MASARYKOVA UNIVERZITA Přírodovědecká fakulta
Alexandra KAN
KARBONATIZACE DURBACHITŮ PODÉL TŘEBÍČSKÉHO ZLOMU JAKO ODRAZ CIRKULACE FLUID
rešerše
Vedoucí práce: doc. RNDr. Jaromír Leichmann, Dr. 1
Obsah Třebíčský masiv .......................................................................................................................... 3 Geologická charakteristika .................................................................................................. 3 Geofyzikální výzkum .......................................................................................................... 5 Tektonika............................................................................................................................. 6 Geologický výzkum ............................................................................................................ 7 Jihlavský masiv........... ............................................................................................................... 8 Durbachity ................................................................................................................................ 10 Mineralogie durbachitu ………………………………………………………………11 Chemické složení……………………………………………………………………..12 Vznik durbachitu……………………………………………………………………...13 Radioaktivita a magnetická susceptibilita…………………………………………….14 Durbachity Jihlavského masivu………………………………………………………14 Geochemické srovnání jednotlivých durbachitu v Českém masivu……………………...…15 Literatura…………………………………………………………………………………...…18
2
Třebíčský masiv Geologická charakteristika Třebíčský masiv má přibližně trojúhelníkovitý tvar a rozkládá se mezi Polnou na SZ, Velkou Bíteší na V a Jaroměřicemi nad Rokytnou na J (obr. 1). Relativní přímočarost okrajových kontur i celkový tvar jsou nejspíše podmíněny v okrajových liniích hlubinnými, resp. Výraznými regionálními zlomy tří různých systémů. Podle Bubeníčka (1968) je třebíčský masiv nejspíše etmolitem, který se na V stýká se strážeckým moldanubikem a na SV s moravikem, oba kontakty jsou podél bítešské dislokace. Na Z a SV probíhá kontakt s migmatity a amfibolity moravského moldanubika. Ve stavbě celého masivu se rozlišuje řada zlomů, které dělí těleso do několika segmentů. Mezi nejdůležitější zlomové systémy patří: zhořský, tasovský, borovský, ohrazenický, hroznatínský. Ve východní části Třebíčkého masivu se objevují ostrůvky moldanubických metamorfitů a v periferních oblastech masivu jsou běžné xenolity hornin zemského pláště různého složení (Weiss 1974). V jižní části masívu vystupují samostatné masívky leukokratních granitů (Weiss 1974). Na tektonicky predisponované struktury jsou vázány v celém masívu žíly aplitů a pegmatitů, místy i granitových porfyrů, lamprofyr a amfibolických aplosyenity popsaných Weissem (1974) u Naloučan. Zvláštností aplosyenitů je relativně vysoká radioaktivita způsobená vyššími obsahy U, Th a Zr. V geologické literatuře jsou různá označení převládajících hornin. Zapletal (1932) popisuje masív jako velmi jednotvárný, budovaný amfibolicko-biotitickým syenitem. Bubeníček (1968) označuje hlavní horninové typy v masivu jako granosyenity, amfibolbiotitové melanokratní žuly, biotitové melanokratní žuly nebo amfibolový syenit. Z žilných hornin se v masivu vyskytují okrajový aplit, turmalinický aplit, pegmatit, lamprofyr, žulové porfyry a amfibolové aplosyenity. Veselá (1986) popisuje tyto horniny jako melanokratní granity až melanokratní křemenné syenity. Holub (1997) charakterizuje durbachitovou sérii hornin v Českém masivu jako amfibol-biotitové melasyenity (= durbachity) až melagranity. Stárková et al. (1993) navrhuje používat pro označení těchto specifických hornin s velkou strukturní variabilitou termín durbachity nebo „granitoidy rastenberského typu“.
3
Obrázek 1. Geologická mapa Třebíčského masivu
Durbachitové horniny (nejen třebíčského masivu) mají velmi specifické složení. Vykazují vysoké zastoupení K, Rb, Cs, Th, U a Cr a velmi nízký obsah Ca, Na a Sr. Mafické členy durbachitové série s vysokým obsahem Mg, Cr a Ni jsou srovnatelné s magmaty 4
odvozenými z primitivního pláště, modifikovanými frakcionací nebo hybridizací. Kyselejší horniny mohou být produktem míšení ultradraselných mafických magmat s kyselými korovými taveninami leukogranitického složení (Holub 1997). Podle Bubeníčka (1968) je masiv variského stáří a vznikl v pozdní fázi tohoto cyklu.
