. Z vypo tených stá í vyplývá, že redwitzity vznikly p ibližn ve stejném období jako granity SIK, i když mohly vytvo it relativn samostatnou, asov odd lenou intruzi. Pláš ové magma mohlo být zdrojem tepla pro korovou anatexi. Redwitzity potvrzují sou asnost existence mafických a granitoidních magmat v období kolem 325 Ma. 53

66 8. ZÁVĚR Terénní a geochemický výzkum prokázal existenci tzv. redwitzitů uvnitř krušnohorského batolitu. V jižním a jihovýchodním okolí obce Abertamy je jediné těleso redwitzitů. Je protažené ve směru SV JZ, asi 1500 m dlouhé a v nejširším místě 600 m široké. V tělese je možné rozlišit dva hlavní typy hornin, které se liší mineralogií i chemickým složením. V z. části tělesa je jemnozrnný biotitický gabronorit, v části sv. středně zrnitý biotit amfibolový křemenný gabrodiorit. U obou typů hornin jsou výrazným znakem lupínky hnědého biotitu až 2 cm velké, které jsou často poikiliticky prorostlé s plagioklasem. Chemismem se překrývají s redwitzity známými z německých lokalit (Marktredwitz, Wurtz Ilsenbach). Gabronorit obsahuje především ortopyroxen, biotit, plagioklas a amfibol, méně jsou přítomny křemen, K živec a klinopyroxen. Hojně jsou zastoupeny akcesorické minerály, hlavně apatit, zirkon, allanit, titanit a monazit. Častý je i pyrhotin nebo pyrit. Většina mafických minerálů (amfibol, pyroxen) je uralitizována, chemickou povahu pyroxenů lze tedy jen obtížně spolehlivě určit. Biotity tvoří xenomorfní tabulky, které bývají od okrajů chloritizované, někdy jsou na chlorit přeměněny úplně. V biotitech je uzavřeno mnoho akcesorických minerálů, kolem kterých jsou výrazné pleochroické dvůrky. Plagioklasy jsou zonální, středy mají bazičtější (bytownit až anortit), okraje jsou více kyselé (kyselý labradorit až vzácně andezín). Gabrodiority se mineralogií mírně odlišují. Neobsahují ortopyroxen, mají větší množství křemene a draselného živce. Povaha všech hlavních i akcesorických minerálů je podobná jako u gabronoritu. Plagioklasy jsou také zonální, ve vnitřních částech se jejich složení pohybuje od labradoritu k bytownitu, v okrajích od bazického oligoklasu až k střednímu andezínu. Biotity v gabrodioritech mají výrazně nižší obsah MgO než biotity z gabronoritů. V rámci jedné horniny mají biotity velké rozpětí množství TiO 2. Geologické okolí mafického tělesa tvoří biotitické granity SIK. Ty jsou narůžovělé, středně zrnité až hrubozrnné, nevýrazně porfyrické. Vyrostlice tvořené draselnými živci mohou být až několik centimetrů velké. Svými znaky jsou bližší S typům, přestože většina granitů SIK náleží k I typům. Všechny studované horniny mají vápenato-alkalický charakter a jsou vysoce peraluminické. Gabrodiority i gabronority mají shodně nízký obsah SiO 2. Gabronority jsou obohaceny kompatibilními prvky, gabrodiority jsou podobně jako granity bohatší prvky nekompatibilními. Distribuce REE je u všech studovaných hornin stejná. Všechny jsou výrazně obohaceny o LREE oproti HREE. Granity mají negativní europiovou anomálii, gabrodiority a gabronority mají europiovou anomálii neznatelnou, nebo slabě pozitivní. Pb-evaporací jednotlivých zrn zirkonů bylo určeno stáří gabronoritů na 322,6 ± 2,1 Ma a granitů na 322,8 ± 3,5 Ma. To dokládá společnou existenci bazického a granitoidního magmatu. Přestože mafické horniny vznikly společně s granity, mohly být jejich prekurzory. Vývoj abertamských mafických hornin (redwitzitů) byl ovlivněn řadou procesů. Zdrojem těchto hornin bylo magma, které vzniklo míšením plášťového bazického magmatu s korovým kyselým magmatem granitového složení v poměru 8:2. Další vývoj magmatu byl ovlivněn frakční krystalizací a zřejmě i asimilací okolního materiálu. Ze zirkonů byla vypočtena teplota vzniku magmatu mezi C. Při této teplotě byly zirkony úplně rozpuštěny a nezachovala se starší jádra. Granity v okolí Abertam vznikly tavením metadrob. Jejich teplota byla nižší než u redwitzitů, zirkony tedy nebyly roztaveny zcela a zachovala se starší jádra, která jsou zřejmá na snímcích v odražených elektronech. Chemická a minerální odlišnost obou typů hornin z okolí Abertam je způsobena nehomogenitou zdrojového materiálu a různým stupněm míšení. Na vývoji gabrodioritů se podílelo větší množství korového granitoidního magmatu (přes 50 %), kdežto gabronority jsou produktem taveniny s výraznou 54