Geofyzikální výzkum Výsledky geofyzikálních měření jsou popsány v pracích Sedlák et al. (1985) a Rejl, Sedlák (1987). Z geofyzikálních interpretací je možné konstatovat, že v tíhovém poli je jižní část do deprese, střední část náleží k tíhovému sedlu. Tuto skutečnost lze vysvětlit přítomností kyselejších hornin v mělkém podloží třebíčského masívu. Magnetická susceptibilita je řádově srovnatelná s okolními rulami. V magnetickém poli probíha napříč masívem nulové izolinie, která jej rozděluje na jv. Kladnou a sv. zápornou část. radiometrický se masív zřetelné projevuje jako celek, ale při detailních měřeních lze zaznamenat variabilitu v některých jeho částech. Nejrozsáhlejší vysoké kladné hodnoty jsou vázány na střední část masívu. V severní a jižní části silně narůstá variabilita radioaktivity při současném snižování naměřených hodnot. Jižní část masívu se radioaktivitou neliší od okolních rul moravského moldanubika. Komplexní zhodnocení geofyzikálních parametrů dovoluje vyvodit závěr, že jižní část masívu, podobně jako sz. část, patří ke kořenové zoně. Střední část masívu představuje jejich propojení v relativně nevelkém hloubkovém rozsahu. Zapletal (1932) předpokládal kořenovou zónu v jižní části masívu. Doposud nejhlubším vrtem (710 m) ověřujícím vývoj U-rudonosných struktur v horninách třebíčského masívu byl vrt prostoru 1,5 km sz. od obce Pyšel. V celém profilu vrtu byly zastiženy amfibolicko-biotitické porfyrické durbachity s četnými středně velkými vyrostlicemi K-živců. Základní hmota je tvořena K-živcem, plagioklasem, biotitem, amfibolem a křemenem. V 90. letech bylo nejvíc průzkumných prací, zejména na radioaktivní suroviny, soustředěno v tasovském segmentu třebíčského masívu, který s hroznatínským segmentem představuje východní a střední část masívu (ve smyslu Stárkové a Zrůstka 1977). Podle výsledků gravimetrického měření a vrtného průzkumu v prostoru obcí Čikov – Tasov dosahují zde durbachity podstatně menší mocnosti než v severní a jižní části masívu a jejich vnitřní stavba je zpravidla konformní s průběhem okolních metamorfitů. V roce 1989 byl 5
odvrtán vrt při severním okraji obce Tasov do hloubky 680 m. výsledky získané vrtem jsou pozoruhodné. Amfibolicko-biotitické porfyrické durbachity zde souvisle zasahují do hloubky 241 m. na bázi – v int. 237-241 m jsou výrazně mechanicky a hydrotermálně alterované (hematitizované, chloritizované, karbonatizované). Kromě tektonických jílových švů je popisována i tektonická brekcie. Podložní biotitické ruly stráženého moldanubika jsou drobně až středně zrnité v různém stupni migmatitizovaných až migmatity, granitizovaných rul, amfibolitů a durbachitu. Všechny uvedené typy hornin jsou často tektonicky postižené. Převládá tektonická brekcie rul či amfibolitů.
Tektonika Zlomy SV-JZ směru z nichž nejvýraznější je Bítešská dislokace, která se projevuje kataklázou hornin v zóně asi 50 m široké. S touto poruchou je subparalelních dalších několik poruch, např. vanečská zóna a zlomy Valdíkovský, Ořechovský a Bochovický (obr.2).
Obrázek 2 Schématická geologická mapa TP s vyznačením hlavních zlomů a tektonických segmentů. zh – zhořský seg., hr – hroznatínský seg., ta – tasovský seg., bo – boňovský seg., oh – ohrazenický seg – segmenty (segmenty podle BUBENÍČKA 1968 a MÍSAŘE et al. 1983) . a) amfibol-biotitický durbachit, b) leukokrátní granity, c) pyroxen-biotitický durbachit (jihlavský pluton), d) silně metamorfované ruly a migmatity, e) granulity, f) bítýšská skupina, g) olešnická skupina, h) význačné zlomy
6
Dislokace směru SSV-JJZ tvoří velkou skupinu, kam patří zlomy velkomeziříčský, klapovský, vlčatínský a pavlínovský, v exokontaktu má pak stejný směr zlom náměšťský. Tento systém zlomů je indikován průběhem rojů aplitových a pegmatitových žil. Zlomy směru SZ-JV jsou zastoupeny především sázavským hlubinným zlomem, který omezuje třebíčský masiv na SV vůči strážeckému moldanubiku a na jihu je to jaroměřický zlom. I další menší dislokace mají zpravidla velký význam z hlediska rudonosných indicií (U, Pb, Zn, Ag). Skupina příčných zlomů V-Z, z nichž hlavní je zlom třebíčský. Ten dělí masiv na tektonicky i petrograficky odlišné části a rozdíl denudačních úrovní může být podle Bubeníčka (1968) až 750 m. Na linii je vázána i řada polymetalických indicií. Dalšími zlomy tohoto systému jsou klučovský a výčapský, indikované žilami turmalinických žul a aplitů.