67 p evahou bazického pláš ového magmatu nad magmatem kyselým (pouze asi % kyselého magmatu). Gabrodiority jsou chemicky bližší všem ostatním redwitzit m, gabronority leží spíše na okraji této rozsáhlé skupiny. 55

68 9. POUŽITÁ LITERATURA Absolonová E., Matoulek M., Použití litochemického výzkumu pro vyhledání Sn ložisek v karlovarském masívu. Geol. Pr zk., 14: Absolonová E., Matoulek M., Geochemická distribuce prvk v karlovarském masívu. Sbor. geol. V d, Lož. geol., mineralogie, 17: Bea F., Montero P., Molina J. F., Mafic Precursors, Peraluminious Granitoids, and Late Lamprophyres in the Avila Batholith: A Model for the Generation of Variscan Batholiths in Iberia. J. of Geol., 107: Bergantz G. W Underplating and partial melting: Implications for melt generation and excraction. Science., 245: Blecha V., Geofyzikální pr zkum mafické intruze v okolí Abertam v Krušných horách. Zpr. geol. výzk. v r. 2002, Cocherie A., Guerrot C., Rossi P. H., Single zircon dating by step wise Pb evaporation: comparrison with other geochronological techniques applied to the Hercynian granites of Corsica, France. Chem. Geol., 101: Cox K. G., Bell J. D., Pankhurst R. J., The interpretration of igneous rocks. George, Allen and Unwin, London. D Lemos R. S., Mixing between granitic and dioritic crystal mushes, Guernsey, Channel Island, UK. Lithos., 38: Dalmer K., Die westerzgebirgische Granitmassivzone. Z. prakt. Geol., 8: Fiala F., N kolik geologicko petrografických poznámek o žulách severního a severozápadního oklí Horního Slavkova. V st. Stát. geol. úst. SR, 25: Fiala F., 1958a. N které zjevy migmatizace a granitizace spojené s horskou žulou Císa ského lesa. Sbort. Úst. úst. geol., 24, geol., 1: Fiala F., 1958b. Hlavní typy hornin v širším okolí Pramen v Císa ském lese. Geol. práce, 50: Fiala F., Zpráva o geologických výzkumech v jihozápadní ásti Císa ského (Slavkovského) lesa provedených v roce Arch. ÚÚG., Fiala F., Geologický výzkum jihozápadní ásti Císa ského (Slavkovského) lesa. Zprv. geol. výzk. v r. 1960, Fiala F., Zpráva o geologickém výzkumu severní ásti Císa ského (Slavkovského) lesa v roce Zprv. geol. výzk. v r. 1961, Fiala F., 1964a. Horniny hrani ní (arzberské) série a kynžvartská žula v širším okolí Dolního Žandova. Sbor. geol. v d, G, 5: Fiala F., 1964b. The chemism of granitoids of the Slavkovský les Mts. (Kaiserwald). Session de l AZOPRO en Tchécoslovaquie, Noyau du Massif de la Bohéme., Fiala F., Granitoids of the Slavkovský (Císa ský) les Mountains. Sbor. geol. V d, G, 14: Fiala F., Jarchovský T., Geologické výzkumy v okolí isté, Laz a Kynžvartu v Císa ském lese. Zprv. geol. výzk. v r. 1958,

69 Fischer G., Über die modale Zusammensetzung der Eruptiva im ostbayerischen Kristallin. Geol. Bavarica., 55: Förster H. J., Tischendorf G., Trumbull R. B., Gattesman B., Late Collisional Granites in the Variscan Erzgebirge, Germany. J. of Petrol., 40(11): Fourcade S., Allègre J. C., Trace elements behavior in granite genesis: a case studid the calcalkaline pluton assotiation from Querigut Complex (Pyrénées, France). Contr. Min. Petrol., 76: Freiberger R., Hecht L., Cuney M., Morteani G., Secondary Ca Al silicates in plutonic rocks: implications for their cooling history. Contrib. Mineral. Petrol., 141: Harrison T. M., Watson E. B., The behaviour of apatite during crustal anatexis: equilibrum and kinetic cinsiderations. Geoch. Cosmoch. Acta, 48: Hejtman B., Petrografie vyvřelých hornin českého masívu, část I.: Intruzivní vyvřelé horniny z. a sz. Čech., UK Praha, 188 str. Hochstetter F., Allgemeiner Bericht über die geologische Aufnahme der I. Section im Sommer Jb. Geol. Reichsanst., 7: Holl P. K., Isotopengeochemische Untersuchungen basischer und intermediäter Magmatite Genese und Altersstellung redwitzitischer Gesteine Nordostbayerny. Diss. Univ. München, 150 str. Holl P. K., Drach V v., Müller Sohnius D., Köhler H., Caledonian ages in Variscan rocks: Rb Sr and Sm Nd isotope variations in dioritic intrusives from the northwestern Bohemian Massif, West Geermany. Tecnophysics, 157: Holub F., Souček J., Blueschist greenschist metomorphism of metabasites in the Krušné Hory (Erzgebirge) Mts. Zbl. Geol. Paläont., 1: Chlupáč I., Brzobohatý R., Kovanda J., Stráník Z., Geologická minulost České republiky. AVČR., 440 str. Irvine J., Baragar D., 1971 in Richard L. R., Mineralogical and Petrological Data System Minpet version Janoušek V., Bowes D. R., Braithwaite C. J. R., Rogers G., Microstructural and mineralogical evidence for limited involvment of magma mixing in the petrogenesis of a Hercynian high K calc alkaline intrusion: the Kozárovice granodiorite, Central Bohemian Pluton, Czech Republic. Earth Science, 91: Jelínek E., Kachlík V., Štemprok M., Holub F. V., Kováříková P., Mafické intruze jako prekurzory peraluminických granitů krušnohorského batolitu. Zprávy o geologických výzkumech v roce 2002, Jelínek E., Siebel W., Kachlík V., Štemprok M., Holub F. V., Kováříková P., Petrologie a geochemie mafických intruzí v západokrušnohorském granitovém plutonu v okolí Abertam a Mariánských Lázní. Zprávy o geologických výzkumech v roce 2003, 8 str. Jiránek J., Studium vyrostlic alkalických živců nejdecké části karlovarského masívu. Sbor. geol. Věd, G, 36: Jokély J., Zur Kenntnis der geologischen Beschaffenheit des EgererKreises in Böhmen. Jb. Geol. Reichsanst., 7: Jokély J., Zur Kenntnis der geologischen Beschaffenheit des EgererKreises in Böhmen. Der südwestliche Theil des Erzgebirges. Jb. Geol. Reichsanst., 8:

70 Kober B., Whole - grain evaporation for 207 Pb/ 206 Pb - age investigations on single zircons using a double - filament thermal ion source. Contrib. Min. Petrol., 93: Kober B., Single zircon evaporation combined with Pb+ emitter bedding for 207 Pb/ 206 Pb - age investigations using thermal ion mass spectrometry, and implications to zirconology. Contrib. Min. Petrol., 96: Kossmat F., Gliederung des varistischen Gebirgsbaues. Abh. Sächs. Geol. L. Amt. 1: 39 str. Kröner A., Willner A P., Hegner E., Frischbutter A., Hofmann J., Begner R., Latest Precambrian (cadonian) zircon ages, Nd isotopic systematics and P-T evolution of granitoid orthogneisses of the Erzgebirge, Saxony and Czech Republic. Geol. Rund., 84: Langmuir C. H., Vocke R. D., Hanson G. N., Hart S. R., A generel mixing equation with applications to Icelandig basalts. Earth and Planetary Science Letters, 37: Matte P., Maluski H., Rajlich P., Franke W., Terrane boundaries in the Bohemian Massif: result of large scale variscan shearing. Tectonophysics, 177: Menéndez M., Ortega L. A., Evidence of magmatic hybridization related with feeding zones: the synkinematic Guitiriz granitoid, NW Iberian Massif in: Castro A., Fernández C., Vigneresse J. L., Understanding Granites: Integrating New and Classical Techniques. Geological Society London, Special Publications, 168: Miessler C., Propach G., Genese der Redwitzite von Marktredwitz. Fortschr. Miner., 65 (1): 137 str. Mísař Z., Dudek A., Havlena V., Weiss J., Geologie ČSSR 1 Český masív. SPN Praha, 336 str. Montela J. M., Vielzeuf D., Partial melting of metagreywackes, Part II. Compositions of minerals and melts. Contrib. Mineral. Petrol., 128: Oelsner O., Die Abhängigskeit der Paragenesen erzgebirgisvher Lagerstättenbezirke vom Intrusionsalter der zugehörigen Granite. Freiberger Forschungs, Geol./Min, 8 C (3): Patiño Douce A. E., What do experiments tell us about the relative contribution of crust and mantle to the origin of granitic magmas? in Castro A. a kol. Understanding Granites: Intergating New and Classical Techniques. Geol. Society London, Special Publications, 168: René M., Petrogenesis of the Vriscan granites in the western part of the Bohemian Massif. Acta Montana, A 15 (116): Rollinson H. R., Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Harlow, UK: Longman, 352 str. Sattran V., K petrogenesi některých krušnohorských amfibolitů a eklogit - amfibolitů. Sbor. Ústř. úst. geol,, odd. geol., 24 (1): Sattran V., 1961a. Petrogenetické rysy krušnohorské fylitové série severně od Jáchymova. Sbor. Ústř. úst. geol, odd. geol., 28: Sattran V., 1961b. Zpráva o geologickém mapování karlovarském masívu mezi Nejdkem a Merklínem v Krušných horách. Zpr. Geol. Výzk. v r. 1959, Sattran V., 1961c. Podklad pro mapu 1:50000, list M D c Abertamy. ÚÚG. Praha. Sattran V., Chemismus krušnohorských metamorfitů, předtercierních magmatitů a jejich vztah k metalogenezi, Rozpr. ČS akademie Věd, Ř. mat. přír. Věd, 73 (11): 56 str. 58