Geologický výzkum Třebíčského masívu Území třebíčského masivu je možno pokládat za jednu z relativně málo prozkoumaných částí Českého masívu. Teprve v poslední době, hlavně díky příznivým výsledkům průzkumných prací na radioaktivní suroviny, se stal třebičský masív předmětem zvýšeného zájmu zejména ložiskových specialistů. K významnějším pracem z dřívějších let patří mapování Stejskala v okolí Velkého Meziříčí z roku 1925, Zapletala (1932), který studoval zejména geologicko-strukturní problematiku masívu, jižní část masívu mapovali Kalášek et al. (1963), území podél bítýšského zlomu podrobně zmapovali KotásekMatějovská-Weiss (1961) a výběžek masívu u Polné Krupička (1966). Nejobsáhlejší výzkumy zabývající se různých hledisek problematikou třebíčského masívu jsou výzkumy Bubeníčka (1968). Z mapovacích prací mají dále základní význam práce Weisse a Rejla (1972), Weisse, Hájka a Češkové (1981), Weisse a Češkové (1986), Friákové, Mitrengy a Rejla (1987) a Veselé (1982) (Starková, Veselá, Moupic, Chmelař 1993). Syntetické zhodnocení všech zásadních prací provedených v území masívu do roku 1977 provedli Stárková a Zrůstek (1977). Novější geologicko-strukturní charakteristiku třebíčského masívu v rámci regionální studie pro Uranový průzkum Nové Město na Moravě provedli v roce 1986 pracovníci PřF UK Praha pod vedením prof. Mísaře.
7
Z prací, které nejsou uváděny v předchozích rešerších a mají studie Weisse (1974), Vaněčkové-Vališové (1984), geochemickou studii Holuba (1978), práci Fialy et al. (1983) řešící problematiku durbachitických hornin, tektonické a strukturní práce Batíka a Dorniče (1983), Chmelaře a Plíhala (1988) a řadu mineralogických studií: Rejla a Weisse (1971), Houzara a Němce (1985). Nepočetným rudním polymetalickým výskytům v třebíčském masívu věnovali také pozornost Koutek (1974) a Krut’a (1950). Z geofyzikálních prací mají prvořadý význam práce Sedláka et al. (1985) a Rejla a Sedláka (1987). Nesporným přínosem pro geologicko-strukturní interpretace byly rovněž výsledky geofyzikálních měření prováděných v posledních letech závodem UP Nové Město na Moravě. Zejména a sv. části masívu (nepublikováno – archiv UP).
Jihlavský masív Jihlavský masiv se nachází asi 2 km JV od Jihlavy, kde vytváří oválné těleso směru SSZ – JJV. Jihlavský masiv leží ve střední části moravské větve moldanubika, které je zde tvořeno biotitovými až sillimanit-biotitovými převážně migmatitickými pararulami s vložkami erlánů, ortorul, amfibolitů, grafitických rul a kvarcitů. Vyskytují se zde také apofýzy žul a granodioritů, tvořící čočky až 150 m délky. Zastoupeny jsou rovněž aplitové a pegmatitové žíly (Holub 1997). Jihlavský masiv tvoří protáhlé těleso ve směru SSZ-JJV a jeho uložení v metamorfovaném obalu je konformní. Po délce má masív asi 10 km, průměrná šířka je do 3 km. Na severu je masiv překryt terciérními a kvartérními sedimenty. Přibližně středem masivu prochází zóna obsahující xenolity a horniny pláště. Kolem této zóny jsou koncentrovány hrubozrnné a porfyrické typy durbachitů, amfibolické typy jsou zastoupeny hlavně na v. a j. okraji masivu. Petrografická variabilita hornin je způsobena především různým zastoupením světlých a tmavých komponent. V masivu převládají středně až hrubě zrnité horniny označované jako „jihlavský syenit“, které nejčastěji odpovídá křemennému monzonitu. Typickými hlavními minerály jsou plagioklas (andezín), ortoklas, křemen, biotit, hypersten, diopsid a amfibol. Běžnými akcesoriemi jsou apatit, zirkon, titanit, rutil, allanit, turmalín, magnetit a ilmenit (Kotková et al.). Horniny jihlavského masivu (podobně jako horniny třebíčského masivu) jsou řazeny k ultradraselným horninám durbachitové série. Pro tyto horniny je typické vysoké zastoupení 8
oxidů draslíku a hořčíku a anomálně vysoká přirozená radioaktivita. Oproti typickým durbachitům v oblasti Schwarzvaldu a Vogéz mají horniny v jihlavském masivu obvykle neporfyrickou stavbu a nižší radioaktivitu (Scharbert, Veselá 1990).