71 Sattran V., Geologické poměry východní části Krušných hor. Sbor. k XV. sjezdu ČSMG s exkurzním průvodcem, Teplice, a Sattran, V., Variské vyvřeliny jáchymovského rudního okrsku. Sbor. geol. Věd, Geol., 7: Sattran V., Škvor V., Zpráva o geologickém mapování severovýchodní části karlovarského plutonu jižně od Perninku a Abertam. Zpráva geol. výzk. v r. 1958, Schumacher F., Die erzgebirgische Mettalprovinz und ihre Genesis. Metal u. Erz. 30, 9: Siebel W., Die Redwitzite aus Wurz-Ilsenbach und Reuth-Erbendorf. MS. Siebel W., Inference about magma mixing and thermal events from isotopic variations in redwitzites near the KTB site. KTB Report, 94 3: Siebel W., Breiter K., Wendt I., Höhndorf A., Henjes Kunst F., René M., Petrogenesis of constrasting granitoid plutons in western Bohemia (Czech Republic). Mineral. and Petrol., 65: Siebel W., Henjest Kunst F., Rhede D., High temperature memory in calcic amphiboles and constraints on compositional control of their 40 Ar/ 39 Ar ages. Geology, 26: Siebel W., Chen F., Satir M., Late-Variscan magmatism revisited: new implications from Pbevaporation zircon ages on the emplacement of redwitzites and granites in NE Bavaria. Int. J. Earth. Sci., 92 (1): Siebel W., Trzebski R., Stettner G., Hecht L., Casten U., Höhndorf A., Müller P., Granitoid magmatismm of the NW Bohemian Massif revealed: gravity data, composition, age relations and phase concept. Geol. Rund., 86: Skjerlie K. P., Patiño Douce A. E., Fluid absent melting of a zoisite bearing eclogite from the Western Gneiss Region of Norway. EOS, 79, F994. Škvor V., Geologie české části Krušných hor a Smrčin. Knih. Ústř. Úst. geol., 48: 119 str. Štemprok M., Petrology and geochemistry of the Czechoslovak part of the Krušné hory Mts. granite pluton. Sbor. geol. věd, ložisk. geol., mineral., 27: Štemprok M., Genetic models for metallogenic specializations of tin and tungsten deposits associiated with the Krušné hory Erzgebirge granite batolith. Res. Geol. Sp. Issue, 15: Taubald H., Pb/206Pb zircon ages, geochemical and isotope (Sr, Nd, O) data from Redwitzites in the Fichtelgebirge, NE Bavaria. München Geol. Hefte, A28: Teuscher E. O., Primäre Bildungen des granitischen Magmas und Steiner Restlösungen im Massiv von Eibenstock Neudek (im sächsischen Erzgebirge). Min. u. Petr., 47: Thompson A. B., Dehydratoin melting of pelitic rocks and the generation of H2O - undersaturated granitic liquids. Am. J. oj Science., 282: Tischendorf G., Förster H. J., Bielicki K. H., Haase G., Bankwitz P., Kraner W., On the Oridin of Hercynian magmatites and ore deposits in the Erzgebirge: Crustal signatures. Zbl. Geol. Paläont., I (1/2): Tischendorf G., Wasternack J., Bolduan H., Bein E., Zur Lage der Granitoberfläche im Erzgebirge und Vogtland mit Bemerkungen über ihre Bedeutung für die Verteilung der Endogenen Lagerstätten. Z. angew.geol., 11:

72 Troll G., Gliederung der redwitzitischen Gesteine Bayerns nach Stoff- und Gefügemerkmalen. Teil I: Die Typlokalität Marktredwitz in Oberfranken. Bay. Akad. Wiss., 133: Watson E. B., Harrison T. M., Zircon saturation revissited: temperature and composition effects in variety of crustal magma types. Earth Planet. Sci. Lett., 61: Watznauer A., Příspěvky k poznání variské plutogeneze. Čas. mineral. geol., 5: Wilcox R. E, The idea of magma mixing: history of struggle for acceptance. J. of Geol., 107: Willmann K., Die Redwitzite, eine neue Gruppe von granitischen Lamprophyren. Z. Dtsch. Geol. Ges., 71 (1/2): Yardley B. W. D., Valley J. W., The petrologic caase for a dry lower crust. J. of Geochys. Res.,102: Zoubek V., Zpráva o geologických výzkumech a mapování ve střední části jv. Svahu Krušných hor. Věst. Stát. geol. Úst., 22: Zoubek V., Zpráva o podrobném geologickém mapování v okolí Abertam. Věst. Geol. úst. ČSR., 23: Zoubek V., Předběžná zpráva o geologickém výzkumu a mapování oblasti karlovarského plutonu. Věst. Ústř. úst. geol., 26: Zoubek V., Krystalinikum západních Čech. Čas. mineral. geol., 2:

73 Pavla Ková íková Geochemie a geochronologie bazických hornin severní ásti karlovarského plutonu. P íloha 1: Deník dokumenta ních bod

74 SEZNAM DOKUMENTA NÍCH BOD bod 1: skupina balvan v lese u silnice p ímo na kót 887,57 / 887,2 (silnice Abertamy Jáchymov) sv tlý st edn zrnitý biotitický gabrodiorit, mírn zv tralý vzorek AB 1 (odebrán ), zakrytý a lešt ný výbrus GPS (UTM): N ,6 ; E ,6 bod 2: l mek (zakreslený v map ), 100 m s. od kóty 887,57 / 887,2 (bod 1) úlomky kontaktních rohovc (v blízkosti je hranice granitu s metamorfovaným plášt m) hrubozrnný porfyrický granit s žílou žulového porfyru vzorek AB 2 (odebrán ), zakrytý výbrus granit s žílou GPS : N ,4 ; E ,5 bod 3: balvany v protáhlé prohlubni u lesní školky 80 m sv. od kóty 887,57 / 887,2 (bod 1) hrubozrnný porfyrický granit vzorek AB 3 (odebrán ), zakrytý výbrus GPS : N 50 22,185 ; E 12 50,330 bod 4: prohlube u silnice (zakreslena v map ) m v. od kóty 887,57 / 887,2 (bod 1) úlomky granitu, místy kontaktní rohovce bod 5: granitové eluvium v lou ce 150 m vjv. od kóty 887,57 / 887,2 (bod 1), pod elektrickým vedením hrubozrnný porfyrický granit bod 6: balvany do 0,5 m na hranici lesa a lou ky 180 m v. od kóty 869,96 (odbo ka na Plešivec) jemnozrnný tmavý biotitický gabrodiorit, zna n zv tralý 1

75 bod 7: skalní výchoz 50 m v. od kóty 887,57 / 887,2 (bod 1) biotitický gabrodiorit, v okolí úlomky stejné horniny bod 8: balvany z v tší plochy pastviny okraj pastviny u kóty 869,96 (odbo ka na Plešivec) jemnozrnný biotitický gabrodiorit, v balvanech rovn ž nefelinit a granit bod 9: halda balvan v pastvin 80 m jjz. od kóty 869,96 (odbo ka na Plešivec) jemnozrnný biotitický gabrodiorit bod 10: halda balvan k ížení elektrického vedení na pastvin, 90 m jz. od kóty 869,96 (odbo ka na Plešivec) p evažuje biotitický gabrodiorit, místy se vyskytuje granit bod 11: balvany (1 1,5 m) okolo m stku p es melioraci 220 m jjz. od kóty 869,96 (odbo ka na Plešivec) sv tlejší st edn zrnitý biotitický gabrodiorit (jako AB 1) podél meliorace v tší balvany nefelinitu a gabrodioritu bod 12: skupina balvan 0,5 1 m 320 m j. od kóty 854,59 (silnice do Abertam) jemnozrnný biotitický gabrodiorit bod 13: prohlubn v lese podél asfaltové silnice na Pstruží a Plešivec 190 m s. od kóty 884 (k ížení lesní cesty a pr seku) úlomky st edn zrnitého porfyrického granitu bod 14: samostatné balvany u lesní cesty 220 m sv. od kóty 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) nefelinit bod 15: balvany podél cesty, velikost 0,5 2 m ústí pr seku na asfaltové silnici, 80 m s. od kóty 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) 2