Obrázek 3. Geologická mapa Jihlavského masivu
9
Krystalizace hornin jihlavského masivu byla metodou Rb-Sr stanovena na 325 Ma (Scharbert, 1990), metodou U-Pb na zirkonech bylo odvozeno stáří 335 Ma (Kotková. 2003).Vývoj hornin probíhal pravděpodobně ve dvou etapách - horniny jihlavského masivu pronikly do pláště a po krystalizaci došlo v druhé metasomatické fázi k nahrazení části plagioklasu ortoklasem a k myrmekitizaci. Vznik masivu je podobný jako v případě třebíčského tělesa, jde o produkt míšení ultradraselných mafických magmat s kyselými korovými taveninami leukogranitického složení (Bubeníček 1968). Jihlavský masiv náleží SZ Moravě (Českomoravské vrchovině). Má tvar oválného tělesa protaženého směrem SSZ-JJV ležícího přibližně 15 km jihovýchodně od Jihlavy. Okolí masivu je tvořeno migmatickými cordierit-biotitickými pararulami. Tonika (1967) popisuje kontaktní plochy masivu jako velmi strmé a převážně paralelní s břidličnatostí. V centrální části jsou v blízkosti u kontaktu soustředěny aplitové a pegmatitové žíly. Oba plutony se od klasických durbachitů Čertova Břemena liší především strukturou a částečně i složením minerálů. Petrograficky jsou reprezentované jako křemenné monzonity, resp. ortoklinopyroxen-biotitické melasyenity až melagranity bez výrazné porfyrické struktury. Také jejich radioaktivita je oproti předchozím durbachitům značně nižší. Leichmann et.al. (2005) přiřazuje mafičtější typy s ortopyroxenem dokonce k monzogabrům. Stáří táborského a jihlavského plutonu je 336-335 mil. let, tedy v blízkém časovém vztahu s tělesy typu ČB. Podle Kotkové et.al. (2009) intruze u jihlavského typu měla spíše hluboký a suchý charakter, který by vysvětloval absenci porfyrické struktury. Horniny jihlavského masivu jsou karbonského stáří (335,2 ± 0,54 Kotková et al. 2003), spadají do durbachitové série patřící do skupiny ultradraselných hornin.