76 tmavý jemnozrnný biotitický gabrodiorit vzorek AB 7 (odebrán ), zakrytý a lešt ný výbrus poblíž balvan hrubozrnného porfyrického granitu vzorek AB 4 (odebrán ), zakrytý a lešt ný výbrus GPS: N 50 21,756 ; E 12 49,757 bod 16: roztroušené kameny kóta 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) hrubozrnný porfyrický granit bod 17: samostatné kameny v lese konec lesní cesty, 150 m sz. od kóty 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) biotitický gabrodiorit bod 18: výchoz ve stráni u cesty na Pstruží podél potoka Byst ice 450 m z. od kóty 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) jemnozrnný biotitický gabrodiorit délka asi 30 m, vysledovat lze cca 100 m výchoz rozpukaný do blok vzorek AB 5 (odebrán ), zakrytý a lešt ný výbrus GPS: N 50 21,708 ; E 12 49,396 potok Byst ice balvany stejné horniny vzorek AB 6 (odebrán ), zakrytý výbrus bod 19: samostatné kameny podél cesty ve stráni 450 m z. od kóty 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) hrubozrnný porfyrický granit bod 20: roztroušené balvany (do 2 m) podél pr seku lesem 80 m jjv. od kóty 884 (k ížení lesní cesty a pr seku) st edn zrnitý biotitický gabrodiorit balvany gabrodiorit podél pr seku až ke kót 884 bod 21: 2 balvany cca 2 m od cesty 140 m v. od kóty 884 (k ížení lesní cesty a pr seku) 3

77 biotitický gabrodiorit sm rem k pastvin (V) a k jihu menší úlomky granitu bod 22: n kolik balvan v severní ásti pr seku (2 3 m) cca 200 m po pr seku od kóty 884 (k ížení lesní cesty a pr seku) granit bod 23: balvany ve stráni v lese 360 m v. od kóty 871 (k ížení cest na louce) st edn zrnitý slab porfyrický granit, vyrostlice bílého živce do 1 cm bod 24: malý výchoz ve stráni v lese nad cestou 350 m vjv. od kóty 871 (k ížení cest na louce) tmavý jemnozrnný biotitický gabrodiorit 25 m severn balvany granitu s velkými biotity bod 25: výchoz ve stráni v lese nad cestou (2,5 X 3 m) 440 m jv. od kóty 871 (k ížení cest na louce) tmavý jemnozrnný biotitický gabrodiorit po celé stráni menší výchozy a spadané balvany stejné horniny pokra ování výchozu u cesty (bod 18 ší ka asi 30 m) bod 26: balvany ve stráni na hranici lesa a louky 400 m jv. od kóty 871 (k ížení cest na louce) tmavý jemnozrnný biotitický gabrodiorit + granit bod 27: balvany na louce za potokem (do 1,5 m) 440 m v. od kóty 871 (k ížení cest na louce) tmavý jemnozrnný biotitický gabrodiorit bod 28: zv tralý skalní výchoz v lese 200 m sz. od kóty 883 (k ížení asfaltky s potokem) žíla jemnozrnného sv tlého granitu (žulového porfyru) (SV JZ) okolo tmavý jemnozrnný biotitický gabrodiorit sm rem k potoku kamenné mo e poz statek skály 4

78 balvany gabrodioritu, ojedin le granit bod 29: malý výchoz ve stráni nad potokem (1 X 3 m) 380 m z. od kóty 884 (k ížení lesní cesty a pr seku) jemnozrnný sv tlý granit, na skalce p evažuje kontaktní rohovec (jemnozrnný, tm. šedý) bod 30: vchod do štoly po t žb rud ve svahu v lese, 280 m sz. od kóty 884 (k ížení lesní cesty a pr seku) hrubozrnný porfyrický granit, uzav enina jemnozrnného gabrodioritu bod 31: hranice granitu s metamorfovaným plášt m lesní cesta odbo ující ze silnice na Jáchymov 200 m v. od odbo ky na Plešivec hranice 260 m ssz. od kóty 887,57 / 887,2 (bod 1) úlomky metamorfovaných hornin, fylity bod 32: nivela ní bod 924,35 zv tralý skalní výchoz svoru bod 33: lom (vyzna ený v map ), délka asi 100 m 400 m ssz. od kóty 924,35 (silnice na Jáchymov) horniny plášt fylitické b idlice, fylitické svory (msk, bt, grt), dvojslídné pararuly, migmatity, žilky k emene bod 34: sjezdovka (u h bitova) ve svahu fylitické svory bod 35: halda po t žb rud severn od obce na ploše cca m 2 (200 X 200 m) horniny plášt, k emenné žíly, pyrhotin, fluorit nenalezen gabrodiorit bod 36: halda po t žb rud, menší u cesty na Pstruží, j. od sjezdovky podobné horniny jako p edchozí halda, navíc granit 5