Durbachity Durbachit, popsaný Sauerem (1893) jako zvláštní tmavý „Glimmersyenit“ z okolí Durbachu na západním okraji středního Schwarzwaldu, je velmi nápadný horninový typ vyznačující se porfyrickou strukturou s tabulkovitými vyrostlicemi K-živce, kombinací hořečnatého biotitu a slabě pleochroického aktinolitického amfibolu, a v chemické analýze vysokým obsahem MgO, K2O, nápadně zvýšenými obsahy P2O5 a ze stopových prvků zejména Cr, Rb, Cs, Ba, Th a U. Podle Holuba stejné nebo i podobně vypadající světlejší horniny, dohromady durbachitické plutonity, se vyskytují ve Vogézách a nejhojněji v 10
moldanubické části Českého masivu. Ve variském orogenním pásmu se vyskytují i jiné variety tmavých, draslíkem bohatých plutonitů s hojným Mg-biotitem v kombinaci s aktinolitickým amfibolem nebo také s pyroxeny, např. vaugnerity (neporfyrické tmavé plutonity s minerální asociací obdobnou durbachitu, ale často bez K-živce, obvykle s makroskopicky nápadnými lupeny biotitu, popsané původně z francouzského Centrálního masivu), v moldanubiku biotit-dvoupyroxenové syenitoidy až granitoidy táborského a jihlavského masivu (plutonu), mimo ně např. biotit-klinopyroxenové syenitoidy chotělického tělesa v podloží křídy. Neobvyklé složení těchto hornin a časté nepochopení jejich geologického vystupování vedlo k mnoha navzájem protichůdným interpretacím a dokonce i častému popírání jejich magmatického původu. Všechny tyto horninové typy s nápadně vysokou hořečnatostí, vysokými obsahy K a hojným biotitem je potřebné odlišit od běžných syenitoidů a granitoidů nebo dioritoidů, snadno klasifikovatelných pomocí základní terminologie IUGS. Mnohé z nich jsou ultradraselné ve smyslu definice podle Foley et al. (1987), tj. mají MgO>3%, K2O>3%, K2O/Na2O>2 (durbachitické horniny a mnohé další typy, některé vaugnerity z moldanubika), jiné sice ultradraselné nejsou (např. vaugnerity z Centrálního masivu), avšak obsahy K2O jsou při dané tmavosti a obsahu MgO velmi nápadně zvýšené proti „normálu“. V Českém masivu jsou tyto horniny označovány lokálním názvem typ Čertovo břemeno, dříve i nevhodným názvem rastenberský typ (podle rastenberského plutonu v Rakousku, jehož horniny se však většinou zřetelně liší). Holub (1990, 1997) mezi durbachitickými horninami rozlišoval durbachit ve smyslu původní definice a také zvyklostí ve Vogézách (jde o porfyrické lamprosyenity s 9 až 7,5% MgO), dále tmavou (obvykle kolem 6,5 až 5% MgO) a světlou (resp. „světlejší“) facii Čertova břemene melagranitového složení (dříve často označovanou jako „normální“, typicky se zhruba 4,5 až 3,5% a jen zřídka minimálně 3%MgO ), které ve Vogézách dokonale odpovídá typ „Granite des Crêtes“. V charakteristickém vývoji tyto horniny tvoří durbachitovou sérii se sice velkým rozpětím, ale velmi pravidelnými a jednoduchými variacemi složení.
Mineralogie durbachitu Felsické minerály zahrňující většinou K-živce (ortoklas nebo mikrokline,velmi chudý na železo), částečně Na-plagioklas (oligoklas k andesinu) a křemen. Nejhojnějším mafickým minerálem je Mg-biotit (flogopit) s relativně vysokými TiO2 (asi 3 až 4 hm.%). Amfibol má 11
nezvykle málo Al ve srovnání s běžným vyvřelým hornblendem (Kotková 2009). V amfibolové klasifikaci (Leake et al., 1997) odpovídá výraznějšímu Si-bohatému Mghornblendu (dříve aktinolitový amfibol). Mg-bohatý aktinolit shlukuje se v odpovídající pilitické pseudomorfózy po olivínu, často obsahující minutové chromitové inkluze. Další běžné akcesorické minerály jsou zirkon, thorite, některé sulfidy (zejména pyrhotin), často sphene a allanite atd. Primární magnetit obvykle chybí. Podle Třebíčského zlomu je charakteristické zatlačování plagioklasu K-živcem, obrůstání amfibolu biotitem a převaha Th nad U. Z akcesorií jsou nejhojnější apatit a zirkon (Zachovalová et al. 1999).
Chemické složení Durbachitová serie zahrnuje cca 51% SiO2 a 9% MgO,ve více mafických durbachitech a až 66% SiO2 a 3 3,5% MgO ve většině kyselých melagranitech. Rozdílné složení je však velmi jednoduché a charakteristiku lineární závislostí lze pozorovat na různých element-element grafech (Holub 1997). Všechny tyto horniny jsou velmi hořečnaté s Mg-hodnotami: 100 Mg / (Mg + Fe), mezi 70 a 65. Úrovenˇ oxidace železa je výrazně nízká (Holub 1997). Vysoké obsahy Cr jsou typické, že 500 ± 50 ppm, a zobrazeno na grafu (obr. 4). Vysoký obsah K2O a vysoké poměry K2O/Na2O (až 3,9 v některých durbachitech, klesá s rostoucí SiO2) jsou v kombinaci s relativně nízkým CaO. Všechny durbachitické horniny jsou metaluminické. Neslučitelné prvky Lile skupiny (kromě Sr), stejně jako Th a U jsou velmi obohacené. Rb / Sr poměry jsou vysoké (obvykle 0,8 - 1,3), mnohem vyšší než ve většině ostatních ultrapotassických horninách ve světě. Sr a Nd izotopové složení je podobné starší kontinentální kůře.
12
Obrázek 4.
Vznik durbachitu Jako mafické durbachity jsou natolik bohaté MgO a Cr v kombinaci s velmi vysokým obsahem některých neslučitelných prvků, že jejich geochemické vlastnosti nelze přičíst k frakcionací procesů zemské kůry, ani ke znečištění. Durbachity pravděpodobně představují primitivní, pláštˇ-odvozené ultrapotassické magma, které by bylo jen mírně upravené procesem frakcionace nebo hromadnou asimilaci korových hornin. Jejich složení je daleko od těch, které pocházejí z lherzolitických plášťových zdrojů (Holub 1997). Geochemický charakter durbachitů vyžaduje flogopit-nesoucí magma chudé na clinopyroxene, pravděpodobně odpovídající flogopit harzburgitu. Taková hornina může být přítomna v některých částech litosférické pláště, které byly změněny v procesu silného ochuzení "čedičových" komponentů, ale následně obohacené v širokém spektru z hygromagmatofických prvků. Proces obohacení je znázorněn ve velmi vysokých Lile / HFSE a Th / Ta poměrech (obr. 5). Tyto vlastnosti jsou typické pro magmat, které vznikly v suprasubdukčním prostředí, kde plášťový materiál byl spojen s fluidy a tavením propuštěn z hydratované oceánské desky se sedimenty. A však velmi vysoké koncentrace K, Rb, Cs, Th a U, vysoká počáteční 87 SR / 86 Sr (až 0.7125, Holub & Janoušek, 2003)odpovída významný příspěvek ze subdukční kontinentální kůry.
13
Obrázek 5. Vzník kyselých durbachitických hornin Smíchané durbachitické magma a granitické (Holub 1990, 1997) procházejících anatexi
byli vytlačeny nahoru s ponižujícím se tlakem. Oba magma byly bohaté na K, Rb, Cs, U, Th atd., ale nizší v Sr, Ba, Zr, Hf, Nb. Hypotézu míchání petrograficky dokládá přítomnost pilitických pseudomorfů po Mg-bohatému olivínu i v těch kyselých horninách s až 67 hm. % SiO2.
Radioaktivita a magnetická susceptibilita Hrubě zrnité durbachity výkazují široký rozptyl hodnot koncentrací Th v rozmezí od 11,2 do 74,8 ppm (Zachovalová 1999). Hodnoty koncentrací U jsou nižší, pohybují se mezi 5,5 a 33,1 ppm. Poměry Th/U se pohybují od 1,7 do 7,7, nejčastěji okolo 3.
Minerální reakce v durbachitech Jihlavský durbachit obsahuje porfyrické vyrostlice draselného živce, plagioklas, biotit, křemen,ortopyroxen, klinopyroxen, amfibol a akcesoricky je zde rutil, ilmenit, apatit, monazit a titanit. V durbachitech proběhla řada postmagmatických procesů, které jsou charakteristické svými minerálními asociacemi. Jeden z procesů je reakce mezi ortopyroxenem a augitem na jedné straně a draselným živcem na straně druhé za vzniku biotitu, křemene a plagioklasu. 14
Produkty této přeměny vytváří často symplektity (obr.6 a) (Leichmann, Suchánková 2005). Klinopyroxen i ortopyroxen podléhají také hydrataci doprovázené vznikem sekundárního amfibolu.
Obrazek 6. a-reakce Cpx s Kfs
b-rozpad andezinu
(odražené elektrony)
(odražené elektrony)
Zdrojem fluid potřebných pro obě reakce mohly být intruze několika generací leukogranitů pozorované na studovaná lokalitě. Blízko kontaktu durbachitu a granitu se v durbachitu vyskytuje z tmavých minerálů pouze biotit. V leukogranitu se často vyskytuje lem turmalínu, který bývá paralelní s okrajem žíly. Výskyt turmalínového lemu indikuje pravděpodobně redistribuci Mg a Fe uvolněných při dekompozici původních pyroxenů. Níže teplotní reakce jsou doprovázeny rozpadem andezinu za vzniku prehnitu a albitu (obr.6 b), tmavé minerály bývají chloritizovány (Leichman et al. 2005).