79 nenalezen gabrodiorit bod 37: louka j. od vleku na sjezdovce 200 m vjv. od kóty 883 (jižní konec obce) vrtaná sonda, hloubka 0,5 m eluvium granitu, úlomky rohovce GPS: X , Y bod 38: louka j. od vleku na sjezdovce 250 m jv. od kóty 883 (jižní konec obce) vrtaná sonda, hloubka 1,1 m pís itá p da, p echod do eluvia drobnozrnné aplitické horniny granitového složení bod 39: louka j. od obce, blíže k lesu 400 m jv. od kóty 883 (jižní konec obce) vrtaná sonda, hloubka 0,55 m sv. hn dá pís itá p da s rozv tralými granity GPS: X , Y bod 40: blízko výb žku lesa na louce 480 m jv. od kóty 883 (jižní konec obce) vrtaná sonda sv. hn dá pís itá p da s drobnými úlomky granitu GPS: X , Y bod 41: louka mezi lesem a výb žkem lesa 550 m z. od kóty 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) vrtaná sonda, hloubka 0,6 m st. hn dá p da, více biotitu, úlomky gabrodioritu GPS: X , Y bod 42: výb žek lesa 600 m z. od kóty 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) vrtaná sonda, hloubka 0,35 m v pís ité p d p evládá granit 6

80 GPS: X , Y bod 43: lou ka za potokem u okraje lesa 470 m zsz. od kóty 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) vrtaná sonda, hloubka 1,00 m svrchní ást pís ité eluvium granitu, pak smíšený charakter, spodní ást p echod do dioritu GPS: X , Y bod 44: louka nad potokem u hranice lesa 500 m sz. od kóty 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) vrtaná sonda, hloubka 0,90 m vrchní ást granitové eluvium, dole nazelenalá p da zv tralé diority, nerozložené amf, bt GPS: X , Y bod 45: Plešivecká louka 450 m ssv. od kóty 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) vrtaná sonda, hloubka 1,40 m zv tralé eluvium gabrodiorit bod 46: Plešivecká louka, svah meliorace 400 m sv. od kóty 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) vrtaná sonda, hloubka 1,20 m zv tralé eluvium gabrodiorit bod 47: Plešivecká louka, koryto meliorace kousek od posedu 350 m sv. od kóty 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) vrtaná sonda jílovitý gabrodiorit s poikilitickými biotity GPS: X , Y bod 48: Plešivecká louka kousek pod posedem 550 m ssv. od kóty 883 (k ížení asfaltové silnice s potokem) vrtaná sonda žulové eluvium, spíše p echodný typ hranice GPS: X , Y

81 bod 49: les mezi asfaltovou silnicí a Plešiveckou loukou 390 m s. od kóty 883 k ížení (asfaltové silnice s potokem) vrtaná sonda zv tralé eluvium dioritu GPS: X , Y

82 Pavla Ková íková Geochemie a geochronologie bazických hornin severní ásti karlovarského plutonu. P íloha 2: Mapa dokumenta ních bod

83

84 Pavla Ková íková Geochemie a geochronologie bazických hornin severní ásti karlovarského plutonu. P íloha 3: Geologická mapa

85