Geochemické srovnání jednotlivých durbachitů v Českém masivu Tabulka 1. Vybraná stanovení hlavních oxidů (hmot. %) a stopových prvků (ppm) v reprezentativních vzorcích durbachitických plutonitů z Českého masivu (převzato od Bowese a Košlera, 1993).
15
Tabulka 1. 1-Chlumek, 11 km od Velkého Meziříčí A – melanokrátní durbachit B – mafické nodule v (A) 2. Kamennná, 16 km SV od Třebíče A – granit B – porfyrický granit 3. Královec, 2 km JV od Jaroměřic A – granit B melasyenit C,D – monzonit E – syenogabro 4. Bradlo, 4 km V od Jihlavy A – melasyenit B – hornblend syenogabro C – pyroxen-hornblend syenogabro D – biotitový hornblendit 5. Puklice, 5 km JV od Jihlavy pyroxenové monzogabro
Ultrapotassické plutonické
horniny Českého
monzonite (Jihlava na 335.12 ± 0,57 mA)
a
masívu
tvoři současně
Třebíčský melagranite (na 334.8 ± 3.2 Ma)
(Kotková 2005). Na rozdíl od Jihlavského monzonitu, Třebíčský melagranite má dědičnost v zirkonu, které lze přičíst kontaminaci s korovým materiálem během výstupu, ve stejné době s krystalizací zirkonů. To
může
znamenat
pomalejší
výstupu magmatu. Jihlavský monzonite představuje hluboké a
rychlost exhumace a suché intruzie,ale
Třebíčský melagranite mělké a mokré.
16
U-Pb zirkonová
data
ukazují,
že vznik ultrapotassické
magma byl
mladší (~ 335 vs ~ 338-350 Ma) než se dříve předpokládálo (Kotková 2005). Věky vyšší než cca 340 technicky není možné zkontrolovat dědičnost a přesnost údajů, nemají tudíž žádný geologický význam
17
Literatura 1 - 2. Sjezd České geologické společnosti, Slavonice 19. – 22. října 2005, Durbachity a další lamproidní plutony: současný pohled na jejich složení a vznik – Holub F. H. Univerzita Karlova, PřF, Ústav petrologie a strukturní geologie 2 – Bowes D.R., Košler J. , 1993 - Geochemical comparison of the Subvolcanic Appinite Suite of the British Caledonides and the Durbachite Suite of the Central European Hercynides. Mineral.Petrol.48 3 – Starková I., Veselá M., Moupic Z., Chmelař J., Příspěvky k problematice Západomoravského krystalinika – Contributions to the geology of the West Moraviancrystalline complexes - Geologie Moravy a Slezska-sb. Příspěvků k 90. Výročí narození pro. Dr. K. Zapletala - ed. Přichystal A., Obstová V., Suk M. – Brno, Moravské zemské muzeum a Sekce geol. Věd PřF MU, 1993 4 - Janoušek V. (editor) et al., International Workshop on Petrogenesis of Granulites and Related Rocks, Náměšť 1-3.10.2004, Guidebook. and Abstract Volume Stop III. Vladislav: potassic rocks of the Třebíč Pluton 5 - www.geology.cz 6 - www.geologicke-mapy.cz 7 – Kotková J., Schaltegger U., Leichmann J., 2009 – Two type sof ultrapotassic plutonic rocks in the Bohemian Massif – Coeval intrusions at different chrustal levels, Lithos 02161, page 14 8 – Leichmann J., Jacher-Sliwczynska K., Broska I., Element mobility and fluid path ways during feldspar alteration: textural evidence from cathodoluminescence and electron microprobe study of an example from tonalites (High Tatra, Poland-Slowakia) - Neues Jahrbuch fur Mineralogie Abhandlungen, Stuttgart, 186, 1, p. 1-10, 10 pp. ISSN 0028-3649. 2009. 9 – Zachovalová K., Leichmann J., Štelcl J., Petrologie, geochemie a přirozená radioaktivita durbachitu Třebíčského masivu podél Třebíčského zlomu – Acta Mus. Moraviae, Sci. Geol. LXXXIV (1999): 71 – 88, 1999 10 - 2. Sjezd České geologické společnosti, Slavonice 19. – 22. října 2005, Postmagmatické procesy v durbachitech Jihlavského masívu, J. Leichmann1 a J. Suchánková2
18
